Polárfront, futóáramlások

A poláris régió cirkulációs viszonyairól keveset tudunk. E térségben a keleties szelek dominálnak, magasabb szélességeken gyakran megjelenik egy ún. arktikus front, de legnagyobb jelentőségű a 60° földrajzi szélesség környezetében mozgó erős, s tartósan jelen lévő frontálzóna (az ún. polárfront), mely a sarki hideg, s a szubtrópusi melegebb légtömegeket választja el egymástól (7.8. ábra).

7.8. ábra: A három cirkulációs cellát tartalmazó modell sematikus rajza

7.9. ábra: A trópusi, szubtrópusi és sarki légtömegeket elválasztó fő frontálzónák a hozzájuk kötődő futóáramlásokkal A 30° és 60° földrajzi szélességek által behatárolt mérsékelt öv cirkulációs viszonyai lényegesen bonyolultabbak, mint az Egyenlítő vidékének rendezett, zonálisan szimmetrikus konvektív cellája. Bár a 7.9. ábra az egész hemiszféra légkörének metszetét mutatja, mégis a mérsékelt öv cirkulációs folyamatai vannak a központban. A mérsékelt övben a nyugatias áramlás az uralkodó, melynek magyarázatát a következőképpen adhatjuk meg. Szél mindig a légnyomáskülönbségek kiegyenlítődése érdekében keletkezik. A hideg poláris régiók és a meleg trópusok között légnyomáskülönbség alakul ki, mivel a hideg levegő sűrűbb, mint a meleg, és a két régió fölötti tropopauza magassága is jelentős mértékben eltér egymástól. Az Egyenlítő felől a sarkok felé lejt a tropopauza, s a pólusok fölött az izobárfelületek függőleges menti sűrűsége is lényegesen nagyobb (a magassággal gyorsabban csökken a légnyomás). Ennek megfelelően a nyomási gradiens erő (l. 5. fejezet) a troposzféra felső szintjein az egész félgömbön az Egyenlítő felől a sarkok felé mutat. Amint a légnyomáskülönbségek kiegyenlítődésére elindulnak az áramlások a Hadley-cella felső szintjein a pólusok felé, a Coriolis-erő fokozatosan zonálissá téríti el azokat, azaz mindkét félgömbön jobbra (nyugat-keleti irányúvá). A Hadley-cellák szinte állandó helyzetű, térítő közeli határai éppen ott vannak, ahol az áramlás a Coriolis-erő hatása miatt már teljesen Ny–K irányúvá fordul át, s a lehűlt levegő süllyedni kezd. Így a mérsékelt övek uralkodó széliránya mindkét félgömbön nyugatias, s az áramlás cirkumpoláris.

A Hadley-cellák és a Ferrel-cellák találkozásánál a tropopauza magasságában találjuk az ún. szubtrópusi futóáramlásokat (subtropical jet vagy jet-stream), melyek nagy sebességű, kis átmérőjű szélcsatornák (7.10. ábra).

Kialakulásuk az impulzusmomentum megmaradásával magyarázható a következőképpen: A Hadley-cella felső szintjein a sarkok felé áramló levegő egyre közelebb kerül a Föld forgástengelyéhez, ezért a szögsebességének növekednie kell. A szögsebesség olyan mértékben megnő, hogy (az Egyenlítőn a forgó Földhöz képest a súrlódás miatt lemaradó) levegő a térítőkre megérkezve lényegesen gyorsabban forog (áramlik) Ny–K irányban, mint a Föld.

7.10. ábra: A szubtópusi jet (futóáramlás) cirkumpoláris pályája az északi félgömbön

Ez a jelenség koncentrálódik a futóáramlások zónájában, melyek hatalmas mozgási energiája Ny–K irányba sodorja a mérsékelt övek teljes légtömegét. Ez egyben az előbbiekben leírt mérsékeltövi zonális áramlások kialakulásának részletes magyarázata is.

A félgömbök három cirkulációs cellájának elválasztó felületei a 30° szélesség mentén elhelyezkedő szubtrópusi-, illetve az 50–60° szélességek közötti poláris frontálzónaszubtrópusi-, melyek mindegyike fölött egy-egy futóáramlás jelenik meg. A szubtrópusi frontok nem különösebben markánsak, bár választófelületet képeznek a térítők közelében lesüllyedő légtömeg számára, amelynek egy része a felszín közelében ismét az Egyenlítő felé fordul, létrehozva a passzátokat, míg másik része a mérsékelt égövekbe áramlik tovább (lásd 7.9. ábra). Annál markánsabbak – mint említettük – a mérsékletövi polárfrontok, vagy egyszerűen polárfrontok.

A velük kapcsolatos poláris futóáramlások (polár jet vagy jet-sream, 7.11. ábra) horizontális kiterjedése a szélirányra merőlegesen 100–500 km között változik, míg vertikálisan csupán néhány kilométer átmérőjű. A futóáramlások tengelyében a szélsebesség gyakran meghaladja a 200 km/h-t, de néha akár a 400 km/h sebességet is eléri. A repülőgépek pontos jet-előrejelző térképek alapján használják ezeket az áramlásokat, s ezzel jelentősen csökkentik üzemanyag-fogyasztásukat.

7.11. ábra: A poláris jet szerkezete, vertikális metszete

Jogos a kérdés, hogy mi az eredete ezeknek a nagy energiát hordozó szélcsatornáknak. (A szubtrópusi futóáramlásokra vonatkozó magyarázat itt csak kis részben helytálló, mert a Ferrel-cella átlagban ellentétes forgásirányú, mint a Hadley-cella.) Itt az elsődleges ok az a nagy hőmérsékleti kontraszt, amely a polárfront zónák

két oldalán elhelyezkedő légtömegek között van a magasabb szinteken. Ez nagyon erős nyomási gradiens erőt eredményez, mely felgyorsítja a magas légköri áramlásokat. A polárfrontok és a futóáramlások iránya sok helyen eltér a nyugat-keleti iránytól, hullámoznak, ún. meanderező mozgást végeznek, néha szakadások is képződnek bennük. Jelentős évszakos változás, eltolódás figyelhető meg pályájukban: a nyári időszakban északabbra tolódnak, télen délebbre. A meanderező hullámmozgás elmélyülésével keletkeznek, s szakadnak le a polárfrontról a mérsékeltövi ciklonok (lásd 9. fejezet). Ezt a folyamatot illusztrálja a 7.12a. és 7.12b. ábra, ahol két nyomási szint két különböző időponthoz tartozó hőmérsékleti, illetve geopotenciál (magassági) mezejét láthatjuk az északi félgömbre.

A 700 hPa-os szint 7.12a. ábrán bemutatott hőmérsékleti térképén a 2 °C-onként kihúzott izotermák közül helyenként akár öt–hét darab is szinte együtt fut. A sok egymáshoz nagyon közeli vonal élesen kirajzolja a polárfront helyzetét.

A polárfront két oldalán nagy a hőmérsékleti gradiens, melyet kis földrajzi távolságon belül esetenként akár 10–14

°C-os különbség jelez. Az 500 hPa-os szint 7.12b. ábrán lévő geopotenciál (magasság) előrejelzési térképén a polráfrontról leszakadt mérsékeltövi ciklonok is megjelennek. (Megjegyezzük, hogy a meteorológiában lejátszódó folyamatokat többnyire a nyomási szintekhez kötődően írják le, illetve jelzik előre.)

7.12. ábra: (a): A 700 hPa-os nyomási szint hőmérsékleti térképe 1951. február 6-án (Forrás: Czelnai et al., 1983), (b): Az 500 hPa-os nyomási szint magasságának előrejelzési térképe 1997. október 17-re (Forrás: ECMWF).

Fultz 1951-es forgómedencés kísérletében a földi légkör áramlási viszonyait szimulálta (7.13. ábra). A termikus vezérlést úgy valósította meg, hogy a medence peremét melegítette és a közepét hűtötte. Előbbi a földi Egyenlítő körzetét, utóbbi a pólusokat reprezentálta. A rendszert forgatva a Föld tengely körüli forgását is szimulálta. A folyadékban a forgás szögsebességének és a hőmérsékleti gradiensnek a függvényében állóhullámok jelentek meg, mely jelzi a kísérlet földi légköri analógiáját, s egyben lehetőséget ad a polárfront kisfrekvenciás hullámainak és a mérsékelt övi ciklonok leszakadási folyamatának kísérleti vizsgálatára. Az Eötvös Loránd Tudományegyetem Áramlástani Laboratóriumában időről-időre rekonstruálják e kísérletet, s a hallgatók megnézhetik e demonstrációt.

7.13. ábra: Forgómedencés légkör-szimulációs kísérlet (Forrás: D.H. Fultz, University of Chicago, Hydrodynamics Laboratory, 1951)

A 7.14. ábrán a polárfront egyre nagyobb mértékű meanderezése, majd több ágra történő szétválása is követhető.

Ez a folyamat vezet a mérsékeltövi ciklonok keletkezéséhez, s a polárfrontról való leválásához, melyet majd a 9.

fejezet tárgyal bővebben.

7.14. ábra: Az északi félgömbön nyomon követhető a polárfront cirkumpoláris áramlása. Az egyre mélyülő hullámok örvényekké alakulnak, s idővel leszakadnak a fő frontálzónáról.

Az északi félgömb két futóáramlásának (poláris jet és szubtrópusi jet) átlagos helyzetét a 7.15. ábra szemlélteti.

A poláris jet nem szabályos átlagos útvonalát az óceánok és kontinensek elhelyezkedésével magyarázzuk.

7.15. ábra: A három áramlási cella két találkozási területénél található futóáramlások átlagos földrajzi elhelyezkedése A pólusok és az Egyenlítő közötti éves besugárzás jelentős mértékben eltér egymástól, ezek kiegyenlítődését szolgálja a földrajzi szélességek közötti meridionális irányú energiaszállítás, melyet a 7.16. ábra szemléltet. Az ábrán külön-külön görbe jelzi a légköri energiaszállítást, az óceánok energiaszállítását, és ezek eredőjét. Az óceáni energiaszállítás maximuma az alacsonyabb földrajzi szélességekre tehető (20°-nál van a maximum, 60°-nál magasabb szélességeken pedig egyáltalán nincs óceáni szállítás), míg az általános cirkuláció által lebonyolított légköri szállítás maximuma a mérsékelt földrajzi szélességekre esik (30°–60° közé). A légköri energiatranszport legjelentősebb szereplői a mérsékeltövi ciklonok.

7.16. ábra: A földrajzi szélességek szerinti besugárzási eltéréseket kiegyenlítő energiaszállítás a légkörben és az óceánban

területek időjárási rendszerei

8.1. A trópusi összeáramlási zóna

Mint a 7. fejezetben láttuk, az alacsony szélességek áramlási viszonyait alapvetően a Hadley-cella, illetve annak felszíni ága, a passzátok határozzák meg. Az északi félgömb ÉK-i és a déli félgömb DK-i passzát szélrendszere a mérsékelt övi mozgásokhoz képest mind irányát, mind sebességét tekintve meglehetősen állandó. Az átlagos szélsebesség e térségben 7 m/s-ra tehető.

A két félgömb passzát rendszere az Egyenlítő környékén találkozva összeáramlási (konvergencia) zónát hoz létre.

Az így összegyűlő levegő függőlegesen felfelé emelkedik, majd a magasban a térítők irányába mozog tovább. Ez a Hadley-cella felszálló ága, melyet alacsony légnyomás ural. A trópusi konvergencia zónát az angol Intertropical Covergence Zone kifejezésből ITCZ-nek is nevezzük. Az ITCZ ugyan az Egyenlítő környékén található, azonban általában nem esik egybe azzal. Átlagos földrajzi helyzete az északi félgömb nyarán az északi szélesség 15°-hoz köthető, míg télen a déli szélesség 5°-ra tehető. Látható tehát, hogy az ITCZ a déli félgömbön jóval kevésbé távolodik el az Egyenlítőtől, mint az északi félgömbön. Ez egyrészt annak köszönhető, hogy a déli félgömbön jóval nagyobb az óceánok kiterjedése, ami kiegyenlítettebb klímával jár, másrészt az Antarktisz hűtő hatása az egész félgömbön érezteti hatását. Jól jelzi ezt a megállapítást, hogy az északi félgömbön a januári középhőmérséklet 9 °C, míg a júliusi 22,4 °C. Ugyanez a déli félgömbön 16,4 °C, illetve 11,4 °C. Az Egyenlítő és a pólus közötti hőmérsékleti kontraszt a sok éves átlagot tekintve az északi félgömbön januárban 59,7 °C, júliusban 28,2 °C, a déli félgömbön viszont 40,2 °C, illetve 74,2 °C.

Az ITCZ valamely földrajzi szélességgel való azonosítása meglehetősen durva közelítés. Valójában a szárazföldek belsejében messze eltávolodik az Egyenlítőtől, az óceánok fölött ellenben sokkal kevésbé. Így a Földet körülölelő ITCZ egy hullámzó, meanderező görbeként jelenik meg. A meanderezés januárban a déli szélesség 17° és az északi szélesség 8° között történik, júliusban pedig az északi szélesség 2° – 27° között.

A Hadley-cella leszálló ága a térítők környékére tehető. Itt magas nyomás uralkodik, amit azonban főképp az északi félgömbön nem szabad teljesen homogénnek tekinteni. A magas nyomást hatalmas méretű állandósult anticiklonok biztosítják. Ezek döntően a két nagy óceán felett helyezkednek el. Az Atlanti-óceán esetén Azori anticiklonról, a Csendes-óceán esetén Hawaii anticiklonról beszélünk.

8.2. Monszun

A monszun jelenséget a XX. század elején úgy értelmezték, mint a nyári és a téli hónapok uralkodó szélirányában bekövetkező markáns változást. Itt rögtön felvethető, hogy mit tekintünk markáns változásnak. Hamar elfogadottá vált és ma is tartja magát a 120°-os irányváltás használata. Újabb kérdés, hogy az uralkodó irány milyen mértékben domináns, azaz a leggyakoribb szélirány mennyivel gyakoribb bármely másikhoz képest. Ugyanis mindig kijelölhető a leggyakoribb irány, még közel egyenletes szélirány-eloszlás esetén is. Ezzel kapcsolatban a monszun esetén a legalább 40%-os relatív gyakoriságú irányt tekintjük uralkodónak. További finomításként fel kell vetni, hogy mindennek csak ott van értelme, ahol a szélsebesség nem túl kicsi, vagyis a közel szélcsendes területeket ki kell zárni. Így olyan értelmezés született, hogy azok a földrajzi területek, ahol az átlagos szélsebesség az év egyik hónapjában sem haladja meg a 3 m/s-ot, nem tekinthetők monszunterületnek. Ennek megfelelően a 8.1. ábrán világosszürke színezéssel jelöltük a fenti kritériumnak megfelelő területeket.

8.1. ábra: A monszun megjelenési területe. A világosszürke színezés azokat a területeket jelöli, ahol a nyári és a téli hónapok uralkodó szélirányában legalább 120 fokos irányváltás következik be, a leggyakoribb szélirány legalább

40% relatív gyakoriságú, valamint van olyan hónap, amikor az átlagos szélsebesség meghaladja a 3 m/s-ot. A sötétszürke sáv határolja le északról azt a régiót, ahol minden hónapban kétévente legfeljebb egy ciklon-anticiklon

váltás történhet az adott földrajzi terület 5°-os környezetében.

Még egy fontos mozzanatra kell felhívni a figyelmet. A jelentős szélirányváltás a magasabb szélességeken a gyorsan képződő és elhaló ciklonok, anticiklonok tartózkodási helyének és vonulási irányának megváltozásából fakad.

Ezzel szemben a trópusi, szubtrópusi területeken a nagy állandóságot mutató passzátok övének eltolódásáról van szó. Vagyis hasonló jelenség teljesen különböző okból fakad, így aligha illethetjük mindkét területet a monszun szóval. Ezért egy újabb kritérium bevezetése válik szükségessé: minden hónapban kétévente legfeljebb egy ciklon-anticiklon váltás történhet az adott földrajzi terület 5°-os környezetében. A 8.1. ábrán sötétszürke sáv határolja le északról azt a régiót, ahol ez a kiegészítő kritérium is teljesül. Megfigyelhető, hogy az így definiált monszun jelenség az eurázsiai és az afrikai kontinensen lényegében a két félgömb Hadley-cellája által bejárt területen jellemző. Az amerikai kontinensen nem, vagy alig alakul ki monszun, mert viszonylag kicsi a szárazföld nyugat-kelet irányú kiterjedése, és mint mindjárt látni fogjuk, a szárazföldi felszín kiterjedtsége fontos szerepet játszik a jelenség létrejöttében.

A Nap évi járásával párhuzamosan az ITCZ és a két félgömb Hadley-cellája észak-déli irányban mozog. Ennek megfelelően a déli félgömb cellája nyáron áthatol az északi félgömbre. A kontinensek belsejében, ahol az ITCZ messze eltávolodik az Egyenlítőtől, a déli félgömb DK-i passzátja mélyen átnyúlik az északi félgömbre. E területeken a levegő kellő távolságot tesz meg ahhoz, hogy az áramlás a Coriolis-erő hatására DNy-i irányt vegyen fel.

(Emlékezzünk, hogy az északi félgömbön a Coriolis-erő jobbra téríti a mozgásokat! Az, hogy nem válik teljesen Ny-i irányúvá az áramlás, a földfelszínnel történő súrlódás következménye.) Ezt a DNy-i irányú légáramlást nevezzük nyári monszunnak. Télen, amikor a Hadley-cellák délre húzódnak az északi félgömb alacsony szélességeit ismét az ÉK-i passzátok uralják. Ezt téli monszunnak nevezhetjük. A 8.2. ábra és a 8.3. ábra a globális áramlási viszonyokat mutatja, rendre januárban, illetve júliusban.

8.2. ábra: A globális áramlási viszonyok januárban

8.3. ábra: A globális áramlási viszonyok júliusban

A jelenség a legerőteljesebben az Indiai-félszigeten zajlik. Az Indiai-óceán felől érkező nedves levegőt a szárazföldi fennsík felemelkedésre készteti, melyben a nagy nedvességtartalom miatt erős felhő- és csapadékképződés indul meg. A szubkontinens belsejében, a Himalája környékén ez különösen intenzívvé válik.

Ez a csapadék mennyiségében is megmutatkozik, egyes régebbi források e területre (Cherrapunji, India) teszik a Földön észlelhető legnagyobb évi átlagos csapadékösszeget (10 800 mm). Újabb források a Hawaii-szigetek hegyvidékét jelölik meg (Waialeale hegy, 11 680 mm), ahol szintén kulcsfontossággal bírnak az orográfiai tényezők.

Az egy év során valaha lehullott legnagyobb évi csapadékösszeget (26 470 mm-t) azonban valóban Cherrapunjiban regisztrálták.

A nagy felhőzet és csapadék természetesen hatással van a hőmérséklet alakulására is: nyár elején (május–június) megtörik a hőmérséklet emelkedése. Ennek egyrészt az az oka, hogy a megnövekedett felhőzet a napsugárzás

nagyobb hányadát veri vissza, illetve szórja. Másrészt a több csapadék nagyobb párolgással jár, ami több hőt von el a környezetétől. Az indiai nyári monszun beköszöntének átlagos idejét a 8.4. ábra mutatja.

8.4. ábra: Az indiai nyári monszun beköszöntének átlagos ideje

A monszun által jelentősen befolyásolt területek még: Hátsó-India, Délkelet-Ázsia, Kelet-Ázsia, Nyugat-Afrika és kis mértékben Ausztrália északi része. A kelet-ázsiai (kínai) monszun azonban lényegesen eltér az indiaitól.

Nevezetesen, míg az általában júniustól októberig tartó indiai monszun a csapadékos időszakot jelenti, addig Kínában a monszun beköszönte a csapadék erőteljes csökkenését vonja maga után. A monszunt megelőző tavaszi hónapokban Szibéria és Mongólia hideg levegője és a partok menti meleg tengeri levegő keveredésével olyan övezet alakul ki, ahol intenzív mérsékelt övi ciklonok biztosítják a térség bőséges csapadékát. A monszun előrehaladtával ez az övezet északra nyomul. Mivel nincs számottevő orográfiai akadály, amely a monszunnal beáramló levegőt felemelkedésre késztetné, ezért a csapadék mennyisége erősen visszaesik.

A nyugat-afrikai monszun jellegzetessége, hogy – különösen tavasszal – nagyon intenzív észak-déli irányban vonalba rendeződött zivatarok alakulnak ki. Ennek oka, hogy a felszín közelében DNy felől áramló levegő felett viszonylag száraz, keleti irányú áramlás található. Ha az alul beáramló meleg levegő mentén zivatar alakul ki, akkor a nagy szélnyírás (vagyis a szél változása a magassággal) ezt még intenzívebbé teszi. (Úgy szemléltethető ez, mint egy „jól huzatoló” kályha, ha ennek a kéménye fölött fúj a szél, az a tüzet tovább szítja.) A csapadékkal együtt lezúduló és környezetéhez képest hideg levegő pszeudo-hidegfrontként viselkedik, azaz az előtte lévő levegőt gyors feláramlásra készteti, ezzel újabb zivatarcellákat alakít ki, melyek az alacsonyszintű áramlásnak megfelelően nyugatról keletre tartanak.

A fentiekhez hasonló jelenség természetesen az indiai monszun esetén is lezajlik, aminek az a jelentősége, hogy így az orográfiai tényezőktől függetlenül is létrejönnek intenzív csapadékot adó feláramlások, melyek jelentősen növelik a monszun csapadékát. A már említett szélnyírás, továbbá a Pakisztán feletti meleg légtömeg és a Bengáli-öböl feletti hűvösebb levegő kontrasztja kedvező feltételeket teremt az ún. monszun-depressziók számára. Ezek a Himalája lábával nagyjából párhuzamosan keletről nyugatra tartanak, és bőséges csapadékot hoznak. Sok hasonlóságot mutatnak a következő alfejezetben tárgyalt trópusi ciklonokkal. Ez utóbbiakkal szemben azonban jóval gyengébb képződmények, s a szárazföld felett akár egy hét is lehet az élettartamuk. A monszun-depresszió sosem alakulhat át trópusi ciklonná a kellő mennyiségű nedvesség hiánya és az erős vertikális szélnyírás miatt.

A nyári monszun DNy-i áramlása természetesen nem egyforma erősségű az Indiai-óceán egyes területei fölött.

Legintenzívebben Afrika keleti partjainál jelentkezik, több mint 15 m/s átlagos sebességgel. Az erős légáramlás elsodorja a tengervizet a partoktól, aminek utánpótlásául a mélyből érkezik hűvösebb víz, s ez a léghőmérsékletre is kihat. Ezért az Afrika keleti partjaitól érkező viszonylag hűvösebb levegő és a távolabbról érkező levegő hőmérsékleti kontrasztja további impulzust ad a monszun-csapadék számára.

A fent vázolt idealisztikus kép a valóságban sokkal bonyolultabb. Így például a monszun intenzitása évről-évre számottevően változhat, néha oly mértékben, hogy a monszun-csapadék katasztrofális következményekkel jár. A túlzott csapadékmennyiség néha hatalmas árvizeket okoz, máskor éppen ellenkezőleg, az elmaradó csapadék miatt súlyos aszály pusztít. Ezek a hosszabb időskálán érvényesülő ingadozások a 8.5 alfejezetben tárgyalt ENSO jelenséggel is jól összekapcsolhatók.

8.3. Trópusi ciklonok

A trópusi ciklonok viszonylag kisebb, néhány 100 km átmérőjű trópusi eredetű ciklonok, amelyek igen alacsony légnyomással rendelkeznek, s nagyon heves szelekkel járnak (a maximális szélsebesség nagyobb, mint 33 m/s), heves esőket hoznak. Központi magjukban, a vihar szemében a szelek lanyhák és a felhőzet csekély. A szem átmérője néhányszor tíz kilométeres nagyságrendű.

A trópusi ciklonok kizárólag az óceánok felett alakulnak ki, ahol a felszíni hőmérséklet különösen magas (nagyobb, mint 26 °C). Ezért az északi félgömbön jellemzően május és november között fordulnak elő, maximális gyakoriságuk szeptemberben jelentkezik, míg a déli félgömbön kialakulásuk jellemző hónapja a március. A trópusi ciklonok keletkezése lényegében az ITCZ januári és júliusi szélső helyzetei által körülfogott sávban történik, az Egyenlítő körüli 5–8°-os sávon kívül. Ennek oka, hogy a Coriolis-erő horizontális komponense az Egyenlítő közvetlen közelében csekély (az Egyenlítőn zérus), ezért csak az Egyenlítőtől bizonyos távolságra tud az áramlás ciklonális pályára kényszerülni. A 8.5. ábrán az Indiai-óceán tágabb térségében kialakuló trópusi ciklonok átlagos számának évi menetét tüntettük fel. E területen lép fel az egész Földön kialakuló trópusi ciklonok 60–70%-a. Az objektumok mozgásuk során sohasem lépik át az Egyenlítőt, s vonulásuk során kezdetben nyugat felé tartanak, majd gyakorta északi irányt vesznek, és ha átlépik a kb. 20°-os szélességet, ismét keleties irányba mozognak.

8.5. ábra: Az Indiai-óceán tágabb térségében kialakuló trópusi ciklonok átlagos évenkénti száma, illetve évi menete 10 × 10 fokos rácson

Mint láttuk, a két félgömb passzát rendszerének találkozásánál kialakuló konvergencia zóna a levegő feláramlása révén erős felhő- és csapadékképződéssel párosul. Ez természetesen nem állandó felhőzetet jelent, hanem térben véletlenszerűen kialakuló felhőcsoportokat. A szárazföldektől távolabb eső, különösen magas hőmérsékletű

Mint láttuk, a két félgömb passzát rendszerének találkozásánál kialakuló konvergencia zóna a levegő feláramlása révén erős felhő- és csapadékképződéssel párosul. Ez természetesen nem állandó felhőzetet jelent, hanem térben véletlenszerűen kialakuló felhőcsoportokat. A szárazföldektől távolabb eső, különösen magas hőmérsékletű