Materiały pochodzą z Platformy Edukacyjnej Portalu www.szkolnictwo.pl Wszelkie treści i zasoby edukacyjne publikowane na łamach Portalu www.szkolnictwo.pl mogą być wykorzystywane przez jego Użytkowników wyłącznie w zakresie własnego użytku osobistego oraz do użytku w szkołach podczas zajęć dydaktycznych. Kopiowanie, wprowadzanie zmian, przesyłanie, publiczne odtwarzanie i wszelkie wykorzystywanie tych treści do celów komercyjnych jest niedozwolone. Plik można dowolnie modernizować na potrzeby własne oraz do wykorzystania w szkołach podczas zajęć dydaktycznych.

CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE I WIATRY Justyna Drop

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 m2 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 990 995 1000 1005 1010 1015 1020 1025 1030 1035 1040hPa Strefa zbieżności pasatów Niż Kierunek wiatru Wyż Średnie ciśnienie atmosferyczne zredukowane do poziomu morza

Wyż i Niż baryczny NIŻ WYŻ N W 985 1010 990 1005 995 1000

Pomiar ciśnienia barometr barograf 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 700, 1300 i 1900. 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.

Pomiar prędkości wiatru 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 Wysokość fali w [m] Stan morza Zjawiska na lądzie m/s Km/h 0-0,2 Cisza 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 Umiarkowany wiatr 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 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 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 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 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 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 ( w Azji Południowo- Wschodniej nazywane tajfunami) Wiry powietrzne Tornado – odmiana sztormów Wiatry typu antycyklonalnego Monsun – wiatr o rytmie rocznym Bryza – wiatr o rytmie dobowym

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 km2, a śmierć poniosło 315 osób

Bryza dzień noc Schemat powstawania bryzy 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. niż wyż Bryza morska noc wyż niż Bryza lądowa Schemat powstawania bryzy

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 ZIMA LATO W N 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 oC -10 -4 2 8 oC -10 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 Bora Mistral Wiatry o składowej pionowej Fen Wiatr lodowcowy