2010-06-14

1

Ruch w atmosferze

Ruch w atmosferze -- 2

2

Równanie wyjściowe

Równanie wyjściowe

dx

dP

fV

r

V

−

=

+

2

Siła od

ś

rodkowa

Siła Coriolisa

Gradient ci

ś

nienia

dx

r

Współrzędne naturalne,

Współrzędne naturalne,

podstawowy

podstawowy

Prędkość jest definiowana jako dodatnia

Prędkość jest definiowana jako dodatnia

Kierunek x wskazuje zawsze na lewo od wektora

Kierunek x wskazuje zawsze na lewo od wektora
prędkości

prędkości

Jeżeli x wskazuje w kierunku środka krzywizny

Jeżeli x wskazuje w kierunku środka krzywizny

Jeżeli x wskazuje w kierunku środka krzywizny

Jeżeli x wskazuje w kierunku środka krzywizny
to wtedy promień jest dodatni

to wtedy promień jest dodatni

Jeżeli x wskazuje od środka krzywizny to wtedy

Jeżeli x wskazuje od środka krzywizny to wtedy
promień jest ujemny

promień jest ujemny

Układ izobar jest ustalony w przestrzeni, nie ma

Układ izobar jest ustalony w przestrzeni, nie ma
ruchu układów barycznych

ruchu układów barycznych

Wiatr geostroficzny

Wiatr geostroficzny

Równowaga geostroficzna

Równowaga geostroficzna

Siła Coriolisa i gradient ciśnienia pozostają w

Siła Coriolisa i gradient ciśnienia pozostają w
równowadze

równowadze..

Równoległy do izobar

Równoległy do izobar 

 linie proste

linie proste 

 rr jest

jest

Równoległy do izobar

Równoległy do izobar 

 linie proste

linie proste 

 rr jest

jest

zaniedbywane

zaniedbywane

dx

dp

fV

r

v

ρ

1

2

−

=

+

=0

2010-06-14

2

Wiatr geostroficzny może odpowiadać wiatrowi

Wiatr geostroficzny może odpowiadać wiatrowi

rzeczywistemu tylko w przypadku izobar prostoliniowych

rzeczywistemu tylko w przypadku izobar prostoliniowych

P

0

+

∆

P

P

0

P

0

+2

∆

P

N

∆

x

x

P

fV

g

∆

∆

−

=

E

W

P

0

+3

∆

P

P

0

+2

∆

P

S

∆

x

Jak krzywizna wpływa na wiatr

Jak krzywizna wpływa na wiatr??

((ruch cyklonalny w układach niskiego

ruch cyklonalny w układach niskiego

ciśnienia

ciśnienia))

dx

dp

fv

r

v

ρ

1

2

−

=

+

P -∆P

Ni

ż

r

V

x

∆

x

P

0

P

0

+∆P

P

0

-∆P

Wy

ż

Ni

ż

Na podst.. Holtona

Na podst.. Holtona

Jeżeli

Jeżeli V

V

gg

/V

/V >

> 1,

1, wiatr geostroficzny przeszacowuje aktualną

wiatr geostroficzny przeszacowuje aktualną

prędkość wiatru

prędkość wiatru

fr

v

v

v

g

+

=

1

prędkość wiatru

prędkość wiatru

Ponieważ

Ponieważ

vv jest zawsze dodatnie

jest zawsze dodatnie

, , na półkuli północnej

na półkuli północnej (f > 0)

(f > 0)

rr

zawsze też

zawsze też

musi

musi

być

być

dodatnie

dodatnie

Dla typowych przepływów wielkoskalowych na półkuli

Dla typowych przepływów wielkoskalowych na półkuli
północnej

północnej, , rr jest zawsze dodatnie dla ruchu w cyklonie

jest zawsze dodatnie dla ruchu w cyklonie; ; ruch

ruch

odbywa się wokół układów niskiego ciśnienia

odbywa się wokół układów niskiego ciśnienia

Geostro

Geostroficzny

ficzny

a

a

obserwowany

obserwowany

wiatr

wiatr na

na 300

300 hPa

hPa

2010-06-14

3

Wiatr g

Wiatr geostro

eostroficzny

ficzny

a

a

obserwowany

obserwowany

na

na 300

300 hPa

hPa

Obserwowany:
95 knotów (47 m/s)

Wiatr geostroficzny:

Wiatr geostroficzny:
140 knotów (70 m/s)

Jak krzywizna wpływa na ruch

Jak krzywizna wpływa na ruch??

((ruch antycyklonalny

ruch antycyklonalny –

– układ wysokiego

układ wysokiego

ciśnienia

ciśnienia))

dx

dp

fv

r

v

ρ

1

2

−

=

+

x

r

t

x

∆

x

P

0

P

0

+∆P

P

0

-∆P

Wy

ż

Ni

ż

Prędkość wiatru geostroficznego a

Prędkość wiatru geostroficznego a

rzeczywistego

rzeczywistego

(na podst.

(na podst. Holtona

Holtona))

Jeżeli

Jeżeli V

V

gg

/V

/V <

< 1,

1, wiatr geostroficzny

wiatr geostroficzny niedoszacowuje

niedoszacowuje wiatr

wiatr

rzeczywisty

rzeczywisty

fr

v

v

v

g

+

=

1

rzeczywisty

rzeczywisty

Ponieważ

Ponieważ

v jest zawsze dodatnie

v jest zawsze dodatnie

to na półkuli północnej

to na półkuli północnej (f > 0)

(f > 0)

rr jest ujemne

jest ujemne

Dla typowych warunków na półkuli północnej dla ruchów

Dla typowych warunków na półkuli północnej dla ruchów
wielkoskalowych

wielkoskalowych, , rr jest ujemne dla przepływów

jest ujemne dla przepływów

antycyklonalnych, ruch odbywa się wokół układów wysokiego

antycyklonalnych, ruch odbywa się wokół układów wysokiego
ciśnienia

ciśnienia

Wiatr geostroficzny

a

obserwowany

na 300 hPa

2010-06-14

4

Wiatr g

Wiatr geostro

eostroficzny

ficzny

a

a

obserwowany

obserwowany

na

na

300 hPa

300 hPa

Obserwowany: 30
knotów (15 m/s)

Wiatr geostroficzny:
25 knotów (12 m/s)

Ruch w równowadze

Ruch w równowadze

Tornada

Tornada

Huragany

Huragany

Układy wysokiego i niskiego ciśnienia

Układy wysokiego i niskiego ciśnienia

Wiatr cyklostroficzny

Wiatr cyklostroficzny

Jeżeli szerokość geograficzna jest mała, wówczas wyrażenie 2

ω

sin

ϕ

v

0

związany z istnieniem siły Coriolisa może być pominięte (rozmiar wirów
kołowych odpowiedni – tj. mały), to równanie ruchu przyjmuje postać:

dr

dp

r

v

ρ

θ

1

2

=

dr

r

ρ

=

Prędkość wiatru cyklostroficznego spełniającego powyższe równanie wynosi:

dr

dp

r

v

c

ρ

±

=

Wiatr cyklostroficzny

Wiatr cyklostroficzny

Równowaga w kierunku prostopadłym

Równowaga w kierunku prostopadłym –

– w

w

przeciwieństwie do stycznej

przeciwieństwie do stycznej, , element równania

element równania

pędu

pędu..

Równowaga pomiędzy siła odśrodkową a

Równowaga pomiędzy siła odśrodkową a

Równowaga pomiędzy siła odśrodkową a

Równowaga pomiędzy siła odśrodkową a
gradientem ciśnienia

gradientem ciśnienia..

Warunki

Warunki

stałość

stałość ((pochodna czasu

pochodna czasu = 0)

= 0)

siła Coriolisa jest mała w porównaniu do gradientu

siła Coriolisa jest mała w porównaniu do gradientu
ciśnienia i siły odśrodkowej

ciśnienia i siły odśrodkowej

2010-06-14

5

Wiatr cyklostroficzny

Wiatr cyklostroficzny

dx

dp

r

v

dx

dp

r

v

ρ

ρ

1

1

2

−

=

−

=

Pierwiastek musi być dodatni

Pierwiastek musi być dodatni: : dwa rozwiązania

dwa rozwiązania

dx

ρ

0

,

0

.

2

0

,

0

.

1

>

<

<

>

dx

dp

r

dx

dp

r

Ruch cyklostroficzny

Ruch cyklostroficzny

Tornada

Tornada: 10

: 10

22

meter

meterów

ów, 0.1 km

, 0.1 km

Dust devil: 1

Dust devil: 1 -- 10 meter

10 meterów

ów

Niewielka skala przestrzenna

Niewielka skala przestrzenna

Niewielka skala przestrzenna

Niewielka skala przestrzenna

Silny wiatr

Silny wiatr

Ruch cyklostroficzny

Ruch cyklostroficzny

0

,

0

<

>

dx

dp

r

0

,

0

>

<

dx

dp

r

Ni

ż

Ni

ż

Gradient ciśnienia

Siła odśrodkowa

Ruch cyklostroficzny

Ruch cyklostroficzny

0

,

0

.

1

<

>

dx

dp

r

0

,

0

.

2

>

<

dx

dp

r

Ni

ż

Ni

ż

Przeciwny do

ruchu wskazówek

zegara

Zgodny z ruchem

wskazówek

zegara

2010-06-14

6

Tornado antycyklonalne

http://www.youtube.com/watch?v=vgbzKF_pSXo

http://www.youtube.com/watch?v=k1dZpW5aFFk

http://www.youtube.com/watch?v=3jQoGm8JEPY

Sunnyvale, 4 maj 1998

Prędkość wiatru w tornadzie

Prędkość wiatru w tornadzie

dx

dp

r

v

c

ρ

1

−

=

P=750 Pa

r = 100 m

P

1

=850 hPa

r = 100 m

(

ρ

= 1 kg/m

3

)

Prędkość wiatru w tornadzie

Prędkość wiatru w tornadzie

1

−

=

dx

dp

r

v

c

ρ

P=750 hPa

1

2

2

2

2

3

100

)

100

(

)

100

(

)

100

(

)

1

(

1

)

100

(

−

−

−

⋅

=

⋅

=

−

⋅

−

=

s

m

s

m

v

m

Pa

m

kg

m

v

c

c

P

1

=850 hPa

R = 100 m

Do określania siły tornada (na
podstawie zniszczeń jakie powoduje, a
nie jego fizycznych właściwości) służy
skala Fujity posługująca się symbolami
od F0 do F6.

•F0 - wiatr o prędkości poniżej 115
km/h

•F1 - wiatr o prędkości od 115 do 180
km/h (F2 - wiatr o prędkości od 181 do

Siła tornada

Siła tornada

km/h (F2 - wiatr o prędkości od 181 do
250 km/h

•F3 - wiatr o prędkości od 251 do 330
km/h

•F4 - wiatr o prędkości od 331 do 415
km/h

•F5 - wiatr o prędkości od 416 do 510
km/h

•F6 - wiatr o prędkości powyżej 510
km/h

2010-06-14

7

Ruch cyklostroficzny

Ruch cyklostroficzny

wokół układów wysokiego ciśnienia

wokół układów wysokiego ciśnienia??

?

0

,

0

.

1

<

>

dx

dp

r

?

0

,

0

.

2

>

<

dx

dp

r

0

<

r

0

>

r

Wy

ż

Wy

ż

0

0

<

<

dx

dp

r

0

0

>

>

dx

dp

r

x

x

Wiatr inercyjny

Wiatr inercyjny

Jeżeli pole geopotencjału jest jednolite na powierzchni

Jeżeli pole geopotencjału jest jednolite na powierzchni
o stałym ciśnieniu to wtedy:

o stałym ciśnieniu to wtedy:

0

dp

v

1

2

−

=

+

f

V

r

−

=

•Stała prędkość
•Stałe r,
•to wtedy ruch cząsteczki odbywa się
zgodnie z ruchem wskazówek
zegara, okres obrotu wyliczamy:

f

V

r

P

Π

=

Π

=

2

2

dx

dp

fv

r

v

ρ

1

2

−

=

+

Równowaga hydrostatyczna

Równowaga hydrostatyczna

Ci

ś

nienie maleje z wysoko

ś

ci

ą

(oczywiste!

Ci

ś

nienie maleje z wysoko

ś

ci

ą

(oczywiste!

☺

☺

))

Zatem jak jest skierowany gradient

Zatem jak jest skierowany gradient ci

ś

nienia

ci

ś

nienia?...

?...

Ku górze

Ku górze

W przeciwn

ą

stron

ę

działa siła grawitacji

W przeciwn

ą

stron

ę

działa siła grawitacji -- co

co

W przeciwn

ą

stron

ę

działa siła grawitacji

W przeciwn

ą

stron

ę

działa siła grawitacji -- co

co

prowadzi do powstania tzw. równowagi

prowadzi do powstania tzw. równowagi
hydrostatycznej

hydrostatycznej..

Zjawisko powszechne

Zjawisko powszechne..

d

dP =

P =

ρ

ρ

* g *

* g * d

dz

z

Równanie hipsometryczne

Równanie hipsometryczne

Równanie hipsometryczne: kombinacja

Równanie hipsometryczne: kombinacja
poprzedniego i prawa gazu doskonałego

poprzedniego i prawa gazu doskonałego…

…

Z

Z

2

2

--Z

Z

1

1

= (RT)/g * ln(P

= (RT)/g * ln(P

2

2

–

–P

P

1

1

))

W ten sposób mo

ż

emy obliczy

ć

grubo

ść

warstw

W ten sposób mo

ż

emy obliczy

ć

grubo

ść

warstw

atmosfery

atmosfery..

Jedno z zało

ż

e

ń

przyjmuje,

ż

e siła grawitacji, która zmienia si

ę

w

Jedno z zało

ż

e

ń

przyjmuje,

ż

e siła grawitacji, która zmienia si

ę

w

zale

ż

no

ś

ci od poło

ż

enia od

ś

rodka Ziemi (maleje) jest stała

zale

ż

no

ś

ci od poło

ż

enia od

ś

rodka Ziemi (maleje) jest stała.

. To

To

uprawnia nas do przyj

ę

cia wysoko

ś

ci Z (wysoko

ś

ci geopotencjalnej)

uprawnia nas do przyj

ę

cia wysoko

ś

ci Z (wysoko

ś

ci geopotencjalnej)

jako z (wysoko

ś

ci geometrycznej)

jako z (wysoko

ś

ci geometrycznej)

2010-06-14

8

Ciśnienie vs. wysokość

Ciśnienie vs. wysokość

Z

1000 mb

300 mb

500 mb

500 hPa „wsz

ę

dzie jednakowo”

Y

Ci

ś

nienie

•Na zadanej wysoko

ś

ci nie wyst

ę

puje gradient ci

ś

nienia

powierzchnia izobaryczna jest płaska

X

1000 mb

X

Ciśnienie vs. wysokość

Ciśnienie vs. wysokość

Z

1000 hPa

300 hPa

500 hPa

Y

300 hPa

400 hPa

Ci

ś

nienie

•Gradient ci

ś

nienia

pojawia si

ę

w momencie, kiedy w

polu ci

ś

nienia powstaj

ą

wały i bruzdy

X

X

500 hPa

400 hPa

Ciśnienie vs. wysokość

Ciśnienie vs. wysokość

Z

1000 mb

300 mb

500 mb

Y

1 km

2 km

Wysoko

ś

c n.p.g.

•Kiedy poruszamy si

ę

po powierzchni izobarycznej

obserwujemy,

ż

e wysoko

ść

na której znajduje si

ę

powierzchnia jest niska w obszarach ni

ż

owych i wysoka

w wy

ż

owych

X

X

3 km

2 km

Powierzchnie izobaryczne w

Powierzchnie izobaryczne w

wy

ż

szych warstwach troposfery

wy

ż

szych warstwach troposfery

Schemat 3-D połozenia powierzchni izobarycznej
500 hPa (w meterach)

2010-06-14

9

••

…

…poło

ż

enie

poło

ż

enie

powierzchni

powierzchni
izobarycznych

izobarycznych

Ciepło vs. chłodno

••

W tropikach

W tropikach,,
powierzchnia

powierzchnia
700

700 hPa

hPa

znajduje si

ę

znajduje si

ę

znajduje si

ę

znajduje si

ę

du

ż

o wy

ż

ej

du

ż

o wy

ż

ej

••

…

…w

w

porównaniu

porównaniu
do

do
biegunów

biegunów..

biegunów

biegunów..

700hPa

Miąższość i wiatr termiczny

Miąższość i wiatr termiczny

Gradient temperatury

Gradient temperatury

powoduje, że wiatr

powoduje, że wiatr

geostroficzny wieje

geostroficzny wieje

„różnie”

„różnie”

na różnych

na różnych

poziomach w atmosferze

poziomach w atmosferze

Przemieszczając się w pionie w atmosferze

Przemieszczając się w pionie w atmosferze

Przemieszczając się w pionie w atmosferze

Przemieszczając się w pionie w atmosferze
napotykamy coraz silniejszy wiatr geostroficzny

napotykamy coraz silniejszy wiatr geostroficzny

(chłodne powietrze po lewej)

(chłodne powietrze po lewej)

Jest to tzw. wiatr termiczny

Jest to tzw. wiatr termiczny

2010-06-14

10

Miąższość warstwy i wiatr termiczny

Miąższość warstwy i wiatr termiczny

Pionowa zmiana wiatru geostroficznego jest

Pionowa zmiana wiatru geostroficznego jest
całkowicie uzależniona od miąższości warstwy

całkowicie uzależniona od miąższości warstwy
"termiczny wiatr" wieje równolegle do linii o

"termiczny wiatr" wieje równolegle do linii o

"termiczny wiatr" wieje równolegle do linii o

"termiczny wiatr" wieje równolegle do linii o
stałej grubości, obszary o mniejszej miąższości

stałej grubości, obszary o mniejszej miąższości
zostawiając po lewej

zostawiając po lewej

Wiatr termiczny

Wiatr termiczny

Wiatr termiczny opisuje pionowy skr

ę

t wiatru

Wiatr termiczny opisuje pionowy skr

ę

t wiatru

geostroficznego

geostroficznego ((n.p.,

n.p., zmian

ę

wiatru

zmian

ę

wiatru

geostroficznego wraz z wysoko

ś

ci

ą

geostroficznego wraz z wysoko

ś

ci

ą

lub

lub

ró

ż

nic

ę

pomi

ę

dzy dwoma wektorami Vg z

ró

ż

nic

ę

pomi

ę

dzy dwoma wektorami Vg z

ró

ż

nic

ę

pomi

ę

dzy dwoma wektorami Vg z

ró

ż

nic

ę

pomi

ę

dzy dwoma wektorami Vg z

wysoko

ś

ci

ą

)

wysoko

ś

ci

ą

)

Nie jest to jednak aktualnie mierzony wiatr

Nie jest to jednak aktualnie mierzony wiatr!!

Wiatr termiczny

Wiatr termiczny

Najwa

ż

niejsze stwierdzenie dotycz

ą

ce

Najwa

ż

niejsze stwierdzenie dotycz

ą

ce

wiatru termicznego

wiatru termicznego::

**Du

ż

y gradient temperatury na

Du

ż

y gradient temperatury na

**Du

ż

y gradient temperatury na

Du

ż

y gradient temperatury na

powierzchni odzwierciedla si

ę

w

powierzchni odzwierciedla si

ę

w

silnym wietrze powy

ż

ej

silnym wietrze powy

ż

ej!!**

Atmosfera

Atmosfera barotropowa

barotropowa vs.

vs. barokliniczna

barokliniczna

2010-06-14

11

Wiatr termiczny

Wiatr termiczny

dT

gT

T

dz

dy

dT

T

gT

u

T

T

u

z

z

z

∫

−

=

0

2

0

0

1

1

sin

2

ϕ

ϖ

dz

dx

dT

T

gT

v

T

T

v

z

z

∫

+

=

0

2

0

0

1

sin

2

ϕ

ϖ

Wiatr termiczny

Wiatr

geostroficzny

pomnożony przez

T/T

0

Wiatr termiczny

Wiatr termiczny

jeżeli gradient ciśnienia

jeżeli gradient ciśnienia
nie występuje to wtedy

nie występuje to wtedy
u

u

00

=v

=v

00

=0

=0

zatem na wysokości z

zatem na wysokości z

dT 



5

,

2

zatem na wysokości z

zatem na wysokości z
prędkość wiatru będzie

prędkość wiatru będzie
równa wiatrowi

równa wiatrowi
termicznemu, np.:

termicznemu, np.:

m

T

dy

dT

u













−

=

∆

ϕ

sin

5

,

2

Np., dla -dT/dy=1º/100 km i

ϕ

=10 º

→

14,4 m/s

ϕ

=40 º

→

3,9 m/s

Wiatr termiczny

Wiatr termiczny

Kierunek i siła wiatru termicznego
mówi nam o strukturze termicznej
atmosfery

Silny wiatr termiczny oznacza,

ż

e

gradient temperatury jest du

ż

y (zatem

gradient temperatury jest du

ż

y (zatem

skr

ę

t wiatru geostroficznego z

wysoko

ś

ci

ą

jest te

ż

du

ż

y)

Zatem wiatr termiczny zawsze wieje w
ten sposób,

ż

e chłodne powietrze

znajduje si

ę

z lewej strony

V

g 500hPa

V

g 850 hPa

V

Termicznyl

Wiatr termiczny

Wiatr termiczny

V

V

T

T

= V

= V

500hPa

500hPa

-- V

V

850hPa

850hPa

lub

lub

V

V

850hPa

850hPa

= V

= V

T

T

+ V

+ V

500hPa

500hPa

Skręt wiatru z wysokością
zgodny z ruchem
wskazówek zegara,
adwekcja ciepła

Skręt wiatru z wysokością
przeciwny do ruchu
wskazówek zegara,
adwekcja chłodu

2010-06-14

12

850 hPa

500 hPa

Wiatr termiczny pomiędzy
850 hPa i 500 hPa

500 hPa

Wiatr termiczny pomi

ę

dzy

850 hPa i 500 hPa

ciepło

T

T

+1

T

-1

850 hPa

zimno

dT/dy

Wiatr termiczny na półkuli północnej

Miąższość warstwy i wiatr termiczny

Miąższość warstwy i wiatr termiczny

L

Typowy układ na
półkuli północnej

Równie

ż

je

ż

eli

h2

h1

biegun

H

idzie o wysoko

ść

powierzchni
izobarycznych na
wy

ż

szych

poziomach

h3

h2

równik

Miąższość warstwy i wiatr termiczny

Miąższość warstwy i wiatr termiczny

Bruzda

ni

ż

wy

ż

grzbiet

2010-06-14

13

Miąższość i wiatr termiczny

Miąższość i wiatr termiczny

Cyklony szerokości umiarkowanych powodują

Cyklony szerokości umiarkowanych powodują
mieszanie się ciepłego i chłodnego powietrza wzdłuż

mieszanie się ciepłego i chłodnego powietrza wzdłuż
frontów atmosferycznych

frontów atmosferycznych, , prowadzą do powstania

prowadzą do powstania

bruzd i wałów na wyższych wysokościach poprzez

bruzd i wałów na wyższych wysokościach poprzez
zmianę pola temperatury:

zmianę pola temperatury:

zmianę pola temperatury:

zmianę pola temperatury:

Zimne powietrze
ci

ą

gnie w dół na

L

ci

ą

gnie w dół na

zachód

Cyklon przepycha
ciepłe powietrze z
przodu na wschód

2010-06-14

14

Cyklon na wy

ż

szych poziomach

znajduje si

ę

powy

ż

ej zimnego

powietrza, znajduj

ą

cego si

ę

nieco

na zachód od cyklonu na
powierzchni.

L

L

Cyklon na wyższych poziomach
znajduje się powyżej zimnego
powietrza, znajdującego się nieco na
zachód od powierzchni cyklonu

.

Taki układ sprzyja silnej
cyklogenezie

L

L

Adwekcja powietrza

Adwekcja powietrza

Jak geostroficzny wiatr, wiatr termiczny jest całkowicie teoretyczny. Termiczny wiatr jest tylko
wektorem stosowanym do ustalenia adwekcji temperatury ze zmiany wiatru geostroficznego.
Inna rzecz, należy pamiętać, że zmiany w przepływie powietrza nie zawsze są związane ze
zmianami temperatury.

Wiatr

Wiatr izallobaryczny

izallobaryczny

Wyże i niże przemieszczają się, a wraz z nimi

Wyże i niże przemieszczają się, a wraz z nimi
zmieniają położenie tory cząstek powietrza

zmieniają położenie tory cząstek powietrza

Prędkość ruchu cząstek powietrza względem

Prędkość ruchu cząstek powietrza względem
powierzchni Ziemi jest sumą prędkości wiatru

powierzchni Ziemi jest sumą prędkości wiatru

powierzchni Ziemi jest sumą prędkości wiatru

powierzchni Ziemi jest sumą prędkości wiatru
gradientowego i prękości ruchu całego układu

gradientowego i prękości ruchu całego układu

Występuje dodatkowa składowa (wynikająca z

Występuje dodatkowa składowa (wynikająca z
niestacjonarności ruchu)

niestacjonarności ruchu) –

– wiatr izallobaryczny

wiatr izallobaryczny

2010-06-14

15

Prędkość wiatru izallobarycznego

Prędkość wiatru izallobarycznego

NIŻ

NIŻ

Niż

E

Wiatr zachodni wzmaga się
Wiatr wschodni słabnie

Zwykle prędkość ruchu izobar jest mniejsza niż wiatru geostroficznego, jednak
wpływają w znaczący sposób na rozkład prędkości wa układach barycznych

Wiatr izallobaryczny

Wiatr izallobaryczny

Składowa ruchu

Składowa ruchu –

– wiatr izallobaryczny jest prostopadła

wiatr izallobaryczny jest prostopadła

do izallobar

do izallobar

Zwrot wektora skierowany jest w stronę mniejszych

Zwrot wektora skierowany jest w stronę mniejszych
wartości tendencji ciśnienia

wartości tendencji ciśnienia

wartości tendencji ciśnienia

wartości tendencji ciśnienia

(

)

a

i

P

U

ρ

ϕ

ϖ

1

sin

2

1

2

=

Poziomy gradient tendencji
ciśnienia

Prędkość wiatru izallobarycznego sięga ok.. 5 m/s,
jedynie większa może być w szybko
przemieszczających się cyklonach