Sprawozdanie z klimatologii i meteorologii

WIATR (anemometry, wiatromierz Wilda)

DESZCZ (deszczomierz)

Katarzyna Marciniak

Gr. 037

Wiatr jest jednym z elementów pogody i klimatu. Określają go trzy cechy: szybkość, kierunek i zwrot. Prędkość wiatru może być bardzo różna, od ciszy (brak wiatru) po huraganowe wartości (ponad 100 km/h). Kierunek i zwrot wyznacza się na podstawie tego, skąd wieje wiatr.

Wiatr powoduje obniżenie ciepłoty ciała i dlatego szczególnie niebezpieczny jest on przy niskich temperaturach powietrza. W czasie gorących dni wiatr odbiera się jako ulgę, zwiększa on bowiem odparowanie wody i w ten sposób ochładza organizm.

Wiatr transportuje ciepło, wilgoć i ... zanieczyszczenia z jednego regionu w drugi. Kierunek wiatru wskazuje, skąd napływają masy powietrza, z obszarów gorących czy chłodnych, suchych czy wilgotnych, zanieczyszczonych czy czystych. Zmiana kierun­ku wiatru kojarzy się ze zmianą właściwości powietrza.

Wyróżniamy kilka kryteriów klasyfikacji wiatru:

• szybkość wiatru (skala Beauforta),

• obszar pochodzenia (arktyczny, polarny, morski, zwrotnikowy eta),

• kierunek, skąd wieje (północny, zachodni etc.)

• skala przestrzenna, tzn. wielkość obszaru, na który oddziałuje.

Aby zrozumieć pogodę i klimat, należy najpierw przyswoić sobie modele ruchów powietrza i czynniki sterujące tymi ruchami.

Stan spoczynku jest w atmosferze czymś bardzo wyjątkowym, ruchy prawie nigdy nie ustają. Niekiedy prędkość powietrza jest tak mała, ze flagi zwisają nieruchomo na masztach i czasze anemometrów nie obracają się. Jednakże nawet w takich sytuacjach bardzo czuły instrument pomiarowy stwierdziłby istnienie pewnego ruchu powietrza. Na drugim końcu widma prędkości wiatru znajdujemy trąby powietrzne i huragany, w których prędkość wiatru może osiągnąć 100 m s ^-l (360 km godz ^-1). Chociaż ruch powietrza jest ruchem trójwy-miarowym, wygodnie jest badać osobno ruchy poziome i pionowe. Gdy meteorolodzy mówią, o ,,wietrze", mają na myśli po­ziome składowe prędkości. Ruchy w gorę i w dół nazywamy często prądami wstępującymi (wznoszącymi) i opadającymi, szczególnie gdy mamy do czynienia z silnymi ruchami pionowymi w chmurach.

Pionowe ruchy powietrza:

Ruchy pionowe w atmosferze są powodowane różnymi przyczynami. Na przykład powietrze wznosi się, gdy musi się poruszać nad wznoszącym się terenem. Gdy ruch ten odbywa się

nad terenem podnoszącym się łagodnie, jak np. zachodnia część Wielkiej Równiny Prerii (Stany Zjednoczone), pionowa składowa prędkości jest bardzo mała, około 0,1 m s ^-1. Jednakże gdy wiatr wieje prostopadle do łańcucha górskiego o dużej stromiźnie, pionowa składowa prędkości może osiągnąć kilka m s ^-1.

Powietrze wznosi się również nad powierzchnią frontu atmosferycznego. Przy zetknięciu się dużych mas powietrza chłodnego z ciepłym do mieszania się nie dochodzi. Przeciwnie-powietrze chłodne, cięższe zanurza się klinem pod ciepłe, lżejsze. Powierzchnię rozdziału powietrza ciepłego i chłodnego nazywamy frontem. Powietrze chłodne poruszając się wypycha ciepłe do góry (zmusza je do wznoszenia się).

Meteorolodzy niekiedy mówią o początkowej prędkości pionowej powietrza, wytworzonej przez teren lub powierzchnię frontową, jako o prędkości wywołanej ,,mechanicznie". Pow-staje istotne pytanie, czy pionowy ruch powietrza podlega dalej przyspieszeniu czy hamowaniu. Odpowiedz uzyskujemy przez zastosowanie drugiego prawa ruchu Newtona, które porównuje siłę wypadkową i przyspieszenie. Można wykazać, że najważniejszą siłę działającą w kierunku pionowym jest siła wyporu (siła Archimedesa). Mówiąc najprościej: pewna objętość powietrza cieplejszego od otaczającego wznosi się, natomiast chłodniejszego - opada. Jeśli chcemy wyrazić się ściślej, należy uwzględnić raczej gęstość powietrza, a nie jego temperaturę. Para wodna zmniejsza gęstość powietrza, ponieważ masa cząsteczkowa wody wynosi 18, podczas gdy powie­trza - 28,9. Wskutek tego im wilgotniejsze jest powietrze, tym mniejsza jest jego gęstość i tym większa siła wyporu. Ogólnie biorąc, różnice wilgotności mają mniejsze znaczenie dla siły wyporu pewnej objętości powietrza niż różnice temperatury.

Podczas analizowania siły wyporu powietrza zawierającego kropelki i kryształki chmur i opadów należy określić, jak ich masy wpływają na całkowitą, gęstość powietrza. Cząsteczki lo­du lub wody zwiększają ogólną gęstość powietrza, w którym się unoszą, ponieważ gęstość wody i lodu wynosi około 1 g cm"³, podczas gdy gęstość powietrza zawiera się w przedziale od około 1,2-10 ^-3 g cm ^-3 na poziomie morza do około 0,3 • 10 ^-3 g cm ^-3 na wysokości 12 km. Całkowita masa kropelek lub kryształków lodu jest mała w porównaniu z masą powietrza w tej samej objętości. Na przykład na wysokości około 2 km 1 m³ powietrza ma masę około 1 kg, podczas gdy masa wody w postaci ciekłej i stałej w typowej chmurze prawie zawsze wynosi mniej niż 10 g. Niemniej jednak względnie mała masa wo­dy skroplonej lub zamarzniętej może istotnie wpływać na siły wyporu, szczególnie na dużych wysokościach.

Powietrze o pewnej objętości, które unosi się przy pokonywaniu wzniesienia, po osiągnięciu jakiegoś poziomu (rys. 1.) jest lżejsze (rzadsze) od powietrza otaczającego, to podlega skierowanej ku górze sile wyporu. Wskutek tego wznoszące się powietrze doznaje dodatkowego przyspieszenia (w kierunku pionowym).

W opisanym przypadku mówimy, ze atmosfera jest chwiejna. Stan ten występuje, gdy pewna objętość powietrza przenoszona z jednego poziomu na drugi doznaje dalszego przyspieszenia w kierunku dotychczasowego ruchu. Gdy powietrze znajduje się w równowadze chwiejnej, ruchy pionowe, zarówno w górę jak i w dół, są przyspieszone przez siły wyporu.

W innych warunkach powietrze przy wznoszeniu się staje się na pewnym poziomie chłodniejsze i gęstsze (cięższe) od powietrza otaczającego. Wówczas działa siła wyporu skierowana w dół, spychająca powietrze z powrotem do poziomu początkowego. Mówimy wtedy, ze atmosfera jest stabilna lub znajduje się w stanie równowagi stałej.

Jeśli wznoszone powietrze o pewnej objętości dociera na pewien poziom mając taką samą temperaturę i gęstość jak po­wietrze otaczające, to siła wyporu jest równa zeru i obserwowana objętość powietrza pozostaje na nowym poziomie. Mamy wtedy do czynienia z równowagą obojętną.

W dni z równowagą chwiejną wznoszące się powietrze nabiera dużego przy­spieszenia. Nisko lecące samoloty podlegają ,,rzucaniu" wywołanemu przez silne strugi powietrza wznoszącego się i opadającego. Jeśli powietrze jest wilgotne, mogą powstać rozbudowujące się wzwyż chmury kłębiaste, przy czym może dojść do burzy.

Gdy atmosfera jest stabilna, pionowe ruchy powietrza są tłumione. Jeśli taka stabilna warstwa zalega w dolnych częściach atmosfery w warstwie kilkusetmetrowej, to mieszanie powie­trza w pobliżu powierzchni Ziemi z czystym powietrzem, leżącym wyżej, jest słabe. W przypadku dużej liczby wydajnych źródeł zanieczyszczeń powietrza, takich jak dymiące kominy lub silniki pojazdów spalinowych, brak mieszania pionowego może doprowadzić do niebezpiecznego wzrostu koncentracji zanieczyszczeń. Powszechnie znane klęski spowodowane nad-miernym zanieczyszczeniem powietrza, np. w Londynie w 1952 r. i w Donora (Stany Zjednoczone) w 1948 r., wystąpiły właśnie w warunkach stałej równowagi powietrza trwającej kilka dni.

Poziome ruchy powietrza — wiatr

Powietrze można rozpatrywać jako płyn, a jego ruchy badać metodami stosowanymi do innych płynów, np. wód morskich. Należy zatem znać siły działające na dowolna objętość powietrza. Siła wypadkowa F może być przyrównana - zgodnie z drugim prawem dynamiki Newtona — do iloczynu masy m i przyspieszenia a : F = m a. Gdyby Ziemia była płaska i nieruchoma, na ruch powietrza miałyby wpływ siły ciśnienia i tarcia. Rozpatrzymy je oddzielnie.

Jak zauważyliśmy poprzednio, ciśnienie atmosferyczne jest ciężarem słupa powietrza o jednostkowej powierzchni podstawy, rozciągającego się aż do górnej granicy atmosfery. Cię-żar słupa zależy od gęstości powietrza wewnątrz słupa, gęstość zaś - od temperatury powietrza i (w mniejszym stopniu) od jego wilgotności. Gdy zmienia się gęstość powietrza wewnątrz słupa, zmienia się również ciśnienie przy jego podstawie. Jeśli znane jest ciśnienie atmosferyczne na poziomie gruntu oraz pionowy rozkład temperatury i wilgotności powietrza, to za pomocą wzoru barometrycznego można obliczyć z wystarczającym przybliżeniem ciśnienie na dowolnej wysokości. Wzór ten stwierdza, że różnica ciśnień pomiędzy dowolną wysokością z₁ a większą wysokością z₂ jest równa ciężarowi po­wietrza zawartego między z₁ i z₂ w słupie o jednostkowej po­wierzchni podstawy. Biorąc szereg warstw możemy kolejno obliczyć ciśnienia na poszczególnych poziomach.

Ciśnienie atmosferyczne na dowolnie ustalonej wysokości zmienia się w czasie i przestrzeni. Na każdej mapie pogody widzimy obszary ciśnienia wysokiego i niskiego. Aby wyjaśnić przyczynę istnienia takich obszarów, należy zbadać słupy po­wietrza nad nimi. Na przykład obszary niskiego ciśnienia występują, gdy w pobliżu gruntu zalega powietrze chłodne (a więc ciężkie, czyli ciśnienie - jak może się wydawać-powinno być wysokie). Jeśli jednak zbadamy cały przekrój pionowy atmosfery nad obszarem niskiego ciśnienia, to okaże się, że średnia gęstość powietrza jest tam mniejsza niż nad obszarami przyległymi.

Jeśli ciśnienie zmienia się od punktu do punktu, to tworzy się różnica ciśnień, która działa jako siła na znajdujące się tam powietrze (rys. 15). Siła ta jest skierowana od ciśnienia wyso-kiego do niskiego i jest proporcjonalna do gradientu ciśnienia, który jest miarą zmian ciśnienia z odległością. Na mapie pogody obraz ciśnienia możemy przedstawić za pomocą izobar, tj. linii łączących punkty o jednakowej wartości ciśnienia.

Gdy różnicę ciśnień między punktami p₁ i p₂, zmierzona wzdłuż linii prostopadłej do izobar, podzielimy przez odległość między tymi punktami, otrzymamy gradient ciśnienia. Im gęściej położone są izobary, tym większa jest siła gradientu ciśnienia.

Siły tarcia w atmosferze wchodzą w rachubę, gdy powietrze jest w ruchu. Obejmują one zarówno tarcie o grunt, jak i naprężenia lepkie istniejące między rejonami ruchu szybkiego i wolnego. Siły tarcia działają w kierunku przeciwnym do kierunku ruchu i zmniejszając prędkość wiatru.

Na hipotetycznej płaskiej i nieruchomej powierzchni wypadkowe siły gradientu ciśnienia i siły tarcia można przyrównać do przyspieszenia powietrza i w ten sposób otrzymać pole jego ruchu. W rzeczywistości Ziemia ma kształt w przybliżeniu kulisty i wykonuje obrót wokół swej osi w ciągu 24 godz., toteż zadanie wyznaczenia ruchów atmosfery jest złożone.

Główną trudność powoduje sposób, w jaki odczuwamy i mierzymy ruchy powietrza. Ruchy te opisuje się w układzie współrzędnych związanych z wirującą kulistą Ziemią.

Jeśli siła gradientu ciśnienia zmusi cząstkę powietrza znajdująca się na biegunie północnym do ruchu na południe, to ruch ten również będzie podlegał odchyleniu w prawo, Zapisując równania ruchu powietrza uwzględniamy wpływ obrotu Ziemi przez wprowadzenie składnika wyrażającego siłę Coriolisa. Można wykazać, że ta pozorna siła, wywołująca odchylenie ruchu w prawo, działa zawsze niezależnie od kierunku ruchu, ale wartość jej zmienia się wraz z sinusem szerokości geograficznej od maksimum na biegunie do zera na równiku. Na półkuli południowej siła ta działa w lewo względem kierunku ruchu.

Na rysunku 3 przedstawiono wypadkową rzeczywistych sił ciśnienia i tarcia oraz pozornej siły Cariolisa. Na półkuli północnej na wysokości około 1 km, gdzie siły tarcia są małe, wiatr wieje prawie równolegle do przebiegu izobar pozostawiając ciśnienie niskie po stronie lewej (patrząc w kierunku wiatru). Reguła ta jest znana jako prawo Buys-Ballota. Na półkuli południowej jest odwrotnie, czyli niskie ciśnienie pozostaje po stronie prawej. Jeżeli założymy, ze siły tarcia są równe zeru, a silę ciśnienia dokładnie równoważy siła Cariolisa (tzw. równowaga geostroficzna), to wiatr zwany geostroficznym wie­je równolegle do przebiegu izobar.

Siły tarcia. największe przy powierzchni gruntu, powoduje zmniejszenie prędkości wiatru i odchylenie jego kierunku w stronę ciśnienia niższego. Wskutek tego przy powierzchni ziemi powietrze zbiega się od ośrodka ciśnienia wysokiego ku ośrodkowi ciśnienia niskiego.

Skale wiatru

W praktyce żeglarskiej do opisu siły wiatru często stosuje się skalę Beauforta (^o B)

Stopień (^o B)	Prędkość wiatru (m/s)	Opis słowny	Oznaki na lądzie
1	0,0 - 0,2	Cisza	dym unosi się pionowo
2	1,6 - 3,3	Słaby wiatr	wiatr odczuwa się na twarzy, drżą liście
3	3,4 - 5,4	Łagodny wiatr	liście i małe gałązki są w stałym ruchu, wiatr rozwija lekkie flagi
4	5,5 - 7,9	Umiarkowany wiatr	wiatr unosi pył, liście i skrawki papieru, poruszają się gałązki
5	8,0 - 10,7	Dość silny wiatr	chwieją się krzewy pokryte liśćmi
6	10,8 - 13,8	Silny wiatr	poruszają się duże gałęzie, gwiżdżą druty telegraficzne
7	13,9 - 17,1	Bardzo silny wiatr	poruszają się całe drzewa, utrudnione chodzenie pod wiatr
8	17,2 - 20,7	Gwałtowny wiatr	wiatr łamie gałęzie drzew
9	20,8 - 24,4	Wichura	niewielkie uszkodzenia budynków, zrywanie dachówek
10	24,5 - 28,4	Silna wichura	wyrywa drzewa z korzeniami, znaczne uszkodzenia budynków
11	28,5 - 32,6	Gwałtowna wichura	rozległe zniszczenia
12	> 32,6	Huragan	bardzo rozległe zniszczenia

Cztery rodzaje najczęściej stosowanych skal (schematycznie )

Wyróżnia się skalę drobną lub mikroskale, regionalną lub mezoskalę, synoptyczną i globalną.

Skala drobna - obejmuje ruchy o zasięgu poniżej 1 km. Przykładami są: małe chmury (np. cumulus), wyniesienia smug, zawirowania powstające przy powierzchni Ziemi wywołane bądź niewielkimi przeszkodami terenowymi (np. strefie cienia aerodynamicznego), bądź konwekcją (np. w pobliżu emisji gorących gazów). Ich czas występowania w atmosferze jest rzędu kilku lub kilkunastu minut (live span).

Mezoskala- układy ruchów o rozmiarach rozmiarach 10 do setek kilometrów. Typowymi przykładami są: burze, linie nawałnic, wiatry lokalne, wiatry spływowe, zaburzenia spowodowane łańcuchami górskimi (fale orograficzne). Czas trwania tych ruchów wynosi od kilku minut do kilku dni. W ramach mezoskali. W przypadku opisu zjawisk związanych z transportem i rozprzestrzenieniem się zanieczyszczeń zanieczyszczeń atmosferze, wyróżnia się skalę lokalną (< 10 km od źródła emisji), regionalną (10-100 km) i transport na dalekie odległości (>100km). Skala lokalna obejmuje oddziaływanie pojedynczych niskich emitorów lub ich grup, źródła powierzchniowe i liniowe. Zakłada się stacjonarność procesów fizycznych fizycznych atmosferze. atmosferze skali regionalnej odchodzi się od tego warunku w modelach uwzględnia się reakcje chemiczne. W modelach transportu i rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń na dalekie odległości bierze się natomiast pod uwagę dodatkowo procesy suchego osiadania i wymywania oraz topografię, często pomija się procesy dyfuzji, zakładając jednorodne wymieszanie zanieczyszczeń zanieczyszczeń całej warstwie granicznej. Jednym z podstawowych problemów problemów modelowaniu transportu zanieczyszczeń zanieczyszczeń skali regionalnej i na dalekie odległości jest prawidłowe wyznaczenie trajektorii smugi, błąd bowiem może oznaczać, że smuga przemieści się dziesiątki lub setki kilometrów od właściwego receptora. Wynika z tego, że nawet najlepszy model dyspersji zanieczyszczeń zanieczyszczeń atmosferze nie sprawdzi się, jeśli będzie brakować dokładnych informacji o polu wiatru.

Skala synoptyczna- obejmuje obszary o powierzchni od setek do tysięcy kilometrów kwadratowych (skala czasowa od kilku dni do kilku tygodni). Związane są z nią układy cyrkulacji atmosfery powodujące zmiany pogody, a wiec układy baryczne i fronty atmosferyczne. W kategoriach tych układów rozpatruje się również zjawisko transportu i rozprzestrzeniania się pewnych zanieczyszczeń zanieczyszczeń atmosferze ( np. substancji radioaktywnych)

Skala globalna- zawiera układy cyrkulacji o rozmiarach porównywalnych z rozmiarach Ziemi, a więc wielkoskalowe prądy powietrzne (prądy strumieniowe, komórki cyrkulacyjne). W przypadku zanieczyszczeń nie mówi się o transporcie transporcie skali globalnej, lecz o efektach globalnych, jak np. wzrost stężeń gazów cieplarnianych, niszczenie warstwy ozonowej i inne.

Siły wywołujące wiatr

Składowa pionowa siły gradientu ciśnienia jest równoważona siłą ciężkości. Natomiast co się dzieje ze składową poziomą gradientu ciśnienia?

Wyobraźmy sobie dwa zbiorniki, o różnym ciśnieniu, na przykład 995 i 1000 hPa, połączone przewodem z zaworem.

W pierwszym przypadku odległość między nimi wynosi 100 km, a w drugim 200 km. Zastanówmy się, w którym przewodzie, po otwarciu zaworu, cząstki powietrza będą doznawały większego przyspieszenia?

Na początku układ przedstawiony na rycinie zastąpmy modelem słupa powietrza o powierzchni ΔA i długości Δx. Ciśnienie na jednym końcu słupa wynosi p, na drugim p + Δp, co odpowiada ciśnieniom w zbiornikach

Wypadkowa siła wyniesie więc:

F = [p-(p+Δp)] ΔA = -ΔpΔA

Siła ta działa w kierunku przeciwnym do x, tk. Od ciśnienia wyższego do niższego niższego jest określana jako siła gradientu ciśnienia (SEC). Jeżeli przez ρ oznaczymy gęstośći powietrza, to siłę tę, w przeliczeniu na jednostkę masy elementu powietrza, można określić wzorem

F -ΔpΔA 1 Δp

--------- = ----------- = --- -----

ρΔAΔx ρΔAΔx ρ ΔA

Siła gradientu ciśnienia jest odwrotnie proporcjonalna do odległości między izobarami, prostopadła do powierzchni izobarycznej i skierowana w stronę ciśnienia malejącego. Zauważyć można, że SEC, w przeliczeniu na jednostkę masy elementu powietrza jest równoważna przyspieszeniu (a=F/m). Teraz łatwo jest wykazać, że w przypadku zbiornika połączonego 200 km przewodem przyspieszenie cząstek powietrza będzie dwa razy mniejsze niż w przypadku 100 km przewodu. Oznacza to, że im większy jest spadek ciśnienia powietrza przypadający na jednostkę odległości, tym większe będzie przyspieszenie cząstek powietrza i tym szybciej będą się one poruszały.

W rzeczywistości przyspieszanie wywołane działaniem siły gradientu ciśnienia (poziomego) są niewielkie. Na przykład przy spadku ciśnienia o 100 Pa na odcinku 100 km przyspieszenie cząstek powietrza wynosi około 0,1 cm/s² i odpowiednio o 300 Pa -0,3 cm/s². Choć wartości liczbowe przyspieszenia wydają się bardzo małe, to jednak poziomy gradient ciśnienia odgrywa bardzo ważną rolę w kształtowaniu procesów dynamicznych w atmosferze, jest bowiem podstawową siłą która wprawia w ruch cząstki powietrza.

Gdyby jednak tylko ta siła działała na cząstki powietrza, wówczas wiatr wiałby z centrum wysokiego ciśnienia do centrum niskiego ciśnienia po liniach prostych, aż do chwili wyrównania się ciśnień. W rzeczywistości tak nie jest, w chwili rozpoczęcia ruchu powietrza, kierunek będących już w ruchu cząstek odchyla się od prostoliniowego wskutek działania siły Coriolisa (SC).

Wynika z tego, że wiatr wywołany działaniem siły gradientu ciśnienia, mający początkowo np. kierunek południowy (S) stanie się pod wpływem siły Coriolisa wiatrem południowo południowo- zachodnim (SSW), następnie południowo- zachodnim (SW), południowo-zachodnim zachodnim (SWW) i w końcu zachodnim (W).

Siła Coriolisa (SC) jest to siła bezwładności pojawiająca się w obracającym układzie odniesienia, w tym wypadku jest nim Ziemia. Żeby się przekonać o istnieniu tej niewidzialnej siły, należy swobodnie rzucić kamień z wieży wysokości np. 150 m. Kamień nie trafi w wyznaczonym przed rzutem cel u podnóża wieży, lecz spadnie obok tego miejsca. Jest to efekt działania siły Coriolisa. W czasie lotu kamienia Ziemia nieznacznie obróciła się. Mamy więc do czynienia z ruchem kamienia w obracającym się układzie odniesienia.

Siła Coriolisa działa na wszystkie obiekty poruszające się w atmosferze, czyli dotyczy to również cząstek powietrza. Na północnej półkuli stwierdza się odchylenie ruchu cząstek w prawo od kierunku początkowego, na południowej odpowiednio odchylenie w lewo

Siła ta została po raz pierwszy opisana i wyrażona wzorem matematycznym przez francuskiego matematyka Gustawa Coriolisa w 1835 roku. Jej wartość

SC= 2m νωsinφ,

gdzie:

m-masa ciała(tutaj cząstki powietrza),

v-jego prędkość względem układu obracającego się,

ω-prędkość kątowa układu ruchomego względem dowolnego układu inercjalnego (tutaj prędkość kątowa ruchu obrotowego Ziemi),

φ-kąt między wektorami v i φ (tutaj szerokośc geograficzna),

Siła Coriolisa zależy od prędkości i szerokości geograficznej. Działanie jej rośnie w miarę zwiększania się szybkości wiatru oraz w miarę zbliżenia się do bieguna. Na równiku siła Coriolisa nie istnieje.

Przyspieszenie Coriolisa okresla wzór:

a_Cor = 2v ωsinφ

ω-prędkosc kątowa Ziemi ruchu obrotowego ω=7,29 *10^-5 s^-1

Przyspieszenie Coriolisa jest wiec tego samego rzędu, co przyspieszenie wywołane w atmosferze siła gradientu ciśnienia.

Rodzaje wiatrów

a) WIATRY LOKALNE, MIEJSCOWE - powstają one pod wpływem oddziaływania lokalnych warunków fizjograficznych. Przyczyny powstawania tych wiatrów mogą mięć charakter termiczny tub dynamiczny. Do wiatrów miejscowych można m.in. zaliczyć: bryzy, wiatry dolin i gór, fen (wiatr halny), wiatr bora.

Wiatry fenowe

Fenem są to ciepłe i suche wiatry rozwijające w obszarach górskich. Przy napotkaniu bariery górskiej, powietrze jest zmuszone do wznoszenia się i następuje ochładzanie adiabatyczne. Jeżeli wilgotność powietrza jest wystarczająco duża, to para wodna może ulec kondensacji tworząc kropelki wody. W niektórych przypadkach, jeśli temperatura jest wystarczająco niska i występują jądra zamarzania, mogą powstać kryształki lodu. W trakcie tworzenia chmury ciepło utajone zostaje uwolnione i proces ten częściowo ogranicza adiabatyczne ochładzanie wznoszonego się powietrza. Następnie temperatura powietrza obniża się wolniej, zgodnie z wilgotno-adiabatycznym gradientem temperatury. Uwolnienie ciepła utajonego jest jednym z podstawowych procesów prowadzących później do rozwoju wiatrów fenowych. W czasie wznoszenia się powietrza w chmurze orograficznej po nawietrznej stronie góry może wystąpić opad w postaci deszczu lub śniegu. Wypadnięcie deszczu zmniejsza wilgotność powietrza kontynuującego przepływ na górę. Ten proces jest również istotny dla odpowiedniego rozwoju wiatru fenowego.

W trakcie wznoszenia się powietrza przy barierze górskiej zachodzą wiec dwa istotne procesy. Ciepło utajone wyzwolone przy tworzeniu się chmury podtrzymuje energię cieplną, wznoszącego się powietrza. Wypadniecie kropelek wody lub kryształków lodu w postaci opadu czyni powietrze bardziej suchym niż było przed rozpoczęciem wznoszenia. Powietrze spływające po zawietrznej stronie góry ogrzewa się na skutek adiabatycznego sprężania. Niektóre kropelki wyparowują i ochładzają powietrze, częściowo przeciwdziałają adiabatycznemu ogrzewaniu. Podstawa chmur po stronie zawietrznej występuje wyżej niż po nawietrznej stronie góry. Powietrze spływające poniżej poziomu chmury ogrzewa się z “szybkością' równą gradientowi sucho-adiabatycznemu. Temperatura w trakcie przepływu powietrza od wysokości podstawy chmury do podnóża zbocza szybko wzrasta. Obecnie powietrze u podnóża zbocza ma temperaturę wyższą,, niż miało przed rozpoczęciem przepływu przez górę. Ponieważ chmura po nawietrznej stronie góry miała większą grubość, wobec tego więcej ciepła utajonego się tam uwolniło niż zostało później pochłonięte w czasie krótkiego okresu parowania przy opadaniu. Powietrze jest również bardziej suche, ponieważ pewna część pary wodnej przekształciła się w opad. Dlatego tez wiatry fenowe osiągające niższe zbocza po stronie zawietrznej gór są wiatrami ciepłymi i suchymi.

Nie wszystkie wiatry górskie wytwarzają efekt fenu. Jeśli powietrze jest zbyt suche by powstały chmury, to wznosi się ono ochładza zgodnie z gradientem sucho-adiabatycznym. Ogrzewanie przy spływie jest równe ochładzaniu przy wznoszeniu i temperatura osiąga z powrotem tę samą wartość. Jeśli powstaną chmury, lecz nie wystąpi opad, to podstawa chmur może być taka sama z obu stron góry. Jeżeli jednak wystąpił opad przy wznoszeniu się powietrza, to zmiany temperatury będą, odwrotne do tych, jakie zachodzą przy wznoszeniu się powietrza. Temperatura końcowa będzie więc taka sama jak temperatura początkowa i wiatr fenowy nie powstanie.

W Polsce (Karpaty, Karkonosze) typowym wiatrem fenowym jest wiatr halny. Po polskiej stronie Karpat wiatr halny wieje przy wiatrach południowych, a po czeskiej - przy północnych. Wiatr halny najczęściej pojawia się w Polsce w październiku i w listopadzie, rzadziej w lutym i marcu. W pozostałych miesiącach występuje sporadycznie, ale niekiedy powoduje wyjątkowo wielkie zniszczenia, na przykład w maju l968 roku. Ma on w naszych górach istotne znaczenie klimatyczne - zarówno dodatnie, jak i ujemne. Niekiedy powoduje tak szybkie parowanie pokrywy śnieżnej, że nawet przy dużych zasobach śnieżnych odbywa się bez powodzi. Innym razem wywołuje powódź, jeśli przy gwałtownym tajaniu śnieg wolno paruje. Dłużej utrzymujący się wiatr halny sprzyja powstawaniu posuch. Jego wpływ sięga niekiedy dosyć daleko wgłąb kraju. Silne ocieplenie, jakie niesie wiatr halny, może być przyczyną powstawania lawin.

WIATRY DOLINNE I GORSKIE -

występują, one w dolinach i w kotlinach górskich, głównie w ciepłej porze roku, podczas bezchmurnych dni i przy małych ruchach atmosfery. Wiatr dolinny wieje w ciągu dnia od ujścia dolin w kierunku zboczy w górę ku szczytom, a wiatr górski - w dół zboczy i od zboczy ku dolinom i równinom. Są to na ogól wiatry słabe, jednak czasem osiągają prędkość l0 m/s i większą. Zasadnicza przyczyna tych wiatrów jest następująca: w ciągu dnia powietrze leżące bliżej zbocza, w całym przekroju doliny aż pod szczyt, zostaje nagrzane przez zbocze góry i jest cieplejsze niż powietrze leżące na tych samych wysokościach, ale dalej od zbocza, nad przylegający doliną czy równiną. W rezultacie w dzień, w strefie poniżej szczytu, wiatr wieje w stronę zbocza i po zboczu w górę, a powyżej szczytu w odwrotnym kierunku. W nocy, wskutek silnego ochłodzenia zboczy, powietrze leżące bliżej nich jest chłodniejsze, niż powietrze znajdujące się na tych samych wysokościach dalej od zboczy. Gradient ciśnienia skierowany jest tym razem od zbocza w stronę doliny i w tym samym kierunku wieje wiatr. Natomiast powyżej grzbietów gór powietrze przemieszcza się w odwrotnym kierunku - w stronę szczytów górskich. Tego typu cyrkulacja korzystnie wpływa na klimat miejscowości, m.in. uzdrowisk położonych w dolinach górskich, gdyś powoduje odpływ zalegającego tam zanieczyszczonego powietrza i dopływ świeżego powietrza górskiego.

Wiatry dolinne (anabatyczne) są wytwarzane przez proces odwrotny do procesu generującego wiatr górski (katabatyczny, grec. iść w górę). Wiatr dolinny jest łagodnym strumieniem wstępującym wzdłuż zboczy wzgórz osiągają wyższą, temperaturę niż powietrze. Jednak powietrze w pobliżu powierzchni zbocza, przez styczność ze zboczem staje się cieplejsze niż powietrze na tym samym poziomie w atmosferze. Równowaga powietrza ciepłego staje się chwiejna, zaczyna się ono wznosić i jest zastępowane chłodniejszym o większej gęstości powietrzem z otoczenia. W miarę ruchu w gorę zbocza, powietrze rozpręża się, gdyż wyżej panuje niższe ciśnienie. Adiabatyczne ochładzanie prowadzi do powstrzymania ruchów wstępujących. Jeśli nie jest równoważone ciągłym ogrzewaniem powietrza przez kontakt z cieplejszym zboczem.

Wiatry dolinne są na ogól dość słabe. Gradienty ciśnienia wytwarzane w wyniku różnic nagrzewania w ciepły słoneczny dzień mogą być duże. Jednak ruch powietrza w górę zbocza jest skierowany przeciwnie do siły ciężkości. Ogranicza to prędkość ruchu wstępującego po zboczu wzgórza.

Wiatry górskie (katabatyczne)

W bezchmurne noce, powietrze często zaczyna spływać wzdłuż zboczy gór i wzgórz. Te prądy zstępujące stają się szczególnie widoczne, gdy powietrze porusza się ku dnu dolin rzecznych. Ten typ przepływu powietrza nazywa się wiatrem górskim (katabatycznym, grec.

w dół). Wiatr rozwija się w nocy, gdy powierzchnia lądu traci ciepło przez wypromieniowanie. Gęstość powietrza ochłodzonego przez zetkniecie się z chłodną powierzchnią lądu staje się większa niż gęstość powietrza z otoczenia. Siła grawitacji działająca na nie jest względnie większa i stacza się ono na dół na niższy poziom. Wiatry górskie są na ogół dość słabe. Jednak w niektórych sytuacjach mogą uzyskać dość dużą prędkość, jeśli zbocze jest strome i gładkie. Przypadek ten najczęściej występuje wówczas, gdy powierzchnia zbocza jest pokryta śniegiem lub lodem. Jeśli wzgórza leżą w pobliżu wybrzeża, to wiatr górski może być wzmocniony przez nocną bryzę lądową. Może to prowadzić do dość silnych wiatrów wiejących ku morzu.

Wiatry występujące w troposferze tworzą różnorodne układy, wśród których można wyróżnić miedzy innymi: pasaty, wiatry układów barycznych, monsuny oraz wiatry lokalne.

PASATY

- są to stałe wiatry wiejące w strefie międzyzwrotnikowej przez cały rok, wiejące od wyżów podzwrotnikowych z kierunku NE-ENE na półkuli północnej i SE-ESE na południowej a najwyraźniej zaznaczające się nad oceanami. Pasaty spotykają się na równikowej linii zbieżności. Obszar ten jest również określany jako pas ciszy równikowej, gdyż wiatry tam słabną lub zanikają.

WIATRY UKŁADOW BARYCZNYCH

-są to poziome ruchy powietrza związane z występowaniem układów niżowych i wyżowych, stanowiących podstawowe układy izobar. W niżach powietrze zmierza od peryferii do centrum układu niżowego, a w wyżach - od centrum ku peryferiom układu wyżowego, zgodnie z kierunkiem spadku ciśnienia. Siła Coriolisa i siła tarcia sprawiają jednak, że przy powierzchni Ziemi, na półkuli północnej, wiatry w niżu zbaczają w prawo od swego kierunku i przemieszczają się do centrum niżu nie najkrótszą, drogą, tj. prostopadle do izobar, lecz po torze lewoskrętnej krzywej, odwrotnie do ruchu wskazówek zegara. W wyżu powietrze dążąc od centrum układu, wskutek wpływu siły Coriolisa i siły tarcia również zbacza w prawo od kierunku gradientu i przy powierzchni Ziemi, na półkuli północnej, przemieszcza się tym razem po torze prawoskrętnej krzywej zgodnie z ruchem wskazówek zegara. W niżu występuje zbieżność, czyli konwergencja, a w wyżu - rozbieżność, czyli dywergencja, linii prądu powietrza. Oba zjawiska - zbieżności i rozbieżności kierunku linii prądu - wywierają, istotny wpływ na przebieg pogody. Zbieżny kierunek linii prądu w dolnej warstwie niżu wywołuje wstępujący ruch powietrza, a w ślad za tym duże zachmurzenie i częste opady atmosferyczne. Rozbieżny kierunek linii prądu w dolnej warstwie wyżu powoduje zstępujący ruch powietrza i związane z tym małe zachmurzenie oraz brak opadów.

MONSUNY

-są to wiatry charakteryzujące się tym, że zmieniają kierunek na przełomie lata i zimy oraz zimy i lata. W półroczu letnim monsuny wieją z morza na ląd, w zimie z lądu na morze. Powstają w wyniku dużych różnic temperatur a w związku z tym ciśnienia między lądem a morzem. W okresie letnim ląd nagrzewa się bardziej niż morze. Nad lądem powstaje wskutek tego obszar obniżonego ciśnienia, powodujący spływ powietrza dołem z oceanu na ląd. Górą natomiast powietrze przemieszcza się w tym czasie w przeciwnym kierunku - z lądu na ocean. Wiatr wiejący w cieplej porze roku z oceanu na ląd jest to monsun letni. W chłodnej porze roku ocean jest cieplejszy od lądu. Dlatego wiatr wieje w przeciwnym kierunku - z lądu na ocean. Jest to monsun zimowy. Wiatr ten jest zwykle słabszy od monsunu letniego. Monsuny najsilniej rozwijają, się w strefie południowych wybrzeży Azji. Jest to spowodowane wyjątkowo dużymi różnicami temperatury, jakie powstają pod wpływem olbrzymiego kontynentu Azji silnie nagrzanego latem, a oziębionego podczas zimy. Monsun letni, występujący u wybrzeży Azji, niesie w głąb kontynentu wilgotne powietrze i powoduje obfite opady (pora deszczowa), warunkujące urodzaj na ogromnych obszarach (Indie, Chiny). Bardzo duże opady monsunowe powodują często katastrofalne powodzie, a brak opadów równie katastrofalne susze. W innych rejonach kuli ziemskiej monsuny są słabsze. Tam gdzie niże i wyże są mało stabilne i jedne nad drugimi nie mają wyraźnej przewagi sezonowej, np. w większej części Europy omawiany wiatr zatraca cechy monsunu.

BRYZY

-są to wiatry występujące na wybrzeżach mórz i wielkich jezior, zmieniające kierunek dwa razy na dobę. Wiatr wiejący w ciągu dnia (od ok. l0 rano do zachodu Słońca), z morza na ląd, jest bryza morska, a wiejący w nocy, z lądu na morze, bryza lądowa. Wiatry te powstają w związku z dobowym przebiegiem temperatury powierzchni lądu. W dzień gradient ciśnienia skierowany jest z morza w stronę cieplejszego lądu, co powoduje ruch powietrza z morza na ląd (bryza morska), a nad nią prąd przeciwny. W nocy jest odwrotnie: wiatr wieje dołem z lądu w stronę cieplejszego morza (bryza lądowa), a górą znad morza na ląd. W dzień i w nocy występuje więc zamknięta cyrkulacja powietrza: ląd - morze. W naszych szerokościach geograficznych bryzy zaznaczają się wyraźniej głównie w cieplejszej porze roku, podczas pogody o małym zachmurzeniu i słabych wiatrach, sprzyjającym większemu zróżnicowaniu się temperatur między lądem a morzem. Pionowy zasięg bryzy wynosi u nas kilkaset metrów, a jej prędkość średnio ok. 5 m/s. W rejonie Bałtyku bryza morska sięga zwykle w głąb lądu nie dalej niż l0 km. Jeżeli kierunek wiatru zbiega się z kierunkiem bryzy morskiej, efektu sumują się i wówczas prędkość i zasięg wiatru mogą, być większe. Prędkość i zasięg bryzy lądowej są znacznie mniejsze niż morskiej, gdyż różnica temperatur między lądem a morzem jest w nocy mniejsza niż w dzień.

WIATR BORA ­podobnie jak fen należy do wiatrów opadających. Jest to silny porywisty i chłodny wiatr, wiejący w dół po zboczach niskich, przymorskich części gór w stronę znacznie cieplejszego morza. Powietrze spadające w dół ogrzewa się wprawdzie adiabatycznie (podobnie jak przy fenie), jednak niewysokie góry i niska początkowo temperatura powietrza powodują, ze bora pozostaje nadal wiatrem chłodnym. Chłodne masy powietrza spadają ku powierzchni morza z dużą, siłą, powodując parowanie i rozprysk wody. Bora w Europie występuje miedzy innymi wzdłuż wschodnich wybrzeży Morza Czarnego i północnego Adriatyku.

6. RUCHY POWIETRZA W ZRÓŻNICOWANYCH WARUNKACH ŚRODOWISKA

Rzeźba terenu ma istotny wpływ na kierunki i prędkości przemieszczającego się powietrza. Wzniesienie powoduje ruch wstępujący po stronie dowietrznej i zstępujący po stronie zawietrznej.

Spadek prędkości wiatru w miarę zbliżania się do powierzchni terenu spowodowany jest zjawiskiem tarcia o powierzchnie odznaczające się różną szorstkością.

Nierówności podłoża wpływają zakłócająco na pole wiatru. Wielkość wpływu przeszkód występujących w podłożu na prędkość i kierunek wiatru w znacznym stopniu zależy od ich rozmiarów. Mogą to być przeszkody makroskalowe, jak łańcuchy górskie, przełęcze, wysokie progi skalne lub przeszkody małoskalowe, do których należą np. niektóre formacje szaty roślinnej oraz konstrukcje wzniesione przez człowieka.

Przeszkody mogą powodować zmianę kierunku wiatru, ponadto modyfikują jego prędkość.

Prąd powietrza omija napotkaną przeszkodę najczęściej bokami, a niekiedy ze względu na znaczne rozmiary poziomych przeszkód, przepływa ponad nią. Przemieszczanie się powietrza ponad przeszkodą orograficzną przyczynia się w czasie jego wstępującego ruchu do wzrostu zachmurzenia i powstawania opadów atmosferycznych(na stronie dowietrznej), a po stronie zawietrznej, w czasie zstępującego ruchu, powietrze odznacza się małą wilgotnością.

Wpływ lasu: Po stronie dowietrznej lasu przeważający kierunek wiatru jest jeszcze obserwowany na niewielkiej głębokości w lesie. Ponad lasem pojawiają się zawirowania, często obejmujące większe polany leśne. Powyżej koron drzew notuje się pewne zwiększenie prędkości wiatru, tak jak to się dzieje w przypadku innych przeszkód terenowych. Bezpośrednio za ścianą lasu występuje strefa ciszy, zastoju powietrza.

Znajomość wpływu na strumień wiatru rodzaju podłoża i jego orografii jest bardzo ważna przy podejmowaniu wielu działań człowieka. Jest ona istotna przy decydowaniu o lokalizacji zakładów przemysłowych, ośrodków wypoczynkowych i uzdrowisk, przebiegu szlaków komunikacyjnych itp.

Turbulencja w atmosferze.

Przepływ gazów:

- laminarny - w przepływach tych strugi gazów nie mieszają się w kierunku poprzecznym, przepływy te charakteryzują się równoległością strug.

- turbulencyjny (burzliwy)- powstają wiry różnej wielkości.

Ruchy burzliwe- istota ich są ruchy wirowe. W powietrzu powstają ruchy turbulencyjne rzędu pierwszego charakteryzujące się bezwładnymi ruchami względem siebie dużych mas powietrza o średnicy rzędu synoptycznej skalali ruchu, oraz wiry turbulencyjne rzędu drugiego, z mniejszymi charakterystycznymi wymiarami i prędkościami. Ruchy te występuję w bardzo szerokiej skali.

Przepływ wiatru nad terenem szorstkim- strugi jego rozrywają się i tworzą serię nieregularnych wirów, które mogą oddziaływać na przepływ powietrza setki metrów powyżej przeszkód. W ramach każdego wiru szybkość i kierunek wiatru ulegają wahaniom, określanym jako fluktuacje lub porywistość wiatru. Mamy tu do czynienie z turbulencją mechaniczną, stwarzająca opór dla przepływającego powietrza. Turbulencja mechaniczna wzrasta z prędkością wiatru i szerokością terenu.

Przepływ wiatru nad nagrzana powierzchnią Ziemi- tworzą się prądy termiczne i komórki konwekcyjne, w wyniku tych ruchów powstaje turbulencja termiczna. Zależy ona od intensywności nagrzania się powierzchni Ziemi i od stanu równowagi atmosfery. Najsilniejsza jest w stanie równowagi chwiejnej wczesnym popołudniem. Wznoszące się wiry przenoszą cząsteczki powietrza poruszające się wolniej w górę, stwarzając opór dla szybciej poruszających się cząstek wyżej. Z kolei cześć tych cząstek przedostaje się z wyższych warstw atmosfery Niżnej, zwiększając fluktuacje wiatru na dole.

Oddziaływanie powierzchni Ziemia poruszające się masy powietrza zależy od turbulencji mechanicznej i termicznej.

Głębokość mieszania warstwy powietrza zależy od:

- stopnia nagrzania podłoża ( im wyższy, tym większa turbulencja termiczna)

- prędkości wiatru ( im silniejszy, tym większa turbulencja mechaniczna)

- szerokości podłoża ( im większa, tym silniejsza turbulencja mechaniczna)

Gdy w poruszającym się powietrzu znajduje się substancja pasywna, tzn, poruszająca się tylko wskutek ruchu powietrza, turbulencyjne mieszanie powoduje dyfuzję turbulencyjną- rozprzestrzeniania się unoszonej substancji w całej objętości powietrza.

Turbulencja bezchmurnego nieba (CAT- clear air turbulence)- powstawanie wirów w górnych warstwach troposfery na skutek warstw powietrza poruszającego się z różnymi prędkościami lub w różnych kierunkach.

Dwie warstwy powietrza przemieszczają się w tym samym kierunku, lecz z różnymi prędkościami. Jeżeli różnice te są małe, wiry nie tworzą się. Gdy prędkość powietrza w jednej warstwie zaczyna wzrastać, na granicy powstaje zafalowanie. Z biegiem czasu fala wykształca się wyraźniej i zaburzenie przechodzi z falowego w wirowe. Wiry takie tworzą się na granicy prądów strumieniowych lub w połączeniu z falami górskimi. Jeżeli rozwijają się w bezchmurnym powietrzu, ta forma turbulencji określona jest właśnie jako turbulencja bezchmurnego nieba. Jest ona niebezpieczna dla samolotów, gdyż może doprowadzić do ich uszkodzeń podczas lotu.

3. Anemometr Robinsona

a) Budowa i zasada działania przyrządu.

Anemometr Robinsona (czaszowy) należy do wiatromierzy mechanicznych. Służy do pomiaru średniej prędkości wiatru na dowolnie wybrany okres czasu. Czujnikiem przyrządu jest wirnik z czterema lub trzema czaszami ,których wypukłości zwrócone są w jedna stronę. Czasze mogą mieć kształt półkolisty ,stożkowy lub pół elipsoidalny. Wykonane są z aluminium lub tworzyw sztucznych .Czasze są umieszczone symetrycznie na osi obrotu ustawionej prostopadle do kierunku przepływu powietrza .Pod wpływem parcia wiatru na wklęsłe strony czasz wirnik wprawiany jest w ruch w kierunku wypukłych stron czasz bez względu na kierunek wiatru. Wirnik anemometru obraca się z prędkością zależną od prędkości wiatru.

Ruch ten jest poprzez przekładnię ślimakową i zespól przekładni zębatych, mechanizm licznikowy ma wskazówki.

Pomiar prędkości polega na odczytaniu przed jego rozpoczęciem stanu licznika przy wyłączonym mechanizmie licznikowym, a następnie równomiernym włączeniu stopera i licznika przez przesunięcie odpowiedniej przekładni w obudowie przyrządu. Po zakończeniu pomiaru obliczamy różnicę odczytów na liczniku i dzielimy ją przez czas pomiaru, otrzymując średnią prędkość wiatru najczęściej 100sekund. Zwiększając czas pomiaru można określić średnią prędkość z dłuższym przedziałem czasu np. 10min.

b) Miejsce pomiaru

Przyrządy do pomiaru wiatru i prędkości wiatru przeważnie ustawia się w ogródku meteorologicznym od strony północnej .Instaluje się je na maszcie drewnianym ,metalowym lub żelbetonowym, aby przyrząd pomiarowy znajdował się 2m nad poziomem gruntu oraz w miejscu odległym od wysokich przedmiotów o co najmniej ich 10-krotną wysokość.

Dopuszczalne jest instalowanie na dachach budynków, ale muszą być spełnione określone wymagania.

c) Przygotowanie do pracy i kontrola

Wiatromierze umieszczone są na maszcie ,więc konstrukcja masztu powinna zapewnić:

• położenia czujników prędkości i kierunku wiatru

• -dobry dostęp do przyrządów pomiarowych

Bardzo ważne jest ,aby maszt był wyposażony w odpowiednio sprawną instalację odgromową. Musi ona zagwarantować bezpieczeństwo pracującej obsłudze oraz przyrządom pomiarowym.

Jeśli chodzi o sam wiatromierz należy przede wszystkim sprawdzić wirnik z czaszami czy nie ma żadnych uszkodzeń mechanicznych oraz czy nie ma tarć w łożyskach i czy nie ma widocznej korozji.

d) Interpretacja wyników

Pomiar prędkości polega na odczytaniu przed jego rozpoczęciem stanu licznika przy wyłączonym mechanizmie licznikowym ,a następnie równoczesnym włączeniu stopera i licznika przez przesunięcie odpowiedniej dźwigni. Czas pomiaru wynosi najczęściej 100s .Po zakończeniu pomiaru obliczamy różnicę odczytów na liczniku i dzielimy ją przez czas pomiaru ,otrzymując średnią prędkość wiatru. Pomiar prędkości wiatru wykonuje się o godz 07/08 ,13/14 i 19/20 i zapisuje się w odpowiednim dzienniku obserwacyjnym. Po ostatnim pomiarze oblicza się średnią dobową prędkość wiatru wg.wzoru:

V=V _07/08 + V _13/14 + V _19/20 / 3

Do miesięcznego wykazu przepisuje się wyniki pomiarów prędkości wiatru.

Z każdej obserwacji oblicza się sumę dekadową i miesięczną prędkości wiatru oraz średnią miesięczną prędkość wiatru w godzinach pomiaru dzieląc sumy prędkości przez liczbę obserwacji w danym miesiącu .Średnia miesięczna prędkość wiatru jest średnia ze średnich terminowych.

4.Anemometr kontaktowy

a) Budowa i działanie przyrządu

Anemometr kontaktowy (Rosenmullera) jest ulepszoną wersją anemometru Robinsona

Przyrząd ten służy do pomiaru średniej prędkości wiatru na dowolnie wybrany okres czasu.

Składa się on z 3 podstawowych zespołów urządzeń :czujnika, przetwornika i ukł. pomiarowego.

Czujnikiem jest najczęściej wirnik czaszowy ,śmigłowy lub łopatkowy .Często stosowane są anemometry czaszowe .Czasze mogą mieć kształt półkulisty ,stożkowaty lub pół elipsoidalny.

Wykonane są one z aluminium lub tworzyw sztucznych. Trzy lub cztery czasze są umieszczone symetrycznie na osi obrotu ustawionej prostopadle do kierunku przepływu powietrza.

b) Zasada działania przyrządu.

Polega ono na wykorzystaniu różnicy sił naporu aerodynamicznego na wklęsłe i wypukłe płaszczyzny czasz. Ponieważ siła parcia wiatru na powierzchnię wklęsłą jest większa od siły parcia na przeciwległą powierzchnię wypukłą ,wirnik jest wprawiony w ruch w kierunku wypukłych stron czasz bez względu na kierunek wiatru. Aby zmierzyć prędkość ,ruch obrotowy wirnika musi być przeniesiony na przetwornik ,który pełni rolę generatora sygnału (generator mechaniczny).W generatorze mechanicznym ruch jest przekazywany przez odpowiednią przekładnię i zespół przekładni zębatych mechanizmu licznikowego na wskazówki. Pomiar prędkości polega na odczytaniu przed jego rozpoczęciem stanu licznika przy wyłączonym mechanizmie licznikowym ,a następnie włączeniu licznika przez przesunięcie odpowiedniej dźwigni w obudowie przyrządu. Anemometr kontaktowy ma wmontowany specjalny licznik czasu ,pracujący 100s .Przed rozpoczęciem pomiaru prędkości wiatru wskazówki anemometru trzeba sprowadzić do zera specjalnym kasownikiem ,a zegar nakręcic pokrętłem. Pomiar rozpoczyna się w momencie uruchomienia włącznika .Po upływie 100sekund anemometr wyłącza się samoczynnie .Odczyt średniej prędkości z licznika należy później skorygować na podstawie świadectwa dołączonego do przyrządu.

c) Miejsce pomiaru

Przyrządy do pomiaru wiatru i prędkości wiatru przeważnie ustawia się w ogródku meteorologicznym od strony północnej .Instaluje się je na maszcie drewnianym ,metalowym lub żelbetonowym ,w miejscu odległym od wysokich przedmiotów o co najmniej ich 10-krotną wysokość.Wyjątkowo umieszcza się je na dachu budynku (ponad 6m nad dachem i z dala od komina).Na stacjach meteorologicznych pomiary wiatru wykonuje się zasadniczo do wysokości 30m nad gruntem; standardowo prowadzi się je na wysokości 10metrów.Ważne jest ,aby maszt był wyposażony w odpowiednio sprawną instalację odgromową.

d) Kontrola przyrządu.

Sprawdzamy czy wirnik nie ma uszkodzeń mechanicznych, czy są wszystkie czasze, czy wskazówki anemometru są wyskalowane, czy licznik czasu jest dobrze widoczny. Sprawdzamy również czy anemometr nie ma uszkodzeń korpusu, osłony wirnika, czy mamy sprawne wszystkie wyłączniki, pokrętło stopera i kasownik.

e) Interpretacja wyników.

Pomiary kierunku i prędkości wiatru na stacjach klimatologicznych wykonuje się o godz.7/8:00 ,13/14:00,19/20:00 i wpisuje się do odpowiednich rubryk w dzienniku obserwacyjnym. Po ostatnim pomiarze oblicza się średnia dobową.

Prędkość wiatru oblicza się wg.wzoru:

V=V _07/08 + V _13/14 + V _19/20 / 3

Następnie oblicza się sumę dekadową i miesięczną prędkość wiatru z odpowiednich godzin oraz średnią miesięczną prędkość wiatru w tych godzinach ,dzieląc sumę prędkości przez liczbę obserwacji w danym miesiącu. Średnia miesięczna prędkość wiatru jest średnią terminową. Oblicza się również miesięczną prędkość wiatru z każdego kierunku, dzieląc sumę ich prędkości przez liczbę przypadków każdego kierunku. Średnia miesięczna prędkość wiatru niezależnie od kierunku to suma wszystkich prędkości w danym miesiącu podzielona przez liczbę pomiarów.

Najczęściej podaje się liczbę dni z wiatrem silnym i bardzo silnym nie tylko na podstawie danych z godz 07/08 , 13/14 , 19/20 lub zaobserwowany między tymi terminami -ze stacji klimatologicznych, ale i z danych w innych terminach -ze stacji synoptycznych ,gdzie obserwacje są wykonywane częściej.

Zakresy pomiarowe anemometrów kontaktowych obejmują najczęściej takie prędkości wiatru jak 0,1-10m/s lub 1-50m/s. Dokładność pomiarów jest na poziomie +/- 2%. Źródła błędów związane są z gęstością powietrza, która zależy od temp., ciśnienia, wilgotności powietrza, a także z tarciem w łożyskach, z opadami i osadami, z korozją, wyładowaniami elektrycznymi, uszkodzeniami mechanicznymi wirników.

5. Wiatromierz Wilda

a) Budowa:

Wiatromierz Wilda to pręt metalowy osadzony pionowo, zaopatrzony w pierścień z 8 prętami kierunkowymi (ustawionymi poziomo wg gł. kierunków świata), chorągiewkę kierunkową i metal. płytkę (wskaźnik prędkości); kierunek wiatru wyznacza położenie chorągiewki względem prętów kierunkowych, miarą prędkości jest wielkość odchylenia płytki (pod wpływem wiatru) od położenia pionowego.

b) Zasada działania

Dolną część przyrządu stanowi nieruchomy ,pionowy trzon ,na którym obraca się część górna reagująca na zmiany kierunku i prędkości wiatru. W części nieruchomej wkręconych jest 8 prętów tworzących różę wiatrów. Pręty skierowane są ku głównym stronom świata (N,S,E,W) są dłuższe od prętów wskazujących 4 kierunki pośrednie (NE,SE,NW,SW).Wokół nieruchomej osi obraca się chorągiewka kierunkowa ,której ciężar równoważony jest przez przeciwwagę w postaci kuli. Pręt zakończony kulą ustawia się zawsze od strony napływającego powietrza i wskazuje kierunek wiatru. Ponad chorągiewką zamocowana jest ramka będąca uchwytem dla płytki wychyłowej. Chorągiewka ustawia zawsze płaszczyznę płytki prostopadle do kierunku wiatru. W zależności od siły wiatru płytka wychyla się z położenia pionowego pod różnym kątem, który określa się na podstawie 8 metalowych kolców zamocowanych w łukowo wygiętym ramieniu. Na podstawie położenia płytki względem kolców z tabeli prędkości wiatru wg. Beauforta określamy prędkość wiatru.

c) Miejsce pomiaru

W celu wyznaczenia kierunku wiatru stajemy przy słupie wiatromierza pod przeciwwagą chorągiewki i w ciągu 2 min śledzimy jej ruchy względem prętów róży wiatrów, oceniamy średnie położenie przeciwwagi i zapisujemy właściwym skrótem kierunek odpowiadający temu położeniu. Jeśli wyjątkowo wiatromierz umieszczony jest na dachu budynku ,to kierunek wiatru określamy a takiej odległości ,aby przyrząd był dobrze widoczny.

Dla prawidłowego wyznaczenia prędkości wiatru ,należy odejść kilka metrów od słupa wiatromierza w kierunku prostopadłym do chorągiewki ,w ciągu 2 minut śledzić wahania płytki względem zębów na łuku, zauważyć średnie wychylenie płytki w czasie tych 2 min, tj.numer zęba, około którego, średnio biorąc, płytka wznosiła się i opadała. Prędkość wiatru odpowiadająca numerowi zęba lub numerom dwóch sąsiednich zębów podaje tabela.

Wiatromierz Wilda ustawia się we wschodniej części ogródka meteorologicznego z dala od przeszkód terenowych na słupie o wysokości, co najmniej 10 m lub na słupie o wysokości ,co najmniej 2m zainstalowanym w najwyższym punkcie dachu budynku.

d) Kontrola przyrządu.

Przyrząd powinien być odpowiednio umiejscowiony, nie może posiadać uszkodzeń mechanicznych, części ruchome nie mogą posiadać luzów, a ich ruch nie może być w żaden sposób hamowany.

2

---