Wiatry, pomiary wiatrów

Powstawanie wiatru

Na zachowanie się mas powietrza mają wpływ praktycznie jedynie dwie siły: ciężkości i siła parcia, wywierana przez cząsteczki sąsiednie, działająca we wszystkich kierunkach. Aby cząsteczka powietrza pozostała w spokoju, te siły muszą być w równowadze. Jeśli którakolwiek z nich ma przewagę, wówczas następuje ruch cząsteczki. Zamiast rozpatrywać siły działające na poszczególne cząsteczki wygodniej jest porównywać ciśnienia przez nie wywierane. Jeśli pojawi się różnica ciśnień masy powietrza zaczną się poruszać od ciśnienia wyższego do niższego. Taki ruch powietrza nazywamy wiatrem. Przyczyną powstawania wiatru jest więc różnica ciśnień wywołana różnicą temperatur. Prędkość wiatru zwiększa się w miarę wzrostu gradientu ciśnienia (gradient ciśnienia to różnica ciśnienia przypadającą na jednostkę odległości). Im większy gradient tym prędkość wiatru jest większa.

Ogólny ruch mas powietrza

Można ogólnie przyjąć, że strefy niskiego i wysokiego ciśnienia występują na Ziemi przemiennie, w układzie równoleżnikowym: stałe niże równikowe wzdłuż Równika (równikowy pas ciszy), stałe wyże zwrotnikowe wzdłuż Zwrotników, niże w średnich szerokościach geograficznych (tzw. strefa wędrujących niżów) i stałe wyże biegunowe w strefach okołobiegunowych. Wywołuje to stałe przemieszczanie się powietrza w określonych kierunkach. Ruch ten odbywa się przy powierzchni Ziemi, co odczuwane jest jako wiatr. Jednak oprócz tego powietrze przemieszcza się również do wyższych warstw troposfery i tam także krąży, co w sumie składa się na ogólną cyrkulację powietrza wokół Ziemi.

Przykładem dobrze ilustrującym część tego procesu jest cyrkulacja pasatowa. Na obszarach górowania Słońca w zenicie powietrze ogrzewa się najbardziej i jako lżejsze unosi się do góry. W ten sposób przy powierzchni Ziemi wytwarza się niskie ciśnienie, do którego ściągane jest powietrze z zewnątrz. Tak powstają pasaty – stałe wiatry wiejące od Zwrotników do Równika. Jednocześnie w górnych warstwach troposfery, aby wyrównać ubytek powietrza nad Zwrotnikami, w kierunku przeciwnym do pasatów wieją antypasaty.

 
Prądy wstępujące i zstępujące

Najbardziej intensywne ruchy powietrza zachodzą w kierunku poziomym. Jest to spowodowane dużą rozległością atmosfery w kierunku poziomym, a małą w kierunku pionowym. Z ruchami pionowymi, zwanymi prądami wstępującymi i zstępującymi, związana jest kondensacja pary wodnej w atmosferze, a więc tworzenie się chmur i opadów.

Promienie słoneczne ogrzewają powierzchnię Ziemi. Ogrzewają się lądy, wody powierzchniowe, morza, oceany, a także powietrze. Słońce nagrzewa powierzchnię Ziemi nierównomiernie, zależnie od rodzaju podłoża (woda czy pustynia, las lub łąka) oraz od kąta padania promieni słonecznych. Szybkości nagrzewnia się substancji określa ciepło właściwe. Jest to ilość ciepła potrzebna do ogrzania jednego kilograma wody o jeden stopień (Celsjusza lub Kelwina).

Po wschodzie słońca następuje większe ogrzanie powierzchni gruntu niż wody morskiej. Powietrze nad gruntem szybko ogrzewa się i unosi do góry. Wznoszące się powietrze tworzy prąd wstępujący, zasilający górne prądy, odpływające znad miejsca ogrzanego. Układ taki nie jest trwały, gdyż następuje odpływanie powietrza na boki znad miejsca ogrzanego. Są to wiatry górne. W związku z tym zmniejsza się masa powietrza na powierzchnię ziemi i następuje obniżenie ciśnienia. Dołem więc napływa powietrze kierujące się do miejsca ogrzanego, o niskim ciśnieniu i jest to właśnie wiatr.
Bryza

Powstawanie bryzy możemy zaobserwować latem nad morzem lub dużym jeziorem przy ciepłej słonecznej pogodzie. Wiatr wyraźnie w ciągu doby zmienia swój kierunek. W dzień wieje od morza w stronę lądu, a w nocy odwrotnie: od lądu w kierunku morza. Przyczyną powstawania bryzy są prądy konwekcyjne. W ciepły słoneczny dzień ląd ogrzewa się szybciej niż morze (ciepło właściwe piasku wynosi jedynie 600 a wody 4200). Ciepłe powietrze znad lądu unosi się (w obszarach przybrzeżnych wytwarza się różnica ciśnień), a na jego miejsce napływa chłodne powietrze znad morza. Wieje wówczas wiatr od morza. Jest to wiatr miejscowy zwany bryzą dzienną (morską-rys. po lewej).

Ląd ogrzewa się szybciej, ale ochładza się również szybciej niż morze. Nocą morze jest cieplejsze niż ląd. Ciepłe powietrze znad morza unosi się (wytwarza się gradient baryczny skierowany z lądu w stronę morza), a na jego miejsce napływa znad lądu powietrze chłodniejsze. Wieje wówczas wiatr od lądu w stronę morza. Jest to bryza nocna (lądowa – rys. u dołu). Bryza ta jest o wiele słabsza i ma mniejszy zasięg niż bryza morska z powodu mniejszych różnic temperatury pomiędzy lądem a morzem w nocy.
Podczas bezwietrznej pogody w dużych miastach dachy, ściany domów i jezdnie nagrzewają się szybciej niż grunt oraz trawa. Słabe wiatry wieją w dzień z terenu otaczającego miasto ku jego centrum. Zjawisko to nazywamy bryzą miejską.

Podobna do bryz cyrkulacja powietrza zachodzi także latem na polu w pobliżu lasu. Podczas pięknej pogody w dzień w polu wieje wiatr od strony chłodniejszego lasu, a na wysokości koron drzew zachodzi ruch odwrotny. W nocy jednak odwrotny kierunek nie istnieje z powodu opadania zimnego powietrza z wierzchołków koron pod okap drzewostanu, co wyrównuje różnice temperatur.

Na podobnej zasadzie powstają monsuny oraz wiatry górskie i dolinne.

Cyklon tropikalny, monsun

 ogromne obszary. Te rozszalałe nawałnice mają różne nazwy: w Ameryce nazywa się je huraganami, w Azji tajfunami, a w innych częściach świata cyklonami. Większość z nich powstaje w rejonie ciszy równikowej. Ta wąska, bezwietrzna strefa rozciąga się na trzeciego do siódmego stopnia szerokości po obu stronach równika, gdzie spotykają się równikowe cyrkulacje obu półkul. Cyklony tropikalne najczęściej rozwijają się na przełomie lata i jesieni, co jest związane z najwyższą temperaturą powierzchni wód w tym okresie. Średnica cyklonu przekracza 100km, a największy miał aż 2200km. Czas trwania cyklonu wynosi od kilku do kilkunastu dni.
Cyklony rodzą się tam, gdzie tropikalny ocean zasila atmosferę dużą ilością pary wodnej i ciepła, wytwarzając nad powierzchnią wody warstwę gorącego i wilgotnego powietrza (1). Temperatura wody w warstwie powierzchniowej oceanu powinna przekraczać 27°C, a grubość tej warstwy co najmniej 50 m. Gdy powietrze się wznosi, para wodna się skrapla, tworząc chmury i deszcz (2). Skraplająca się para oddaje ciepło (woda ma bardzo duże ciepło parowania a więc i skraplania), które wcześniej posłużyło do zamiany wody morskiej w parę. Proces skraplania zachodzi z wydzieleniem dużej ilości energii, wskutek czego ogrzane powietrze wznosi się w tworzących się burzowych chmurach jeszcze wyżej (3), gdzie następuje dalsza kondensacja.
Uwalnianie dużej ilości ciepła nad tropikalnym oceanem sprawia, że w miejscu, do którego z obszarów przyległych napływają masy wilgotnego powietrza, powstaje niż baryczny (4). Ten ciągły napływ do rozrastającego się układu burzowego przenosi coraz więcej ciepła i wilgoci znad oceanu w wyższe warstwy atmosfery (5). Wynoszenie powietrza w górę i dalsze uwalnianie ciepła przyśpiesza ściąganie okolicznych mas powietrza w kierunku środka burzy, który zaczyna wirować pod wpływem ruchu obrotowego Ziemi (6) (działanie sił Coriolisa). W miarę jak cały proces przybiera na sile, układ burzowy potężnieje i zyskuje charakterystyczną postać (nr 7 poniżej).

Gdy układ burzowy osiągnie określoną intensywność, w jego centrum zazwyczaj powstaje tzw. oko – spokojny obszar niskiego ciśnienia (8). Wokół oka wiruje pas gęstych chmur i bardzo silnych wiatrów, zwany ścianą oka (9). Taki układ burzowy nosi już miano cyklonu. Tymczasem wznoszące się powietrze, wciąż ciepłe, lecz pozbawione większości pary wodnej, nie może już wznieść się wyżej, bo stratosfera działa jak pokrywka na garnku. Część tego osuszonego powietrza wpada do oka (10), reszta zaś oddala się spiralnie od centrum, jednocześnie opadając (11).

Cyklon może powstać w odległości od równika wynoszącej co najmniej 500 km (na równiku pozioma składowa siły Coriolisa jest za mała do powstania ruchu wirowego). W tym czasie stałe prądy atmosferyczne prowadzą cały układ po określonym szlaku. W Gdy cyklon przesuwa się nad ląd, zostaje odcięty od zasilających go ciepłych wód morskich i szybko słabnie.

Naukowcy sądzą, że można osłabić cyklon albo przestawić go na mniej niebezpieczny tor przez zmianę początkowych parametrów (np. temperatury lub wilgotności powietrza) panujących w jego środku lub na obszarach przyległych. Aby interwencja była skuteczna, muszą dysponować bardzo szczegółową prognozą rozwoju cyklonu.

Metereolodzy muszą najpierw nauczyć się przewidywać szlaki cyklonów z niezwykłą precyzją, określać na bieżąco zmiany parametrów fizycznych (np. temperatury powietrza) wpływających na ich zachowanie, a także znaleźć metody oddziaływania na te parametry. Badania są jeszcze w powijakach, ale wyniki symulacji komputerowych przeprowadzonych w ostatnich latach wskazują, że modyfikowanie cyklonów powinno być możliwe. Co więcej, wydaje się, że ta sama cecha, która tak utrudnia prognozowanie pogody – ogromna czułość atmosfery na stosunkowo niewielkie bodźce jest kluczem do zapanowania nad cyklonami. Pierwsze komputerowe próby zmiany szlaku symulowanego cyklonu przez drobne modyfikacje jego stanu początkowego udały się, a dalsze eksperymenty też wyglądają obiecująco.

 MONSUNY

Ruchy mas powietrza w górach

FEN jest to wiatr powstający, kiedy na dwóch stronach masywu górskiego-gór , dochodzi do powstania różnic ciśnienia atmosferycznego oraz powstają ruchy powietrza. Fen jest wiatrem ciepłym, suchym, ale przeważnie bardzo gwałtownym, często porywistym który wieje po zawietrznej stronie góry. Natomiast po dowietrznej stronie wznosi się już powietrze , a zawarta ilość pary wodnej skrapla się i powstaje charakterystyczny tzw. wał chmury kłębiastej oraz w niedługim czasie opady. W takich warunkach masy powietrza ochładzają się o. 0,6stopnia;C/na każde 100m wysokości. Kiedy powietrze przekroczy barierę górską to opada już jako suchsze powietrze znowu się ogrzewając średnio 1stopień;/na 100m wysokości. oddziaływanie fenu powoduje szybki wzrost temperatur powietrza, po zawietrznej strony stoku, i szybsze topnienie śniegu oraz powstawanie bardzo niebezpiecznych lawin. To powoduje również wyższy stan wód potoków górskich. Także silne podmuchy wiatrów, które niszczą drzewa, czy linie energetyczne oraz budynki.

Lokalne nazwy fenu, to:

* W Tatrach jest to halny.

* W Azji jest to garmsil.

* W Alpach jest to fen.

* W Górach Skalistych jest to chinook.

* WIATRY GÓRSKIE ORAZ WIATRY DOLINNE tworzą się na skutek różnic w stopniu nagrzania dolin oraz stoków górskich. Mogą zmieniać się podczas każdej doby. Natomiast w ciągu dnia o wiele silniej nagrzewa się zbocze dolin oraz stok górski zaś wiatr wieje ku górze doliny , po zboczach jest to cyrkulacja dolinna. Zaś nocą jest chłodniejsze powietrze w wyższych górach, dlatego też powietrze spływa z nachylonego stoku do cieplejszej doliny.

* BORA (inaczej wiatr spływowy) spotykamy go na terenach, gdzie są wyżyny albo tereny górzyste które sąsiadują z morzami bądź też dużym jeziorem. Wiatr jest gwałtowny, często porywisty oraz zimny. Powstaje on gdy ląd ma wysokie ciśnienie, zaś morze niskie, na skutek czego do morza spływa z terenów górzystych chłodna masa powietrza. Jest spotykany: wybrzeża Dalmacji, tutaj wschodzi n. Morze Adriatyckie, n. Morzem Czarnym (taki wiatr może mieć prędkość około 45-50m/s , spada temperatura powietrza blisko kilka stopni).

* MISTRAL jest to lokalna nazwa dla bory. Wiatr jest spotykany w okolicach Lyonu ( wieje w dół do Morza Śródziemnego). Zimna masa powietrza spływa też doliną rzeki- Rodanu poprzez obniżenie pomiędzy Górami-Alpami oraz Pirenejami. Mistral może osiągać dużą prędkość, jest to nawet 30km/s. Często powoduje bardzo duże zniszczenia winnic na zboczach dolin.

Trąba powietrzna (tornado, tajfun, twister)

Trąby powietrzne zwane inaczej tornadem, tajfunem lub twisterem pojawiają się zazwyczaj w prawej, tylnej części układu burzowego tuż po ustaniu opadów. Tornado jest wirem w kształcie komina czy rękawa. Średnica wirującego słupa powietrza u jego podstawy ma średnio 70 metrów. Największa średnica wynosi zaledwie 2 kilometry. Prędkość wiatru towarzyszącego tornado dochodzi nawet do 512 km/h. Czas kontaktu tornado z ziemią trawa średnio pięć minut (najdłuższy trwał ponad trzy i pół godziny). Właśnie niewielkie rozmiary i krótki okres istnienia sprawiają, że precyzyjne przewidzenie czasu i miejsca ich pojawienia się nastręcza wyjątkowe trudności. 

Aby powstała trąba powietrzna muszą spełnione być dwa warunki: silny wznoszący prąd powietrza oraz coś, co wprawi go w ruch obrotowy. Prądy wznoszące najczęściejpowstają w wyniku różnicy temperatur. Powietrze zalegające przy powierzchni ziemi jest rozgrzane przez Słońce i zaczyna wędrować w górę. Szczególnie silne prądy wstępujące powstają z wilgotnego powietrza, które, unosząc się w zimniejsze warstwy, wytwarza dodatkowe ciepło w procesie kondensacji pary wodnej, a potem także podczas przemiany wody w lód. Widocznym przejawem występowania prądów wstępujących są rozbudowane w pionie chmury kłębiaste: cumulusy i cumulonimbusy. Do powstawania trąby powietrznej niezbędny jest ruch wirowy, a odpowiednie do tego warunki występują na styku dwóch mas powietrza poruszających się w przeciwnych kierunkach. To stosunkowo rzadka sytuacja i występuje tylko w niektórych rejonach świata, przede wszystkim w środkowych stanach USA. Na szczęści stwierdzono, że tylko jedna ze stu burz „rodzi” tornada.

Według obecnego modelu najpierw powstaje wir o osi poziomej, na przykład gdy wznoszące się ciepłe powietrze osiągnie wysokość występowania szybkich, stałych wiatrów – tak zwanych prądów strumieniowych. Poziomy wir nabiera prędkości, poczym jego oś stopniowo obraca się do pionu w miejscu występowania najsilniejszego prądu wstępującego. U podstawy cumulonimbusa w miejscu wiru powstaje charakterystyczne wybrzuszenie, ale sam wir wciąż nie jest widoczny, ponieważ powietrze jest przezroczyste. Lej tornada pojawia się dopiero, gdy dotknie ono ziemi i porwie drobiny pyłu; czasem , gdy ruch wirowy jest szybki, od spadku ciśnienia w środku wiru kondensuje się para wodna. Bywa, że z wybrzuszonej chmury powstaje naraz po kolei kilka tornad o przeciwnych kierunkach obrotu, ułożonych wokół osi głównego wiru.

Tornada mogą również powstać nad wodą. Zwane są one trąbami wodnymi. Mniejsze tarcie powierzchniowe nad jeziorami, rzekami i morzami sprawia, że wir łatwiej tworzy się nad wodą niż nad lądem. Jednak wiele takich trąb cechuje stosunkowo niewielka gwałtowność. Rozwijają się one raczej pod wysoko wypiętrzonymi cumulusami, a nie pod chmurami burzowymi (cumulonimbusami). Niemniej gwałtowna trąba wodna może nawet zatopić statek i wyrządzić wielkie szkody na wybrzeżu.

POMIAR WIATRU

 Kierunek wiatru wyrażamy w całkowitych dziesiątkach stopni kąta, o który kierunek wiatru jest odchylony od południka geograficznego (od północy geograficznej), stosując 36-kierunkowa skalę (tabela po prawej.) Nazywamy ją różą wiatrów. Kierunki zapisujemy liczbami klucza,  ciszę oznaczamy literą C.

 Prędkość wiatru

Prędkość wiatru podajemy w metrach na sekundę (m/s ) lub w węzłach. Węzeł odpowiada prędkości 1 mili morskiej na godzinę czyli ok. 0,51 m/s. Prędkość wiatru rzadko bywa stała przez dłuższy czas; na ogół ciągłe ulega szybkim zmianom. W większości przypadków potrzebna jest znajomość średniej prędkości wiatru. W depeszy meteorologicznej prędkość wiatru powinna być uśredniona za okres 10 min przed terminem obserwacji. Zaokrąglamy ją też do najbliższej całkowitej wartości. Przez ciszę rozumiemy sytuację, gdy prędkość wiatru jest mniejsza niż 0,5 m/s czyli mniejsza niż 1 węzeł. 

Prędkość wiatru można mierzyć na wiele różnych sposobów. Najprostszy sposób określenia prędkości wiatru bez przyrządu to obserwacja skutków wiatru na powierzchni Ziemi. Można to zrobić posługując się skalą wiatrów Beauforta. Skalę tę opracował dla potrzeb żeglugi morskiej admirał brytyjski Francis Beaufort. Później dostosowano ją do warunków lądowych. Dalsze udoskonalenie skali polegało na określeniu prędkości wiatru wywołującego kreślone skutki.

Tabela Skala Beauforta

Przyrządy pomiarowe używane do pomiaru prędkości wiatru przy powierzchni Ziemi nazywamy anemometrami. Do najczęściej stosowanych należą anemometry:

a) obrotowe,

b) ciśnieniowe.

Wiatromierz Wilda (powyżej), przyrząd służący do pomiaru kierunku i prędkości wiatru. Składa się z metalowego trzpienia umocowanego na stałe na maszcie o wysokości 10 m, w który wkręcono pręty róży wiatrów. Pręt skierowany na północ zakończony jest literą N. Druga część urządzenia, ruchoma, wyposażona jest w chorągiewkę z przeciwwagą służącą do pomiaru kierunku wiatru oraz płytkę, wychylająca się pod wpływem siły wiatru względem łuku, który jest zaopatrzony w zęby służące do oceny prędkości. Kierunek wiatru wyznacza położenie chorągiewki względem prętów kierunkowych, miarą prędkości jest wielkość odchylenia płytki (pod wpływem wiatru) od położenia pionowego

Najpopularniejszym instrumentem obrotowym do pomiaru prędkości wiatru jest anemometr czaszowy. Do pionowej osi, pod kątem prostym do niej, są przymocowane symetrycznie 3 (lub więcej) specjalnie ukształtowane czasze. Szybkość obrotów zależy od prędkości wiatru, bez względu na kierunek, z którego wiatr wieje.

Oś, na której są osadzone czasze napędza licznik obrotów i prędkość wiatru jest określana za pomocą tego licznika. Wygodniejszy jest system, w którym wirnik anemometru napędza mała prądnica. Prąd elektryczny jest następnie wskazywany lub rejestrowany przez miernik, którego podziałka jest wycechowana w jednostkach prędkości wiatru.

Innym typem anemometru obrotowego jest anemometr ręczny. Wirnik napędza licznik i aby określić prędkość wiatru potrzebne jest jeszcze urządzenie do mierzenia czasu. Anemometr ręczny jest mały i w czasie pomiaru trzyma się go w ręku. Przyrząd ten stosowany jest w badaniach terenowych oraz do pomiarów małych prędkości wiatru np. w magazynach.

Bardzo trudno jest otrzymać naprawdę reprezentatywne wartości prędkości i kierunku wiatru przy powierzchni Ziemi. Na ruch powietrza wpływają bowiem szorstkość aerodynamiczna i typ powierzchni, obecność budynków i drzew, itd. Dodatkowym problemem jest zmieniające się w czasie otoczenie stacji meteorologicznej. W pobliżu stacji powstają nowe budynki, a i drzewa z czasem stają się coraz wyższe. 

Ponadto, prędkość wiatru przy powierzchni Ziemi wzrasta przy wzroście wysokości. Konieczne jest więc ustalenie standardowej wysokości, na której mierzymy prędkość wiatru, aby wyniki pomiarów w różnych miejscach były porównywalne ze sobą. Standardowa wysokość instrumentu do pomiaru wiatru przy powierzchni Ziemi, nad płaskim otwartym terenem wynosi 10 m nad powierzchnią gruntu. Otwarty teren to taki, w którym odległość między instrumentem i jakąkolwiek przeszkodą jest przynajmniej 10 razy większa nią wysokość przeszkody. Z różnych względów wysokość wiatromierzy na stacjach meteorologicznych waha się od ok. 10 m do sporo ponad 20 m. 

Zachowanie standardowej wysokości przyrządu jest szczególnie ważne na lotniskach. Jeśli umieszczenie przyrządu na standardowej wysokości nie jest możliwe, przyrząd powinien być umieszczony na takiej wysokości, aby jego wskazania były jak najmniej zakłócone przez lokalne przeszkody. Wskazania przyrządu powinny wtedy, tak jak tylko jest to możliwe, reprezentować wiatr jaki by wiał na poziomie 10 m, gdyby w okolicy nie było przeszkód.