CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE I

WIATRY

Ciśnienie atmosferyczne



Ciśnienie atmosferyczne to nacisk, jaki swoim ciężarem wywiera pionowy słup powietrza

na jednostkę powierzchni.



Obecnie według Międzynarodowego Układu Jednostek Miar (SI), używa się miary 100

niutonów na 1 m

2



100 N * m

2

= 1mb (milibar) =

1hPa

(hektopaskal)



Tak przedstawione ciśnienie jest przedstawione na mapach za pomocą izarytm, zwanych

izobarami

. Wartość ciśnienia jest zredukowana do poziomu morza. Mapy izobar

przedstawiają obszary podwyższonego i obniżonego ciśnienia w postaci pól ciśnienia. W

jednych miejscach izobary układają się gęsto, w innych są bardziej oddalone.



Izobary zagęszczone wskazują na duże poziome różnice ciśnień; izobary rozrzedzone

odpowiadają małym poziomym różnicom. Daje to podstawę do wyróżnienia stref o dużym

i małym gradiencie ciśnienia. (wielkość zmiany jakiegoś wskaźnika, np. ciśnienia

przypadająca na jednostkę odległości.



Ciśnienie atmosferyczne nie jest stale jednakowe, lecz zmienia się – raz jest wysokie,

innym razem niskie.



Wysokie ciśnienie

określamy jako

wyż baryczny

, na mapach pogody oznaczamy

je literą

W

;



Niskie ciśnienie

określamy jako

niż baryczny,

 na mapach pogody oznaczamy je literą

N

.



Za

normalne ciśnienie

atmosferyczne przyjmuje się wartość około

1013 hektopaskali

(hPa).

Cyrkulacja powietrza w styczniu

Strefa
zbieżności
pasatów
Kierune
k wiatru

Niż

Wyż

Średnie ciśnienie atmosferyczne zredukowane do poziomu morza

990 995 1000 1005 1010 1015 1020 1025 1030 1035

1040hPa

Wyż i Niż baryczny

1010
1005

100
0

W

WYŻ

NIŻ

N

98
5

99
0

995

Pomiar ciśnienia



Pomiaru ciśnienia atmosferycznego dokonuje się za pomocą

barometru

oraz

barografu

(urządzenia do automatycznego pomiaru i rejestracji

ciśnienia).



Ponieważ ciśnienie atmosferyczne występujące na danym obszarze jest
jednakowe
w budynkach i poza nimi, dlatego barometry umieszcza się
w pomieszczeniach. Jeżeli przyrząd nie dokonuje automatycznego zapisu
ciśnienia, należy je odczytywać minimum trzy razy na dobę: o godzinach
7

00

, 13

00

i 19

00

.

barometr

barograf

WIATR



Wiatr

to poziomy (lub prawie poziomy) ruch powietrza wywołany

różnicami ciśnienia atmosferycznego.



Wiatr tworzy się nad obszarami o różnym ciśnieniu atmosferycznym.
Powietrze dążąc do wyrównania ciśnienia, przemieszcza się od miejsca,
w którym jest wysokie ciśnienie atmosferyczne (wyż baryczny) w stronę
obszaru o niższym ciśnieniu (niż baryczny), czyli

wiatr przemieszcza się z

wyżu do niżu barycznego.



Im większa jest różnica ciśnień, tym wiatr jest silniejszy (wieje z większą
prędkością).



Wiatr

określają

dwa parametry :

kierunek

, oznaczający, skąd wieje wiatr

prędkość

, wyrażana najczęściej w m/s lub km/godz., węzłach (mila

morska/godz. Węzeł odpowiada prędkości 1 mili morskiej na godzinę czyli
ok. 0,51 m/s.) oraz w umownej skali Beauforta.



Prędkość wiatru, czyli jego siła zależy od różnicy ciśnienia między wyżem a
niżem. Im większa jest różnica tym silniejszy wiatr.



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.



Przyrządy pomiarowe

używane do pomiaru prędkości wiatru przy

powierzchni Ziemi nazywamy

anemometrami

czyli

wiatromierzami.

Do

najczęściej stosowanych należą anemometry:
a) obrotowe,
b) ciśnieniowe.



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.

anemometr czaszowy

Skala Beauforta

B

Prędkość
wiatru

Opis

Wysokoś
ć fali w
[m]

Stan morza

Zjawiska na lądzie

m/s

Km/h

0

0-0,2

0

Cisza

0

Gładkie

Spokój, dym unosi się pionowo.

1

0,3-1,5

1-6

Powiew

0,1

Zmarszczki na wodzie.

Ruch powietrza lekko oddziałuje
na dym

2

1,6-3,3

7-11

Słaby wiatr

0,2

Małe falki.

Wiatr wyczuwany na skórze. Liście
szeleszczą.

3

3,4-5,4

12-19

Łagodny
wiatr

0,6

Duże falki, ich grzbiety mają wygląd szklisty.

Liście i małe gałązki w stałym
ruchu.

4

5,5-7,9

20-29

Umiarkowa
ny wiatr

1

Małe fale, na których grzbietach tworzy się
piana. Słychać plusk.

Kurz i papier podnoszą się. Gałęzie
zaczynają się poruszać

5

8,0-
10,7

30-39

Dość silny
wiatr

2

Szum morza przypomina pomruk, wiatr
gwiżdże, fale dłuższe (1,2 m), gęste białe
grzebienie

Małe gałęzie kołyszą się.

6

10,8-
13,8

40-50

Silny wiatr

3

Tworzą się grzywacze, długa wysoka fala,
szum morza. Fale z pianą na grzbietach i
bryzgi.

Duże gałęzie w ruchu. Słychać
świst wiatru nad głową. Kapelusze
zrywane z głowy.

7

13,9-
17,1

51-62

Bardzo

silny wiatr

4

Morze burzy się i piana zaczyna układać się w
pasma.

Całe drzewa w ruchu. Pod wiatr
idzie się z wysiłkiem.

8

17,2-
20,7

63-75

Sztorm

5,5

Umiarkowanie duże fale z poprzerywanymi
obracającymi się grzbietami. Pasma piany.

Gałązki są odłamywane od drzew.
Samochody skręcają pod wpływem
wiatru.

9

20,8-
24,4

76-87

Silny
sztorm

7

Wielkie fale (2,75 m) z gęstą pianą. Grzbiety
fal zaczynają się zawijać. Znaczne bryzgi.

Lekkie konstrukcje ulegają
zniszczeniu.

10

24,5-
28,4

88-
102

Bardzo
silny sztorm

9

Bardzo duże fale. Powierzchnia morza jest
biała, fale przełamują się. Widoczność jest
ograniczona.

Drzewa wyrywane z korzeniami.
Poważne zniszczenia konstrukcji.

11

28,5-
32,6

103-
117

Gwałtowny
sztorm

11,5

Nadzwyczaj wielkie fale.

Znaczna część konstrukcji
zniszczona.

12

32,6+

117+

Huragan

14+

Olbrzymie fale. Powietrze pełne piany i
bryzgów. Morze całkowicie białe pokryte
bryzgami. Widzialność bardzo ograniczona.

Masowe i powszechne zniszczenia
konstrukcji.

Masy powietrza i fronty



masa powietrza

jest to duży obszar troposfery o szczególnym

pionowym uwarstwieniu termicznym, wilgotności powietrza i innych
wspólnych cechach, które nabyła przez dłuższy pobyt nad
określonym typem podłoża. Zależnie od cech fizycznych i położenia
geograficznego, przyjmują one cechy masy

powietrza

kontynentalnego

lub

morskiego.



Masy powierza mają rozciągłość rzędu tysiąca i więcej kilometrów.



Strefy przejściowe między masami powietrza to

fronty

atmosferyczne.



Ze względu na obszar w którym kształtowały się masy powietrza
dzielimy je na:

- masy powietrza równikowego (PR)

- masy powietrza zwrotnikowego (PZ)
- masy powietrza polarnego (PP)

- masy powietrza arktycznego (antarktycznego)(PA).

Masy powietrza nad obszarem Polski



Powietrze arktyczno - morskie napływa do Polski znad Grenlandii.

Podczas swojej wędrówki nad Atlantykiem chłodne powietrze

ogrzewa się i wzbogaca w parę wodną. Docierając do Polski przynosi

z sobą pogodę mroźną i pochmurną z obfitymi opadami śniegu.



Powietrze arktyczno - kontynentalne jest bardzo chłodne i

ubogie w parę wodną. Towarzyszy ono najczęściej układom

wyżowym rozbudowującym się nad północnymi rejonami Rosji.

Napływowi tego powietrza towarzyszą bardzo silne mrozy,

temperatura spada często poniżej -15°C. Napływ zimą powietrza

polarno - morskiego znad Atlantyku powoduje ocieplenie. Masie

powietrza polarno - morskiego towarzyszy pochmurna pogoda.



Powietrzu polarno - kontynentalnemu towarzyszy mroźna i

bezchmurna pogoda



Powietrze zwrotnikowo - morskie tworzy się nad Morzem

Śródziemnym. Zimą dociera do Polski bardzo rzadko. Jego napływ

powoduje gwałtowne ocieplenie, odwilż i często zanik pokrywy

śnieżnej.



Powietrze zwrotnikowo - kontynentalne zimą nigdy do nas nie

dociera.

Fronty atmosferyczne

• W rejonach niżów średnich szerokości geograficznych na styku ciepłych i

chłodnych mas powietrza tworzą się fronty atmosferyczne.

• Fronty atmosferyczne zwykle przemieszczają się z zachodu na wschód,

ponieważ w średnich szerokościach geograficznych, gdzie fronty
powstają, przeważają wiatry zachodnie.

• Front atmosferyczny

to przejściowa strefa między dwiema masami

powietrza.

• Ciepłe masy powietrza napływają z niższych szerokości geograficznych a

chłodne masy z wyższych.

• chłodny front atmosferyczny

tworzy się, gdy chłodniejsza masa powietrza

nasuwa się na masę cieplejszą. Powietrze chłodne jest gęstsze i
wypycha ciepłe powietrze do góry, zmuszając je do wznoszenia się.

• ciepły front atmosferyczny

powstaje, gdy cieplejsza masa powietrza nasuwa

się na chłodniejszą. Powietrze cieplejsze wślizguje się na powietrze
chłodniejsze. Front ciepły jest zwykle mniej nachylony niż chłodny, porusza
się wolno, a powietrze cieplejsze stopniowo wypiera chłodniejsze.

Oznaczenie frontu chłodnego
na mapach synoptycznych

Oznaczenie frontu ciepłego
na mapach synoptycznych

Krążenie powietrza na Ziemi

•

Można ogólnie przyjąć, że 

strefy niskiego i wysokiego ciśnienia

występują na Ziemi

przemiennie, w 

układzie równoleżnikowym:

- stałe wyże biegunowe w strefach okołobiegunowych,

- tzw. strefa wędrujących niżów w średnich szerokościach geograficznych,

- stałe wyże zwrotnikowe wzdłuż Zwrotników,

- stałe niże równikowe wzdłuż Równika (równikowy pas ciszy).

•

Taki układ wywołuje 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

.

•

Ogrzane masy powietrza unoszą się a ochłodzone opadają. Równocześnie przepływają

w ruchu poziomym jako wiatr z jednego do drugiego rejonu naszej planety. W ten

sposób masy powietrza, krążąc w dolnych warstwach atmosfery, przenoszą ciepło w

różne miejsca na Ziemi.

•

Promienie słoneczne docierają do całej Ziemi, ale nierównomiernie: obszary

równikowe i zwrotnikowe otrzymują o wiele więcej energii słonecznej, niż obszary w

średnich szerokościach geograficznych i obszary polarne. 

•

Do obszarów międzyzwrotnikowych dociera dużo więcej promieniowania niż są one w

stanie wypromieniować (jako ciepło), podczas gdy obszary polarne

wypromieniowują więcej niż same otrzymują. Gdyby nie istniał proces przenoszenia

ciepła pomiędzy obszarem międzyzwrotnikowym i obszarami polarnymi, to te pierwsze

stawały by się coraz cieplejsze, a te drugie coraz chłodniejsze. Ta dysproporcja w

nagrzaniu powierzchni Ziemi jest podstawą funkcjonowania mechanizmów cyrkulacji

atmosfery i krążenia wody w oceanach: energia cieplna jest przenoszona z obszarów

cieplejszych do chłodniejszych dzięki krążeniu powietrza w atmosferze (w 60%) i

prądom morskim (w 40%).

Pasaty i cyrkulacja pasatowa



Cyrkulacja (ruch) powietrza (i jednocześnie pasaty) ma swój początek w

Międzyzwrotnikowej Strefie Zbieżności.

Powierzchnia Ziemi w strefie równikowej

intensywnie się nagrzewa. Ogrzane, wilgotne powietrze zwiększając swoją
objętość unosi się do góry a jego ciśnienie przy powierzchni spada i tworzy się niż
baryczny. Para wodna zawarta w tym powietrzu ulega kondensacji i daje początek
codziennym opadom nad Równikiem zwanymi

deszczami zenitalnymi.

Powietrze

zawierające już niewiele wilgoci unosi się dalej ku górze i ochładza. Odpływa w
kierunku biegunów, odchylając swój kierunek ruchu w wyniku działania siły
Coriolisa na NW na półkuli północnej i SW na półkuli południowej - są to

antypasaty.

Suche i chłodne powietrze opada nad zwrotnikami, dając początek

wyżom zwrotnikowym.

Opadając ociepla się adiabatycznie.

Stąd w strefie

zwrotnikowej znajdują się całoroczne ośrodki wyżowe, warunkujące niemal
bezchmurną, suchą, gorącą pogodę z bardzo niewielkimi opadami.

To ciepłe i

suche powietrze znad zwrotników zaczyna się przemieszczać ku Równikowi,
ponieważ obszar ten ma wyższe ciśnienie atmosferyczne, niż strefa równikowa.
Ten właśnie poziomy ruch suchego, gorącego powietrza z kierunku NE na półkuli
północnej a z SE na południowej odbywający się przy powierzchni Ziemi (w dolnej
warstwie troposfery) nazywamy

pasatami.

Są to stałe wiatry wiejące od  wyżu zwrotnikowego do niżu równikowego.

Cyrkulacja pasatowa

wiatr

Kierunek przemieszczania się powietrza w
wyższych warstwach troposfery

Wiatry typu cyklonalnego i

antycyklonalnego

Cyklony tropikalne



Cyklony tropikalne

– w Azji Południowo-Wschodniej nazywane

tajfunami,

spotyka

się przede wszystkim w małych szerokościach geograficznych poniżej 25 stopni
szerokości geograficznej płn. płd. Przeważnie powstają one nad morzami w wyniku
gwałtownego obniżenia ciśnienia.



Oko cyklonu zajmuje średnice ok. 20 km. W oku cyklonu nie ma wiatrów,
wystepują tylko prądy wznoszące. Panuje tam bardzo niskie ciśnienie.



Wokół cyklonu, w promieniu nawet 500 km wieje bardzo silny wiatr.



Wiatry wewnątrz tajfunu mogą osiągać ogromne prędkości (do ok. 300 km/h).
Tajfuny niosą też ze sobą obfite opady deszczu.



Gdy cyklon dotrze na ląd szybko zamiera, jednak wywołane przez niego fale
morskie wraz z wiatrem sieją ogromne spustoszenia i zniszczenia.

Wiry powietrzne



Wiry powietrzne

są zjawiskiem stosunkowo częstym w atmosferze ziemskiej,

szczególnie

w małych i umiarkowanych szerokościach geograficznych.



Średnice wirów są zwykle małe w porównaniu z cyklonami tropikalnymi. Wiry
mają najczęściej postać lejka złączonego szerszą częścią z chmurą burzową.
Dolna cieńsza część sięga powierzchni lądu lub morza. Wirowy ruch
powietrza w trąbie jest wywołany ogromną różnicą ciśnienia między centrum
a skrajem do 100 i więcej hektopaskali. Do zjawisk tego typu należą

tornada

.

Tornada

odmiana tzw. sztormów czy szkwałów-

powstaje najczęściej ponad nizinnym
wnętrzem lądu

, gdzie wskutek spotkania

się ciepłego i wilgotnego powietrza z
powietrzem chłodnym dochodzi do
wymuszonego unoszenia powietrza
ciepłego. Tworzą się wówczas potężne wiry
powietrza o ogromnej prędkości obrotowej.
Większość tornad ma siłę wiatru nie
większą niż 180 km/h i szerokość leja do 75
metrów i pozostaje w kontakcie z ziemią na
tyle długo, by przemierzyć kilka
kilometrów, ale niektóre osiągają prędkość
wiatru ponad 480 km/h, szerokość leja 1,5
km i przemierzają do 100 km dotykając
ziemi
gwałtownie wirująca kolumna powietrza,
będąca jednocześnie w kontakcie z
powierzchnią ziemi i podstawą chmury
deszczowo burzowej.
Tego typu zaburzenia atmosfery są częste
w Ameryce Północnej, gdzie rzeźba terenu
ułatwia mieszanie się ciepłych mas
powietrza z południa i chłodnych z północy.
W polskiej terminologii określane są jako

trąba powietrzna

Rekordy związane z tornadami



Najbardziej ekstremalnym zanotowanym tornadem w historii było

Tri State Tornado,

które przeszło przez część stanów Missouri,

Illinois i Indiana 18 marca 1925 roku. To tornado posiadało

najdłuższy pas zniszczeń z zanotowanych tornad (352 km) i trwało

najdłużej (3,5 godziny). W pewnym momencie zanotowano

największą w historii pomiarów prędkość przemieszczania się wiru:

117 km/h. Tornado pozbawiło życia 695 osób, czyli więcej niż

jakiekolwiek w historii USA. Ponadto wciąż jest jednym z najbardziej

kosztownych (pod względem strat materialnych) tornad w historii

.



Najbardziej śmiercionośne tornado miało miejsce w Bangladeszu 26

kwietnia 1989 roku. Zginęło wówczas 1300 osób.



Najbardziej intensywny atak tornad miał miejsce w dniach 3–4

kwietnia 1974 roku w środkowych stanach USA i południowym

Ontario w Kanadzie. Wówczas w ciągu 18 godzin pojawiło się 148

tornad w tym 30 najbardziej niszczycielskich (6 tornad o sile F5 i 24

o sile F4). Zniszczeniu uległ obszar o powierzchni ponad 2300 km

2

, a

śmierć poniosło 315 osób

Bryza

Jest to wiatr o małej sile,
ograniczonym zasięgu i rytmie
dobowym.

Bryza to wiatr powstający wskutek
różnic tępa nagrzewania i stygnięcia
wody oraz lądu. W ciągu doby może
dwukrotnie dochodzić do zmian
układu ciśnienia w wąskiej strefie
granicznej lądu i morza, a nawet
lądu i dużego jeziora.
Skutkiem tych zmian jest

bryza dzienna ( morska)

wyraźna

w godzinach rannych wiejąca od
chłodniejszych wód morza w stronę
bardziej nagrzanego lądu

bryza nocna ( lądowa)

najwyraźniejsza w godzinach
wieczornych wiejąca w stronę
zbiornika wodnego.

Schemat powstawania bryzy

dzień

noc

wyż

ni
ż

Bryza
morska

Bryza lądowa

niż

wy
ż

Monsuny



Monsuny

- układ wiatrów, które zmieniają swój kierunek na przeciwny w

zależności od pory roku. Są to wiatry sezonowe między oceanem a lądem.



Geneza zjawisk jest taka sama jak w przypadku bryzy. Powstają wskutek

sąsiedztwa olbrzymiego bloku kontynentalnego oraz okalających go oceanów.



Rozróżnia się:

monsun letni (morski)

z pogodą deszczową, związaną z niskim ciśnieniem nad

lądem i wysokim nad morzem; Monsun letni jest wiatrem ciepłym i wilgotnym,

monsun zimowy (lądowy)

z pogodą suchą, spowodowaną wysokim ciśnieniem

nad lądem i niskim nad morzem; monsun zimowy jest wiatrem suchym, a

zarazem zimnym.



W monsunie letnim wiatr wieje z morza w stronę lądu, w monsunie zimowym -

odwrotnie. Latem ląd nagrzewa się szybciej niż woda, co powoduje unoszenie się

nagrzanego powietrza, a tym samym spadek ciśnienia. W związku z różnicą

ciśnień między wodą a lądem pojawiają się gwałtowne wiatry wiejące znad

morza w głąb lądu. Zimą niże tworzą się nad cieplejszymi wodami, co powoduje

wianie monsunów od lądu w stronę morza (wiatry wieją z obszarów o wyższym

ciśnieniu do obszarów o niższym ciśnieniu).



Monsuny tworzą się u południowych i wschodnich wybrzeży Azji. Monsun letni

ma duże znaczenie w rolnictwie w Azji - pomaga nawadniać suche obszary w

głębi kontynentu. Opóźnienia monsunu nawet o 2 tygodnie powoduje nieurodzaj

ryżu.

Cyrkulacja monsunowa

W

N

ZIMA

LATO

Cyrkulacja monsunowa międzyzwrotnikowa

Cyrkulacja monsunowa pozazwrotnikowa

Monsun letni

Ruchy powietrza o składowej pionowej



Poziomo przemieszczające się powietrze niemal wszędzie napotyka na swej
drodze przeszkody, typu, wzgórza, wyżyny, góry. W rezultacie powstaje
stromy ruch powietrza, np.

wiatry fenowe

, a w Polsce

wiatr halny.



Bezpośrednią przyczyną powstawania wiatru typu fenowego jest różnica
ciśnienia atmosferycznego występująca po obu stronach pasma górskiego.



Powietrze, dążąc do wyrównania ciśnienia, unosi się po zboczach (wzdłuż
stoku dowietrznego i ochładza się. W ten sposób powstają chmury, z których
pada deszcz. Z tej strony zbocza wiatr jest słaby.

Po przejściu na drugą stronę góry powietrze z dużą prędkością opada po

zboczach (po stoku zawietrznym), ogrzewa się i staje się suche. Po tej stronie
zbocza opady nie występują.



To jest właśnie 

fen

– silny, porywisty, ciepły i suchy wiatr wiejący z gór.



Ten rodzaj wiatru jest charakterystyczny dla wielu obszarów górskich (Alpy,
Sudety). W różnych krajach nosi różne nazwy lokalne: halny - w Tatrach,
polak - po Czeskiej stronie Sudetów, chinook - w Górach Skalistych (USA),
puelche - w Andach (Chile), zonda - w Andach (Argentyna).

Schemat Powstawania Fenu

o

C

-10

-4

2

8

o

C

-10

0

10

20

Opad po nawietrznej i wiatr zstępujący powodują wyższą temperaturę u
podstawy bariery po stronie zawietrznej

Inne przykłady wiatrów o składowej

pionowej



Wiatr spływowy

tworzy się, gdy ponad rozległymi wyniesionymi obszarami

zalega zimne powietrze a niżej tych wzniesień znajduje się powietrze
cieplejsze. Zimne powietrze spada w dół w postaci silnego, dokuczliwego
wiatru. Takim wiatrem jest bora.



Bora

jest typowo spadającym wiatrem. Suchy, często dość zimny wiatr, który

wieje z nagich zboczy nabrzeżnych gór Dalmacji i Albanii aż na morze.



Mistral

( gwałtowny chłodny i suchy wiatr w Prowansji, wiejący w dół doliny

Rodanu



Wiatr lodowcowy