•  

Antitsüklonite tekkimine ja areng (27.01.2013 00:00)

Autor: Jüri Kamenik

27.01.2011 Tallinnas
Kõrgrõhkkonna e. antitsükloni tõttu oli näiteks 27.1.2011. a. võimalik nautida selgemat ilma. Kuidas tekivad ja arenevad antitsüklonid?


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

NB! Soovitatav on eelnev tutvumine baariliste süsteemidega (mõistete) ja nendele iseloomuliku ilmaga, selleks vt palun: Baarilised süsteemid
 

Antitsüklon ja selle iseloomustus

Antitsüklon ehk kõrgrõhkkond on suuremõõtmeline õhupööris atmosfääris, kus toimub õhu aeglane laskumine. Õhurõhk on kõige kõrgem antitsükloni keskmes ja selle äärte poole liikudes väheneb. Õhk liikumine toimub kõrgrõhkkonnas põhjapoolkeral päripäeva ja lõunapoolkeral vastupäeva (tsüklonite puhul on vastupidi). Kõrgrõhkkonna keskmega (neid võib ka mitu olla) ei ole seotud ükski front, kuid perifeeriasse (äärealadele) võib mõni front ulatuda, näiteks võib suvel kõrgrõhkkond olla ilmakaardil vaadates nagu tsükloni soe sektor, sel juhul on see piiritletud sooja või külma frondiga. Samuti võivad erinevad, kuid kõrvutiasetsevad kõrgrõhkkonnad ise olla eraldatud frontidega. On võimalik ka selline olukord (kõrgrõhkkond Yana), sest kõrgrõhkkonna lääne- ja idaosas on õhumass sageli erinevate omadustega.
Kuigi teoreetiliselt peaks antitsüklonites ilm olema selge, siis tihti, eriti sügisel ja talvel, tekib aluspinna tugeva jahtumise tõttu inversioonikiht ja sellega seotud madal kihtpilvisus või udu ning ilm võib seetõttu ka kõige võimsamates kõrgrõhkkondades olla niiske ja sombune. Tuuled on tavaliselt nõrgad, sest õhurõhugradient on väike, ent lääneosas võib ka tugev tuul puhuda, kui madalrõhkkonnaga tekib vastasseis.

 

 

 

 

Parasvöötme antitsüklonite tekkimine 

Parasvööde jääb läänetuulte tsooni. See läänevool ulatub horisontaalselt vööna ümber planeedi ja vertikaalselt vähemalt tropopausini, kusjuures voolus võivad tekkida ja tüüpiliselt tekivadki lained, millega käib kaasas ka jugavool. Põhimõtteliselt üht sellist lainet näebki ülaloleval joonisel. Laine põhi moodustab ülaosa lohu, mille järel troposfääri ülaosas voolujooned koonduvad ehk põhimõtteliselt õhk koondub ehk toimub konvergents. Sellises piirkonnas hakkab õhk ulatuslikul alal laskuma ja nii saab alguse parasvöötmes tuttav kõrgrõhkkond. Tihti tekib selline antitsüklonaalne areng kiiresti liikuva tsükloni või lohu järel, millega seotud külma frondi järel toimub intensiivne külma õhu advektsioon ja samal ajal jääb selle ala kohale troposfääri ülaosas voolude koondumisala - õhk hakkab suurel maa-alal laskuma.
Mõnikord kasvab läänevoolus tekkinud laine väga suureks, mida nimetatakse siis Rossby laineks. Sellisel juhul deformeerub tavapärane läänevool, asendudes meridionaalse vooluga, millega käib kaasas ka jugavool. Kuna selline ulatuslik Rossby laine võib jääda statsionaarseks, siis sellega koos püsib samuti meridionaalne õhuvool ja suuremõõtmeline kõrgrõhkkond - tekib atmosfääri blokeering. Nii juhtus näiteks 2010. aasta suvel Euroopas ja selline olukord põhjustas kuumalaine Venemaal.

Joonisel on kujutatud tsükloni ja antitsükloni tekkimise tingimused ning seos troposfääri ülaosa süsteemidega.
Allikas:

Parasvöötme antitsüklonite elukäik ja liikumine

Parasvöötme antitsüklonite puhul eristatakse kolme arengustaadiumit.
Esimest neist nimetatakse kujunemis- ehk noore antitsükloni staadiumiks, mille jooksul on see baariline süsteem veel madal, st ulatub kuni 3 km  kõrguseni, suhteliselt väikese horisontaalse ulatusega ja võib liikuda üpris kiiresti. Kui tingimused on soodsad, siis tõuseb noores antitsüklonis õhurõhk kiiresti.
Sellele järgneb maksimaalse arengu staadium, mille jooksul saavutab antitsüklon oma suurimad mõõtmed (läbimõõt võib tuhandeid km olla) ja võib kasvada vertikaalselt kuni tropopausini, kuid võib ka vaid 4-5 km kõrguseks jääda. Õhurõhk võib keskmes olla üle 1030 hPa ja püsib muutusteta või tõuseb/langeb aeglaselt. See etapp võib püsida palju päevi, isegi enam kui nädala. Maksimaalses arengustaadiumis on sellel ilmakaardil kõrgrõhkkond nimega Oldenburgia või suurepärane näide Cooper, mille keskmes oli õhurõhk kuni 1060 hPa. Viimaseks etapiks on laguneva antitsükloni staadiumi. Seda iseloomustav esialgu õhurõhu langus ja hiljem juba ka pilvisuse suurenemine - suvel võib areneda konvektsioon.
Erinevalt tsüklonitest ei allu kõrgrõhkkonnad kuigi hästi juhtvoolule, st õhuvoolule umbes 3-5 km kõrgusel ning võivad liikuda seetõttu ebareeglipäraselt või ootamatult. Näiteks 2010. aasta oktoobri alguses liikus kõrgrõhkkond Venemaa lääneosast üle Baltimaade lääne poole, seega vastu üldisele läänevoolule. Siiski võib öelda, et ringikujuliste isobaaridega antitsükloni kese liigub suurima õhurõhutõusu suunas, kuid kui kõrgrõhkkond on väljavenitatud (ellipsikujuliste) isobaaridega, siis suurima õhurõhu kasvu ja antitsükloni pikema pooltelje vahelisele alale.

Subtroopilise maksimumi tekkimine ja Hadley tsirkulatsioon

Ristlõige Hadley tsirkulatsioonist. See õhuringlus on väga oluline soojuse transportija ekvatoriaalsetelt aladelt pooluste suunas.
Joonis: D.Windrim (2004 .a.)

Lisaks parasvöötmelistele antitsüklonitele on olemas veel subtroopiline kõrgrõhkkond, mis on klimatoloogilise tähtsusega. Üks sellistest on näiteks Assoori poolpüsiv maksimum, mis võib suviti ka Eesti ilma mõjutada. Tekkepõhjus on järgmine.
Ekvaatori lähedal on intertroopiline konvergentsitsoon, kuhu jooksevad mõlemalt poolkeralt voolujooned (passaadid) kokku. Seetõttu on seal õhk sunnitud tõusma ja kujuneb ekvatoriaalne madalrõhuvöönd, kus on sagedased hoovihmad ja äike, kuid üldine tuulteväli on nõrk ja muutlik. Seda nimetatakse ka ekvatoriaalseks vaikusevööndiks ehk doldrumiks. Kui selles piirkonnas jõuab kerkiv õhk tropopausini, siis valgub see õhk laiali mõlema pooluse suunas. Selliseid mitme km kõrgusel pooluste suunas, aga troopika kohal asuvaid õhuvoolusid nimetatakse antipassaatideks. Teekonna jooksul jahtub õhk niipalju, et lähistroopilistel laiustel (ligakaudu 30. laiustel) hakkab õhk laskuma, kuhu siis tekivadki lähistroopilised klimatoloogilised maksimumid (poolpüsivad kõrgrõhkkonnad). Maapinnalähedses õhukihis on seal vaikusevöönd, mis on paremini välja kujunenud ookeanialadel. Neid piirkondi nimetatakse veel hobulaiusteks. Osa õhust hakkab sealt liikuma tagasi ekvaatori poole (passaattuuled), osa aga poolustele lähemale - läänetuulte vöönd.
Kogu kirjeldatud õhuringlust nimetatakse Hadley tsirkulatsiooniks ning vastavat tsirkulatsioonirakku Hadley rakuks. Arvatakse, et kliima soojenedes laieneb Hadley tsirkulatsioon, mis muuhulgas võib tähendada Lõuna-Euroopa kuivemaks muutumist ja isegi kohatist kõrbestumist.

Troposfääri ülaosa antitsüklon

Lõpuks on olemas veel nn troposfääri ülaosa kõrgrõhkkonnad. Need tekivad näiteks troopiliste tsüklonite kohale, sest konvektsioonipilvedes vabanev soojus tõstab ka troposfääri ülaosas temperatuuri. Kui aluspinnalähedases õhukihis langeb õhurõhk temperatuuri tõustes ja vastupidi, siis troposfääri ülaosas tähendab temperatuuritõus vastava atmosfäärikihi paksuse suurenemist ja õhurõhu kasvu. Selline antitsüklon orkaani kohal juhib üleskerkivad õhumassid väljavooluna ära, nii et see on vähemalt üks osa süsteemi alalhoiumehhanismist. Mõnikord võib troopiline tsüklon (orkaan) tugevneda plahvatuslikult, mille üheks oluliseks tingimuseks muuhulgas on ülaosa kõrgrõhkkonna olemasolu, et intensiivselt tõusvaid õhumasse ära juhtida, sest muidu võivad need kuhjuda ja troopilisse tormi (orkaani) tagasi vajuda.
Alljärgnevalt on kujutatud väljakujunenud troopilise tsükloni (orkaani) struktuur ja kõrgrõhkkond selle silma ehk keskme kohal:

Orkaani struktuur ja kõrgrõhkkond keskme ehk silma kohal.
Joonis

Eelmised artiklid:

Parasvöötme tsükloni tekkimine ja elukäik (30.10.2013) Tegemist on erialase teabega. Siin on selgitatud väga üldiselt ühest Eesti ilmastiku oluliselt kujundajast - tsüklonist, selle tekkimisest, elukäigust ja ilmast, mida see kaasa võib tuua. See ülevaade on koostatud selleks, et ka veebis oleks leitav eestikeelset materjali selle temaatika kohta. Teksti koostamisel pole kasutatud ühtegi konkreetset allikat, jooniste allikad on lingitud allajoonitud sõnadega. Joonisel on kujutatud tsükloni ja antitsükloni seos troposfääri ülaosa harja ja lohuga. Joonis: P.Posti konspekt

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)


Arhiiv

Telefon: 6 565 655

E-post: ilm@ilm.ee

Rohkem: Kontakt | Reklaam