Cyrkulacja atmosfery

Cyrkulacja monsunowa

Ogólną cyrkulację powietrza atmosferycznego zakłócają wiatry zmienne wynikające z regionalnych i lokalnych zmian temperatury i ciśnienia powietrza. Istotnym czynnikiem modyfikującym ogólny rozkład temperatury powietrza a także ciśnienia atmosferycznego na kuli ziemskiej jest rozmieszczenie powierzchni lądowych i wodnych a więc oceanów, mórz, i jezior. Nad niektórymi obszarami na Ziemi zaznacza się wyraźna sezonowa zmiana przeważających kierunków wiatru na przeciwne, bądź zbliżone do przeciwnych. W szerokościach międzyzwrotnikowych przyczyna tej zmiany związana jest z wysokością górowania Słońca. W szerokościach pozazwrotnikowych okresowe zmiany kierunku wiatrów wywołane są różnicami w nagrzewaniu się powierzchni lądowych i wodnych. Te okresowe wiatry zmieniające swój kierunek na przełomie lata i zimy noszą nazwę monsunów. (arab. mau-sim- sezon, pora roku). W związku z tymi zmianami wyróżnia się cyrkulację monsunową, która wchodzi w skład globalnej cyrkulacji atmosferycznej na kuli ziemskiej, a raczej ją zaburza. Latem nad silnie ogrzanym lądem azjatyckim powstaje bardzo głęboki niż baryczny, a nad masami wód oceanicznych oblewających ten kontynent, znacznie chłodniejszymi tworzy się wyż baryczny. Zaburza to ogólny kierunek cyrkulacji atmosferycznej na tych obszarach i powoduje wytworzenie się lokalnych wiatrów sezonowych zwanych monsunami.  Monsuny zmieniają swój kierunek na przeciwny w zależności od pory roku.

Można wyodrębnić dwa rodzaje monsunów:

• monsun letni (morski) z pogodą deszczową, związaną z niskim ciśnieniem nad lądem i wysokim nad morzem
• monsun zimowy (lądowy) z pogodą suchą, spowodowaną wysokim ciśnieniem nad lądem i niskim nad morzem.

Podczas monsunu letniego wiatr wieje z morza w stronę lądu, w monsunie zimowym - odwrotnie. Latem ląd nagrzewa się szybciej niż woda, więc ciśnienie powietrza nad nim spada. Pojawiają się gwałtowne wiatry wiejące znad morza w głąb lądu. Zimą niże tworzą się nad cieplejszymi wodami, co przyczynia się do wiania monsunów od lądu w stronę morza (wiatry wieją z wyżu do niżu). Wiatr wiejący w ciepłej porze roku z oceanu na ląd jest to monsun letni. W półroczu letnim monsuny wieją z morza na ląd, w zimie z lądu nad morze. Powstają one w wyniku dużych różnic temperatur, a w związku z tym ciśnienia między lądem a morzem. W okresie letnim ląd nagrzewa się bardziej niż morze. Nad lądem powstaje wskutek tego obszar obniżonego ciśnienia, powodujący spływ powietrza dołem z oceanu na ląd. Górą natomiast powietrze przemieszcza się w tym czasie w przeciwnym kierunku - z lądu w kierunku oceanu. W chłodnej porze roku ocean jest cieplejszy od lądu, co powoduje że wiatr wieje w przeciwnym kierunku - z lądu na ocean. Jest to monsun zimowy. Wiatr ten jest zwykle słabszy od monsunu letniego. Monsuny najsilniej rozwijają się w strefie południowych wybrzeży Azji. Zaznaczają one swoją obecność także na Półwyspie Indyjskim, w południowo- wschodniej, Azji, oraz na niewielkiej części Australii. Jest to spowodowane wyjątkowo dużymi różnicami temperatury, jakie powstają pod wpływem olbrzymiego kontynentu Azji silnie nagrzanego latem, a oziębionego podczas zimy. Pora występowania monsunu jest bardzo istotna dla rolników. Najważniejsze dla nich jest by monsun letni, przynoszący z nad oceanu deszcze nadszedł w oczekiwanej porze. Długie i obfite ulewy rozpoczynają się na przełomie maja i czerwca. Wysuszona ziemia, która przyjęła wodę zostaje przygotowana pod uprawy. Silne i gwałtowne opady nawadniają pola przez pięć miesięcy. Pod koniec października następuje okres suchy, kiedy to monsun zimowy przynosi suche, pozbawione wilgoci powietrze z głębi kontynentu.

Bryza

Podobne zakłócenia, jakie powodują monsuny w skali rocznej, w ciągu doby powodują wiatry powstające na obszarach kontaktu lądu z morzem i są to tzw. bryzy. Bryza jest to wiatr wiejący na wybrzeżu morskim. Zmiany kierunku wiatru wywołane są różnicami w nagrzewaniu się lądu i morza. W dzień ląd nagrzewa się szybciej niż woda, dlatego cieplejsze powietrze nad lądem unosi się, a na jego miejsce pojawia się chłodniejsze i wilgotniejsze powietrze znad morza. Zatem bryza dzienna (bryza morska) wieje znad morza w kierunku lądu. W nocy natomiast woda oddaje szybciej ciepło niż ląd. Zjawisko powtarza się, ale wiatr wieje w przeciwnym kierunku. Bryza dzienna obejmuje swoim zasięgiem warstwę powietrza o grubości 1 km. Jeżeli temperatura powietrza zmieni się zdecydowanie, często można odczuć front bryzy morskiej. Powietrze wtedy unosi się i powstają chmury kłębiaste. Nadejście bryzy morskiej może także przyczynić się do rozwoju chmur dających opad. Bryza nocna (bryza lądowa) przynosi na wodę suche powietrze znad lądu. Jej zasięg to ok. 20-30 km od linii brzegowej w stronę wody. Bryza lądowa rozpoczyna się przeważnie około północy i trwa do świtu. Z uwagi na mniejsze różnice temperatury pomiędzy lądem a morzem w nocy zasięg bryzy nocnej jest mniejszy, niż dziennej. W stronę lądu jest on więc wyraźnie mniejszy i uzależniony od charakteru powierzchni. Cyrkulacja bryzowa rozwija się szczególnie intensywnie na wybrzeżach w szerokościach podzwrotnikowych. W szerokościach umiarkowanych wyraźne bryzy zaznaczają się latem przy pogodzie słonecznej i cichej. Zjawisko bryzy znane i wykorzystywane jest od dawna przez rybaków, którzy wypływają na połów w nocy z bryzą lądową, a powracają z bryzą morską (dzienną). Procesy podobne do bryzy mogą także powstać nad dużymi jeziorami. Dużą rolę odgrywa wtedy głębokość zbiornika wodnego. Płytkie jeziora nagrzewają się szybciej zmniejszając różnicę temperatury pomiędzy lądem a wodą. Wielkie Jeziora Kanady wywołują takie samo zjawisko występowania bryzy, jak w przypadku mórz i oceanów. Płytkie jeziora na płaskim terenie wytwarzają słabą bryzę, jeżeli natomiast otoczone są one przez wzgórza lub góry, które silnie nagrzewają się podczas dnia, wtedy bryza jeziorna bywa intensywniejsza.

Wiatry dolinne i górskie

W regionach górskich również występują wiatry lokalne zmieniające kierunek w ciągu doby. Wiatry dolinne i górskie są to wiatry wywołane różnicami w nagrzewaniu oraz ochładzaniu się den dolin i zboczy gór. Przyczyną wiatrów dolinnych i górskich jest różnica pomiędzy temperaturą powietrza przylegającego do zbocza a temperaturą powietrza znajdującego się nad dnem doliny na tej samej wysokości. Podczas dnia zbocza zwłaszcza o ekspozycji południowej nagrzewają się silniej. Powietrze także się nagrzewa, rozpręża i unosi się do góry po stokach.  Wieje wtedy ciepły wiatr dolinny. Na miejsce powietrza uniesionego napływają nowe porcje powietrza z niższych partii zboczy i z dna doliny. Wiatry dolinne są nieraz przyczyną powstawania potężnych chmur kłębiastych nad grzbietami górskimi w ciągu dnia. Wiatry dolinne pojawiają się zwykle tuż po wschodzie Słońca, zanikają natomiast całkowicie o zachodzie. Mogą one osiągać prędkość do 20 km/h.

Nocą natomiast następuje pod wpływem grawitacji spływ cięższego chłodniejszego powietrza po zboczach w kierunku dna doliny. Wieje w dół chłodny, nocny wiatr górski.  Przy powierzchni gruntu wiatr górski jest słabszy, niż wiatr dolinny a jego prędkość może wynosić do 12 km/h. Podczas dni słonecznych występują wyraźne wiatry dolinne. W noce bezchmurne występują natomiast wiatry górskie, które dają spływ ochłodzonego powietrza od strony gór, gdzie wiatr wywołał nadwyżkę ciśnienia, w stronę doliny o stosunkowo niższym ciśnieniu.

Fen

Fen to silny, porywisty, ciepły, suchy wiatr wiejący z gór. Znany jest od dawna w Alpach, z niemieckiego fohn. Występuje w Karpatach, Sudetach, w zachodniej części Kaukazu, w górach Azji Środkowej, w Ałtaju, na wschodnich zboczach Gór Skalistych, a także na Grenlandii i Islandii. W różnych krajach nosi nazwy lokalne np. halny w Tatrach, polak po czeskiej stronie Sudetów, lub chinook w Górach Skalistych. Warunkiem powstania tego wiatru jest różnica ciśnienia atmosferycznego po obu stronach bariery górskiej. Zmiana ta wymusza ruch powietrza. Powietrze napotykając góry unosi się, ochładzając o ok. 0,6° na 100 m wysokości. W czasie unoszenia się powietrza następuje kondensacja pary wodnej – tworzą się chmury i deszcze. Suche już powietrze przekracza barierę szczytów górskich i opada po drugiej stronie ku dolinom. Opadając, ogrzewa się, o ok. 1° na 100 m. Stąd też wiatry fenowe są suche oraz znacznie cieplejsze niż powietrze na tej samej wysokości po przeciwnej stronie gór. Im wyższa jest bariera górska, tym ta różnica może być większa. Wiatr typu fenowego po stronie układu niżowego jest ciepły, suchy, czasem bardzo porywisty i silny, a podwyższenie temperatury i spadek wilgotności powietrza, zwane ogólnie efektem fenowym odczuwane będą jeszcze na znacznych odległościach od gór, np. w Krakowie, przy wiejącym halnym. Ten typ wiatru jest dość często notowany, mniej więcej kilkadziesiąt razy w ciągu roku. W zimie powoduje gwałtowne topnienie, a nawet bezpośrednie parowanie śniegu. Latem efekt fenowy wywołuje nieraz gwałtowne wysuszenie i opad liści. Fen przynosi czasem ocieplenie rzędu 10-20°C w ciągu doby. W Polsce ten typ wiatru występuje w Karpatach i Sudetach.  W Sudetach z uwagi na mniejsze wysokości względne siła wiatru i efekt fenowy są słabsze niż np. w Tatrach. Regionalne nazwy wiatru fenowego to chinook w Górach Skalistych, halny w Tatrach, fohn w Alpach, czy zonda w Andach.

Bora

Bora jest to chłodny, suchy i porywisty wiatr wiejący głównie na wybrzeżu dalmatyńskim. Powstaje najczęściej zimą, gdy nad lądem tworzy się ośrodek wysokiego ciśnienia, a nad morzem przeważa ciśnienie niskie. Zimne powietrze gromadzi się za Górami Dynarskimi, później przekracza barierę górską i opada w stronę wybrzeża. Wiatr ten przechodząc nad morzem nasyca się wilgocią. Stąd nazwa ta, a dokładniej bora scura (bora ciemna), używana jest na włoskim wybrzeżu południowego Adriatyku dla określenia chłodnego i wilgotnego wiatru wiejącego od strony morza. W Noworosyjsku nad Morzem Czarnym wiatr tego typu osiąga prędkość ponad 100 km/h i towarzyszą mu spadki temperatury powietrza w górach nawet do -35°C. Bardzo silne wiatry typu bora wieją też z wnętrza Antarktydy. Bora odczuwalny jest także na Spitsbergenie i Nowej Ziemi. Mistral to lokalna nazwa bory wiatr ten jest odczuwalny dolinie Rodanu w Prowansji, jako zimny wiatr spadający z Masywu Centralnego, lub przedgórza Alp w kierunku Morza Śródziemnego. Inne nazwy tego typu wiatru to koszawa w Karpatach, czy Santa Ana w Kalifornii.

Cyklony tropikalne

Powstawanie cyklonów tropikalnych związane jest z układem niskiego ciśnienia, w którym nie występują fronty atmosferyczne. Niezbędnym warunkiem do powstania cyklonów jest temperatura wody powyżej 26°C. Cyklony tworzą się wyłącznie w szerokościach geograficznych 5-25° na obu półkulach. Odległość od równika powinna wynosić co najmniej 500 km. Zmienność prędkości wiatru z wysokością w całej troposferze powinna być niewielka. Pozwala to na "zorganizowanie się" chmur konwekcyjnych w układ cykloniczny.  Cyklon tropikalny nazywany jest  huraganem (na Atlantyku i wschodnim Pacyfiku), tajfunem (na północno-zachodnim Pacyfiku), bądź cyklonem tropikalnym (w południowo-zachodniej części Oceanu Indyjskiego). Cyklony tropikalne mogą powodować katastrofalne zniszczenia. W najsilniejszych huraganach rekordowa prędkość wiatru, szacowana na podstawie ciśnienia w centrum, przekracza 85 m/s (305 km/h). Najsilniejsze wiatry wieją na ogół w połówkach cyklonów bardziej oddalonych od równika, gdyż do prędkości związanej z cyrkulacją cykloniczną dodaje się tam prędkość przemieszczania samego układu. Centrum czyli w tzw. oku cyklonu o średnicy do kilkudziesięciu kilometrów niebo jest bezchmurne, i wieje niewielki wiatr. Odnotowuje się tam silne prądy wstępujące i najniższe ciśnienie. Wokół oka cyklonu wirują bardzo silne wiatry, którym towarzyszą potężne chmury przynoszące ulewne deszcze.

Wiatry lodowcowe

Są to zimne porywiste wiatry, które spadają zawsze z zimnych powierzchni lodowców na niżej położone cieplejsze obszary. Koniecznym warunkiem do zaistnienia tego rodzaju ruchów powietrza jest kompresja powietrza wywołana osiadaniem zimnego powietrza z wyższych warstw nad lodowcem, bądź lądolodem. Istotna jest także siła gradientu barycznego, oraz siłą grawitacji. Wiatry lodowcowe spotykane są w górach o dużym zasięgu pól lodowcowych, a także na Grenlandii i na Antarktydzie.