Pogody w tropikach

 

Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Rozdział 1, poprawiony i uzupełniony skryptu A. Marsza i A. Styszyńskiej "Materiały do ćwiczeń z meteorologii i oceanografii - cz. II - Cyklony tropikalne", WSM Gdynia, 1992 (wyd. I). Prawa autorskie zastrzeżone.

1. Pogody w strefie cyrkulacji pasatowej
2. Międzyzwrotnikowa Strefa Zbieżności (MSZ, ITCZ)
3. Pogody w strefie cyrkulacji monsunowej
4. Varia - Globalne zmiany zachmurzenia w okresie zimowym i letnim

---

Pogody w strefie cyrkulacji pasatowej

Warunki pogodowe występujące w strefie międzyzwrotnikowej różnią się istotnie od warunków pogodowych występujących w strefie szerokości umiarkowanych i wysokich. Wiąże się to działaniem szeregu czynników, z których najważniejszym jest występujący w ciągu całego roku dodatni bilans cieplny w strefie międzyzwrotnikowej. Jest on między innymi przyczyną występowania w strefie międzyzwrotnikowej małego zróżnicowania temperatury powietrza między występującymi tam masami atmosferycznymi. To powoduje, że nie tworzą się tam fronty atmosferyczne i nie występują pogody frontalne. Dodatni bilans cieplny, poprzez istnienie małych i bardzo małych oraz wolno zmieniających się poziomych gradientów termicznych w dolnej troposferze wymusza istnienie względnie stałej cyrkulacji atmosfery, ta zaś powoduje istnienie w dolnej troposferze stałych centrów działania atmosfery, wykształconych w postaci odpowiednich układów barycznych. Położenie tych układów w krótkich odcinkach czasu (rzędu godzin i pojedynczych dni) jest praktycznie niezmienne. Zmiany w położeniu centrów działania atmosfery zaznaczają się dopiero w dłuższych odcinkach czasu i praktycznie wykazują cykl roczny, nawiązując z pewnym opóźnieniem do rocznego cyklu zmian dopływu energii słonecznej.

Podstawowy układ sytuacji barycznej, jaki panuje w strefie międzyzwrotnikowej na Oceanie Atlantyckim, we wschodniej i środkowej części Oceanu Spokojnego oraz leżącej na południe od równika części Oceanu Indyjskiego określa z jednej strony istnienie stacjonarnych wyżów subtropikalnych (podzwrotnikowych), z drugiej - strefy obniżonego ciśnienia, położonej pomiędzy wyżami subtropikalnymi leżącymi na obu półkulach. Ponieważ najniższe wartości ciśnienia strefy obniżonego ciśnienia występują w strefie równikowej lub położonej blisko równika, stąd często w literaturze strefa ta jest nazywana równikową strefą obniżonego ciśnienia.

Istnienie stacjonarnych wyżów subtropikalnych związane jest z osiadaniem w rejonie szerokości od 35 do 25° powietrza z górnych warstw troposfery. Zstępujące powietrze ogrzewa się adiabatycznie, w związku z czym masy powietrza tworzące środkowe części tych wyżów są gorące i bardzo suche. W takich warunkach brak jest możliwości rozwoju zachmurzenia, a tym samym i wypadania opadów, natomiast promienie słoneczne mają niczym nieskrępowany dostęp do powierzchni Ziemi

Ryc. 1. Pole ciśnienia nad Północnym Atlantykiem, 17 marca 2001, godz 00. Wyż subtropikalny (Wyż Azorski) o wyraźnie zaznaczonej, równoleżnikowo ustawionej dłuższej osi (~25°N) z ciśnieniem w centrum > 1020 hPa rozciągnięty między Wyspami Kanaryjskimi a Bahamami. Równikowa bruzda obniżonego ciśnienia (słabo zarysowana) ciągnie się od Ameryki Południowej (040°W, 05°S) przez Atlantyk na ENE ku wybrzeżom Afryki zajmując położenie na N od równika (zamknięte pole między 40 a 20°W, 02-05°N). Zwróć uwagę na asymetrię gradientów barycznych na N i na S od osi wyżu subtropikalnego.

Ryc. 2. Północny Atlantyk. 17.03.2001. 00Z. Pole wiatru nad oceanem (10 m n.p.m.). Porównaj z obrazem pola ciśnienia (mapa wyżej) Zwróć uwagę na panujące cisze i słabe wiatry (<5 m/s) w centralnej części wyżu. Przeanalizuj zmiany prędkości i kierunku wiatru w strefie między osiową partią Wyżu Azorskiego a równikową strefą obniżonego ciśnienia

Brak opadów i silna insolacja, zwiększająca poprzez silne parowanie deficyt wody w tej strefie (25-35°), powodują, że na obszarach lądowych leżących w tych szerokościach występują obszary pustyń i półpustyń. Silna insolacja wywołuje również, w warunkach dużej suchości podłoża (brak strat ciepła na parowanie), bardzo silne nagrzewanie się powierzchni gruntu. Ciepło to, poprzez wymianę turbulencyjną, jest przekazywane do atmosfery, co sprawia, że temperatura powietrza jeszcze bardziej tu wzrasta, a wilgotność względna - maleje. Brak zwartej pokrywy roślinnej i silna turbulencja powodują, że do powietrza dostają się duże ilości pyłów z nie pokrytej roślinnością powierzchni gruntu, przez co zmniejsza się przezroczystość powietrza. W ten sposób bardzo szybko masy powietrza schodzące w wyżach subtropikalnych nad lądy transformują się w masy Powietrza Zwrotnikowego kontynentalnego (PZk), charakteryzujące się bardzo wysoką temperaturą, minimalną wilgotnością i złą na ogół przezroczystością (częste silne zmętnienia).

Nad obszarami morskimi sprawa się nieco komplikuje ze względu na fakt, iż wody morskie w tej strefie (zwłaszcza po jej dobiegunowej stronie) są relatywnie chłodne, znacznie chłodniejsze od osiadającego powietrza, którego temperatura jest równa lub wyższa od 26°C (wilgotność względna tego powietrza wynosi około 20% a jego temperatura punktu rosy (td) około 1.6°C na wysokości około 400 m nad poziomem morza). Masy gorącego, osiadającego powietrza ochładzają się od powierzchni wody, w związku z czym nad powierzchnią oceanu powstaje warstwa powietrza chłodniejszego od powietrza znajdującego się wyżej. Jest to warstwa inwersyjna, w której temperatura osiąga najniższe wartości przy powierzchni oceanu, a następnie wzrasta wraz z wysokością. Jak wiadomo, istnienie warstwy inwersyjnej uniemożliwia rozwój konwekcji (prądów wstępujących) ze względu na występowanie w niej równowagi skrajnie stałej. Z tego powodu brak tam również wystąpienia zachmurzenia konwekcyjnego (chmur o budowie pionowej), a więc praktycznie i brak możliwości wystąpienia opadów.

Centralne części antycyklonów subtropikalnych stanowią obszary praktycznie bezgradientowe, stąd przeważają tam cisze lub występują bardzo słabe, zmienne wiatry pochodzenia termicznego. Niemniej jednak, osiadające w wyżach powietrze przemieszcza się w kierunku peryferii, zgodnie z ogólnymi prawidłami cyrkulacji powietrza w układzie wysokiego ciśnienia. W peryferycznych partiach antycyklonów poziome gradienty baryczne są stosunkowo słabe, stąd też i prędkości wiatrów są tam na ogół niewielkie. O ile po stronach dobiegunowych (strona dobiegunowa antycyklonu (układu wyżowego) - ta, która zwrócona jest w stronę bieguna, strona dorównikowa - zwrócona w stronę równika) antycyklonów może dojść do zbliżania się do antycyklonów wędrujących niżów szerokości umiarkowanych powstałych na froncie polarnym, co powoduje gwałtowny wzrost gradientu barycznego, a tym samym i prędkości wiatru, to po dorównikowej stronie antycyklonów gradienty baryczne są niemal zawsze słabe. Gradient baryczny jest tam określony przez różnicę ciśnienia atmosferycznego pomiędzy  rejonem wysokiego ciśnienia panującego wewnątrz antycyklonu subtropikalnego (przeciętnie 1020-1040 hPa) a równikową strefą obniżonego ciśnienia (1010-1015 hPa), która to różnica rozkłada się na odległość średnio kilkunastu stopni szerokości geograficznej. Daje to charakterystyczne dla strefy międzyzwrotnikowej przeciętne wielkości gradientu barycznego około 0.3 do 0.8 hPa/1°.

Powietrze wychodzące z układu antycyklonalnego po dorównikowej jego stronie przemieszcza się w polu tego gradientu ku równikowej strefie obniżonego ciśnienia stopniowo przyspieszając. Jednocześnie pod wpływem działania siły Coriolisa tor jego ruchu stopniowo odchyla się ku zachodowi, dając na półkuli północnej wiatr o przeważającej składowej kierunku północno-wschodniej do wschodniej, na półkuli południowej zaś wiatr o dominującym kierunku południowo-wschodnim do wschodniego. W efekcie, pomiędzy dorównikowymi strefami peryferycznymi antycyklonów subtropikalnych a równikową strefą obniżonego ciśnienia wytwarza się układ stałych wiatrów. Wiatry te mają względnie stały kierunek (dominujące zbliżone do NE-ENE i SE-ESE) i prędkości (mieszczące się najczęściej w granicach od 3 do 10 m/s, to jest 6-20 węzłów) Wiatry te noszą nazwę pasatów. Takiego rodzaju cyrkulacja dolna jest tak charakterystyczna dla stref międzyzwrotnikowych Oceanu Atlantyckiego, wschodniej i środkowej części Oceanu Spokojnego i położnej na południe od równika części Oceanu Indyjskiego, że strefy te często określa się krótkim mianem strefy pasatów.

Powyżej warstwy tarcia, w dolnej troposferze, panuje ruch powietrza zbliżony do geostroficznego. Oprócz zwiększonej prędkości w stosunku do wiatru przywodnego zmienia się również ich kierunek - biegną równolegle do izobar (izohips) - stąd na obu półkulach dominują wiatry z kierunków wschodnich.
Przemieszczające się nad powierzchnią oceanów, wychodzące z wyżów subtropikalnych powietrze pasatów ulega stopniowej transformacji. Początkowo suche, wraz z przebytą nad oceanem drogą wchłania coraz to więcej pary wodnej, stając się coraz to bardziej zasobne w wilgoć. Wobec nieograniczonych zasobów wody w oceanie proces wzbogacania tego powietrza w parę wodną jest bardzo szybki i po osiągnięciu wilgotności względnej bliskiej 70-75% powietrze to staje się typową masą Powietrza Zwrotnikowego morskiego (PZm); ciepłego, wilgotnego, o dobrej na ogół przezroczystości. Zmiany powietrza pasatowego zależą jednak od zmiany temperatury podłoża, którym tutaj są wody oceaniczne. Wraz z przechodzeniem nad coraz to cieplejszą wodę powietrze pasatowe staje się również coraz cieplejsze i coraz bardziej wilgotne. W efekcie zachodzących procesów transformacji masy PZm w pasatach dochodzi do kilku procesów jednocześnie, przy czym mają one zasadnicze znaczenie dla kształtowania się warunków pogodowych w strefie pasatów.

W dolnej, przywodnej warstwie powietrza wychodzącego z wyżów subtropikalnych, jak już wspomniano, istnieje warstwa inwersyjna. Trwałość tej warstwy jest bardzo duża. Wraz z przemieszczającymi się masami powietrza w strefie pasatów przemieszcza się również i ta warstwa, zwana dalej warstwą inwersji pasatowej. Jej górną granicę wyznacza załamanie krzywej temperatury, konkretnie załom, na którym wraz ze wzrostem wysokości temperatura przestaje rosnąć a zaczyna ponownie spadać. Wysokość górnej granicy inwersji pasatowej w pobliżu granic antycyklonów jest stosunkowo mała. Na Atlantyku na przykład minimalna wysokość inwersji pasatowej (w ujęciu klimatycznym, czyli średnim wieloletnim) jest niższa od około 400-500 m (na N od równika, w rejonie określonym współrzędnymi 19°N, 020°W, na S od równika - około 20°S, 011°E), podobnie nisko leży poziom inwersji przy wybrzeżach Kalifornii na Pacyfiku. W takich warunkach rozwój zachmurzenia nie jest możliwy.

Stopniowe ogrzewanie się powietrza od dołu wykształca w dolnej warstwie powietrza inwersji pasatowej normalny układ termiczny, to jest spadek temperatury wraz z wysokością. Powoduje to podnoszenie się warstwy inwersji pasatowej proporcjonalnie do zwiększania grubości warstwy ogrzanego nad wodą powietrza. Jednocześnie wraz z ogrzewaniem się tego przywodnego powietrza rośnie, wobec silnego parowania z powierzchni oceanu również i jego wilgotność względna. W wyniku współdziałania obu tych procesów rośnie stopniowo chwiejność mas powietrza pasatowego, czyli zdolność do rozwijania się w nim ruchów pionowych. Wzrost chwiejności, powodujący wzrost konwekcji w warstwie przywodnej, wymusza z kolei przenoszenie ciepła do wyższych poziomów warstwy pod inwersją pasatową a tym samym przyspiesza podnoszenie się poziomu inwersji pasatowej. W momencie, gdy miąższość warstwy przywodnego powietrza leżącego pod poziomem inwersji pasatowej wzrośnie na tyle, że wznoszące się w prądach konwekcyjnych powietrze może (w wyniku ochładzania po adiabacie suchej) osiągnąć temperaturę punktu rosy, rozpoczyna się tworzenie się chmur konwekcyjnych. Początkowo są to plackowate, spłaszczone cumulusy dobrej pogody - Cu hum. (Cumulus humilis). Dalszy rozwój prądów konwekcyjnych jest hamowany przez występowanie warstwy inwersji pasatowej (w obrębie której występuje równowaga skrajnie stała i występowanie ruchów pionowych nie jest możliwe). Wraz z dalszą transformacją mas powietrza PZm, a więc po przebyciu przez powietrze pasatów dłuższej drogi nad oceanem, poziom inwersji pasatowej podnosi się na tyle, że istnieje już możliwość tworzenia się średnio wypiętrzonych chmur kłębiastych - Cu med. -> Cu con. (Cumulus congestus), których dalszy rozwój w pionie jest hamowany przez występującą warstwę inwersji pasatowej. W miarę wzrostu chwiejności i podnoszenia się poziomu inwersji pasatowej dochodzi najpierw sporadycznie, potem coraz częściej, do tego, że rozwijające się gwałtownie prądy wstępujące, związane z tworzeniem się chmur o budowie pionowej (równowaga skrajnie chwiejna), są w stanie przebić warstwę inwersji pasatowej i przekształcić się w chmurę kłębiastą - deszczową lub inaczej - burzową (Cb - Cumulonimbus). W ten sposób poziom inwersji pasatowej jest stopniowo niszczony - "dziurawiony" i rozrywany. Ciepło przenoszone z oceanu przenika na duże wysokości, likwidując uporządkowaną strukturę termiczną, tworzącą inwersję pasatową.

W rejonach, w których masy powietrza pasatowego przy powierzchni oceanu osiągnęły temperaturę 28°C lub wyższą i wilgotność względną około 86-95%, występuje już powietrze równikowe (PR). Masy Powietrza Zwrotnikowego morskiego, pobierając ciepło i wilgoć z oceanu, uległy całkowitemu przetransformowaniu w powietrze równikowe. Ponieważ w takich rejonach przestaje istnieć również i poziom inwersji pasatowej, brak jest czynnika ograniczającego rozwój chmur pionowych. Masy powietrza równikowego, pod wpływem minimalnych bodźców termicznych rozpoczynają ruch wstępujący. Powoduje to rozbudowywanie się olbrzymich zespołów chmur Cumulonimbus, których górne wierzchołki sięgają poziomu tropopauzy (w tropopauzie (grubość około 1 km) panuje izotermia, w której występująca równowaga jest również skrajnie stała a ruchy pionowe powietrza nie są możliwe. Poziom tropopauzy stanowi warstwę "zaporową" dla dalszego funkcjonowania prądów wstępujących i rozwoju tych niezmiernie silnie rozwiniętych chmur burzowych) - około 16 000 - 18 000 m. Niezwykle silne ruchy wstępujące występujące w tych chmurach kierują ogromne masy powietrza ku górze, gęstość tego powietrza, na skutek wydzielania się gigantycznych ilości ciepła kondensacji, maleje, przez co następuje przy powierzchni oceanu obniżenie ciśnienia atmosferycznego. W ten uproszczony sposób można wyobrazić sobie powstanie przy powierzchni Ziemi (w dolnej troposferze) równikowej strefy (bruzdy) obniżonego ciśnienia. Strefa ta, jak nietrudno się domyślić, będzie występowała nad pasem wód oceanicznych osiągających najwyższe temperatury.

 

Międzyzwrotnikowa Strefa Zbieżności (MSZ, ITCZ) 

Ze względu na to, że w tej strefie (nad pasem najwyższych temperatur powierzchni oceanu) następuje nad oceanami zbieżność pasatów, jest ona nazywana również międzyzwrotnikową strefą zbieżności lub międzyzwrotnikową strefą konwergencji. Niekiedy w literaturze, zwłaszcza starszej, można też natknąć się też na określenie "równikowa strefa konwergencji", co sugeruje, że położona jest ona na równiku, lecz sugestia taka prawdziwa jest tylko dwa razy w roku. Jeszcze obecnie, w niektórych pracach, wyjątkowo przywiązanych do największych osiągnięć naukowych drugiej połowy XIX wieku, pokutuje nazwa "front równikowy". Oczywiście MSZ nie jest żadnym "frontem", ani w sensie  dynamicznym, ani poziomego gradientu termicznego. Różnice temperatury między powietrzem równikowym a powietrzem równikowym są mniej więcej takie, jak między masą powietrza równikowego, a masą powietrza równikowego  Obecnie najczęściej stosuje nazwę "międzyzwrotnikowa strefa zbieżności" i jej pisany zawsze dużymi literami skrót - MSZ, angielski  ITCZ - Intertropical Convergence Zone.

W MSZ brak jest jakichś stałych wartości gradientu barycznego, przeważnie gradienty są tam znikomo małe, stąd obserwuje się tam występowanie wiatrów słabych, zmiennych oraz dużego odsetka cisz. Nieokresowo występują tam silne, porywiste wiatry (szkwały) związane z funkcjonowaniem burz tropikalnych. Szerokość MSZ jest zmienna. Zmienność ta ma charakter regionalny i charakter sezonowy. Na ogół szerokość MSZ wynosi od 1 do 3.5° (na kole wielkim, szerokości geograficznej). Praktycznie MSZ tworzy dwie podstrefy zbieżności pasatów, z których w jednej zbiegają się pasaty półkuli północnej, w drugiej zaś południowej. W takich sytuacjach, w środku MSZ, między oboma strefami zbieżności pasatów, występują dość silne, niemal stałe wiatry zachodnie. Taki układ budowy MSZ jest typowy dla znacznych części Oceanu Spokojnego i okresowo Oceanu Indyjskiego. Na Oceanie Atlantyckim obie podstrefy najczęściej są połączone i znajdują się na tej samej półkuli; w takim przypadku szerokość MSZ jest wyraźnie mniejsza (1-2°), a występowania środkowej podstrefy wiatrów zachodnich się nie obserwuje.

Znając omówiony układ cyrkulacji i funkcjonujące procesy pogodowe, można zrozumieć główne cechy pogody panującej w strefach podzwrotnikowych i strefie międzyzwrotnikowej nad Oceanem Atlantyckim, wschodnią i środkową częścią Oceanu Spokojnego i położoną na południe od równika częścią Oceanu Indyjskiego. Jest ona następująca (patrz ryc. 3)

 

Rys. 3. Schemat układu stref pogodowych w strefie pasatowej, od centralnych części wyżów subtropikalnych do strefy MSZ. A - strefa pogód centralnych części wyżów subtropikalnych, B - strefa pogód peryferycznych, dorównikowych części wyżów subtropikalnych, P - strefa pasatów: C - strefa pogód początkowej (przywyżowej) części pasatów, D - strefa pogód środkowej części pasatów, E - strefa pogód przyrównikowej części pasatów. MSZ - Międzyzwrotnikowa Strefa Zbieżności: N MSZ - północna strefa zbieżności pasatów, SPZ - strefa przenosu zachodniego (gdy MSZ jest "podwójna"), S MSZ - strefa zbieżności pasatów półkuli południowej.

1. Strefa pogód centralnych partii wyżów subtropikalnych (oznaczenie na rycinie; A). Przeważa pogoda bezchmurna o silnej insolacji w dzień i silnym wypromieniowaniu nocą, przez co dobowe amplitudy temperatury mogą być dość duże. W przywodnej warstwie temperatury zawierają się w granicach od 18 do 22-25°C, wilgotność powietrza wykazuje duże wahania między dniem a nocą (około 50-60% w dzień, 70-80% nocą). Jest bezwietrznie lub występują bardzo słabe i słabe wiatry zmienne. Opadów brak.

2. Strefa pogód peryferycznych, dorównikowych części wyżów subtropikalnych (oznaczenie na rycinie; B). Dominuje pogoda słoneczna o małym zachmurzeniu w dzień (N = 1-2; zachmurzenie ogólne, zgodnie z zasadami wykonywania obserwacji na morzu i szyfrowania depesz, podawane w oktanach (częściach ósmych)), bezchmurna w nocy, o dość dużych amplitudach temperatury w ciągu doby. Temperatura powietrza wynosi 20-26°C. Występują wiatry słabe: 2, 2-3°B, w nocy zmniejszające swoją prędkość, dość stałe co do kierunku. W 2-3 godziny po wschodzie Słońca rozpoczynają się tworzyć pierwsze płaskie chmury Cu hum., następnie zachmurzenie bardzo powoli wzrasta, osiągając maksimum (N = 2-3) około godziny 15. Pod wieczór (16-18), przed zachodem Słońca, zachmurzenie szybko się zmniejsza, tak, że tuż przed zachodem Słońca niebo wypogadza się całkowicie. Opady nie występują (jak wiadomo chmury Cu hum. opadów nie dają).

3. Strefa pogód początkowej (przywyżowej) części strefy pasatowej (oznaczenie na rycinie PC). Dominuje pogoda o niewielkim zachmurzeniu (N = 1 do 2) lub braku zachmurzenia w nocy, w dzień następuje wyraźny wzrost zachmurzenia do 3-4. Maksimum zachmurzenia ma miejsce w godzinach popołudniowych  (3-4). Rano tworzą się chmury Cu hum., z których część rozwija się do postaci Cu med. Przed zachodem Słońca zachmurzenie szybko się zmniejsza, tak że po jego zachodzie pozostają na niebie nieliczne, pojedyncze Cu hum. i Cu fra. Temperatura powietrza w dzień wynosi od 22 do 26°, nocne spadki temperatury są mniejsze niż w poprzedniej strefie. Opady nie występują. Wiatr na ogół dość stały co do kierunku, słaby (3°B w nocy, do 4° w dzień).

4. Strefa pogód środkowej części strefy pasatów (oznaczenie na rycinie PD). Wiatr wyraźnie mocniejszy, w nocy umiarkowany (4°) w dzień się nasila (4-5°B, niekiedy nawet 5°), bardzo stały co do kierunku. Temperatura powietrza osiąga 24 - 27°C, wilgotność względna nocą staje się bardzo wysoka, często pojawiają się obfite rosy na pokładzie. Zachmurzenie jest zmienne; w dzień następuje szybki rozwój chmur. Dominują Cu med. i Cu con. W oddali często można zauważyć występujące pod chmurami Cu con. strefy opadowe (virgo), dochodzące lub nie (częściej) do powierzchni morza, choć wejście statku w strefę opadu jest raczej mało prawdopodobne. Jeśli trafi się w opad, to jest to opad grubokroplisty o dość dużym natężeniu, przelotny i krótkotrwały (kilka minut). Sporadycznie występują chmury Cb, często o dziwacznych kształtach - ze spłaszczoną, wyrównaną powierzchnią górnej masy chmury, opartej o poziom inwersji pasatowej i cienką pionową wypustką, przebijającą poziom inwersji, zakończoną kowadłem. Pod takimi chmurami mogą wystąpić znacznie bardziej intensywne opady i wystąpić burze.
Maksymalne zachmurzenie w dzień występuje około godziny 14-15, sięga wtedy do 4-5, około godziny 17 następuje szybkie rozmywanie się chmur, tak że po zachodzie Słońca zachmurzenie wynosi od 1 do 3 i składa się głównie z pozostałości (produktów rozpadu) chmur Cu con. i Cb (głownie Ac, Cu fra., niekiedy Ci). Zazwyczaj około godziny 20-21 niebo staje czyste. W nocy mogą się ponownie tworzyć lokalnie pojedyncze Cu med., rzadziej masywne Cu con., jednak nawet wtedy zachmurzenie rzadko jest większe od 3.

5. Strefa pogód przyrównikowej części strefy pasatów (oznaczenie PE). Wiatr w tej strefie jest przeważnie umiarkowany (4°B), niekiedy silniejszy (4-5). Stałość prędkości jest tu wyraźnie mniejsza niż w środkowej części strefy pogód pasatowych, mniejsza jest również stałość kierunku wiatru. Temperatura powietrza w dzień wynosi około 26-28°C, w nocy spadki temperatury są niewielkie (24-25°C). Wilgotność względna jest duża zarówno w nocy (90-95%) jak i w dzień (70-80%). Obserwuje się występowanie zachmurzenia zmiennego o wyraźnie zaznaczonym cyklu dobowym rozwoju. Zachmurzenie tworzą głównie Cu con. i Cb. Podobnie jak i w poprzednich strefach pogód pasatowych maksimum zachmurzenia w dzień występuje około godziny 14-16 lokalnego czasu słonecznego, osiągając 4-6. Przed zachodem Słońca chmury Cu con. i Cb szybko się rozmywają, zachmurzenie dość gwałtownie się zmniejsza, ale niebo pozostaje zasnute produktami rozpadu chmur pionowych. Są to Ci cbgen. (cumulonimbogenitus), niekiedy Cc takiej samej genezy, Ac i Ac w płatach. Chmury te, oświetlone przez zachodzące Słońce dają piękne barwy zmierzchowe, w momencie gdy Słońce znajduje się już pod horyzontem przybierają kolor zielonawo-szary. Również i te chmury po zachodzie Słońca powoli się rozmywają i w 2-3 godziny po zachodzie Słońca stanowią już tylko niewielkie pokrycie nieba. Około godziny 22-00 czasu lokalnego rozpoczyna się gwałtowny rozwój chmur o budowie pionowej - są to początkowo masywne wieżyce Cu con., z których część rozwija się do Cb. Minimalne zachmurzenie (N = 2-3) występuje rano.
Dobrze rozwiniętym chmurom Cu con., zwłaszcza Cb, towarzyszą często strefy opadowe, a chmurom Cb również burze. Opady w tej strefie są w dzień na ogół krótkotrwałe, kilkunastominutowe, przelotne. Opady (jeśli występują) z Cu con. są grubokropliste, o dość dużym natężeniu, z Cb gwałtowne, o charakterze bardzo intensywnych ulew. Opady nocne, zawsze związane z burzami, są bardziej gwałtowne i dłuższe niż w dzień. Maksima opadowe korespondują ze stopniem rozwoju zachmurzenia, w dzień największe prawdopodobieństwo wystąpienia opadów przypada na okres od godziny 13-14 do 15-16, w nocy od 22 do 01. Burzom towarzyszą silne szkwały, w których kierunek wiatru może być odmienny od kierunku pasatu.

6. Strefa pogód MSZ (oznaczenie: MSZ). Charakterystyczną cechą pogody w MSZ jest jej pochmurność. Obserwuje się zachmurzenie zmienne, na ogół duże (N = 6-7), często całkowite (N = 8). Zachmurzenie to tworzą głownie chmury Cb w różnych stadiach rozwoju, których jednak często nie można bezpośrednio rozpoznać, gdyż widać na ogół tylko ich podstawy. Bardzo często pod podstawami chmur głównych występują St fra. i Cu fra. z parujących opadów. Opady są częste, grubokropliste, na ogół bardzo intensywne, ograniczające widzialność do 100, a czasami i mniej metrów. Opadom bardzo często towarzyszą burze z bardzo intensywnymi wyładowaniami atmosferycznymi i silnymi szkwałami. Poza strefami wiatrów burzowych wiatry są słabe, zmienne, często występują cisze. Oprócz opadów czynnikiem ograniczającym widzialność poziomą mogą być dość często występujące w tej strefie krótkotrwałe, dość silne zamglenia, powstające z parowania opadów lub ochładzania powietrza przez znacznie chłodniejsze od powietrza deszcze (najczęściej rano).
Temperatura powietrza jest tu wysoka, wynosi od 26 do 30°C, a dobowe amplitudy temperatury powietrza są niewielkie (z wyjątkiem sytuacji, gdy statek wejdzie pod większą przerwę w chmurach. Wtedy temperatura powietrza bardzo szybko rośnie i dobowa amplituda temperatury wzrasta). Wilgotność względna jest stale bardzo duża, z reguły zawarta w granicach 90-100%, wzrost do 100% wykazuje związek raczej z występowaniem opadów niż z dobowymi wahaniami temperatury.
Opady charakteryzuje występowanie dwu maksimów w ciągu doby. Pierwsze z nich zaznacza się we wczesnych godzinach porannych (07-09), drugie w godzinach wczesnowieczornych (19-22 czasu miejscowego). Trzeba jednak pamiętać, że w tej strefie wystąpienie opadu jest możliwe w dowolnej porze doby.

Tak schematycznie zrysowany, ogólny układ warunków pogodowych jest stały względem centralnych partii wyżów podzwrotnikowych. Jednakże, jak już wspomniano, położenie tych centrów działania atmosfery i ich rozmiary wykazują sezonową zmienność. Zmienność ta zależy od od zmian w rocznym cyklu dopływu energii słonecznej i wykazuje pewne opóźnienie (6-8 tygodni) w stosunku do zmian deklinacji Słońca. W związku z tym w porze górowania Słońca na danej półkuli centra antycyklonów przesuwają się w wyższe szerokości (średnio o około 5-6° na na półkuli północnej, nieco mniej niż 5° półkuli południowej), same zaś antycyklony rozbudowują się, choć ciśnienie w nich jest 5-6 hPa niższe niż zimą. Wraz ze zmianami położenia centrów antycyklonów i występowania pasa najcieplejszej wody (równika termicznego) następują przesunięcia położenia MSZ. I tak, na przykład nad Atlantykiem, w pobliżu wybrzeży Ameryki Południowej na przełomie stycznia i lutego MSZ zajmuje położenie bliskie 5°S, w okresie końca lipca - początku września przemieszcza się aż na równoleżnik 12-15°N.
Ponieważ położenie MSZ zmienia się silniej niż położenie osi antycyklonów subtropikalnych, szerokość strefy pasatów na danej półkuli również wykazuje sezonową zmienność - w porze zimnej na danej półkuli szerokość strefy pasatów rośnie.
Oznacza to, że znajdujące się w strefie międzyzwrotnikowej obszary, na skutek periodycznego przemieszczania się omówionych poprzednio stref pogodowych, dostają się w określonych sezonach w obręb różnej pogody. Prowadzi to do występowania w strefie międzyzwrotnikowej zróżnicowanych warunków klimatycznych, charakteryzujących się odmiennymi układami (ilością i rozkładami w czasie) pór suchych i deszczowych, wraz z towarzyszącymi im zmianami zachmurzenia (a tym samym i insolacji), prędkości i kierunku wiatru, temperatury powietrza etc. (patrz poniżej, ryc. 4). Przepływając statkiem przez strefę międzyzwrotnikową bardzo często się tego nie zauważa, a jeszcze częściej - nie ma się tego świadomości, spostrzegając tylko zmiany stref pogodowych.

Ryc. 4. Rozkład miesięcznych sum opadowych w Libreville i Freetown (atlantyckie wybrzeża Afryki). Zwróć uwagę, że pora sucha we Freetown (8.5°N) występuje w grudniu, styczniu, marcu i kwietniu, kiedy to MSZ jest najdalej przesunięty na S. W tym czasie, nad Atlantykiem tak nisko schodzi strefa bezopadowych pogód środkowej części strefy pasatowej. Już w maju Freetown dostaje się w zasięg przesuwającej się ku północy przyrównikowej strefy pogód pasatowych, dla której charakterystyczne jest występowanie częstych i intensywnych burz tropikalnych, stąd wydatny wzrost opadów. Ilość burz tropikalnych rośnie w miarę zbliżania się MSZ. Strefa pogód MSZ z obfitymi opadami nasuwa się nad Freetown w lipcu, w sierpniu Freetown znajduje się na południowym pograniczu strefy MSZ i strefy przyrównikowych pogód pasatowych. W drugiej połowie sierpnia MSZ zaczyna się wycofywać na południe i gdzieś około połowy września opuszcza ten rejon, który dostaje się ponownie w strefę pogód przyrównikowej części strefy pasatów a następnie w środkową część strefy pogód pasatowych (zmniejszanie sum opadowych). W czasie, gdy we Freetown występuje pora deszczowa związana z występującym tam MSZ-em, położone dalej na południu Libreville dostaje się w zasięg środkowej części strefy pogód pasatowych położonych na S od MSZ (silnie poszerzonej) i występuje tam pora sucha. MSZ nad równikiem (szerokość Libreville to 0.5°N) przemieszcza się dwukrotnie w ciągu roku - w marcu-kwietniu i październiku-listopadzie, na wykresie odpowiadają temu maksima opadowe. W okresie od grudnia do lutego włącznie Libreville znajduje się w strefie pogód przyrównikowej części strefy pasatowej półkuli północnej, stąd dość obfite opady. Przykład wskazuje, jak na niezbyt dużej odległości (około 500 Mm), w wyniku przemieszczania się omówionych stref pogodowych, dochodzi do całkowicie odmiennego rocznego rytmu pogód, tworzącego odmienne typy klimatu.

 

Pogody w strefie cyrkulacji monsunowej

Inaczej kształtuje się rozkład cyrkulacji atmosferycznej nad Oceanem Indyjskim w jego części położonej na północ od równika oraz na zachodniej, przyazjatyckiej części Oceanu Spokojnego. Na przestrzenny rozkład układów barycznych, poprzez kształtowanie pola temperatury powietrza, olbrzymi wpływ wywiera rozkład lądów i mórz. Ogromna masa lądowa kontynentu Eurazji oraz Afryki w porze letniej bardzo silnie się nagrzewa, znacznie silniej niż północna część Oceanu Indyjskiego i przylegająca do brzegów Azji Południowo-Wschodniej część Oceanu Spokojnego. W związku z tym, w pewnym momencie następuje przesunięcie kontynuacji równikowej strefy obniżonego ciśnienia (nie MSZ) z nad Atlantyku nad Afryką i Azją znacznie dalej na północ, niż nad obszarami morskimi. Strefa obniżonego ciśnienia osiąga nad Morzem Czerwonym położenie około 22°N na 040° długości E i aż 28°N na 080°E, czyli nad Indiami (Riehl, 1979). Dodatkowo na tak dalekie przesunięcie strefy obniżonego ciśnienia ku północy, nad Azję, ma wpływ istnienie w tym rejonie wysoko wyniesionego (4000-4500 m n.p.m.) płaskowyżu Tybetu, który latem, po stopnieniu tam występującej skąpej pokrywy śnieżnej (zmiana albedo), powoduje silniejsze niż zimą ogrzanie środkowej troposfery, wymuszając pewne osobliwości cyrkulacji w środkowej i górnej troposferze (Ramage, 1971), których tutaj nie będzie się dalej objaśniać.

W rezultacie takiego przesunięcia strefy obniżonego ciśnienia ku północy, masy powietrza znad południowej części Oceanu Indyjskiego (pasaty) przekraczają równik i po zmianie kierunku, spowodowanej zmianą zwrotu siłu Coriolisa, kierują się na półkuli północnej ku NE-NNE, czyli nad ląd. To samo dzieje się w strefie pogranicza Oceanu Indyjskiego i Spokojnego. Masy te, przebywając długą drogę nad ciepłymi, silnie wygrzanymi wodami oceanicznymi, już od rejonów położonych nieco na południe od równika przybierają charakter powietrza równikowego (PR), to jest posiadają temperaturę 26-28°C (lub nawet nieco wyższą) i wilgotność 85-95%. Są one w związku z tym bardzo silnie chwiejne i im dalej ku północy, tym bardziej wzrasta w nich częstotliwość występowania chmur Cu i Cb, przez co stopniowo wzrasta również zachmurzenie i częstość występowania opadów. Rozwój chmur w pionie nie jest tu ograniczany przez poziom inwersji pasatowej, ten bowiem ulega już całkowitej destrukcji już na południe od równika.
W ten sposób tworzy się swoista dla tego regionu cyrkulacja letnia, która charakteryzuje się występowaniem nad północną częścią Oceanu Indyjskiego stałych wiatrów SW-SSW (regionalnie WSW lub SSE), czyli wiejących z nad oceanu w kierunku lądu, którym towarzyszy gorąca i duszna pogoda z dużym zachmurzeniem i częstymi opadami. Stałość kierunku i prędkości tych wiatrów jest bardzo duża, choć wykazuje pewną regionalną zmienność.

Jesienią półkuli północnej dochodzi do stopniowego ochładzania powierzchni lądowych Azji i Afryki w strefie szerokości 20-30°N. W momencie, gdy ochłodzi się powierzchnia Tybetu, nagle w środkowej troposferze zaczyna brakować dotychczas istniejącego tam silnego ogniska ciepła, utrzymującego położenie strefy obniżonego ciśnienia nad obszarami lądowymi Północnej Afryki i SE Azji. Strefa obniżonego ciśnienia gwałtownie zanika i przez pewien czas utrzymuje się nad północną częścią Oceanu Indyjskiego, Indiami, Półwyspem Arabskim słaby, niezdecydowany gradient baryczny. W tym czasie, od Atlantyku, stopniowo przesuwając się ku wschodowi dochodzi do regeneracji nad Afryką i Oceanem Indyjskim MSZ-tu, pod którym ciśnienie nieznacznie spada. Nieco później, najczęściej w październiku-listopadzie, nad północną Australią powstaje niż termiczny. MSZ nad Oceanem Indyjskim gwałtownie wtedy przesuwa się na południe (koniec listopada - początek grudnia), w szerokości około 8°S nad wschodnimi wybrzeżami Afryki i do szerokości 12-13°S nad Północną Australią (patrz rysunek 5; poniżej). Ciśnienie pod MSZ w tym momencie zdecydowanie się obniża, po czym stabilizuje się na niskim poziomie.

Ryc. 5. Przebieg roczny średnich miesięcznych wartości ciśnienia atmosferycznego zredukowanego do poziomu morza i średnich miesięcznych sum opadowych w Port Darwin (północna Australia). Zwróć uwagę na odwrotność przebiegu ciśnienia atmosferycznego i sum opadowych. Latem (grudzień, styczeń, luty; półkula południowa) nad tą częścią Australii i mórz rozciągających się od niej na wschód tworzy się strefa obniżonego ciśnienia, związana z przemieszczającym się na S MSZ-tem. Występują wtedy pogody pochmurne z silnymi i częstymi opadami. Zimą półkuli południowej (czyli w lecie półkuli północnej: maj, czerwiec, lipiec sierpień, wrzesień), gdy MSZ przemieszcza się daleko na północ, nad N Australię sięga wyż subtropikalny, z którym związana jest bezchmurna i bezopadowa pogoda oraz wiatry SE (masa Powietrza Zwrotnikowego kontynentalnego).

W porze zimowej masywy lądowe Eurazji, zwłaszcza Azji, ulegają niezwykle silnemu wychłodzeniu. Nad rozległymi obszarami Syberii, Mongolii i wschodnich Chin temperatura powietrza w dolnej troposferze bardzo silnie się obniża i powstaje nad tym obszarem układ wysokiego ciśnienia, zwany przez niektórych badaczy polarnym antycyklonem. Ciśnienie w jego centrum może dochodzić do 1080 hPa, przeciętnie osiąga wartość 1040-1045 hPa. Klimatyczne centrum tego układu, często zwanego Wyżem Syberyjskim lub Antycyklonem Azjatyckim leży w rejonie Jeziora Bajkał - Pustyni Gobi (synoptyczne (chwilowe) położenia rzeczywistego centrum tego układu barycznego mogą oczywiście silnie odbiegać od podanej lokalizacji. Zmiany położenia centrum Wyżu Syberyjskiego stanowią jedną z przyczyn międzyrocznych zmian warunków pogodowych nad Syberia, wschodnią Azją i Azją Środkową oraz wschodnią Europą). Wysokie ciśnienie w Wyżu Syberyjskim stabilizuje się w listopadzie-grudniu.

W tym samym czasie nad północną Australią powstaje niż termiczny ciśnieniu w centrum 1004-1005 hPa, od którego przez Ocean Indyjski ciągnie się równikowa bruzda obniżonego ciśnienia. Ma ona przebieg niemal równoleżnikowy - w pobliżu wybrzeży Afryki jej styczniowe położenie można określić na około 12-13°S, natomiast w środkowej części oceanu, na długości 90°E - leży na szerokości 8-9°S.

W efekcie utworzenia się ustabilizowanego MSZ-tu ciągnącego się od wschodnich wybrzeży Afryki do północnej Australii i jednocześnie utworzenia się rozległego układu wysokiego ciśnienia nad Syberią dochodzi do gwałtownego ożywienia cyrkulacji nad południową Azją i północną częścią Oceanu Indyjskiego. Powietrze kontynentalne, bardzo suche i bardzo zimne, wypływające ze zorientowanych na południe i wschód części Antycyklonu Azjatyckiego (Wyżu Syberyjskiego) kieruje się ku brzegom kontynentu stopniowo się ogrzewając nad cieplejszymi powierzchniami lądowymi, a następnie przemieszcza się nad morzem, kierując się w stronę MSZ, tworząc zwarty obszar stałych wiatrów. W rezultacie tego, nad wodami omywającymi Azję Południowo-Wschodnią dominują wiatry z N do NNW, nad częścią Oceanu Indyjskiego położoną na N od równika - z kierunku NE. Stałość kierunkowa tych wiatrów nad północną częścią Oceanu Indyjskiego jest bardzo duża i przekracza 80%, prędkość średnia wynosi około 7 i więcej m/s, choć stałość prędkości jest mniejsza od stałości kierunku.
Przemieszczając się nad lądem, ku coraz to niższym szerokościom, powietrze to stopniowo się ogrzewa od silnie nasłonecznionego lądu (suche powietrze - bezchmurna pogoda). Czynnikiem powodującym jego dodatkowe nagrzanie są procesy adiabatyczne związane z przekraczaniem Tybetu i Himalajów (co jest istotne dla obszaru Indii i Pakistanu (W tym czasie, najczęściej w maju, temperatura powietrza we wnętrzu Półwyspu Dekhan (Indie) często osiąga 45-47°C. Gorące, kontynentalne powietrze spływające z N-NE dodatkowo ogrzewa się nad silnie nasłonecznionym lądem (brak zachmurzenia). Brak jednak warunków do tego, aby nastąpił wyraźniejszy wzrost zawartości pary wodnej w powietrzu.
Nad obszary morskie wchodzi więc powietrze kontynentalne, bardzo suche o temperaturach 10-12°C w styczniu między wybrzeżami Chin a wyspą Hainan, 15-16°C w Zatoce Tonkińskiej, 18-20°C w Zatoce Bengalskiej i 17-18° w północnej części Morza Arabskiego.
Nad obszarami morskimi powietrze to bardzo szybko transformuje się w powietrze morskie - szybko rośnie jego wilgotność względna do około 70% i nieco wolniej temperatura - do około 24°C. Po osiągnięciu tych parametrów termohigrycznych, w czasie drogi nad morzem następuje już powolny wzrost temperatury tego powietrza do 26-27°C i wilgotności względnej do 80-85%.

Właściwości mas powietrza wypływającego nad wodę determinują występującą tam pogodę. W strefie bliskiej lądu, a więc nad północną częścią Morza Arabskiego, w północnej części Zatoki Bengalskiej, przy wybrzeżach Chin, północnego oraz środkowego Wietnamu, w porze zimowej panuje pogoda o niewielkim zachmurzeniu, silnej insolacji, niemal całkowitym braku opadów i chłodnych wiatrach odlądowych (chłodnych w takim sensie, jakim można mówić o tym w tropikach). Dalej ku południowi i dalej od brzegów pogoda ulega stopniowej zmianie - wraz ze wzrostem transformacji masy w kierunku masy Powietrza Zwrotnikowego morskiego wzrasta stopień chwiejności powietrza i pogoda zaczyna przypominać pogodę, która występuje w środkowej i przyrównikowej strefie pogód pasatowych, jednak z większym udziałem burz tropikalnych (brak inwersji pasatowej, mogącej ograniczać rozwój pionowy chmur).
Tak przekształcone powietrze przekracza równik i po zmianie kierunku na NW dochodzi do strefy obniżonego ciśnienia. Na jej obszarze dochodzi do zbieżności pasatu wiejącego z SE z powietrzem przychodzącym z N-NW w efekcie czego tworzy się typowy obszar MSZ, wraz z typowym dla MSZ układem warunków pogodowych. Na wschodzie, część powietrza morskiego dochodzi do północnej Australii, przynosząc na najdalej wysuniętych na północ wybrzeżach obfite opady (patrz ryc. 5).

W ten sposób powstaje swoista dla tego rejonu cyrkulacja zimowa, która charakteryzuje się występowaniem stałych wiatrów z kierunków NE nad przeważającą częścią Oceanu Indyjskiego leżącą na północ od równika oraz N-NNW wiatrów nad obszarami zachodniej części Oceanu Spokojnego, czyli wiatrów wiejących z nad kontynentu. Cyrkulacja zimowa charakteryzuje się swoistością występujących na tym obszarze typów pogody - odmiennych od pogód letnich.

Tego typu cyrkulacja, charakteryzująca się sezonową zmianą kierunków wiatrów, związaną z raz z napływem powietrza morskiego nad ląd, drugi raz z napływem powietrza kontynentalnego nad morze, a spowodowaną przez sezonowe różnice w kształtowaniu się pola barycznego wymuszone przez odmienność reakcji termicznej lądu i morza, nosi nazwę cyrkulacji monsunowej.

Sytuację, w której występuje cyrkulacja z morza nad ląd (wiatry z SW nad Oceanem Indyjskim, z S-SE nad Morzem Południowo-Chińskim i tropikalnym NW Pacyfikiem) nazywa się powszechnie monsunem letnim (ryc. 6). Dla monsunu letniego charakterystyczna jest, opisana już, mało zróżnicowana pogoda o dużym zachmurzeniu, częstych i obfitych opadach, dużej i bardzo dużej wilgotności powietrza oraz wysokiej temperaturze powietrza. Pogoda taka odczuwana jest jako przykra - gorąca i duszna.
Sytuację, w której występuje cyrkulacja odwrotna - z lądu nad morze (wiatry z NE nad N częścią Oceanu Indyjskiego, z N-NNW nad tropikalną częścią NW Pacyfiku) nazywa się monsunem zimowym (ryc. 6). W czasie występowania monsunu zimowego, jak już wspomniano, zróżnicowanie warunków pogodowych jest większe.

Ryc. 6.Analizy linii prądów na poziomie 925 hPa nad północną częścią Oceanu Indyjskiego. Mapy wydane przez Regional Specialized Meteorological Centre New Delhi. Po lewej - z 2 lipca 2004 r. 00 UTC - monsun letni (WSW), po prawej - z 5 marca 2004 r. 00 UTC - monsun zimowy (NE)

Między występowaniem monsunu letniego i monsunu zimowego występują okresy przejściowe, w których następuje przebudowa pola barycznego. Okresy te można określić mianem bezmonsunia. Okresy przejściowe wykazują w kolejnych latach zmienną długość. Okresy bezmonsunia między monsunem letnim a zimowym występują w okresie październik - listopad, między monsunem zimowym a letnim w marcu - maju i trwają przeciętnie około 30-45 dni. Średni początek monsunu letniego i zimowego wykazuje zróżnicowanie regionalne (to znaczy, że nie wszędzie rozpoczyna się monsun w tym samym czasie). Opóźnienie wystąpienia monsunu stanowiło kiedyś poważny problem gospodarczy, opóźniało bowiem porę sadzenia ryżu i siewu oraz zbiorów pszenicy w Indiach i Południowych Chinach, co często wiązało się ze znacznymi obniżkami plonów (nieurodzaje) i następującym później głodem. Przeprowadzone badania wykazały, że istnieją związki między początkiem monsunu letniego i jego intensywnością (oraz monsunu zimowego) z Oscylacją Południową (patrz ENSO, sir Gilbert Walker, Jacob Bjerknes).
Pogoda w okresie bezmonsunia charakteryzuje się występowaniem zmiennych wiatrów, zwiększoną częstością występowania różnego rodzaju zaburzeń (zmąceń tropikalnych z cyklonami tropikalnymi włącznie), przewagą występowania pogód konwekcyjnych z dość wyraźnie zaznaczonym cyklem dobowym. W okresach bezmonsunia nad Oceanem Indyjskim (Zatoka Bengalska, Morze Arabskie) występują cyklony tropikalne.

Ryc. 7. Średni wieloletni przebieg temperatury powietrza (T) i miesięcznych sum opadowych (RR) w Kalkucie (północne krańce Zatoki Bengalskiej). Porównaj z podobnymi przebiegami w Bombaju (rysunek poniżej). Co może być przyczyną niemal dwukrotnie większych opadów lipca w Bombaju?

Ryc. 8. Średni wieloletni przebieg temperatury powietrza (niebieska linia) i miesięcznych sum opadowych (czerwona) w Bombaju (18,9°N, 072,8°E, wschodnie wybrzeże Morza Arabskiego). Gwałtowny wzrost temperatury powietrza od lutego do maja spowodowany jest równie gwałtownym ogrzewaniem się suchego powietrza kontynentalnego napływającego z NE nad subkontynentem Dekhanu w warunkach bezchmurnego nieba przy stale wzrastających wysokościach Słońca. Spadek temperatury w czerwcu-lipcu jest związany z napływem nieco chłodniejszych mas powietrza morskiego z nad Oceanu Indyjskiego (Morza Arabskiego) oraz silnym rozwojem zachmurzenia, związanego z pojawieniem się monsunu letniego i wzrostu strat ciepła na parowanie. Zauważ, że spadkowi opadów (a więc i zachmurzenia) od września do października towarzyszy wzrost temperatury powietrza (wzrost dopływu radiacji i ograniczenie strat ciepła na parowanie). Dalszy spadek temperatury stanowi skutek zmniejszenia się dopływu promieniowania w warunkach bezmonsunia (listopad), następnie dochodzenia do wybrzeża chłodniejszych mas kontynentalnych z NE (grudzień, styczeń, luty).

Typowa cyrkulacja monsunowa występuje również poza zasięgiem strefy międzyzwrotnikowej. Występuje ona na obszarach wybrzeży Azji Wschodniej w strefie subtropików (środkowe Chiny, Południowa Japonia, Południowa Korea) i strefie klimatu umiarkowanego (Północne Chiny, Mandżuria, Rosyjski Daleki Wschód, Japonia), sięgając ku północy aż po południowe granice Sachalina. Na niektórych innych obszarach tropikalnych również obserwuje się okresową zmianę kierunków cyrkulacji typową dla obszarów monsunowych, na przykład w Zatoce Gwinejskiej. Podobne zmiany występują (lub niektórym badaczom wydaje się, że występują) również w strefie umiarkowanej a nawet subarktycznej (Morze Białe). Wśród badaczy rysują się w tym względzie poważne kontrowersje - jedni uważają wszelkie sezonowe zmiany kierunków wiatru tego rodzaju, czyli z nad morza nad ląd i z lądu na morze, za zjawiska monsunowe (patrz np. Chromow - podręcznik "Meteorologia i klimatologia", PWN, Warszawa, 1969 lub następne wydania), inni (np. Pedealborde (1958), Ramage (1971) określenie "monsun" odnoszą wyłącznie do obszarów Oceanu Indyjskiego i jego obrzeży oraz Azji Południowo-Wschodniej, a także do obszaru Zatoki Gwinejskiej. Wszędzie tam geneza zmiany cyrkulacji atmosferycznej jest taka sama - jest nią okresowa zmiana położenia, a następnie stabilizacja położenia MSZ-u. Podobne  zjawiska na innych obszarach określają mianem "pseudomonsunów". Jeśli spojrzeć na genezę zjawiska monsunów z punktu widzenia procesów makrosynoptycznych, to mówienie o "monsunie europejskim", czy najbardziej typowej postaci monsunu nad Morzem Białym (Alisow), jest co najmniej dziwne. 

Uwaga dodatkowa, pozatropikalna

We wschodniej Azji, w strefie klimatu umiarkowanego zimowa cyrkulacja monsunowa przynosi ze sobą pogodę słoneczną, bezchmurną, ze stosunkowo niskimi temperaturami. W Północnej Korei, na pograniczu z rosyjskim Dalekim Wschodem temperatura powietrza może spadać od -30°C. We Władywostoku (radzę obecnie unikać tego miasta) średnie miesięczne temperatury stycznia wahają się w granicach od -10 do -15°C, z okresowymi spadkami do -25, -30°C, zaś sumy opadowe (wyłącznie opady frontalne) nie przekraczają 15 mm miesięcznie (masy PPk). Lato jest pochmurne, duszne i gorące (monsun letni, napływ mas PZm), średnia temperatura sierpnia (najcieplejszy miesiąc roku) nieco przekracza +20°C, częste są chwilowe wzrosty temperatury do +26-27°C, zaś miesięczna suma opadowa sierpnia i września przekracza 100 mm. W strefie umiarkowanej tej części Azji, na tle wyraźnie zarysowanej cyrkulacji monsunowej występują elementy procesów cyrkulacyjnych typowych dla komórki Ferrella (przechodzenie ruchomych układów niskiego ciśnienia i in.).
W strefie subtropikalnej (31,6°N, Kagoshima, S Japonia, wyspa Kiusiu; bardzo miłe miasto, polecam) zimą (grudzień, styczeń, luty) temperatura powietrza spada do 7-8°C, lecz przepływające nad morzem powietrze chłonie już sporo wilgoci, tak, że występujące tu opady frontalne dają miesięczne sumy opadowe po 80 - 100 mm. Latem, gdy obszar dostaje się w zasięg oddziaływania monsunu letniego temperatura powietrza rośnie do 22-27°C a sumy opadowe w czerwcu, lipcu, sierpniu i wrześniu wynoszą od 200 do 400 mm.

Literatura cytowana:
Chromow S.P., Meteorologia i klimatologia, PWN, Warszawa, 1969.
Pedelaborde P., Les Moussons, Paris, 1958.
Ramage C.S. Monsoon Meteorology. Academic Press, New York, London, 1971.
Riehl H., Climate and Weather in the Tropics. Academic Press, New York, London, San Francisco, 1971.

---

Globalne zmiany zachmurzenia w okresie zimowym i letnim
Spójrzmy na to, co przeczytaliśmy w skali globalnej - czasami warto

Niżej przedstawia się mapy kompozytowe, na których oznaczone są: zasięgi lodów morskich i kontynentalnych, temperatura powierzchni oceanu, temperatura powierzchni nad lądami (z obserwacji synoptycznych), temperatura górnej powierzchni chmur (im jaśniejsza barwa - tym chłodniej, a więc [w tropikach] chmury wyżej wypiętrzone. Skala znajduje się u dołu każdej z map. Mapy opracowane są przez Space Science and Engineering Center University of Wisconsin - Madison.
Dwie pierwsze mapy przedstawiają rozkład wymienionych cech w okresie zimowym (patrz daty na mapach). Widoczne jest bezchmurne, silnie wychłodzone wnętrze Azji i stopniowy, strefowy wzrost temperatury powietrza w miarę przemieszczania się na S. Morze Południowo-Chińskie, Zatoka Bengalska, NE część Oceanu Indyjskiego, są niemal całkowicie bezchmurne. Cienką warstwą chmur przykryte są wschodnie krańce krajów Dalekiego Wschodu i wody przyległe. Duże skupisko wysoko wypiętrzonych chmur (z cyklonem tropikalnym i zmąceniami tropikalnymi) lokuje się w strefie równikowej i na S od równika nad środkową i wschodnią częścią Oceanu Indyjskiego i zachodnim równikowym Pacyfikiem. Nie trudno domyślić się, że obraz taki przedstawia sytuację typową dla monsunu zimowego. Na mapie z 24 grudnia 2004 roku nie widać wyraźnie zespołu chmur MSZ-u, jest on porozrywany. Nie zmienia to faktu, że w "strefie równikowej" zauważamy wyraźne skupienia chmur.

Na następnej mapie (poniżej; 12.01.2005; prawie trzy tygodnie później) widzimy dość dobrze wykształcony MSZ nad Oceanem Indyjskim, Atlantykiem i wschodnią częścią Pacyfiku, niewielkie (chwilowe) zmiany w rejonie występowania strefy cyrkulacji monsunowej (nadal piękny monsun zimowy). Nad Atlantykiem łatwo można określić zasięg wyżu subtropikalnego (Wyżu Azorskiego) - jest przesunięty nad wschodnią część oceanu i obejmuje swoim zasięgiem zachodnią część N Afryki (bezchmurnie). Na południe od tego wyżu widoczne są, zwiększające średnicę w miarę przemieszczania się w stronę równika, chmury konwekcyjne i ich zespoły. Dodatkowo, nad  Północnym Atlantykiem widzimy dwie piękne spirale chmur, odwzorowujące głębokie cyklony, oraz - co się rzadko zdarza - układ wysokiego ciśnienia nad Arktyką. Długie smugi chmur na Półkuli Południowej, łączące MSZ z szerokościami subantarktycznymi, to szlaki transferu wilgoci z tropików do wysokich szerokości. Na Półkuli Północnej taki szlak jest widoczny we wschodniej części Północnego Pacyfiku.