9. RUCH POWIETRZA

Wcześniej już zwróciliśmy uwagę, że ruch powietrza jest wywołany różnicą ciśnienia atmosferycznego i zawsze odbywa się w kierunku od niższego ciśnienia do wyższego, po najkrótszej drodze wskazanej kierunkiem gradientu, o ile nie działają inne siły (bądź nie zachodzą inne okoliczności modyfikujące ten ruch.

9.1. POLE CIŚNIENIA

Cechą pionowego rozkładu ciśnienia jest jego spadek z wysokością. Spadek ten zależy głównie od gęstości powietrza i dlatego ze wzrostem wysokości jest coraz wolniejszy. Spadek ciśnienia zależy ponadto od temperatury powietrza, o czym mówi stopień baryczny, czyli dz/dp (czyli odległość, gdzie ciśnienie spada o 1hPa), co się równa -RT/gp i dowodzi, że w powietrzu chłodnym ciśnienie spada szybciej niż w powietrzu ciepłym przy tej samej zmianie wysokości.

Ciśnienie jest wielkością skalarną, tzn., że w każdym punkcie odznacza się jedną wartością liczbową. Podobnie pole ciśnienia, czyli rozkład ciśnienia (w tym przypadku pionowy) jest polem skalarnym, które można przedstawić w przestrzeni za pomocą powierzchni o jednakowych wartościach ciśnienia, zwanych powierzchniami izobarycznymi. Ponieważ w ciepłym powietrzu ciśnienie spada wolniej, toteż powierzchnie izobaryczne o danej wartości ciśnienia będą położone wyżej niż w obszarach chłodnych.

Rys. 9 - Układ powierzchni izobarycznych w ciepłych i chłodnych obszarach atmosfery

Dla obszarów ciepłych są one wypukłe, a dla obszarów chłodnych są wklęsłe. Warto ponadto zauważyć, że te charakteryzują one nie tylko ciśnienie, lecz również pole temperatury powietrza. Ponadto ich kąty przecięcia z powierzchnią ziemi są zwykle niewielkie.

W całej atmosferze zawsze występują obszary o podwyższonym lub obniżonym ciśnieniu w porównaniu z obszarami otaczającymi, a ich rozkład przestrzenny ulega ciągłym zmianom. Tam, gdzie jest niższe ciśnienie, jego minimum występuje w środku obszaru, a rośnie w miarę oddalania się od centrum. W obszarach podwyższonego ciśnienia jest odwrotnie: w środku jest maksimum, a w miarę oddalania się ciśnienie spada. Dlatego przekroje pionowe tych obszarów mają kształt lejkowaty, wklęsły - dla niżu, lub kopulasty, wypukły - dla wyżu i wyglądają następująco:

Rys. 10 - Przekrój pionowy niżu i wyżu, ciepłego i chłodnego

Ciepły niż przechodzi na pewnej wysokości w wyż, zaś chłodny niż się umacnia.

Chłodny wyż przechodzi górą w niż, a ciepły wyż się umacnia.

Przecięcie powierzchni izobarycznej z dowolną powierzchnią poziomą zostawia ślad w postaci izobary, czyli linii łączącej punkty o jednakowej wartości ciśnienia. Kształt izobar jest bardzo różny. Na ich podstawie wyróżnia się tzw. układy baryczne - 7.

Obszar atmosfery, w którym na danym poziomie ciśnienie powietrza jest niższe od ciśnienia występującego na obszarze otaczającym, nazywamy niżem. Na płaszczyźnie jest to układ zamkniętych izobar, wewnątrz którego występuje najniższe ciśnienie. I analogicznie: wyż to układ izobar z najwyższym ciśnieniem w środku.

Definicje pozostałych i identyfikacja układów pola ciśnienia - na ćwiczeniach.

9.2. WIATR GEOSTROFICZNY, GRADIENTOWY I RZECZYWISTY

Ruch powietrza jest skutkiem nierównomiernego rozkładu ciśnienia. Powietrze przemieszcza się od wyższego ciśnienia do niższego, po najkrótszej drodze, zatem istotną, jedyną siłą zapoczątkowującą ruch jest tu siła gradientu ciśnienia. Tymczasem z chwilą wystąpienia wiatru pojawiają się inne siły, zmieniające jego pierwotny kierunek i początkową prędkość. Są to: siła Coriolisa (wynikająca z ruchu obrotowego Ziemi) i siła tarcia w ruchu prostoliniowym oraz dodatkowo siła odśrodkowa w ruchu krzywoliniowym.

Rozpatrzmy przypadek wiatru powyżej warstwy tarciowej przy izobarach prostoliniowych. Oznaczmy przez G - siłę gradientu (-1/ρ * dp/dz), i C - siłę Coriolisa (C = 2 * v * ω * sin φ), odchylająca kierunek ruchu na półkuli północnej w prawo, gdzie v - prędkość ruchu cząstki, ω - prędkość kątowa Ziemi, φ - szerokość geograficzna), V₁, V₂, V₃ ...- kierunek i prędkość ruchu powietrza.

Rys. 11 - Współdziałanie sił w przypadku wiatru geostroficznego

W pewnym momencie siły G i C zrównoważą się, a ruch stanie się ruchem 1-jednostajnym, 2-prostoliniowym, 4-równoległym do izobar, 4-odbywającym się bez udziału siły tarcia. Ten przypadek, spełniający warunki 1-4 nazywamy wiatrem geostroficznym. Jego prędkość V_G jest równowagą siły gradientu i Coriolisa, czyli:
, więc
. Na półkuli północnej niskie ciśnienie mamy po lewej stronie wiatru geostroficznego, a wysokie ciśnienie - po prawej stronie. Na półkuli południowej - gdzie siła Coriolisa odchyla kierunek ruch w lewo - jest odwrotnie.

W przypadku układu o izobarach zamkniętych dochodzi jeszcze siła odśrodkowa F = V²/r, gdzie V oznacza prędkość wiatru, zaś r jest promieniem krzywizny trajektorii poruszającego się powietrza. Można wykreślić analogiczne do poprzednich równoległoboki i okaże się, że po wzajemnym zrównoważeniu sił wiatry górne w układzie niżowym na półkuli północnej będą wiały wzdłuż izobar kołowych, w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara, odchylając się od kierunku gradientu o 90˚ w prawo. W układzie wyżowym, gdzie kierunek gradientu jest odwrotny (na zewnątrz), wiatr górny odchyla się od niego również o 90˚ i wieje wzdłuż izobar zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Na półkuli południowej jest odwrotnie.

Rys. 12 - Współdziałanie sił w przypadku wiatru gradientowego

Taki przypadek wiatru jednostajnego, krzywoliniowego, odbywający się wzdłuż izobar kołowych nazwano wiatrem gradientowym. Jego prędkość V_GR wyznacza się z kwadratowego równania opisującego równowagę sił:
, przy czym znak + jest dla wyżu (bo siły G i F się sumują), a znak - dla niżu, choć tu zwykle wiatr bywa silniejszy. Również w tym przypadku na półkuli północnej niskie ciśnienie mamy po lewej stronie wiatru geostroficznego, a wysokie ciśnienie - po prawej stronie.

Wiatr dolny - rzeczywisty, niekiedy zwany geotryptycznym, różni się od wiatrów górnych, gdyż na jego kierunek i prędkość wpływa jeszcze jedna siła - siła tarcia T. Im bliżej powierzchni Ziemi, tym wpływ jej jest bardziej znaczący. Siła tarcia odchyla kierunek ruchu od izobar tak, że wiatr nie wieje wzdłuż, lecz przecina izobary pod pewnym kątem. Ponadto tarcie hamuje prędkość wiatru. Skoro z założenia ruch jest jednostajny i prostoliniowy, to siła G musi równoważyć wypadkową sił C+T, więc tworzy z wektorem wiatru nie kąt prosty (jak miało to miejsce przy wiatrach górnych), lecz kąt ostry.

Rys. 13 - Wiatr geotryptyczny (rzeczywisty) dla izobar prostoliniowych i kołowych

Na lądzie, gdzie jest większe tarcie, kąt ten jest mniejszy - ok.20˚, zaś na morzu większy - 40-45˚. Najniższe ciśnienie znajdzie się również po lewej stronie, ale już nieco z przodu, zaś ciśnienie najwyższe - po prawej stronie nieco z tyłu. Zatem jeżeli staniemy tyłem do kierunku wiatru na półkuli północnej (każdy woli, żeby mu wiało w plecy, a nie w twarz), to

Najniższe ciśnienie znajdzie się po lewej stronie nieco z przodu. Najwyższe ciśnienie znajdzie się po prawej stronie nieco z tyłu.

Na półkuli południowej jest odwrotnie. Prawidłowość ta jest zwana barycznym prawem wiatru lub regułą Buys-Ballota.

Obraz ruchu powietrza dobrze ilustrują tzw. linie prądu, stanowiące istotną charakterystykę chwilowego pola wiatru. Są to krzywe, do których w każdym punkcie wektory wiatru są styczne. Jeżeli układ baryczny jest nieruchomy, możemy linie prądu w danym układzie rozpatrywać jako tory ruchu cząsteczek powietrza. Jeśli dodamy liniom zwrot, otrzymamy kierunek ruchu, zaś długość linii będzie proporcjonalna do prędkości. W niektórych miejscach linie prądów zbliżają się lub nawet zbiegają, a w innych rozchodzą. W związku z tym można wyróżnić obszary zbieżności (konwergencji) i rozbieżności (dywergencji), a w ich obrębie linie (osie) oraz punkty zbieżności i rozbieżności.

Rys. 14 - Linie prądów w wyżu, niżu zatoce, klinie i siodle

Wspomniane wyżej układy baryczne są wielkoskalowe, pomiędzy którymi strumień powietrza jest ściśliwy i nie może ulec rozerwaniu, co wynika z prawa zachowania masy. Dlatego w obszarach konwergencji i dywergencji musi istnieć mechanizm odprowadzania nadmiaru i uzupełniania niedoboru powietrza. Taką rolę pełnią pionowe ruchy powietrza: w strefie konwergencji (zwłaszcza przyziemnej) mają miejsce wstępujące ruchy powietrza (do góry), a w strefie dywergencji - ruchy zstępujące (w dół).

Rys. 15 - Ruchy pionowe wstępujące i zstępujące w wyżu i w niżu

Należy ponadto zwrócić uwagę, że konwergencja i dywergencja zachodzą we wszystkich kierunkach (ze wszystkich kierunków), choć można zaobserwować kierunki przeważające, co będzie miało znaczenie przy omawianiu schematu ogólnej cyrkulacji atmosfery.

Róża wiatrów, jednostki - na ćwiczeniach.

9.3. ISTOTA WIATRU

Zdefiniujemy wiatr jako ruch powietrza, wywołany działaniem siły poziomego gradientu ciśnienia (a więc o przeważającej składowej poziomej) i podlegający siłom Coriolisa, odśrodkowej i tarcia. Jak każdy inny ruch można scharakteryzować go z pomocą wektora prędkości, posiadającego bezwzględną wartość liczbową oraz kierunek. Wiatr charakteryzuje się prędkością i kierunkiem. Zmieniają się one ze wzrostem wysokości, co zwykle w formie graficznej przedstawia się za pomocą tzw. spirali Ekmana, czyli krzywej zwanej hodografem, łączącej końce wektorów odpowiadających wiatrom na różnych wysokościach. Wiatr skręca w prawo (bo wektor przecina izobary pod coraz mniejszym kątem - kierunek zbliża się do równoległego względem izobar w wietrze geostroficznym) i jednocześnie rośnie jego prędkość (bo zmniejsza się hamujący wpływ tarcia).

Rys. 16 - spirala Ekmana

Zarówno kierunek wiatru jak i jego prędkość, ulegają wahaniom, fluktuacjom, określanym jako porywistość wiatru. Porywem wiatru będziemy nazywali nagły wzrost prędkości wiatru, przekraczający jego prędkość średnią o co najmniej 5m/s i trwający nie dłużej niż 2 minuty. Główną ich przyczyną jest turbulencja termiczna, zależna od stanu równowagi i dynamiczna, rozwijająca się w wyniku nierówności podłoża. Turbulencja - a zatem i porywistość zwykle wzmaga się ze wzrostem prędkości wiatru. Amplituda zmian prędkości wiatru zazwyczaj bywa największa w godzinach południowych (w normalnym przebiegu) i może niekiedy 2-3 razy przewyższać jego prędkość średnią.

Mówiąc o wietrze należy pamiętać, że mówimy o ruchu względnym, tj. względem obracającej się z zachodu na wschód Ziemi. Dlatego obiektywna prędkość oraz kierunek ruchu powietrza są uzależnione od szerokości geograficznej, czyli prędkości ruchu Ziemi. W jednych przypadkach prędkość ruchu powietrza sumuje się z prędkością ruchu Ziemi, w innych - ulega zmniejszeniu, a w niektórych przypadkach „odwróceniu” tak, że przy słabym ruchu powietrza ze wschodu możemy obserwować wiatr zachodni.

W literaturze zachodniej przeważnie nie używa się pojęcia wiatru gradientowego. Wyróżnia się jedynie wiatr geostroficzny przy izobarach prosto- i krzywoliniowych.

W literaturze zachodniej nie istnieje pojęcie wiatru geotryptycznego. Mówi się o wietrze przy powierzchni ziemi, albo o wietrze rzeczywistym.

Hodograf to wykres łączący końce wektorów przedstawiających daną funkcję wektorową i poprowadzonych z dowolnego punktu stałego jako początku wykresu.

---