andrzej banachowicz - Akademia Morska w Gdyni

Transkrypt

ANDRZEJ A. MARSZ
ANNA STYSZYŃSKA
Akademia Morska w Gdyni
Katedra Meteorologii i Oceanografii Nautycznej
SZTORM W DNIACH 13–14 PAŹDZIERNIKA 2009 ROKU
NAD ZACHODNIĄ CZĘŚCIĄ ZATOKI GDAŃSKIEJ
W pracy omówiono rozwój sytuacji synoptycznej, która doprowadziła do powstania sztormu 13–14
października 2009 roku, oraz scharakteryzowano zmienność warunków hydrometeorologicznych,
które wystąpiły w okresie poprzedzającym sztorm, w czasie sztormu i w okresie posztormowym nad
obszarem zachodniej części Zatoki Gdańskiej.
WSTĘP
W dniach 13 i 14 października 2009 roku nad obszarem Bałtyku Środkowego
i Polski, zwłaszcza północno-wschodniej, panowały trudne warunki pogodowe.
Wystąpiły silne i bardzo silne wiatry, którym towarzyszył szybki spadek temperatury powietrza. Nad obszarem południowo-wschodniej i środkowej części Polski
Wschodniej, gdzie prędkości wiatru były niższe, spadkowi temperatury powietrza
towarzyszyły dość intensywne opady śniegu, które w ciągu 3–4 godzin utworzyły
pokrywę śnieżną o grubości od 8 do 13–15 cm. Działanie silnego wiatru, któremu
lokalnie towarzyszyły dość duże opady oraz wystąpienie pokrywy śnieżnej, spowodowało w części kraju chaos komunikacyjny i, tradycyjnie już, poważne zakłócenia i przerwy w dostawie energii elektrycznej na znacznych obszarach. O tym
wszystkim obszernie informowały środki masowego przekazu.
W tym samym czasie nad wschodnią częścią polskiego wybrzeża wystąpił
sztorm, który stał się przyczyną zakłóceń w funkcjonowaniu portów, uszkodzeń
niektórych odcinków brzegów morskich oraz dewastacji pewnych elementów
infrastruktury rekreacyjno-turystycznej zlokalizowanych w strefie brzegowej.
Ponieważ sztormowi temu towarzyszyło typowe spiętrzenie sztormowe, na pewnych obszarach przybrzeżnych doszło do podtopień. Wydarzenia te stały się przyczyną rozpętania histerii przez lokalną prasę i „ekologów”, którzy twierdzili, że
nad Zatoką Gdańską wystąpił „huragan” o sile nie notowanej do tej pory w historii
obserwacji meteorologicznych.
Wczesne „uderzenia” zimy, przejawiające się spadkami temperatury powietrza poniżej 0°C i wystąpieniem opadów stałych, nie są w ostatnich 30 latach na
obszarze wokółbałtyckiej Europy niczym wyjątkowym [4] i mają już wymiar klimatyczny. Październikowe „uderzenie zimy” w 2009 roku nastąpiło jednak znacznie wcześniej niż zazwyczaj i miało mniej typowy, gwałtowny przebieg.
46
PRACE WYDZIAŁU NAWIGACYJNEGO AKADEMII MORSKIEJ W GDYNI, nr 25, 2010
Celem tej pracy jest krótka charakterystyka zmienności warunków hydrometeorologicznych nad obszarem zachodniej części Zatoki Gdańskiej, jakie wystąpiły
w okresie poprzedzającym sztorm, w czasie samego sztormu 13–14 października
2009 roku oraz w okresie posztormowym.
1. MATERIAŁY ŹRÓDŁOWE I METODY
Opracowanie oparto na standardowych materiałach synoptycznych (mapach
analiz dolnych i górnych) opracowanych i udostępnionych przez DWD (Deutscher
Wetterdienst) i Met Office UK (Bracknell). Częstość wydawanych map to 4
na dobę (z godziny 00, 06, 12 i 18 UTC). Wykorzystano również depesze synoptyczne z obserwacji terminowych, przekazywanych do Światowej Sieci Obserwacyjnej przez niektóre polskie, litewskie i rosyjskie stacje synoptyczne.
Dane obserwacyjne, które wzięto do analiz, pochodzą z sieci obserwacyjnej
Urzędu Morskiego w Gdyni. Mają one różną rozdzielczość czasową i pochodzą
z automatycznych stacji meteorologicznych oraz punktów obserwacyjnych. W przypadku danych mierzonych automatycznie są to na ogół dane godzinne (z pełnych
godzin). Z punktów obserwacyjnych (bosmanaty portów) dane napływają w nieregularnych odstępach czasu, jednak moment obserwacji notowany jest z minutową
dokładnością. Dane ze stacji automatycznych, zlokalizowanych na latarniach morskich w Helu i Krynicy Morskiej oraz na wieżach Kapitanatów Portu w Gdyni
i Gdańsku, traktowano jako dane podstawowe, a dane z punktów obserwacyjnych
(bosmanaty: Władysławowo, Jastarnia, Hel, Gdynia, Gdańsk, Elbląg) jako dane
uzupełniające.
Ponieważ od pewnego czasu w sieci obserwacyjnej Urzędu Morskiego nie
działają rejestratory parametrów fal (wysokość, okres), elementy fal wiatrowych
obliczono dwoma metodami – półempiryczną metodą Titowa [7] oraz metodą
Kryłowa, której rozwinięcie równań do postaci jawnej dał Dalin [2]. Danymi wejściowymi do obliczenia średnich parametrów fal wiatrowych były wyliczone z map
synoptycznych prędkości wiatru przywodnego (uwzględniające różnice temperatury między wodą i powietrzem) oraz długości rozbiegu fal szacowane z map synoptycznych. Wobec niewielkich odległości i dużej prędkości wiatru nie zachodziła
potrzeba określania czasu działania wiatru. Oszacowane parametry fal średnich
mnożono następnie przez odpowiednie współczynniki prawdopodobieństwa przewyższenia, uzyskując w ten sposób informację o wysokościach, długościach i okresach fali znacznej (12,5%), najwyższej fali w grupie falowej (5%) i fali maksymalnej (0,1%).
Wyniki szacowania parametrów falowania oboma metodami dały wyniki bliskie sobie i zgodne z obserwacjami wizualnymi stanu morza na Zatoce Gdańskiej.
Brak rejestracji rzeczywistych parametrów fal nie pozwala na bardziej szczegółową ocenę zastosowanych metod estymacji parametrów falowania wiatrowego
w stosunku do danych obserwacyjnych.
A.A. Marsz, A. Styszyńska, Sztorm w dniach 13–14 października 2009 roku nad zachodnią częścią...
47
2. ROZWÓJ SYTUACJI SYNOPTYCZNEJ
PROWADZĄCEJ DO POWSTANIA SZTORMU
12 października 2009 roku nad wschodnią częścią Atlantyku Północnego
lokował się górny klin o dużej amplitudzie, którego wierzchołek sięgał wschodnich
wybrzeży Grenlandii (do 70°N), a nad Półwyspem Skandynawskim i Europą Środkową – wąska, górna zatoka, która sięgała do 48°N (patrz rys. 1a). 13 października
górny klin przesunął się nieznacznie na wschód, natomiast górna zatoka zmniejszyła swoją szerokość i zwiększyła amplitudę, sięgając nad południowy Adriatyk
(do 42°N). Antycyklon związany ze wschodnią granicą górnego klina, o wyraźnie
zaznaczonej południkowej dłuższej osi, z dwoma centrami (w rejonie Jan Mayen
i nad Wyspami Brytyjskimi), wytworzył po swojej wschodniej stronie strefę silnego gradientu ciągnącą się pasem od północnych części Półwyspu Skandynawskiego po Morze Śródziemne. W strefie tego gradientu rozpoczął się gwałtowny spływ
chłodnego powietrza na południe. 12 października około 18 UTC nad Morzem
Śródziemnym powstał układ niskiego ciśnienia, który następnie przesuwał się na
wschód i gwałtownie pogłębiał. Po 6 godzinach, o 00 UTC 13 października, centrum tego niżu, z ciśnieniem ~995 hPa, znajdowało się nad Czarnogórą (42°N,
19°E, w rejonie wybrzeża Adriatyku). Od tego momentu układ cyklonalny gwałtownie zwiększył prędkość i ruszył w kierunku N-NE wzdłuż wschodniej granicy
górnej zatoki, jednocześnie pogłębiając się. 13 października o 12 UTC centrum
niżu znajdowało się nad Mołdawią, o 18 UTC tego samego dnia już nad zachodnią
Ukrainą, a ciśnienie w centrum układu spadło do ~989 hPa. Od tego momentu,
w związku z rozpoczęciem procesu odcinania dolnej części górnej zatoki („omega
blocks”, patrz rys. 1b), prędkość postępowa niżu zaczęła się zmniejszać, a w ruchu
niżu pojawiła się składowa zachodnia.
Rys. 1. Ewolucja fali długiej. Przebieg izohipsy 552 gdpm nad Atlantykiem Północnym
i Europą w dniach 12 i 13 (a) oraz 14 i 15 (b) października 2009 roku
14 października górny klin nadal przemieszczał się bardzo powoli na wschód
(patrz rys. 1b), a oś antycyklonu związanego z jego wschodnią granicą zmieniła
orientację na SW-NE. Jednocześnie wzdłuż wschodniej granicy górnej zatoki następował proces odcinania jej południowej i środkowej części. Spowodowało to
wyhamowanie ruchu postępowego niżu na północ – w jego ruchu pojawiła się
48
składowa zachodnia – i centrum niżu przemieściło się nieznacznie na NW.
Jednocześnie w niżu zaczął się bardzo powolny wzrost ciśnienia – około 06 UTC
ciśnienie w niżu wzrosło do 991 hPa, zaś jego centrum znalazło się nad północną
Białorusią. W efekcie takiego rozwoju sytuacji synoptycznej gradient baryczny nad
Bałtykiem Środkowym i Polską (zwłaszcza północno-wschodnią) od 13 października zaczął rosnąć i 14 października stał się bardzo duży. 14 października o 06
UTC obliczony gradient baryczny nad rejonem Zatoki Gdańskiej i wschodniej
części Bałtyku Środkowego wynosił 4,88 hPa/1°, w następnych godzinach, do 00
UTC 15 października, następował jego powolny wzrost. Maksymalny gradient
baryczny w rejonie Zatoki Gdańskiej to 5,02 hPa/1°. 15 października, po północy
(między 00 a 06 UTC), nastąpiło odcięcie górnej zatoki, antycyklon zmienił swoją
orientację, i gradient nad rejonem Zatoki Gdańskiej zaczął się dość szybko zmniejszać. Jednocześnie centrum niżu, kontynuując powolny ruch na zachód, weszło nad
obszar NE Polski, a sam niż powoli się wypełniał (15.10. o 00 UTC ciśnienie
w centrum wynosiło 1003 hPa; 16.10. o 00 UTC – 1005 hPa).
Klasyfikując opisaną sytuację, można stwierdzić, że stanowi ona przykład
cyrkulacji południkowej, w której Bałtyk i Polska znalazły się w silnym strumieniu
powietrza napływającego początkowo z północy, a następnie z północo-wschodu.
Spadki temperatury, które w głębi Polski były silne, na wybrzeżu były niewielkie.
Ograniczenie spadków temperatury powietrza na stacjach w rejonie Zatoki Gdańskiej związane było z szybką transformacją chłodnej masy powietrza nad wodami
Bałtyku zawierającymi jeszcze znaczne zasoby ciepła (patrz tab. 1), tym niemniej
zauważa się postępujący wraz z upływem czasu i zmianą kierunku wiatru stopniowy spadek temperatury, zwłaszcza temperatury minimalnej.
Tabela 1
Temperatura minimalna (Tmin), maksymalna (Tmaks) i średnia dobowa (Tśr) [°C] na stacjach
Hel, Gdańsk – Port Północny (PP) i Elbląg w dniach 12–15 października 2009 roku
Stacja
12.10.2009
Tmaks
Hel
10,2
Gdańsk PP 10,4
Elbląg
9,3
13.10.2009
14.10.2009
15.10.2009
Tmin Tśr Tmaks Tmin Tśr Tmaks Tmin Tśr Tmaks Tmin Tśr
6,4
8,2
8,9
4,9
6,6
7,9
3,9
6,2
6,8
2,9
5,0
7,2
8,8
9,5
5,3
7,8
8,5
5,0
7,5
8,1
4,5
6,4
6,6
7,6
7,5
2,9
5,0
5,8
2,8
4,7
7,2
0,1
3,5
Trajektoria układu niskiego ciśnienia (patrz rys. 2), który przyczynił się do
powstania tego sztormu, występuje rzadko; przypomina ona w generalnych cechach tor Vb według klasyfikacji Wilhelma van Bebbera. Z niżami przemieszczającymi się tą trajektorią związane są często obfite opady na obszarze wschodniej
Polski [8]. Z tą cechą wiązać należy silny opad wczesnego śniegu, jaki wystąpił
13–14 października 2009 roku w pasie od Leska – Krosna, przez Sandomierz
– Włodawę po Siedlce oraz w wyższych partiach polskich Karpat i Sudetów [1].
Opady, które miały miejsce w tym czasie w rejonie Zatoki Gdańskiej, były słabe.
Sztorm, który powstał nad Bałtykiem w rezultacie opisanego rozwoju sytuacji barycznej, można zaklasyfikować jako sztorm na skraju wyżu.
49
Rys. 2. Trajektoria centrum układu niżowego w dniach 12–15 października 2009 roku,
którego przemieszczenie się na północ, a następnie na zachód doprowadziło do wystąpienia
strefy silnego gradientu barycznego nad Bałtykiem i, w konsekwencji, sztormu w dniach
13–14 października 2009 roku
3. KIERUNEK I PRĘDKOŚĆ WIATRU
Prędkość (Vw) i kierunek (Dw) wiatru w sieci obserwacyjnej Urzędu Morskiego mierzone są na różnej wysokości. Najwyżej, bo aż na wysokości 50 m nad
poziomem morza, mierzony jest wiatr na wieży Kapitanatu Portu Północnego
w Gdańsku. W pozostałych przypadkach wiatromierze usytuowane są niżej: na
wieży Kapitanatu Portu w Gdyni na 32 m n.p.m., na latarni morskiej w Helu
na 30,5 m n.p.m. i na latarni morskiej w Krynicy Morskiej na 30 m n.p.m. Zróżnicowana wysokość pomiaru przyczynia się do powstawania naturalnych różnic
w prędkości wiatru. Dodatkowo, wobec występowania różnic we współczynniku
tarcia powietrza nad morzem i nad lądem, pomiary wykonywane w różnych punktach w pobliżu linii brzegowej dają różne średnie Vw w zależności od kierunku
wiatru [3]. Wobec redukcji współczynnika tarcia wraz z wysokością i minimalnej
odległości od linii brzegowej, można przyjąć, że prędkość wiatru mierzona na stacjach w Gdańsku – Porcie Północnym i na latarni morskiej w Krynicy nie odbiega
w istotniejszej mierze od Vw nad wodą. Z tego względu, jako miarodajne dla Vw
nad morzem będzie się dalej przyjmowało prędkości wiatru mierzone na tych dwu
stacjach. Obliczone średnie różnice Vw w dniach 10–19 października między wymienionymi stacjami względem stacji Gdańsk – Port Północny (GdPP) to:
Vw Gdynia = 0,72 · Vw GdPP (R2 = 0,93),
Vw Hel = 0,57 · Vw GdPP (R2 = 0,93),
Vw Krynica Morska = 0,86 · Vw GdPP (R2 = 0,91),
przy czym zależności są zdecydowanie liniowe. Podawane Vw to średnie 10-minutowe. R2 to współczynnik determinacji, informujący, jaką część zmienności zmiennej
objaśnianej wyjaśnia zmienność prędkości wiatru mierzonej w Gdańsku – Porcie
Północnym.
50
Przebieg zmian prędkości i kierunku wiatru w dniach 10–19 października
2009 roku przedstawiają rysunki 3 i 4. Jak widać na tych rysunkach, od 00 LT 10
października do godzin południowych 12 października prędkości wiatru zawierały
się w granicach od 1–2 do 8 m·s–1, przy kierunkach wiatru zmieniających się od
NW-W przez S-ESE do ponownie W-NW.
Rys. 3. Przebiegi prędkości wiatru [m·s-1] na stacjach rejonu zachodniej części Zatoki Gdańskiej
w dniach 10–19 października 2009 r. Linią przerywaną zaznaczono dolną granicę
wiatrów sztormowych
Rys. 4. Zmiany kierunków wiatru na stacjach rejonu zachodniej części Zatoki Gdańskiej
w dniach 10–19 października 2009 roku
12 października w godzinach 11–12 LT kierunek wiatru przeszedł z W-NW na
N i prędkość wiatru zaczęła dość szybko rosnąć. Wzrostowi prędkości wiatru towarzyszył silny wzrost ciśnienia atmosferycznego (patrz rys. 5). Wzrost Vw najwcześniej i najszybciej notowany był na stacji Gdańsk – Port Północny, nieco później
i wolniej Vw rosła w Krynicy Morskiej. Wzrosty prędkości wiatru w Gdyni i Helu
były mniejsze, co można wiązać z wpływem orientacji linii brzegowej na tych stacjach oraz mniejszym gradientem barycznym nad północną częścią Zatoki Gdańskiej niż nad jej częścią południową.
51
Rys. 5. Zmiany ciśnienia atmosferycznego na stacji Gdańsk – Port Północny
w dniach 10–19 października 2009 roku
12 października od godzin południowych zaczął zmieniać się również charakter wiatru – na tle na ogół dość równomiernie wiejącego wiatru pojawiały się kilkuminutowe porywy, których siła stopniowo narastała. Ta silna porywistość wiatru
występowała na całym obszarze Zatoki Gdańskiej i jej obrzeży. Średnia dobowa
Vw 12 października na Helu to 4,3 m·s–1, maksymalna odnotowana 60-sekundowa
prędkość porywu to 17 m·s–1 (7°B), w Gdańsku – Porcie Północnym średnia dobowa Vw to 7,9 m·s–1, maksymalna prędkość porywu to 22 m·s–1 (9°B). Ogólnie,
średnia 10-minutowa Vw w Gdyni i na Helu 12 października wzrosła od 1-3 m·s–1
we wczesnych godzinach rannych do 7–8 m·s–1 późnym wieczorem, w Gdańsku –
Porcie Północnym – od podobnych wartości jak w Gdyni i Helu do 12–15 m·s–1,
z tym, że o 21 LT wiatr przez ~30 minut przekroczył granicę siły sztormu (8°B).
Podobnie kształtowały się prędkości wiatru do godzin rannych 13 października.
13 października, około godziny 09 LT średnie prędkości wiatru nad zachodnią
częścią Zatoki Gdańskiej zaczęły spadać, a kierunek wiatru zaczął się zachowywać
chaotycznie. Wiatr składał się z serii kilkuminutowych gwałtownych porywów,
między którymi następowały dłuższe spadki prędkości do 2–3 m·s–1. Ponowny
wzrost Vw nastąpił około godziny 17 LT – w tym momencie wiatr w Helu, Gdyni
i Gdańsku wiał z N, w Krynicy Morskiej z NE. Od tego momentu następował stały
wzrost prędkości wiatru. Maksymalna Vw w porywach odnotowana 13 października na Helu to 23 m·s–1 (9°B) przy średniej dobowej równej 6,8 m·s–1, a w Porcie
Północnym – 28 m·s–1 (górny przedział 10°B) przy średniej dobowej równej
14,1 m·s–1. Ciśnienie atmosferyczne tego dnia osiągnęło nad Zatoką Gdańską najwyższą wartość (~1017 hPa) między 19 a 20 LT i od tego momentu zaczęło powoli
spadać (~1 hPa/3 godz.).
14 października w godzinach od 00 do 20 LT, przy powolnym spadku ciśnienia, średnia prędkość wiatru stopniowo rosła: w Helu – od około 9 do 13,3 m·s–1,
w Gdyni – od 10-13 do 19,8 m·s–1, w Porcie Północnym – od 15 do 25,9 m·s–1
i w Krynicy Morskiej – od 13 do 22 m·s–1. Wzrostowi Vw towarzyszył wzrost jego
porywistości. Maksymalne Vw w porywach odnotowane 14 października w Helu
to 27 m·s–1 (10°B) przy prędkości średniej dobowej 9,1 m·s–1. W Porcie Północnym
maksymalna Vw osiągnęła 32 m·s–1 (pogranicze 11 i 12°B) przy średniej dobowej
równej 20,7 m·s–1. W ciągu całego dnia 14 października wiatr wiał praktycznie
52
z tego samego kierunku – w Helu, Gdyni i Porcie Północnym w sektorze między N
a NE oraz między NE a E w Krynicy Morskiej. Pole ciśnienia z godziny 00 UTC
(1 LT) 15 października przedstawia rysunek 6.
Rys. 6. Fragment mapy synoptycznej wydanej przez Met Office (Bracknell)
15 października o 00 UTC
Największe prędkości wiatru w czasie tego sztormu wystąpiły w drugiej połowie dnia 14 października i trwały do godziny 1–2 LT 15 października. Najwyższe średnie 10-minutowe w tym czasie to 13,3 m·s–1 w Helu (19 LT), 19,8 m·s–1
w Gdyni (20 LT), 25,9 m·s–1 w Gdańsku – Porcie Północnym (20 LT) i 22,3 m·s–1
w Krynicy Morskiej (15 LT).
Około 01 LT dnia 15 października ciśnienie osiągnęło minimum (1011,5 hPa)
i zaczęło następnie powoli (0,4 hPa/3 godziny; 01–04 LT), a później szybciej
(1,9 hPa/3 godziny; 04–07 LT) wzrastać. Bardzo duże prędkości wiatru i silna jego
porywistość (porywy do 27 m·s–1 w Helu i Porcie Północnym) utrzymywały się do
godziny 03 LT. Między godziną 03 a 05 LT niemal jednocześnie na całym obszarze zachodniej części Zatoki Gdańskiej nastąpił nagły spadek Vw i osłabienie jego
porywistości, po czym z każdą godziną Vw i jego porywistość malały tak, że
o godzinie 16 LT w Helu i Krynicy Morskiej średnia 10-minutowa prędkość wiatru
spadła poniżej 3 m·s–1, a około 17 LT nastąpiło to w Gdyni i Porcie Północnym.
W następnych dniach (16–19 października) średnie Vw na stacjach zachodniej
części Zatoki Gdańskiej utrzymywały się w granicach między 1 a 7 m·s–1, przeciętnie około 3 m·s–1, a dominującym ich kierunkiem był sektor od S do W.
Cechą charakterystyczną zachowania się wiatru w opisanym epizodzie sztormowym była jego bardzo silna porywistość oraz duża stałość kierunku. Adwekcja
relatywnie chłodnej masy powietrza spływającej nad ciepłe jeszcze wody tej części
Bałtyku z N, a następnie z NE, spowodowała gwałtowne ogrzewanie się powietrza
nad wodą, występowanie silnych ruchów wznoszących i związaną z nimi bardzo
silną turbulencję. Sam kierunek wiatru był również mało „typowy”. Często występujące nad tą częścią Bałtyku i jego wybrzeża wiatry o sile sztormowej wieją zazwyczaj z sektora od SW do NW. Sztormy z północy, skręcające następnie na NE,
53
stanowią rzadkość. Występowanie długotrwałych, coraz silniejszych wiatrów z tego
sektora spowodowało, ze względu na konfigurację linii brzegowej, wystąpienie
wyjątkowo wysokiego, jak na Zatokę Gdańską, stanu morza.
4. STAN MORZA
W dniach 10 i 11 października, przy występujących wiatrach od S-SW przez
SE, po czym na powrót do SW-W i ich niewielkich prędkościach, stan morza na
obszarze zachodniej części Zatoki Gdańskiej był niski. W rejonie Helu (5 Mm na E
od Helu) i rejonie środkowej części Zatoki Gdańskiej stan morza był równy 2
(obliczona wysokość fali znacznej (h1/3) wynosiła około 0,3 m, a fali maksymalnej
(hmax) ~0,5 m), na redach Gdyni, Gdańska i Portu Północnego stan morza był równy 1. Przejściowy wzrost stanu morza, spowodowany wzrostem prędkości wiatru,
zaznaczył się między 19 LT 10 października a 03 LT 11 października, kiedy na
wschód od Helu i w środkowej części Zatoki Gdańskiej stan morza wzrósł do 3
(h1/3 ~1,0 m, hmax ~1,8 m), a w strefie przybrzeżnej zachodniej części Zatoki – do 2
(h1/3 ~0,4; hmax ~0,7 m). Stany morza w dniach 10 i 11 października kształtowały
się "typowo", odpowiadając najczęściej występującym kierunkom wiatru nad tym
akwenem, przy których długości rozbiegu fali są silnie ograniczone przez konfigurację linii brzegowej. Tym samym rozwój falowania w strefie bliskiej brzegu jest
niewielki, a wysokość i okres fali stopniowo rosną w kierunku osiowej części
Zatoki Gdańskiej.
Gdy około 10–11 LT dnia 12 października wiatr skręcił na N-NNE, to długość
rozbiegu fali gwałtownie wzrosła. Jednocześnie zaczęła rosnąć prędkość wiatru.
Fala wiatrowa, rozwijająca się na otwartych wodach Bałtyku i tam osiągająca już
parametry fali ustalonej, zaczęła wchodzić bez przeszkód do Zatoki Gdańskiej.
Stan morza na Zatoce Gdańskiej zaczął bardzo szybko rosnąć. Już między 11 a 12
LT wysokość fali znacznej osiągnęła na całej osiowej części Zatoki Gdańskiej
1,8 m, a wysokość maksymalna fali dochodziła do 3,4 m. W tym momencie długość fali znacznej wynosiła ~65 m, jej okres 7,4 s, a fala nadbiegała z północy.
Stan morza na osiowej części Zatoki Gdańskiej oraz redach Gdańska i Portu Północnego był równy 4. Na redzie Gdyni, ze względu na osłonę przez Półwysep Helski i refrakcję fali za cyplem półwyspu, kierunek nadbiegu fali zmienił się na sektor E-NE, a wysokość fali uległa zmniejszeniu. Na podlegającą refrakcji falę
wchodzącą z otwartego morza nakładała się fala rozwijająca się za osłoną Półwyspu Helskiego. W rezultacie, w rejonie szeroko rozumianej redy Gdyni (od brzegów Kępy Oksywskiej po Orłowo i na odległość 4–8 Mm od linii brzegowej na E)
występowała skłócona fala trójwymiarowa o maksymalnej wysokości ~2,6 m.
W godzinach wieczornych 12 października, wraz ze wzrostem prędkości wiatru, stan morza na osiowej części Zatoki Gdańskiej wzrósł do 5. Wysokość fali
znacznej (h1/3) w tym momencie może być oszacowana na 2,7 m, przy okresie ~9 s
i długości ~96 m, maksymalna wysokość fali osiągnęła 4,9–5,0 m. Na kotwicowiskach przed portami fala zachowywała się jak fala płytkowodzia, jej stromość
54
silnie wzrosła, podobnie jak częstość załamywania się. W strefie przybrzeżnej,
w znacznej odległości od brzegu, dochodziło do wytworzenia falowania przybojowego, w którym fale gwałtownie się załamywały. W godzinach wieczornych
12 października pierwsze fale zaczęły przelewać się przez falochron główny portu
gdyńskiego. Taki stan morza utrzymywał się do około 9 LT dnia 13 października,
kiedy to prędkość wiatru przejściowo się zmniejszyła, a stan morza spadł do 4.
Między 10 a 12 LT na redę Gdyni dochodziła wyraźna fala rozkołysu z NE-E
o wysokości około 2 m.
W godzinach popołudniowych 13 października siła wiatru zaczęła ponownie
rosnąć, stan morza wzrósł do 5, przy skręcie wiatru na NNE-NE. Dalszy wzrost
prędkości i porywistości wiatru, jaki nastąpił po północy z 13 na 14 października,
powodował, mimo skrócenia długości rozbiegu fali, wzrost parametrów falowania.
14 października w godzinach południowych stan morza wzrósł do 6, fale znaczne
w rejonie osiowej części Zatoki Gdańskiej osiągały wysokość 4,2–4,3 m, przy ich
okresie około 11 s i długości około 140 m. Maksymalne wysokości fali o przewyższeniu 0,1% osiągały do 7,8 m. W strefach przybrzeżnych zachodniej części Zatoki
Gdańskiej falowanie to było falowaniem płytkowodzia, strome, o mniejszej długości (~90–100 m) i okresie (~7–9 s), bliżej brzegu przekształcające się w kipiel.
W strefie przybrzeżnej następowało wyraźne rozmywanie dna, woda zawierała
zawieszony w niej piasek i muł.
Na całym obszarze wybrzeży zachodniej części Zatoki Gdańskiej i brzegu
otwartego morza od Helu po Łebę podniesienie się poziomu morza w czasie sztormu spowodowało gwałtowny wzrost natężenia abrazji (rozmywania brzegu) oraz
ułatwiło destrukcję niektórych urządzeń hydrotechnicznych i infrastruktury turystycznej (np. mola spacerowe w Sopocie i Brzeźnie). Podchodząca z NNE do E
fala, przy jednoczesnym wzroście poziomu morza, rozbijała się o opaskę brzegową
(Bulwar Szwedzki) przed Kamienną Górą w Gdyni, dając wyrzuty wody sięgające
w rejonie południowych krańców Bulwaru Szwedzkiego kilkunastu metrów.
Podobnej wysokości sięgały niektóre wyrzuty wody na falochronie głównym portu
gdyńskiego. Przez główne wejście do portu w Gdyni wchodziła fala o wysokości
3,0–3,5 m, która ulegała dyfrakcji w awanporcie i jej wysokość szybko malała.
Duże wysokości fal, przy jednoczesnym wzroście poziomu morza, spowodowały
rozmywanie plaż; lokalnie, na odmorskich brzegach Półwyspu Helskiego fale
sięgnęły podstawy wydm i podcięły je. Na wschód od portu we Władysławowie
(nasada Półwyspu Helskiego) nastąpiło niemal całkowite rozmycie plaży, dalszy
postęp abrazji został zahamowany przez betonową opaskę. Silnie została rozmyta
plaża na abradowanym od dawna [9] odcinku brzegu w rejonie na zachód od
Karwi.
Od późnych godzin wieczornych 14 października do wczesnych godzin nocnych 15 października 2009 roku, mimo utrzymywania się dużych prędkości wiatru,
w związku z powolną zmianą kierunku wiatru na NE i skróceniem długości rozbiegu fal, parametry fal uległy zmniejszeniu. W rejonie osiowej części Zatoki Gdańskiej wysokości fal znacznych wynosiły około 2,1 m przy długościach około 70 m
i okresie 6,7 s. Maksymalne wysokości fal sięgały 3,3 m, przy długościach ~100 m
55
i okresach 9,7 s (stan morza 5). W strefie przybrzeżnej fale były silnie skłócone,
bardzo strome, z dużym udziałem fal załamujących się. Poza strefą przyboju wysokość najwyższych fal w strefie bliskiej brzegu może być szacowana na około
2,5–3,0 m, a ich okres na około 5-6 s. Po godzinie 3 LT 15 października, wraz z
szybkim słabnięciem wiatru i zmniejszeniem jego porywistości, falowanie równie
szybko zmniejszało się, tak że o godzinie 12 wysokość fali znacznej na redzie
Gdyni była równa 1,2 m (hmax = 2,1 m), przy jej długości ~41 m (stan morza 3).
Faza najsilniejszego falowania w czasie tego sztormu trwała około 11–12
godzin i wystąpiła 14 października od godziny 11 do 22–23 LT. W tym czasie stan
morza na Zatoce Gdańskiej sięgnął 6, przy wysokości fali znacznej (h1/3) na większości zachodniej części Zatoki Gdańskiej równej 4,2–4,3 m i maksymalnej wysokości fali 7,8–7,9 m. Podobnie wysokiego stanu morza nie notowano na Zatoce
Gdańskiej, a zwłaszcza w jej zachodniej części, od dawna. Równie rzadko występujący na tym akwenie był kierunek propagacji fal – najpierw z północy, a następnie północo-wschodu. Umożliwiło to dochodzenie falowania o dużej wysokości
bezpośrednio do brzegu zachodniej części Zatoki Gdańskiej, normalnie osłoniętego
od silnego falowania przez Półwysep Helski.
5. POZIOM MORZA
Typowym zjawiskiem towarzyszącym silnym sztormom, w których występują
wiatry z sektora od NW do NE, są spiętrzenia sztormowe na południowych wybrzeżach Bałtyku [6]. W czasie omawianego sztormu wystąpił wzrost poziomu
morza, przekraczający na niektórych odcinkach brzegu granice stanu ostrzegawczego (570 cm), a na innych – alarmowego (600 cm). Dzięki sprzyjającemu
zbiegowi okoliczności nie doszło jednak do katastrofy.
Zmiany poziomu morza (wody), jakie zachodziły od 10 do 19 października
2009 roku na stacjach pomiarowych w rejonie zachodniej części Zatoki Gdańskiej,
przedstawia rys. 7. Ciągły (automatyczny) pomiar poziomu morza był prowadzony
w rozpatrywanym okresie jedynie w Gdyni. Punkt pomiaru zlokalizowany jest na
Nabrzeżu Francuskim, w bliskości głównego wejścia do portu. Pozostałe pomiary
poziomu morza to odczyty wodowskazowe, na rysunku oznaczone z dokładnością
do pełnej godziny.
Jak widać na rysunku 7, w dniach od 10 października do godzin przedpołudniowych 12 października poziom morza był przeciętnie wyższy o 20–50 cm od
stanu zerowego (500 cm N.N.), co stanowiło rezultat wcześniejszej sytuacji anemobarycznej, panującej nad obszarem Bałtyku. Pierwszy wyraźny wzrost poziomu
morza, najsilniejszy w Elblągu, najsłabszy w Helu, zaznaczył się od godzin południowych w dniu 12 października. Przyczyn tego wzrostu poziomu morza można
doszukiwać się we wcześniejszym szybkim spadku ciśnienia atmosferycznego
(patrz rys. 5) oraz późniejszej zmianie kierunku wiatru z zachodniego na północny
(patrz rys. 4) i stopniowym wzroście prędkości wiatru.
56
Rys. 7. Zmiany poziomu morza na stacjach rejonu zachodniej części Zatoki Gdańskiej
w dniach 10–19 października 2009 r. Linią przerywaną zaznaczone granice
stanu ostrzegawczego (570 cm) i alarmowego (600 cm)
12 października około 20 LT, mimo następującego szybkiego wzrostu ciśnienia atmosferycznego (patrz rys. 5), poziom morza (wody) w Helu, Gdyni, Gdańsku
i Elblągu osiągnął lub nieznacznie przekroczył 570 cm (stan ostrzegawczy) i utrzymywał się na tym poziomie, wykazując niewielkie wahania, do godziny 16 LT
następnego dnia. Od godziny 16 LT 13 października, wraz ze wzrostem prędkości
wiatru i stopniową zmianą jego kierunku z N na NE, poziom wody w Gdyni
i Elblągu zaczął szybko wzrastać, osiągając w Gdyni około 20 LT 590 cm,
a w Elblągu już około godziny 19 – 598 cm, czyli zbliżył się do stanu alarmowego
(600 cm). Poziom alarmowy został w Elblągu przekroczony o 20 LT, a godzinę
później (21 LT 13 października 2009) osiągnął 608 cm. Bardzo wysoki poziom
wody (>600 cm) utrzymywał się w Elblągu nieprzerwanie od 20 LT 13 października do 12 LT 15 października (40 godzin), osiągając maksimum 681 cm 14 października o godzinie 19.
W Elblągu tak silny i długotrwały wzrost poziomu wody powyżej stanu alarmowego związany był ze zmianą kierunku wiatru na NE i wzrostem jego prędkości
powyżej 15 m·s–1 (maksymalna prędkość wiatru w Krynicy Morskiej – 22,3 m·s–1
14 października, godzina 15, spadek prędkości wiatru poniżej 15 m·s-1 nastąpił
między 23 LT 14 października a godziną 00 15 października). Ten kierunek wiatru
był zgodny z dłuższą osią Zalewu Wiślanego. W płytkim Zalewie Wiślanym, już
wcześniej przepełnionym wodą, tangencjalne naprężenie wiejącego z NE wiatru
musiało doprowadzić do szybkiego i znacznego wzrostu poziomu wody w jego
południowo-zachodnich częściach.
W rezultacie opisanego wzrostu poziomu wody na rozległych obszarach otoczenia tej części Zalewu Wiślanego nastąpiły podtopienia, a w Elblągu wystąpiła
powódź o ograniczonych rozmiarach (zalanych kilka ulic i budynków, ewakuacja
około 200 osób, utrudnienia w ruchu kołowym). Najgroźniejsza sytuacja wytworzyła się w delcie Szkarpawy, gdzie wystąpiły rozległe podtopienia i zalania terenów przed wałami chroniącymi tereny depresyjne tej części Żuław. Trzeba było
częściowo ewakuować mieszkańców (8 rodzin) Wyspy Nowakowskiej, której
groziło zalanie. W miejscowości Kąty Rybackie nieprzejezdna była droga woje-
57
wódzka nr 501 – jedyna droga dojazdowa do Mierzei Wiślanej. To, że na obszarze
zachodniego otoczenia Zalewu Wiślanego nie doszło w czasie omawianego sztormu do poważnej katastrofy, spowodowanej wzrostem poziomu wody, zawdzięczać
można relatywnie wysokiemu ciśnieniu atmosferycznemu, które 13, 14 i 15 października było wyższe od 1011 hPa. Gdyby opisanemu sztormowi towarzyszyło
typowe dla występującej siły wiatru ciśnienie, czyli około 985–990 hPa lub mniejsze, poziom wody byłby co najmniej o 20–25 cm wyższy i najprawdopodobniej
wały Wyspy Nowakowskiej zostałyby przerwane.
W Gdyni, Gdańsku i Władysławowie stan alarmowy (600 cm) został osiągnięty dopiero 14 października o 9 LT. Najwyższy poziom morza w czasie spiętrzenia
sztormowego wystąpił w Gdańsku 14 października między godziną 9 a 14
(602–606 cm), w Gdyni synchronicznie z maksimum w Elblągu (14 października,
godzina 19 – 615,7 cm), jednak poziom morza wyższy od 600 cm trwał w Gdyni
dłużej niż w Gdańsku, bo od godziny 9 do 23.
We Władysławowie poziom morza przekraczał granice stanu alarmowego od
14 października 13 LT do 15 października 3 LT. Maksymalną wysokość – 610 cm
– lustro wody osiągnęło 14 października w godzinach 14–15. W Jastarni i Helu
w czasie całego sztormu poziom morza nie osiągnął granic stanu alarmowego,
przekraczając jednak między 12 LT 14 października a 4 LT 15 października granice stanu ostrzegawczego.
W Gdańsku omawiane spiętrzenie sztormowe doprowadziło do wystąpienia
lokalnych podtopień (m.in. zalanie dolnego bulwaru Motławy), jednak bez istotniejszych skutków dla funkcjonowania miasta. W Gdyni wzrost poziomu morza
nie doprowadził do żadnych zakłóceń. Tradycyjnie, na niewielką odległość od
krawędzi nabrzeży „wylała się woda” z Basenu Jachtowego, w którym wysokość
nabrzeży z oczywistych przyczyn jest niewielka. „Przepełnienie” Basenu Jachtowego można traktować raczej jako „atrakcję” dla mieszkańców miasta niż zagrożenie czy utrudnienie.
15 października poziom wody na brzegach zachodniej części Zatoki Gdańskiej
i Zalewu Wiślanego obniżył się, spadając w Elblągu poniżej granicy poziomu
alarmowego, a w Gdyni poniżej poziomu ostrzegawczego około południa, utrzymując się jednak w następnych dniach powyżej poziomu normalnego (500 cm;
patrz rys. 7).
Przemieszczająca się na zachód fala anemobaryczna związana z omawianym
sztormem wyrządziła znacznie poważniejsze szkody następnej doby (15–16 października 2009) na Wybrzeżu Zachodnim, zwłaszcza na Zalewie Szczecińskim
i w ujściowym odcinku Odry. Przy utrzymującym się kierunku wiatru z północy,
mimo spadku prędkości wiatru (15 i 16 października 2009 średnie dobowe Vw
w Świnoujściu wynosiły odpowiednio 12,7 i 5,6 m·s–1, zaś maksymalne prędkości
porywów: 15 października – 20 m·s–1, 16 października – bez porywów), doszło
do silnego wzrostu poziomu wody na Zalewie Szczecińskim. W połączeniu z falowaniem doprowadziło to w nocy z 15 na 16 października do przerwania wałów
w rejonie Stepnicy i Lubczyny i lokalnych powodzi. Poważne kłopoty wystąpiły
również w Świnoujściu i samym Szczecinie, o czym donosiła lokalna prasa z Pomorza Zachodniego.
58
6. PODSUMOWANIE
Opisany sztorm jest zjawiskiem jednostkowym, na dodatek wysoce „nietypowym”. Nie upoważnia to do wyciągania dalej idących wniosków na temat samego
sztormu. Tym niemniej należy zwrócić uwagę na kilka jego cech, które zasadniczo
różnią go od „typowych” sztormów południowobałtyckich, związanych na ogół z
głębokimi, „strefowo” szybko przemieszczającymi się układami cyklonalnymi
wędrującymi nad rejonem bałtyckim. Sztorm ten osiągnął bardzo dużą intensywność i wystąpił stosunkowo wcześnie, znacznie wcześniej niż przypada roczne
maksimum aktywności sztormowej (grudzień–styczeń). Jego geneza związana była
z epizodem silnej cyrkulacji południkowej, wymuszonej przez rozwój fal górnej
planetarnej strefy frontalnej (GPSF) o bardzo dużej amplitudzie, która pozwoliła
układowi niżowemu powstałemu nad Morzem Śródziemnym przeniknąć daleko na
północ. Taki układ quasistacjonarnych lub wolno przemieszczających się fal
GPSF, z górnym klinem lokującym się nad wschodnią częścią Atlantyku Północnego i zachodnią Europą, uwarunkowany jest przez znacznie zwiększone, powyżej
normy klimatycznej, zasoby ciepła w wodach NE części Atlantyku Północnego, z
wodami Morza Barentsa i zachodniej części Morza Grenlandzkiego włącznie.
Zmiany rozkładu przestrzennego zasobów ciepła w wodach Oceanu Atlantyckiego
zachodzą powoli, co oznacza, że stan taki trwać będzie jeszcze przez najbliższych
kilka lat. Skłania to do refleksji.
Do tej pory (w przybliżeniu do roku 2003–2005) przeważała nad rejonem
bałtyckim cyrkulacja strefowa. Częstsze niż przeciętnie lokowanie się górnego
klina po wschodniej stronie Atlantyku Północnego sprzyja wzrostowi form cyrkulacji południkowej, liczba epizodów cyrkulacji południkowej wzrasta. Pozwala to
twierdzić, że zakończyła się już epoka cyrkulacji strefowej. Oznacza to następującą
zmianę reżimu pogodowego nad obszarem wokółbałtyckim – wzrośnie frekwencja
takich typów cyrkulacji, jak D, G, E2C, E, E1, BE według klasyfikacji Osuchowskiej-Klein [5]. Jeśli ocena ta jest prawidłowa, należy spodziewać się zwiększonego różnicowania warunków pogodowych z roku na rok, zwłaszcza w okresach
jesienno-zimowych. Szczególny niepokój wzbudza możliwość wystąpienia w okresie kilku najbliższych lat zim bardzo ostrych, przypominających zimy lat 1939–
1947, połączonych ze wzrostem utrudnień i zagrożeń natury hydrometeorologicznej dla żeglugi w rejonie Bałtyku.
LITERATURA
1. Czy to już zima??? [online], Komunikat Biura Prasowego Instytutu Meteorologii i Gospodarki
Wodnej w Warszawie z dnia 15.10.2009, http://www.pogodynka.pl.
2. Dalin R.A., Zavisimost' točnosti rasčeta parametrov morskikh vetrovykh voln ot osnovnykh
volnoobrazujuščikh faktorov, Meteorologya i Gidrologiya 1982, 2: 77–81.
3. Kruszewski G., Zmiany prędkości wiatru przywodnego nad Bałtykiem w świetle danych z reanalizy NECEP/NCAR (1951–2000), Przegląd Geofizyczny 2008, 53 (1): 27–41.
59
4. Marsz A.A., O przyczynach „wcześniejszego następowania zimy” na obszarze Europy nadbałtyckiej, Przegląd Geograficzny 2005, 77 (3): 289–310.
5. Osuchowska-Klein B., Prognostyczne aspekty cyrkulacji atmosferycznej nad Polską, Prace
Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej 1975, 7: 5–51.
6. Sztobryn M., Stigge H.-J., Wielbińska D., Weidig B., Stanisławczyk I., Kańska A., Krzysztofik K.,
Kowalska B., Letkiewicz B., Mykita M., Sturmfluten in der südlichen Ostsee (westlicher und
mittlerer Teil), Berichte des Bundesamtes für Seeschifffahrt und Hydrographie 2005, 39: 74 s.
7. Titov L.F., Vetrove volny, Gidrometeoizdat, Leningrad 1969, 292 s.
8. Ustrnul Z., Czekierda D., Atlas ekstremalnych zjawisk meteorologicznych oraz sytuacji synoptycznych w Polsce, IMGW, Warszawa 2009, 182 s.
9. Zawadzka-Kahlau E., Morfologiczne efekty oddziaływania czynników hydrometeorologicznych
na Mierzei Karwieńskiej, Landform Analysis 2008, 8: 88–93.
THE STORM IN 13–14 OCTOBER 2009
OVER THE WESTERN PART OF THE GDAŃSK GULF
Summary
This work presents the development of synoptic situation which resulted in storm in the region
of western part of the Gdańsk Gulf on 13–14 October 2009 and characterizes the changeability of
hydro-meteorological conditions in the period preceding the storm, during the storm noted on 13–14
October and in the period just after the storm. This work has made use of the data of the observation
net of the Maritime Office in Gdynia.
The depression responsible for the stormy weather on the south Baltic Sea was following the Vb
trajectory according to van Bebber classification (Fig. 2) and the storm developed on the edge of high
pressure area with its centre over Scandinavia (Fig. 6). The maximum wind speed was noted on
14 October and in the North Port in Gdansk it reached the value of 32 m·s–1 (Fig. 3). The wind was
very gusty. A few-day lasting stormy N-NE winds (Fig. 4) resulted in very high seas. On 14 October
the significant wave reached 4.2–4.3 m and the maximum wave was 7.8–7.9 m high. The storm
overflows exceeded the alarm states of water (Fig. 7). There were some disturbances in the work of
the ports of Gdynia and Gdańsk, destruction of some hydro-technical equipment, tourist infrastructure
and rapid abrasion of coasts.

andrzej banachowicz - Akademia Morska w Gdyni

Transkrypt

Podobne dokumenty

A-125 Czujnik prędkości wiatru (anemometr), wyjście - A-STER

zagrożenie wichurą i huraganowym wiatrem

Wielka Sień projektował: Augustyn Locci wybudowana w latach