•  

Parasvöötme tsükloni tekkimine ja elukäik (30.10.2013 18:58)

Autor: Jüri Kamenik


Joonisel on kujutatud tsükloni ja antitsükloni seos troposfääri ülaosa harja ja lohuga. Pane tähele, et tsüklon tekib sinna, kus troposfääri ülaosas toimub voolude lahknemine ehk divergents ja antitsüklon sinna, kus toimub vastavalt voolude koondumine ehk konvergents.
Joonis:
P.Posti konspekt

NB! Soovitatav on eelnev tutvumine baariliste süsteemidega (mõistete) ja nendele iseloomuliku ilmaga, selleks vaata palun: Baarilised süsteemid
Peab arvestama, et mõisteid tsüklon ja madalrõhkkond kasutatakse läbisegi!

Ekstratroopiliseks ehk parasvöötme tsükloniks nimetatakse madalrõhkkonda, mille tähtsaimaks tunnuseks on seotus frontidega ja barokliinne päritolu, st kujunenud tingimustes, kus atmosfääris valitseb horisontaalne gradient temperatuuri ja kastepunkti osas. Barokliinse atmosfääri tunnuseks on külma ja sooja õhu advektsioon, sellisel juhul lõikuvad ilmakaardil isobaarid isotermidega, mida põhjustab läänevoolus tekkinud lühilaine. Parasvöötme tsüklonitele on iseloomulik nende tekkimine keskmistel laiustel (keskeltläbi 40.-70.laiuskraadid) mõlemal poolkeral. Koos kõrgrõhkkondadega on need tsüklonid ühed kõige olulisemad ilmakujundajad suuremas osas maailmas.
Parasvöötme tsüklonitele on iseloomulikud teatud arenguetapid, mida esimesena kirjeldas Norra koolkond (täpsemalt Vilhelm ja Jakob Bjerknes, Halvor Solberg ning Tor Bergeron) I maailmasõja ajal ja vahetult pärast seda. Tänapäeval on seda teooriat edasi arendatud ja täiendatud.

Parasvöötme tsüklonite tekkimine

Parasvöötme tsüklonid võivad tekkida kas tsüklogeneesi käigus või troopilise tsükloni transformatsiooni (ümberkujunemise) käigus parasvöötmeliseks. NB! Inglise keeles kasutatakse viimase juhu kirjeldamiseks mõistet "extratropical transition" ehk eesti keeles üleminek parasvöötmeliseks, kuid selle käigus toimuvad ka olulised struktuursed muutused, mistõttu pean antud juhul transformatsiooni paremaks mõisteks.
Esimesel juhul ehk tsüklogeneesi puhul on vajalik horisontaalne temperatuuri-ja kastepunkti gradient (õhumassi piirialad), st polaarfrondi piirkond, samuti vertikaalne tuulenihe ja jugavoolu maksimumkoha olemasolu, st selline koht jugavoolus, kus on tuulekiirus suurim. Selline koht asub tihti troposfääri ülaosa lohu juures. 
Nagu ülalolevalt jooniselt näha, toimub maksimumkoha ees ehk jooniselt vaadates paremal voolude ehk põhimõtteliselt õhu divergents, mis tähendab, et õhk valgub seal laiali. Kui toimub sellega seotud õhu intensiivne tõus, näiteks aktiivse tsükloni kohal, siis ei teki õhu kuhjumist, sest "üleliigne" õhk juhitakse ära. See on väga oluline tsükloni süvenemise puhul. Kui maapinnalähedastes õhukihtides areneb häiritus, aga troposfääri ülaosa tingimused selle kohal pole kirjeldatud viisil soodsad, siis häiritus hääbub.
Kuna troposfääri ülaosas valgub õhk voolude divergentsi piirkonnas laiali, siis hõrenduse vältimiseks on soodustatud madalates õhukihtides konvergents, st õhu kokkuvoolamine teatud piirkonda ja selle tõttu üles kerkimine. Õhu ülespoole liikumine ehk tõus tähendab õhurõhu langust maapinnalähedastes õhukihtides, mis toimubki arenevates tsüklonites. Tsüklon on vertikaalselt kallutatud, eriti siis, kui see on veel noor, vt allolevat joonist. Kiire süvenemine leiab aset siis, kui divergents tsükloni kohal on tugev ja püsiv, sest siis juhitakse kerkiv õhk pidevalt ära, mis tingib maapinna lähedal täiendava ülestõmbe ja rõhu languse selle tõttu.
Niisiis on tsükloni arenguks vaja, et tekiks häiritus erineva omadustega õhumassi piirialal, mille arengut toetab troposfääri ülaosas toimuv divergents.

Joonisel on kujutatud tsükloni ja antitsükloni tekkimise tingimused ning seos troposfääri ülaosa süsteemidega.
Allikas: http://apollo.lsc.vsc.edu/classes/met130/notes/chapter12/vert_struct_tilted2.html 

Troopilise tsükloni transformatsioon (ümberkujunemine) parasvöötmeliseks on teine põhiline võimalus parasvöötme tsükloni tekkimiseks. See protsess leiab aset tavaliselt 30. ja 40. laiustel, kui seal on piisavalt ülalohkusid või lühilaineid läänevoolus. Viimased on vajalikud, et troopilise tsükloni üleminek parasvöötmeliseks saaks toimuda. 
Ümberkujunemise käigus muutub madalrõhuala energiaallikas, mis on troopiliste tsüklonite puhul varjatud soojuse vabanemine keskme ümbruses olevates konvektsioonipilvedes, barokliinsetel protsessidel põhinevaks energiaallikaks, samuti saavutab süsteem seotuse külma õhumassiga ja frontidega. Selgituseks, et troopiline tsüklon on kogu ulatuses ühtlase, sooja õhumassiga ja seal pole fronte. Lisaks kõigele suureneb transformeeruva süsteemi liikumiskiirus ja selle liikumine algab või jätkub läänevoolu tõttu ida või kirde suunas. Nii võivad troopilise Atlandi ookeani kohal tekkinud orkaanid jõuda tranformeerunutena ehk siis parasvöötmeliste tsüklonitena ka Euroopasse ja mõjutada isegi Eesti ilmastikku. Ülemineku jooksul toimuvatest muutustest võib märkida veel sümmeetrilisuse vähenemist ja horisontaalmõõtmete suurenemist.

 

Parasvöötme tsüklonite elukäik 


Joonisel on kujutatud ja võrreldud kaht parasvöötme tsükloni elukäiku kirjeldavat mudelit.
Joonis:
NOAA  

Laialt tuntud ja praegugi kasutuses olev on Norra koolkonna mudel parasvöötme tsükloni struktuurist ja elukäigust. See arendati välja ilmavaatluste põhjal, sealjuures arvestati ka pilvedega, mis tekivad, kui häiritus areneb frontaaltsoonis. Selle kohaselt tekib tsüklon frontaaltsoonis, mis eraldab sooja ja külma õhumassi. Mingil põhjusel tekib frondil häiritus, mistõttu külm õhk hakkab liikuma kaugemale ekvaatori poole - tekib külm front ja soe õhk vastavalt pooluse poole (külma õhu sisse) - tekib soe front. Selle tulemusena tekib frondil laine. Edasises arengus võib laine ka hääbuda, kuid soodsatel, troposfääri ülaosa toetavatel tingimustel areneb see edasi tsükloniks.
Esimeses staadiumis on arenev tsüklon jälgitav madalates õhukihtides ning liikumiskiirus võib-olla väga suur, isegi üle 60 km/h. Satelliidifotol ei pruugi selle staadiumi algul erilist pilvisuse muutumist veel märgata, kuid lõpu poole küll. Tihti moodustub selle staadiumi jooksul vähemalt üks suletud isobaar.
Teist staadiumit nimetatakse noore tsükloni staadiumiks, mille tunnuseks on sooja sektori teke. Õhurõhulanguse kiirus tsükloni keskmes on tavaliselt suurim, kusjuures tsükloni ees langeb õhurõhk kiiremini kui tsükloni tagalas tõuseb. Isobaare kujuneb tavaliselt mitu. Välja arenevad pilvesüsteemid, mis võivad väga ulatuslikud olla, sealjuures kujuneb laussajuala sooja frondi ette, aga ka külma frondi taha. Staadiumi jooksul pilvemass ja sajualad laienevad, tsüklon areneb kõrgusesse ja etapi lõpuks hakkab liikumiskiirus aeglustuma.
Kolmandas ehk maksimaalse arengu staadiumis ei ulatu soe sektor enam tsükloni keskossa, vaid jääb eemale, ise samal ajal kitsenedes, sest külm front liigub soojast frondist kiiremini ja toimub frontide liitumine - oklusioon. Selle algus ongi enamasti märgiks, et tsüklon hakkab jõudma maksimaalse arengu staadiumisse. Õhurõhulanguse kiirus aeglustub ja viimaks peatub, ent õhurõhk on tsükloni keskmes madalaim, see võib langeda isegi alla 950 hPa, peamiselt küll ookeani kohal olevas süsteemis. Ühtlane pilvemass laguneb, järjest enam on selge taevaga alasid ja hoogsadusid, lõuna-ja lääneosas võib-olla torm. Kuna tsüklon võib selles staadiumis ulatuda troposfääri ülaosani ja horisontaalne läbimõõt enam kui 2000 km-ni, siis tavaliselt jääb tsüklon väheliikuvaks, kuid selle lääne-ja lõunaosas võivad tekkida väikesemõõdulised osatsüklonid, mis liiguvad kiiresti vastupäeva ümber peatsükloni.
Viimases ehk okludeeruva ehk täituva tsükloni staadiumis on tsüklonisse alles jäänud vaid külm (jahe) õhk, sest soe õhk on frontide liitumise tõttu üles tõrjutud ja soe sektor taandunud kaugele tsükloni lõuna-või idaossa või on tsüklon täielikult eraldunud teda tekitanud frontaaltsoonist. Õhurõhk tõuseb tsükloni keskmes vähehaaval, tagalas võib õhurõhutõus olla väga kiire, kuid see oleneb tsükloni sügavusest ja liikumiskiirusest. Sademed on enamasti hootised ja ühtlast laiaulatuslikku pilvemassi enam pole.
Tihti tekivad tsüklonid polaarfrondil järjestikku, nii et tekib mitmest tsüklonist koosnev rida, kus need on frontidega ühendatud. Seda nimetatakse tsüklonite seeriaks. Igaüks neist on erinevas arengustaadiumis, kusjuures läänepoolseim on noorim, idapoolseim vanim ja võib-olla juba hääbumisstaadiumis.  Iga järgmine tsüklon liigub eelmisest lõunapoolsemat teed pidi.

1990. aastatel arendati välja Shapiro-Keyseri mudel, mille autorid uurisid ookeanide kohal arenevaid parasvöötme tsükloneid. Selle mudeli kohaselt on alguses samuti frontaaltsoon, kus häirituse mõjul hakkab arenema laine, ent erinevus Norra mudelist tuleb sisse noore tsükloni staadiumis, kui külm front eraldub soojast frondist (tsükloni keskmest) ja liigub viimasega risti sooja sektorisse. See tähendab põhimõtteliselt seda, et frondid ei kohtugi ja seega pole ka frontide okludeerumist. Selle asemel toimub tsükloni maksimaalsesse arengustaadiumi jõudmisel nn soe oklusioon ehk soe front käändub tsükloni keskme taha ja viimaks ka ette, st keskmest lõuna poole, samal ajal ümbritseb külm õhk tsükloni keskmes ja selle lähedal oleva sooja õhu. Kujuneb warm seclusion, st et parasvöötme tsüklon omandab aluspinna lähedases õhukihis troopilisele tsüklonile iseloomulikke jooni, nagu keskmes olev selgema taevaga ala, mida ümbritsevad konvektsioonipilved. Väga intensiivsetes tsüklonites tekib maapinnalähedane "soe südamik" (inglise keeles warm-core), kus on jälgitav ka konvektsioon. See ala võib meenutada isegi orkaani silma, mille ümbruses puhuvad orkaanitugevusega tuuled ja võib kõvasti sadada.  Sellise olukorra väljakujunemine on seotud varjatud soojuse vabanemisega veeauru kondenseerumisel.
On uuritud tingimusi, mille puhul on üks või teine evolveerumisviis eelistatud. See sõltub sellest, millised on troposfääri kesk-ja ülaosas õhuvoolud ja millise jugavoolu osaga on madalrõhkkond seotud. Kui tsüklon on seotud konvergentse (kokkujooksvate voolude) piirkonnaga, siis on eelistatud areng Shapiro-Keyseri mudeli järgi ja kui divergentse ehk lahknevate voolude piirkonnaga, siis Norra koolkonna mudeli kohaselt.

Eelmised artiklid:

Baarilised süsteemid (24.10.2013) Ilmateadetes räägitakse tihti tsüklonitest ja kõrgrõhkkondadest ning nende mõjust ilmale. Mis need sellised on, kuidas neid saab kindlaks teha jne, sellest tulebki juttu.

Õhuosake (22.09.2013)

Aeroloogia (22.09.2013)

Rossby laine (15.06.2013) Planetaarne ehk Rossby laine on troposfääri ülaosas läänest itta kulgeva õhuvoolu meander. Need tekivad Coriolisi jõu sõltumise tõttu laiuskraadist (mida väiksem laius, seda nõrgem on Coriolisi jõu mõju). Rossby lainetel on ilmale ja ilmastikule otsene mõju, sest need määravad polaarfrondi vonklemise.

Vulkaaniline tuhk tekitab Bishopi rõngaid (21.04.2013) Väga hea foto Bishopi rõngast. Autor Peter-Paul Hattinga Verschure Vulkaani atmosfääri paisatud tuha tõttu võib tekkida spetsiifiline optiline nähtus – see on Bishopi rõngas. Selle tekkeks on vaja võrdlemisi suurt aerosooli (suitsu või vulkaanilise tuha)  kontsentratsiooni.

Aerosool (22.02.2013)

Kagutsüklonid (11.02.2013)

Kas on peale külma talve loota sooja suve? Õhuvoolud ja tsirkulatsioon (10.02.2013) Eesti ilmastikku kujundavad tsirkulatsioon ja õhumassid. Kui need erinevused on suured (NAO positiivne faas), siis valitseb läänevool, mis põhjustab suvel niiske ja vahel ka jaheda, kuid mitte alati ning talvel sooja ja samuti niiske ilmastiku. Kui õhurõhuerinevused on väikesed (NAO negatiivne faas), siis läänevool nõrgeneb ja suvel võib mõjule pääseda lõuna-või idavool, tuues sooja või palavat ilma, kuid talvel jällegi väga külma ilma (Siberi kõrgrõhkkond laieneb Euroopani).

Lõunatsüklon (09.02.2013) Lõunatsüklon on tsüklonite liik, mille soe sektor on täidetud troopilise õhumassiga.

Tuulekülm - tajutav temperatuur (27.01.2013) Foto: Annely Ahse Tuulekülm ehk tajutav temperatuur on tuule tõttu tegelikust temperatuurist madalam. Tajutava temperatuuri reaalajas leiab  ilm.ee linnade leheküljelt klõpsates klahvile "rohkem andmeid".Tuulekülm on kraadides välja pandud Eesti ilmateenistuse EMHI kodulehe ilmavaatluste kaardile (Ilmavaatlused - Tuulekülm)

Gradienttuul ja geostroofiline tuul (07.01.2013) Foto: Kristina:) Atmosfääris on õhk pidevas liikumises, mida põhjustab kaks jõudu -  õhurõhu gradientjõud (lihtsamalt öeldes õhurõhuerinevused) ja gravitatsioon (Maal raskusjõud). Kui õhk on juba liikuma hakanud, siis mõjub liikuvale õhuhulgale pidevalt Coriolisi jõud, raskuskiirendus, sisehõõre ning ülemiste õhukihtidega seotud mõjud. Pidevalt kujuneb välja dünaamiline tasakaal nende jõudude vahel.

Coriolisi jõud (21.12.2013) Pilt: gravitationalpropulsion.com Coriolisi efekt on näiline jõud, mis tekib pöörlevas (mitteinertsiaalses) taustsüsteemis ja kallutab liikuvaid objekte oma esialgsest suunast kõrvale. Ka Maal mõjub Coriolisi jõud, sest maakera pöörleb. Coriolisi jõud kallutab liikuvaid objekte põhjapoolkeral paremale ja lõunapoolkeral vasakule. Jõud on suurim poolusel ning puudub ekvaatoril.

Halonähted (01.12.2013)

Positiivne välk (07.07.2013)

Pilveelement (07.07.2013)

Pagi (07.07.2013)

Altocumulus castellanus (07.07.2013)

Uduvikerkaar (20.06.2013)

Antisolaarne punkt (20.06.2013)

Mesosfäär (20.06.2013)

Helkivad ööpilved (25.06.2013)

Optikanähtused (20.06.2013)

Ilmaennustamine (12.06.2013)

Väljavaade (12.06.2013)

Meteoroloogia (12.06.2013)

Äikese- ja konvektsiooniindeksid, äikese liikumine (26.05.2013)

Rahe (13.05.2013)

Sissevool (12.05.2013)

Ci vertebratus, sulgpilved (24.04.2013)

Ci uncinus, kassiküüned (24.04.2013)

Kelvin-Helmholtz (16.04.2013)

Külm front (16.04.2013)

Virga (16.04.2013)

La Niña (09.04.2013)

El Niño (09.04.2013)

Õhumassid (25.03.2013)

Atmosfäär (25.03.2013)

Jugavool (25.03.2013)

Sünoptika (25.03.2013)

Radar (09.03.2013)


Архив

Telefon: 6 565 655

E-post: ilm@ilm.ee

Rohkem: Kontakt | Reklaam