W okresie jesienno-zimowym powstaje wiele głębokich układów niskiego ciśnienia, z których część później daje się we znaki mieszkańcom Starego Kontynentu. Przynoszą one przede wszystkim wichury o huraganowej sile, wysokie fale na wybrzeżach, silne opady deszczu oraz niekiedy śnieżyce i gwałtowne burze. W jaki sposób powstają i co przyczynia się do ich rozwoju? Odpowiedzi na te pytania znajdują się w poniższym artykule.
Zdjęcie satelitarne głębokiego układu niskiego ciśnienia „Dirk” nad zachodnią Europą, wykonane 23 grudnia 2013 r. Minimalne ciśnienie w jego centrum spadło poniżej 930 hPa (źródło: NASA)
Aby mówić o cyklogenezie niżów z „naszej” strefy geograficznej, najpierw należy skupić uwagę na Słońcu – bowiem to ono jest odpowiedzialne za rozkład temperatury na naszej planecie. W niskich szerokościach geograficznych bilans radiacyjny jest dodatni, gdyż Ziemia wraz z jej atmosferą pochłania więcej energii niż oddaje, natomiast w wyższych szerokościach geograficznych jest odwrotnie. Dlatego też w strefie międzyzwrotnikowej występuje relatywnie wysoka średnia roczna temperatura powietrza, natomiast w wyższych szerokościach geograficznych jest znacznie niższa.
Powstawanie niżu w modelu norweskim. W początkowej części następuje rozwój zafalowania na froncie polarnym oddzielającym zróżnicowane masy powietrza. W następnej fazie niż się pogłębia, wykształcając przy tym dwie wyraźne strefy frontowe – front ciepły oraz front chłodny. W późniejszym stadium front chłodny dogania front ciepły i powstaje zjawisko okluzji. Niż z czasem słabnie i ulega wypełnieniu (źródło: NOAA)
Kierując się teorią ogólnej cyrkulacji atmosfery ziemskiej, w naszej strefie geograficznej zderzają się dwie główne masy powietrza – jedna płynąca od zwrotników zgodnie z komórką cyrkulacyjną Ferrela, oraz druga, płynąca od strony biegunów. Ze względu na kontrast termiczny pomiędzy tymi masami nie mieszają się one ze sobą, natomiast na ich granicy powstaje front polarny. Na tym froncie tworzą się niże umiarkowanej szerokości geograficznej, które w przypadku zaistnienia sprzyjających warunków, mogą przekształcić się w prawdziwe „monstra”.
Swoistym „paliwem” napędzającym układy niskiego ciśnienia są górno-troposferyczne polarne prądy strumieniowe, z którymi związane są bardzo silne wiatry w górnej troposferze, nierzadko przekraczające prędkość 300 km/h. Ich powstawanie wiąże się ze znacznymi różnicami ciśnienia występującymi pomiędzy skrajnie termicznie masami, które postępują wraz z wysokością. W ich strefie ponadto pojawiają się duże pionowe oraz kierunkowe uskoki wiatru.
Fala Rossby’ego nad Atlantykiem (model GFS z godz. 06 UTC). W strefie jej przedniej części następuje rozwój głębokiego niżu, który w najbliższych godzinach zagrozi mieszkańcom Wysp Brytyjskich. W tylnej części fali (gdzie występuje konwergencja wiatrów w górnej troposferze) następuje osiadanie powietrza i rozwój ośrodka wyżowego (źródło: Weatheronline)
Górna fala krótka (źródło: ESTOFEX)
Z górno-troposferycznymi polarnymi prądami strumieniowymi wiążą się pojęcia fali Rossby’ego oraz górnych fal krótkich. Fala Rossby’ego jest to fala długa o długości do kilku tysięcy km, która rozdziela powietrze cieplejsze z południa oraz chłodniejsze z północy. Na półkuli północnej zwykle w jednym czasie występuje ich od 4 do 6. Natomiast górna fala krótka jest to fala o długości krótszej niż fala Rossby’ego, znajdująca się w jej strefie i zlokalizowana zwykle między wysokością geopotencjalną 500 a 700 hPa.
Aby powstał głęboki niż, najpierw musi dojść do rozwoju zaburzenia (fali krótkiej) na froncie stacjonarnym oddzielającym dwie skrajne termicznie masy powietrza – chłodnego z północy oraz cieplejszego z południa. Górna fala krótka powoduje utworzenie baroklinowości – w zachodniej części fali następuje adwekcja chłodu, natomiast we wschodniej części fali następuje adwekcja ciepła. W centrum zafalowania ciśnienie nieznacznie się obniża. W zachodniej części fali pojawia się front chłodny, natomiast po jej wschodniej stronie, front ciepły.
Górna fala krótka prowadzi przede wszystkim do wystąpienia ruchów wznoszących w przedniej części fali Rossby’ego, związanych ze strefą dywergencji wiatrów w górnej troposferze. Przednia część fali Rossby’ego, która znajduje się nad dolnym niżem barycznym, przyczynia się do jego intensyfikacji. Im większa prędkość przepływu powietrza w tej strefie, tym silniejsza baroklinowość i układ niskiego ciśnienia może być głębszy. Niekiedy spadek ciśnienia w ciągu 24 godzin przekracza 24 hPa – w języku angielskim określa się tego typu niże terminem „bomb”. Chłodne powietrze w takich układach zbliżając się do centrum, wypycha cieplejsze powietrze do góry w kształcie spirali, co często prowadzi do powstania tzw. „oka”, charakterystycznego bardziej dla cyklonów tropikalnych niż dla układów niżowych z naszej strefy klimatycznej.
Znaczny gradient poziomy ciśnienia prowadzi do powstania huraganowych porywów wiatru przy powierzchni ziemi, a w przypadku powierzchni wody – wysokich fal morskich. Przykładem z ostatnich dni jest układ niskiego ciśnienia „Tini”, który zaznaczył swoją obecność przede wszystkim na Wyspach Brytyjskich. Ciśnienie w centrum układu spadło z poziomu 984 hPa do 954 hPa i to w ciągu zaledwie 11 godzin.
Położenie oraz głębokość układu niskiego ciśnienia „Tini” – po lewej z 11 lutego 2014 r. godz. 23:00 CET, po prawej z 12 lutego 2014 r., godz. 10:00 CET (źródło: UQAM Weather Centre)
Tak głębokie układy niskiego ciśnienia rozwijają się najczęściej nad większymi akwenami wodnymi, jednak od czasu do czasu dzięki sprzyjającym warunkom meteorologicznym „zapuszczają się” głębiej w ląd. Tam z kolei – dzięki znacznej baroklinowości – mogą nie tylko utrzymać swoją moc, ale nawet w dalszym ciągu się pogłębiać. Siłę tego typu układów wielokrotnie odczuli także mieszkańcy naszego kraju – „Cyryl” w 2007 r., „Emma” w 2008 r. czy też „Xaver” z 2013 r. – to jedne z najczęściej wymienianych przykładów.
Drzewa powalone przez silny wiatr w trakcie przechodzenia nad Polską głębokiego układu niskiego ciśnienia „Cyryl” (źródło: Regionalna Dyrekcja Lasów Państwowych we Wrocławiu)
Z czasem jednak każdy niż, nawet rekordowy pod wieloma względami, słabnie i ulega stopniowemu wypełnieniu. Jako że front chłodny przemieszcza się szybciej niż front ciepły, z czasem następuje ich połączenie i dochodzi do okluzji niżu. Chłodne powietrze wypycha ciepłe do góry, następuje jego ochłodzenie, a niż staje się wysokim układem barycznym, który z czasem zaczyna się wypełniać. Jednocześnie dochodzi do zaniku zokludowanego wycinka frontu, a wraz z nim zaburzenia na linii frontu.
Układy niskiego ciśnienia powstają o każdej porze roku – jednak najsilniejsze i najgłębsze niże w naszej szerokości geograficznej występują w okresie chłodnym, kiedy zróżnicowanie termiczne mas powietrza jest największe. Na obszarze Polski często wiążą się z załamaniem pogody, w tym zwłaszcza z występowaniem silnych, często huraganowych porywów wiatru, prowadzących nierzadko do wystąpienia rozległych zniszczeń. Prognozowanie zjawisk atmosferycznych związanych z tymi układami jest pod pewnymi względami trudne, a pod pewnymi względami łatwe – obszar oddziaływania zazwyczaj jest dużo większy niż w przypadku typowych letnich burz (poza układami typu MCS, w tym zwłaszcza derecho), ale ze względu na to, że zazwyczaj tego typu układy rozwijają się bardzo dynamicznie, trudno jest przewidzieć z największą dokładnością obszar wystąpienia najsilniejszych zjawisk. Niemniej nie można lekceważyć ostrzeżeń pogodowych, których przy głębokich, dynamicznych układach niskiego ciśnienia, w ogólnodostępnych mediach i na stronach o tematyce pogodowej (w tym zwłaszcza u nas) nie brakuje.
Źródła:
1. Meteorologia i klimatologia, pod red. K. Kożuchowskiego, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 2012.
2. http://www.theweatherprediction.com/charts/700/
3. http://www.atmos-chem-phys-discuss.net/3/2101/2003/acpd-3-2101-2003-print.pdf
