Zmącenia tropikalne

 

Zmącenia atmosferyczne w strefie międzyzwrotnikowej
Rozdział 2, 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.

Obraz ogólnej cyrkulacji atmosferycznej i warunków pogodowych występujących w strefie tropikalnej zarysowany w zakładce "Pogoda w tropikach" nie oznacza, że jest to obszar minimalnej zmienności pogodowej czy wręcz całkowitego porządku w atmosferze. I tutaj również występują swoiste procesy powodujące zakłócenia tego uporządkowania. Będą one dalej nazywane zmąceniami atmosferycznymi lub krótko - zmąceniami. Przyczyny powodujące występowanie zmąceń atmosferycznych w strefie tropikalnej mają odmienny charakter niż w strefie szerokości umiarkowanych i wysokich, głównie z tego powodu, że poziome gradienty temperatury powietrza są tu bardzo małe. Są nimi głównie silna chwiejność atmosfery oraz występująca konwergencja strug powietrza, wywołana przez niejednorodności w polu wiatru (powodowane przez zmiany kierunku i / lub prędkości wiatru).

Zmącenia atmosferyczne występujące w strefie tropikalnej charakteryzują się różną wielkością skali przestrzennej. Większość meteorologów zajmujących się meteorologią tropikalną dzieli je hierarchicznie na trzy kategorie:
    mikroskalowe,
    mezoskalowe (stojące na pograniczu skali synoptycznej),
    makroskalowe (zmącenia skali synoptycznej).

Zmącenia mikroskalowe obejmują przeciętnie powierzchnię około 25-50 km2, co odpowiada okręgowi o średnicy 5-8 km. Tej skali zmąceń odpowiadają strefy burz tropikalnych, związanych z występowaniem pojedynczej, silnie wypiętrzonej chmury Cb i czasie trwania od kilkudziesięciu minut do stukilkudziesięciu minut. Zmącenia mezoskalowe obejmują obszar od kilkuset do kilkunastu tysięcy km2, czyli powierzchnie w granicach od kilkudziesięciu do kilkuset kilometrów na kilkadziesiąt kilometrów. Czas trwania tych zmąceń wynosi od ponad jednej doby do 3-4 dób. Najczęstszymi zmąceniami mezoskalowymi w strefie tropikalnej są linie szkwałów, rzadziej występującym zmąceniem mezoskalowym są zmącenia tropikalne, stanowiące niekiedy inicjalne stadium rozwojowe cyklonu tropikalnego. Zmącenia skali synoptycznej (makroskalowe) to tak zwane fale wschodnie oraz depresje tropikalne i cyklony tropikalne. Obejmują one powierzchnie od kilkudziesięciu tysięcy km2 (rzadko kiedy mniej) do kilkuset tysięcy kilometrów kwadratowych, niekiedy przekraczają powierzchnię jednego miliona km2. Czas trwania zmąceń makroskalowych jest duży, trwają one od kilku do kilkunastu dób, w niektórych sytuacjach ich istnienie może być przedłużone do ponad dwudziestu dób.
W dalszej części rozdziału krótko zostaną omówione zmącenia mikroskalowe jakimi są pojedyncze burze tropikalne, zmącenia mezoskalowe, czyli linie szkwałów i zmącenia tropikalne, a ze zmąceń skali synoptycznej - fale wschodnie. Ze względu na znaczenie, jakie cyklony tropikalne mają dla żeglugi, poświęci się im znacznie więcej uwagi niż pozostałym zmąceniom atmosferycznym strefy międzyzwrotnikowej i zostaną (znacznie bardziej szczegółowo) omówione w następnych rozdziałach.

Burze tropikalne

Burze tropikalne stanowią zmącenia mikroskalowe. Ich geneza jest związana z silną chwiejnością atmosfery w strefie międzyzwrotnikowej. Możliwości rozwoju silnych prądów wstępujących, prowadzących do rozwoju wysoko rozbudowanych chmur Cb są uzależnione od wysokości zalegania warstwy inwersji pasatowej i jej grubości, temperatury wody na powierzchni oceanu oraz temperatury i wilgotności powietrza. Im temperatura wody na powierzchni oceanu jest wyższa oraz większa temperatura powietrza i wilgotność powietrza, tym powietrze jest bardziej chwiejne I1I.  Ponieważ wzrost temperatury wody - a co i za tym idzie - również wzrost temperatury powietrza następuje na ogół w miarę zmniejszania się szerokości geograficznej oraz przesuwania się ku zachodnim częściom oceanu, to poziom inwersji pasatowej występuje na coraz to większej wysokości w miarę zbliżania się do równika i do zachodnich części oceanów. Z tych względów w miarę zbliżania się do strefy MSZ oraz przechodzenia do zachodnich części oceanów prawdopodobieństwo wystąpienia burz tropikalnych, a tym samym i znalezienia się statku pod nimi, wzrasta.
W strefie niskiego występowania poziomu inwersji pasatowej burze tropikalne nie występują. W strefie zalegania inwersji pasatowej na średnich wysokościach (1250-1500 m) burze tropikalne pojawiają się rzadko - tylko wtedy, jeśli bardzo silny prąd wznoszący, świadczący o występowaniu niezwykle silnej chwiejności zdoła przebić warstwę inwersji pasatowej i okresowo zniszczyć jej strukturę na większej przestrzeni (rzędu dziesiątków km2).
Burze tropikalne, co jest oczywiste, związane są z chmurami burzowymi lub inaczej chmurami kłębiasto-deszczowymi (Cb). W przypadku burzy tropikalnej chmura burzowa składa się grupy komórek konwekcyjnych, z których każda może znajdować się w różnym stadium rozwoju. W cyklu rozwoju chmury burzowej H. Riehl (1954) wyróżnia trzy stadia (ryc. 1):
    1. stadium chmury kłębiastej,
    2. stadium dojrzałe, i,
    3. stadium rozpadu (rozmywania się chmury).

Ryc. 1. Stadia rozwojowe chmury burzowej i burzy według Riehla (1954): 1 - stadium początkowe, 2 - stadium dojrzałe, 3 - stadium rozmywania się chmury. Skala pozioma [km], skala pionowa - prądy wstępujące/zstępujące [m/s]

1. W stadium chmury kłębiastej chmura burzowa stanowi jeszcze kombinację chmury Cu con. z chmurą Cb. Jej wysokość osiąga około 4.5 do 8.5 km, górną powierzchnię chmury tworzą kłębiaste, wieżyczkowate wypustki, z których początkowo każda rośnie, by następnie osiąść, a gwałtowny wzrost wzrost osiąga nowa kłębiasta wypustka.
Często w centrum wierzchołka tworzy się wyraźnie zaokrąglony, silnie wypukły i rosnący gwałtownie ku górze człon, który zatraca już zarys chmury kłębiastej (kontur traci ostrość - Cb calvus). Prądy wznoszące osiągają prędkość od 1-2 m/s przy podstawie chmury do około 10 m/s i więcej w pobliżu górnej części centralnej wieży. Prądy zstępujące w tym stadium rozwoju chmury jeszcze nie występują, co sprzyja utrzymaniu się w chmurze cząstek zestalonej i skroplonej wody. Wodność chmury rośnie szybko od podstawy ku górze i może osiągnąć nawet powyżej 5 g/m3 tuż poniżej wierzchołka (Riehl, 1954). W tym stadium rozwoju w bezpośrednim sąsiedztwie chmury pojawiają się wiatry wiejące na ogół "pod chmurę", przy czym siła wiatru stopniowo rośnie, a wiatr staje się coraz bardziej porywisty.
W trakcie rozwoju chmury, do jej górnej części przenoszone są przez silne prądy wstępujące coraz większe ilości wody. W momencie, gdy ilość wody w górnej części chmury stanie się bardzo duża, lokalne osłabienie intensywności prądu wstępującego spowoduje rozpoczęcie ruchu cząstek opadu w dół. Opadające w dół cząstki opadu niszczą na swojej drodze strukturę prądów wstępujących. Strefa opadania opadów wewnątrz chmury się poszerza. O ile opadający opad nie natrafi na bardzo silny prąd wstępujący, który porwie go ponownie w górę, opad rozpocznie wypadać z chmury.

2. Od momentu, gdy opad wypadający z chmury osiągnie powierzchnię ziemi (oceanu), chmura osiąga stadium dojrzałe. Jej wierzchołek osiąga wtedy wysokość około 12-13 km, tworząc wieżę o na ogół kalafiorowatym kształcie wierzchołka z fragmentami wyraźnie pierzastymi (Cb calvus), często z pierzastymi otoczkami lub kołnierzem zbudowanym z chmur pierzastych. Dolne partie chmury są bardzo ciemne, często niemal granatowe. Początek osiągnięcia przez chmurę stadium dojrzałego niekiedy sygnalizują rozpoczynające się wyładowania atmosferyczne.
W obrębie chmury, jednolity dotychczas, układ prądów wstępujących ulega przebudowie - obok prądów wstępujących pojawiają się strefy prądów zstępujących. Duża koncentracja opadów, na skutek wciągnięcia powietrza w ich opadanie, sprzyja powstawaniu i rozszerzaniu się zasięgu prądów zstępujących. W miarę upływu czasu od dołu chmury rozszerza się strefa prądów zstępujących, wygaszając stopniowo prądy wstępujące w środkowej i górnej części chmury. Istnieje krótki okres przejściowy, w którym w górnej i środkowej części chmury dominują prądy wstępujące, w dolnej zaś - już prądy zstępujące.
Opad w tym stadium występuje jeszcze tylko pod częścią chmury, konkretnie pod tą jej częścią, pod którą występują prądy zstępujące. Natężenie opadu jest zazwyczaj bardzo duże. Jest to ulewny opad grubokroplisty, często o katastrofalnym natężeniu. Przeciętne natężenie opadu, wyrażone w mm na godzinę wynosi 10-15 mm, chociaż w rejonach występowania bardziej intensywnego opadu notuje się natężenie 2-3 razy większe I2I. Opad o takim natężeniu znacznie ogranicza zasięg widzialności poziomej, niekiedy do 100-200 m. Granice strefy (stref) opadowej są na ogół ostre i wyraźne. Opadom w tym stadium rozwoju chmury towarzyszą silne i częste wyładowania atmosferyczne.
Wiatr pod chmurą burzową w tym stadium rozwoju jest zróżnicowany, tak co do kierunku, jak i prędkości. Pod tą częścią chmury, pod którą nie występuje opad, wiatr wieje "pod chmurę" i jest porywisty. Pod tą częścią chmury, pod którą ma miejsce opad, występują wiatry zstępujące. Wieje tam silny wiatr "od chmury", szczególnie dużą siłę osiągający przed granicą deszczu. Z reguły są to silne i bardzo silne wiatry o dużej porywistości, przy czym siła uderzeń wiatrów w porywach z reguły przekracza 7°B. Szkwały te są jednak krótkotrwałe i czas ich trwania wynosi od kilku do kilkunastu minut (do 15, rzadko kiedy więcej). W miarę przechodzenia pod centralną część strefy opadowej prędkość wiatru stopniowo słabnie i wynosi pierwszych kilka metrów na sekundę (2-4 m/s).

3. W stadium rozpadu (rozmywania się) cała środkowa i dolna część chmury jest objęta słabymi prądami zstępującymi, jedynie w najwyższej jej części występować mogą jeszcze prądy wstępujące, prowadzące do rozwoju i istnienia przez pewien czas kowadła (Cb capillatus), sięgającego wysokości 13-14 km. Natężenie opadu stopniowo maleje, co jest związane z wcześniejszym zrzuceniem większości kropel utrzymywanych w chmurze przez prądy wstępujące. Strefa opadu stopniowo rozszerza się na większą część podstawy chmury. Stopniowy spadek natężenia opadu i zmniejszanie się rozmiarów kropel prowadzi do sytuacji, że część, później całość opadu może nie dochodzić do powierzchni morza, parując w przestrzeni między chmurą a powierzchnią morza. Wiatr pod chmurą słabnie, osiągając w tym stadium rozwoju chmury niezbyt dużą siłę (3-4°B), sporadycznie pojawiają się silniejsze, lecz coraz rzadsze porywy. Widzialność pozioma bardzo szybko się poprawia. Wyładowania atmosferyczne w tym stadium rozwoju są słabe i nieliczne.
Już w trakcie wypadania słabego opadu poszczególne części chmury intensywnie parują i rozmywają się. W efekcie tego procesu zanik chmury burzowej jest dość szybki - trwa to nad morzem od kilkunastu minut do godziny lub nieco ponad godzinę. Z rozległej chmury Cb pozostają, utrzymując się stosunkowo długo w górnej troposferze fragmenty jej górnych części tworzących strzępy Ci i płaty Cc, niżej, w środkowej troposferze fragmenty Ac i As.

Burze tropikalne nad morzem są zjawiskami stosunkowo krótkotrwałymi. Przeciętnie cykl życiowy burzy tropikalnej trwa około 1.5 godziny. Czas trwania silnych i bardzo silnych opadów oraz towarzyszących im szkwałów rzadko kiedy przekracza 45 minut. Ze względu na różne możliwości kombinacji wzajemnych kierunków ruchu i prędkości chmury burzowej i statku, czas przebywania statku w zasięgu burzy może być różny, zazwyczaj wynosi od kilku-kilkunastu do dwudziestu kilku - trzydziestu minut.
Występowanie burz tropikalnych nad obszarami morskimi wykazuje wyraźną periodyczność - maksimum występowania burz przypada na godziny popołudniowe, przed zachodem Słońca większość chmur burzowych ulega rozmyciu. Drugie maksimum częstości występowania burz ma miejsce w ciągu kilku pierwszych (3-5) godzin po zachodzie Słońca. To drugie maksimum częstości występowania burz tropikalnych zaznacza się na tych akwenach, na których woda osiąga wysoką temperaturę (>26.5°C) a powietrze zawiera bardzo dużo pary wodnej.

Zmącenia tropikalne

Nad obszarami bardzo ciepłych wód (tw > 26.5°C) często dochodzi do powstania zmąceń tropikalnych. Najczęściej zmącenie tropikalne powstaje wtedy, gdy nad obszar silnie nagrzanej powierzchni morza (często tworzący "plamę" wśród wód nieco chłodniejszych) napłynie powietrze o bardzo wysokiej wilgotności względnej (80-90%), którego temperatura jest nieco niższa (minimum 1.0-1.5 deg) od temperatury wody.
Powietrze takie rozpoczyna ogrzewać się "od dołu" (od wody), w związku z czym zaczynają jednocześnie działać dwa procesy:

  • W ogrzewającym się tuż nad powierzchnią wody powietrzu rośnie wraz jego wzrostem temperatury niedosyt wilgotności (zmniejsza się wilgotność względna), co powoduje wzmożenie parowania z powierzchni oceanu. Powietrze dzięki temu wzbogaca się w parę wodną. Ciepło zużyte na parowanie (utajone ciepło parowania) jest pobierane z powierzchni morza. W ten sposób odbywa się intensywny przepływ ciepła z powierzchni oceanu do atmosfery,
  • Ogrzanie powietrza od dołu powoduje zarysowanie się zwiększonego pionowego gradientu temperatury w warstwie przywodnej (g ~1.5 deg/1 hm). Ogrzewające się "od dołu" i wzbogacone w parę wodną powietrze staje się lżejsze od powietrza leżącego powyżej i rozpoczynają się w masie powietrza ruchy wstępujące.

Wznoszące się ku górze powietrze (równowaga chwiejna), wobec bardzo dużej wilgotności względnej szybko osiąga wysokość, na której jego temperatura zrównuje się z jego temperaturą punktu rosy (bardzo duża wilgotność powietrza). Zazwyczaj już na wysokości około 400 m powyżej poziomu morza rozpoczyna się we wznoszącym się powietrzu proces kondensacji. Od tej też wysokości zaczyna się wydzielanie utajonego ciepła kondensacji, wznoszące się powietrze przestaje się ochładzać według suchoadiabatycznego gradientu temperatury (1°C/100 m) a zaczyna się ochładzać po adiabacie wilgotnej (0.5°/100 m). Równowaga od wysokości poziomu kondensacji przechodzi z chwiejnej w skrajnie chwiejną i prądy wstępujące intensyfikują się. Występowaniu bardzo silnych prądów wstępujących towarzyszy tworzenie się chmur o budowie pionowej, z całym zespołem warunków pogodowych dla burzy tropikalnej.
Jak można wywnioskować z opisu, brak tutaj jakichś istotnych różnic, które miałyby odróżnić powstanie zmącenia tropikalnego od burzy tropikalnej. Faktycznie - jeśli chodzi o genezę procesu, istotnych różnic brak. Podstawowa różnica tkwi w skali zjawiska.

Jeśli wymienione na wstępie tego podrozdziału warunki zaistnieją na większej przestrzeni, to rozpoczyna się lawinowa konwekcja. Komórki konwekcyjne unoszą się ku górze, tam ulegają rozpadowi, jednocześnie tworzą się następne, unoszą, ulegają rozpadowi, ... itd. W rezultacie tworzy się nie pojedyncza chmura burzowa, lecz duża ilość takich chmur na znacznej przestrzeni. Każda z nich znajduje się w innym stadium rozwoju.Chmury te rozrastają się w poziomie i pionie, co doprowadza do ich stykania się. Nad obszarem, nad którym występuje ten proces tworzy się wielki masyw chmur Cb o nierozpoznawalnych chmurach składowych.
Pod masywem chmur tworzy się przy powierzchni oceanu obszar słabo obniżonego ciśnienia. Wystąpienie obniżki ciśnienia powoduje powstanie słabego gradientu barycznego, rozpoczyna się poziomy ruch powietrza skierowany pod masyw chmur. Konwergencja jest tutaj radialna - dopływające pod masyw chmur powietrze z otoczenia zasila proces wznoszenia się mas powietrza, pozwalając takiemu tworowi trwać odpowiednio długo.
W ten sposób dochodzi do powstania na przestrzeni kilku- kilkunastu tysięcy km2 pola nieuporządkowanego zachmurzenia, składającego się z chmur o budowie pionowej, znajdujących się różnych stadiach rozwoju, stanowiących zmącenie tropikalne.

Pole chmur zmącenia tropikalnego ma zazwyczaj kształt zbliżony do eliptycznego lub kołowego, choć niekiedy kształt ten może być silnie nieregularny. Przeciętne średnice pojedynczych zmąceń tropikalnych osiągają 1.0 - 1.3° (60-80 Mm, czyli 110-150 km). Często jednak zdarzają się sytuacje, że nad jakimś obszarem występuje jednocześnie kilka zmąceń, odległości zaś między nimi są niewielkie. Wtedy na obrazie satelitarnym obserwuje się duże (niekiedy nawet w granicach 5 x 10°) nieregularne, poprzerywane pole zachmurzenia. Trwałość zmąceń tropikalnych jest jest zróżnicowana - przeciętnie zmącenie tropikalne istnieje 2-3 doby, choć poszczególne zmącenie mogą wykazywać poważne odstępstwa od od podanego czasu trwania.

Pogoda w zmąceniu tropikalnym charakteryzuje się dużym, najczęściej całkowitym zachmurzeniem, występowaniem przelotnych opadów o bardzo zróżnicowanym natężeniu. Często intensywnym i bardzo intensywnym opadom towarzyszą wyładowania atmosferyczne.
Słabszym opadom mogą nie towarzyszyć burze. Szkwały burzowe w zmąceniach tropikalnych występują, choć są na ogół słabsze i mniej wyraźne niż w pojedynczych burzach tropikalnych. Wiatr (poza szkwałami) jest na ogół słaby, niekiedy umiarkowany i poza strefami burz rzadko kiedy przekracza 3-5°B. Poza strefami opadów widzialność pozioma jest na ogół dobra i bardzo dobra, trzeba się jednak liczyć z możliwością występowania krótkotrwałych, słabych zamgleń. Ogólnie można powiedzieć, że pogoda pod zmąceniem tropikalnym bardzo przypomina pogodę panującą w MSZ, z tą różnicą, że występujące szkwały burzowe są tu na ogół słabsze.
W warunkach spadku ciśnienia atmosferycznego przy powierzchni oceanu pod masywem chmur zmącenia tropikalnego następuje dość intensywna, początkowo radialna, konwergencja (zbieżność)  strumieni powietrza. Jeśli w górnej troposferze nie ma dywergencji (rozbieżności) wynoszonych przez prądy wstępujące objętości powietrza, procesy dolnej konwergencji doprowadzają szybko do wyrównania różnic ciśnienia przy powierzchni wody. Zmącenie przestaje wtedy być zasilane powietrzem dopływającym z zewnątrz, gdyż lokalny gradient baryczny maleje a następnie przestaje istnieć. Zachmurzenie ogranicza dopływ energii słonecznej do powierzchni oceanu, temperatura wód powierzchniowych nieznacznie się obniża. Również i duże ilości wypadających, relatywnie chłodnych opadów powodują obniżenie temperatury powietrza i pewną obniżkę temperatury wód. Prądy wstępujące w takiej sytuacji powoli słabną i zmącenie tropikalne zaczyna się rozmywać. Częstość burz maleje, opady słabną, a następnie ustają. Pułap chmur się podnosi, wielkie chmury Cb i Cu con. parują. Często jednak zostają przez dłuższy czas na nieboskłonie chmury średnie i wysokie, stanowiące pozostałości górnych części rozmytych chmur Cb.
Jeśli jednak w górnej troposferze (poziom 200-300 hPa) wystąpią dogodne warunki do zaistnienia dywergencji, wyniesione w zmąceniu tropikalnym na tę wysokość przez prądy wstępujące powietrze będzie usuwane i konwergencja przy powierzchni oceanu utrzyma się. Zaistnieją dogodne warunki dla dalszego spadku ciśnienia i uporządkowania pola wiatru  - zacznie się ruch wirowy powietrza - i zmącenie tropikalne może przekształcić w depresję tropikalną - następnie w cyklon tropikalny, będący najgroźniejszym i najgwałtowniejszym ze zjawisk pogodowych.

Na mapach analizy tropikalnej zmącenia tropikalne oznacza się jako "chmurki" (patrz ryc. 5), których kształt powierzchni i lokalizacja odpowiada położeniu zmącenia. Ponieważ zmącenia tropikalne identyfikuje się na obrazach satelitarnych na podstawie analiz pola zachmurzenia, stąd kształt oznaczenia ich na mapach ("chmurki") jest oczywisty.

Linie szkwałów

Liniami szkwałów określa się niefrontalne pasma aktywnych burz o szerokościach kilkudziesięciu kilometrów i długościach dochodzących do kilkuset kilometrów. Istnieją one znacznie dłużej niż ich jednostkowe elementy, jakimi są pojedyncze chmury kłębiasto-deszczowe (Cb).
Liczne pojedyncze chmury Cb na liniach szkwałów istnieją około godziny lub mniej, chociaż - oczywiście - przy szczególnie sprzyjających okolicznościach czas ten może być większy. W ten sposób, aby linia szkwałów funkcjonowała w ciągu kilku, kilkunastu lub kilkudziesięciu godzin, nowe elementy konwekcyjne winny nieprzerwanie zmieniać te komórki konwekcyjne, które uległy rozpadowi. Linie szkwałów tworzą się w systemie wilgotnego, południowo-zachodniego przenosu dolnej troposfery i stosunkowo suchego przenosu wschodniego górnej troposfery. Przemieszczają się ze wschodu na zachód. I3I
Unoszące się ciepłe powietrze wchodzi w podstawę chmury w pobliżu jej przedniego skraju. Prąd wstępujący odchyla się zgodnie z kierunkiem ruchu powietrza panującego na większych wysokościach (patrz ryc. 2). W miarę ochładzania wznoszącego się powietrza para wodna ulega kondensacji i opady wypadają tak z głównego pionowego elementu chmury, jak i położonej z tyłu masy obłoków. Powietrze zaczynające swój ruch w środkowej troposferze za ciałem chmur, doganiając zmącenie, obniża się. Przemieszczając się pod nawisającymi pod nimi chmurami, oziębia się ono na tyle (w rezultacie parowania deszczu), że jego przednia część przyjmuje zarysy podobne do frontu chłodnego, odcinającego ciepłe i wilgotne powietrze od powierzchni Ziemi i wyrzucając je do góry.

Ryc. 2. Idealizowany przekrój przez linię szkwałów. Zespół chmur przemieszcza się z W na E. W czołowej strefie (oznaczonej na rycinie jako "strefa szkwałów") występują intensywne burze tropikalne, następuje w opadach bardzo silne ograniczenie widzialności poziomej (1-3 kable), gwałtowne szkwały (do 7°B). Po przejściu tej strefy odczuwa się silne ochłodzenie (spadek temperatury o 4-5°C), natężenie opadu się zmniejsza, pułap chmur podnosi, jednak pozostaje zachmurzenie całkowite (n = 8)

Linie szkwałów przemieszczają się na ogół z prędkościami 8-9 węzłów do kilkunastu węzłów. W skrajnych przypadkach (wyjątkowo rzadko) mogą to być prędkości dochodzące do 30 w (Riehl, 1979). Linie szkwałów wykazują zmienną aktywność w ciągu doby. Tworzą się one zazwyczaj w godzinach popołudniowych i w tym właśnie czasie charakteryzują się największą aktywnością. Ich aktywność obniża się nocą (zwłaszcza w drugiej połowie nocy), kiedy często dochodzi do ich rozpadu i zaniku. Oznacza to, że poważną rolę w funkcjonowaniu linii szkwałów odgrywa czynnik konwekcji.

Pogoda przed linią szkwałów nie odbiega od "normalnej" pogody pasatowej czy monsunowej. Zbliżanie się linii szkwałów w dzień sygnalizuje obraz nieba - jest to widoczny z daleka pas górnych części chmur Cb (początkowo ich pierzaste części - Ci, Cc), które przybliżają się i wyłaniają się następnie spod widnokręgu środkowe, później niższe, masywne partie chmur Cb. Chmury te tworzą "ścianę". Ich dolne partie są ciemne.W miarę zbliżania się do linii szkwałów pokrycie nieba wzrasta, dolne partie chmur kłębiastych są często ołowiano-szare. Widoczne są z daleka silne wyładowania atmosferyczne, często virgo tworzone przez ulewne deszcze.
W strefie 30-60 Mm przed linią szkwałów wiatr zmienia swój kierunek, wiejąc z umiarkowaną prędkością w kierunku zbliżającej się linii chmur. Jeszcze przed nadejściem podstawy chmur Cb nad statek wiatr wiatr szybko się wzmaga, wiejąc w kierunku "pod chmurę". Wzrost prędkości wiatru może być znaczny, często w przeciągu 2-3 minut jego siła rośnie z 3-4° do 6-7°B, rzadko kiedy silniej. Fala zaczyna szybko rosnąć. Trwa to zazwyczaj kilka do kilkunastu minut. Po nadejściu podstawy chmur nad statek wiatr staje się początkowo silnie porywisty, po czym zaczyna padać rzęsisty deszcz, któremu towarzyszą silne wyładowania atmosferyczne. Po rozpoczęciu opadu, który szybko tłumi falowanie, wiatr zmienia kierunek i szybko (po kilku - kilkunastu minutach) słabnie do siły o 1-2° większej od tej, która była przed linią szkwałów. W strefie opadów widzialność gwałtownie się zmniejsza, proporcjonalnie do natężenia opadu. W skrajnych przypadkach może ona ulec ograniczeniu nawet do 1-2 kabli. Następuje wyraźne ochłodzenie o 3-4, niekiedy więcej °C.
W miarę spadku prędkości wiatru podstawa chmur się powoli podnosi, natężenie opadu zmniejsza się, choć mogą, na tle stosunkowo słabego opadu przechodzić krótkotrwałe, kolejne słabnące burze. Maleje częstotliwość występujących wyładowań atmosferycznych, widzialność pozioma polepsza się. Zachmurzenie jest duże do całkowitego, na ogół piętra średniego (As), pod którym mogą występować początkowo chmury złej pogody (Cu fra., St fra.), później nawet Cu med. Po ustaniu opadu pułap chmur się podnosi, wiatr wraca do poprzedniego, zgodnego z kierunkiem pasatu czy monsunu, kierunku i poprzedniej prędkości. W niektórych przypadkach pod chmurami kłębiastymi po przejściu linii szkwałów, mogą występować trąby, które jednak rzadko dochodzą do powierzchni wody.

W nocy o zbliżaniu się linii szkwałów świadczyć mogą wyładowania atmosferyczne układające się w wyraźnej linijnej strefie. Częste i bardzo silne wyładowania atmosferyczne pozwalają nawet w nocy z dużej odległości dostrzec zbliżający się wał chmur kłębiastych. Zarówno w dzień, jak i w nocy, o zbliżaniu się linii szkwałów mogą świadczyć układające się w wyraźne linijne pasma (pasmo) echa od stref opadowych na ekranie radaru pracującym w paśmie 3 cm ustawionego na maksymalny zasięg (60 Mm). Linie szkwałów na mapach analizy tropikalnej oznacza się zazwyczaj tak, jak oś fali wschodniej (patrz część poniżej), tyle, że linią przerywaną (niekiedy kreska - kropka - kreska - ... i opisem - Squall Line).

Fale wschodnie

Fale wschodnie stanowią zaburzenia atmosferyczne skali synoptycznej. Według Riehla (1979) ich geneza jest związana z przepływem powietrza potoku wschodniego nad wysoko wyniesionymi partiami Afryki, choć inni badacze (np. Freeman, 1968) reprezentują odmienny punkt widzenia wiążąc powstanie fal wschodnich z występowaniem nieciągłości gęstościowej powietrza pod inwersją pasatową.
W polu ciśnienia fale wschodnie przejawiają się słabo, stają się natomiast wyraźnie widoczne, gdy dysponuje się mapą linii prądów (analizą tropikalną). Tam, gdzie linie prądów tworzą łagodną falę, skierowaną swoim wierzchołkiem w stronę bieguna, mamy do czynienia z falą wschodnią.

Rozmiary fal wschodnich są znaczne. W rejonie środkowego Atlantyku i Karaibów długość fali wynosi przeciętnie od 600 do 800 Mm, nieco mniejszej długości są fale wschodnie po wschodniej stronie Atlantyku, na N od równika. Osie fal wschodnich przemieszczają się ze wschodu na zachód, podobnie jak wiatr, z prędkością od 260 do 400 Mm na dobę (11 - 16-17w).

Pogoda związana z przechodzeniem fali wschodniej jest uzależniona od tego, jaka akurat część fali przechodzi nad danym obszarem. Najogólniej można ją podzielić na pogodę związaną z przednią (zachodnią) częścią fali i tylną (wschodnią) częścią fali. Granicą między jedną a drugą częścią fali wyznacza oś grzbietu fali (zatoki) i oś doliny fali (klina), co przedstawia ryc. 3.

Ryc. 3. Fala wschodnia - linie prądów

W przedniej części fali powietrze przemieszcza się, wykazując występowanie składowej kierunku skierowanej w stronę niższych szerokości. W związku z tym występuje tam dywergencja mas powietrza (poprzez stopniowy wzrost prędkości wiatru w funkcji szerokości geograficznej |4|). W tylnej (wschodniej) części fali powietrze przemieszcza się, wykazują występowanie składowej kierunku ruchu w stronę wyższych szerokości, stąd też ma tam miejsce konwergencja masy powietrza. Występowanie procesów dywergencji i konwergencji w poszczególnych częściach fali determinuje charakter procesów pogodowych.

W przedniej (zachodniej) części fali, gdzie występuje dywergencja, braki masy uzupełniane są przez ruchy zstępujące. Poziom inwersji pasatowej obniża się tam w stosunku do tego poziomu, który występował przed nadejściem fali. W związku z tym rozwój chmur ulega wyraźnemu ograniczeniu - jest bezchmurnie lub też występuje słabe zachmurzenie Cu hum. Blisko osi grzbietu poziom inwersji pasatowej zaczyna się podnosić, stąd jeszcze przed nadejściem samej osi pojawiają się silniej rozbudowane w pionie chmury Cu med i Cu con. Za osią grzbietu fali występuje obszar konwergencji. Nadmiar masy likwidowany przy powierzchni oceanu jest przez wstępujący ruch powietrza, dzięki któremu poziom inwersji pasatowej wydatnie się podnosi. Wzrost wysokości poziomu inwersji pasatowej umożliwia rozwój chmur o budowie pionowej, te zaś intensywnie się rozbudowując - rozrywają i niszczą całkowicie inwersję pasatową w strefie położonej  na wschód od osi grzbietu fali. W związku z tym w strefie 100-200 Mm za osią grzbietu fali nie ma, o ile powietrze jest wystarczająco chwiejne, jakichkolwiek ograniczeń dla rozwoju konwekcji. Tworzą się silnie rozbudowane chmury Cu con. oraz Cb, sięgające niekiedy do tropopauzy.
Dalej ku wschodowi, gdzie poziom inwersji pasatowej podniesiony jest przez procesy konwergencji wysoko, ale nie zostaje rozerwany, występują chmury Cu con. i Cu med. Jeszcze dalej ku wschodowi poziom inwersji się obniża i i nieco przed osią doliny fali zalega na typowej dla danej części strefy pasatowej wysokości, w związku z czym zachmurzenie przechodzi również do typowej dla danej strefy pogód pasatowych postaci (ryc. 4).

Ryc. 4. Uproszczony przekrój przez falę wschodnią. 1 - oś grzbietu fali (zatoki), 2- poziom inwersji passatowej, 3 - kierunek ruchu fali wschodniej

Typowy przebieg pogody dla przechodzącej fali wschodniej rysuje się więc następująco:

  • w przedniej części fali wschodniej występuje słoneczna, bezchmurna lub co najwyżej z małym zachmurzeniem (N = 1-2) pogoda, bez opadów, o na ogół bardzo dobrej widzialności poziomej, z wiatrami NE, o wyraźnie większych prędkościach od prędkości pasatu w danej strefie. Ponieważ często prędkości wiatru są w tej części duże (5-6, niekiedy nawet do 7°B), a wiatr na bardzo dużych przestrzeniach nie zmienia kierunku, w przedniej części fali wschodniej często występuje relatywnie wysoki stan morza. Wysoki stan morza, w połączeniu z dość silnym wiatrem mogą stwarzać kłopoty dla statków o małej mocy SG.
  • krótko przed nadejściem osi grzbietu fali wiatr wyraźnie słabnie, zaczyna skręcać na N, jednocześnie na niebie zaczyna pojawiać się zachmurzenie - wysoko napływają chmury Ci (z rozpadu górnych części Cb znajdujących za osią fali) i niekiedy Ac (z rozpadu środkowych partii Cb), niżej rozwijają się szybko Cu med i Cu con. Z tych ostatnich mogą wystąpić przelotne opady dochodzące do poziomu morza, obniżające widzialność.
  • po przejściu osi grzbietu fali zachmurzenie wzrasta najczęściej do całkowitego, występują bardzo intensywne opady i burze, w których szkwały mogą osiągnąć siłę sztormu. Opady są przelotne, wykazują bardzo dużą zmienność natężenia. Podstawowa masa chmur jest ze statku nierozpoznawalna, choć występujące silne wyładowania atmosferyczne wyjaśniają. że są to chmury Cb. Poniżej głównej podstawy chmur widoczne są często Cu fra. i St fra. W rzadkich przerwach między chmurami Cb i Cu con mogą być Ac, Cs i Ci. Poza strefą szkwałów wiatr skręca powoli do SE.
  • dalej (100-200 Mm) od osi grzbietu fali częstość występowania opadów i ich natężenie stopniowo maleje, pojawiają się coraz liczniejsze przerwy w zachmurzeniu, w lukach między chmurami niskimi (Sc cugen) mogą być widoczne Ac i chmury wysokie., porywistość wiatru słabnie, a jego kierunek stopniowo przechodzi od SE do E. Następnie zachmurzenie powoli się zmniejsza i przechodzi do postaci typowej dla danej strefy pogód pasatowych.

Taki przebieg pogody w fali wschodniej jest typowy raczej dla dolnej, czyli położonej w niższych szerokościach części fali. Wraz ze wzrostem szerokości (czyli bliżej wierzchołka fali) szerokość strefy zachmurzenia i natężenie konwekcji się zmniejsza.

Fale wschodnie występują nad obszarem Oceanu Atlantyckiego oraz w zachodniej i środkowej części Oceanu Spokojnego, w ich partiach położonych na północ od równika. Często przechodzą seriami, gdy w ciągu kilkunastu dób przechodzi nad danym akwenem kilka fal - jedna za drugą. Ogólna cyrkulacja atmosferyczna nie jest całkowicie symetryczna w stosunku do równika. Strefa przenosu zachodniego półkuli południowej leży znacznie bliżej równika niż na półkuli północnej. Ponieważ dla rozwoju fali wschodniej konieczne jest istnienie silnego przenosu wschodniego, obejmującego całą miąższość troposfery, każde wtargnięcie w tropiki silnych wiatrów zachodnich  w górnej troposferze powoduje albo uniemożliwienie powstania fali, albo jej wygaszenie. Z tego względu fale wschodnie nie tworzą się na obszarze półkuli południowej (Riehl, 1979). Brak jest również warunków do powstawania fal wschodnich na półkuli północnej na obszarach, na których występuje cyrkulacja monsunowa.
Na mapach analizy tropikalnej oznaczane są tylko pewne elementy fal wschodnich - są nimi osie grzbietów. Na znajdującej się niżej reprodukcji mapy analizy tropikalnej (ryc. 5) osie fal wschodnich (nazwa angielska w wersji amerykańskiej - tropical wave) odnajdujemy jako grube czarne linie, obok których znajdują się oznaczenia "L". Przy obu osiach fal wschodnich znajdują się strzałki skierowane na W, wskazujące, w jakim położeniu przewiduje się ich lokalizację za 24 godziny (element prognozy). Aby "przeczytać" z tej mapy warunki pogodowe, musimy wiedzieć, jak kształtuje się pogoda w tropikach - wiedzieć np. jaka pogoda panuje w przedniej, jaka w tylnej części fali i znajdujący się na mapie analizy tropikalnej "szkielet" pogodowy odpowiednio wypełnić treścią. Bez znajomości charakterystyki pogód w strefie tropikalnej, mapy analizy tropikalnej jest niezrozumiała.

Ryc. 5. Mapa analizy tropikalnej (wersja z polem ciśnienia), wydana przez NOAA TPC (Tropical Prediction Center) o godz 00Z, 02.10.2000. Duża liczba różnego rodzaju zaburzeń tropikalnych występujących nad przedstawionym alwenem wynika z tego, że jeszcze temperatura powierzchni oceanu (SST) jest wysoka (początek października). Na mapie widzimy:pięknie rozwinięty wyż subtropikalny (Wyż Azorski), liczne zmącenia tropikalne (oznaczone jako chmurki) nad Morzem Karaibskim, Cieśniną Florydzką i zachodnią częścią Morza Sargassowego, dwie fale wschodnie (jedna na środkowej części Atlantyku, druga bliżej wybrzeży Afryki w strefie 5-20°N, depresję tropikalną stanowiącą pozostałość po CT (sztormie tropikalnym) Joyce (przekreślone kółko nad Trynidadem), huragan Keith (u południowej nasady Jukatanu). Zwróć uwagę, że pole ciśnienia (izobary co 4.0 hPa) w strefie od 20°N do 10°S nie odtwarza tego zróżnicowania pogodowego.

 

Odnośniki:

1. [dla zaawansowanych] W czasie ruchu przywodnego strumienia powietrza w pasacie, powietrze z wyższych szerokości przemieszcza się nad coraz to cieplejszą wodę, w związku z tym utrzymuje się stale sytuacja, że powietrze pasatowe ogrzewa się od wody. Różnica temperatury między wodą a powietrzem mieści się przeciętnie w granicach około 2-1 deg. Wraz z ogrzewaniem się powietrza od wody, obniża się się wilgotność względna powietrza w cienkiej warstwie przywodnej i rośnie w nim niedosyt wilgotności. Ten ostatni czynnik powoduje gwałtowny wzrost parowania. Energia cieplna, dzięki której zachodzą procesy parowania jest pobierana z powierzchni oceanu. Ogrzane i wilgotne powietrze unosi się do góry i miesza z powietrzem wyżej zalegającym. W ten sposób w czasie przemieszczania się powietrza pasatowego systematycznie wzrasta w nim zasób energii cieplnej - zarówno ciepła jawnego (temperatura) jak i ciepła utajonego (utajone ciepło kondensacji pary wodnej zawartej w tym powietrzu). W miarę wzrostu wilgotności względnej powietrza zmniejsza się w nim różnica między temperaturą a temperaturą punktu rosy. W przypadku występowania prądów wstępujących wywołanych przez termiczne niejednorodności w polu temperatury powierzchni oceanu, w tym powietrzu, w którym różnica temperatury powietrza i temperatury punktu rosy jest niewielka (np. 4 deg), wystarczy, że powietrze uniesie się stosunkowo niewysoko (w tym przypadku 400 m nad powierzchnię oceanu) i rozpoczną się procesy kondensacji, z którymi związane jest wydzielanie się utajonego ciepła kondensacji. Od poziomu kondensacji występująca równowaga chwiejna zamieni się na równowagę skrajnie chwiejną i prądy konwekcyjne od podstawy chmury gwałtownie się zintensyfikują. Wobec dużego zasobu pary wodnej w powietrzu wydzielanie dużych ilości utajonego ciepła kondensacji odbywać się będzie w miąższej warstwie powietrza i prędkość unoszenia się powietrza będzie wzrastać. Ponieważ wartość maksymalnej prężności pary wodnej jest jedynie funkcją temperatury powietrza, im wyższa temperatura powietrza w takich warunkach (w pasacie, gdzie wzbogacanie się powietrza w parę wodną odbywa się bez przeszkód), tym silniejsza chwiejność atmosfery i większe prawdopodobieństwo rozwoju chmur burzowych i związanych z nimi gwałtownych prądów wstępujących.
    Ogólnie można powiedzieć, że w cyrkulacji pasatowej i monsunowej nad oceanami odbywa się przekaz energii cieplnej z oceanu do atmosfery, która to energia jest zamieniana następnie na energię ruchu (kinetyczną). Największe natężenie zamiany energii cieplnej na energię kinetyczną ma miejsce w strefie MSZ, w której funkcjonują mechanizmy podtrzymujące funkcjonowanie cyrkulacji atmosferycznej w komórce Hadleya (komórce cyrkulacji pasatowej - od wyżów subtropikalnych do MSZ).

2. Aby wyrobić sobie pogląd na rzeczywiste sumy opadowe należy pamiętać, że opad ten w punkcie nieruchomo położonym na powierzchni oceanu jest krótkotrwały i z reguły nie przekracza 45 minut.

3. Nie wszędzie. Na NW Pacyfiku linie szkwałów tworzące się w czasie monsunu zimowego lub bezmonsunia między Wyspami Japońskimi a Tajwanem - Filipinami przemieszczają się często z północy na południe lub z NNW na SSE. Tam też linie szkwałów mogą osiągnąć długości przekraczające 500 Mm.  Na japońskich mapach synoptycznych oznaczane są sygnaturą frontu chłodnego.

4. Prędkość wiatru powyżej warstwy tarcia określa formuła na prędkość wiatru geostroficznego (VG = (4.81·GB)/sin(fi) [m/s]). Załóżmy stały gradient baryczny (GB) typowy dla strefy międzyzwrotnikowej, równy 0.3 hPa/1°. Przy takim gradiencie barycznym prędkość wiatru geostroficznego (VG) na szerokości 30° wyniesie 2.9 m/s, na szerokości 25° - 3.4 m/s, na 15° - 5.6 m/s, a na 10° - 8.3 m/s.  Tak więc ten sam, stały i typowy gradient baryczny powoduje wystąpienie niemal trzykrotnie większej prędkości wiatru na szerokości 10° niż na 30°.