08 Wiatr.doc

Wiatr

Efekt dyszowy

    Efekt dyszowy, zwany również efektem tunelowym, polega na zmianie kierunku i prędkości wiatru w stosunku do kierunku i prędkości wiatru jaki wynika z cech mezoskalowego pola barycznego, pod wpływem występującej rzeźby terenu - głównie występowania obniżeń terenowych. Powszechnie występuje w cieśninach, zatokach mających wyraźnie zaznaczoną dłuższą oś, szczególnie takich, które są wąskie i mają wysokie brzegi (np. we fiordach).
    Przy przepływie powietrza nad obszarem cieśniny, ze względu na odmienność współczynnika tarcia nad lądem i nad wodą, dochodzi do konwergencji nad obszarem lądu. Przepływ powietrza nad lądem jest spowolniony. Prowadzi to do zagęszczenia linii prądów nad wodą, a tym samym wzrostu prędkości wiatru. Jednocześnie linie prądów mają tendencję do układania się równolegle do dłuższej osi cieśniny. To z kolei powoduje wyraźny wzrost częstości występowania wiatrów o kierunkach zgodnych z przebiegiem dłuższej osi cieśniny. W rejonie wlotu wiatru do cieśniny i wylotu wiatru z cieśniny oraz w jej przewężeniach, dochodzi do dodatkowego wzrostu prędkości wiatru, z reguły rośnie i jego porywistość. Im wyższe otoczenie cieśniny i większy gradient baryczny, tym efekt taki wyraźniej się zaznacza.
    W niektórych cieśninach, np. Cieśninie Gibraltarskiej, prowadzi to do dominacji dwóch kierunków wiatrów - z sektora wschodniego (Levanter) lub sektora zachodniego (Vendavales). Jedynie wiatry o mniejszej prędkości nie podlegają tam większym odchyleniom kierunku. Struktura wiatru w Cieśninie Gibraltarskiej jest tak, że suma częstości występownia wiatrów z E i wiatrów z W niemal we wszystkich miesiącach wynosi 50 lub więcej % całości obserwacji (na które składają się wiatry z pozostałych kierunków i cisze). Oto zestawienie % obserwacji wiatru z obu tych kierunków dla miesięcy zimowych i letnich:
 

W przypadku występowania Levantera i Vendavalesa mniejsze statki o małej mocy SG idące pod wiatr i falę mają kłopoty i czas ich przejścia przez Cieśninę Gibraltarską mocno się wydłuża.
    Podobne efekty występują w Cieśninie Cooka, oddzielającej Wyspę Północną od Wyspy Południowej (Nowa Zelandia). Przy występowaniu na W od Wyspy Północnej umiarkowanej siły wiatrów NW w Cieśninie Cooka występują bardzo silne i porywiste wiatry W. Przy umiarkowanych wiatrach wiejących z SE na E od Wyspy Południowej w Cieśninie Cooka występują bardzo silne, choć słabsze od wiatrów wiejących z W przy podobnych gradientach, wiatry wschodnie. W momencie, gdy silne wiatry wiejące wzdłuż Cieśniny Cooka wieją w kierunku przeciwnym do występującego tam prądu pływowego, fale stają się wyjątkowo strome.

    Na niektórych akwenach przybrzeżnych, położonych u wylotów przełęczy czy obniżeń terenowych w pasmach wyniesień zorientowanych poprzecznie do przeważających wiatrów występuje również efekt tunelowy. Na takich akwenach obserwuje się występowanie częstych silnych i bardzo silnych wiatrów. Do najbardziej znanych takich akwenów należy zatoka Tehuantepec (pacyficzne wybrzeże Południowego Meksyku, Ameryka Środkowa).
     Zatoka Tehuantepec nie należy do akwenów o wyraźnie zaznaczonej dłuższej osi, jednak w jej północno-wschodnim przedłużeniu leży szerokie obniżenie "kanalizujące" przepływ powietrza przez leżące na W i E od niego wyżyny Ameryki Środkowej. Passat z nad Morza Karaibskiego (lub inne wiatry) przepływając tym obniżeniem, wypływając nad zatokę Tehuantepec gwałtownie przyspieszają. W rezultacie częstość występowania wiatrów północnych o sile sztormów i wiatrów o sile 6-7°B jest tam bardzo wysoka a statki przechodzące zbyt blisko cięciwy tej zatoki często muszą, wobec silnego falowania, redukować prędkość.
    Występowanie częstych i silnych wiatrów odbrzegowych w Zatoce Tehuantepec powoduje istnienie tam silnego upwellingu obniżającego temperaturę wody, co jest doskonale widoczne na zdjęciach satelitarnych.

    Przy przepływie powietrza nad zatokami o stromych brzegach i wyraźnie zaznaczonych dłuższych osiach następuje "kanalizacja" przepływu wiatru zgodnie z dłuższą osią zatoki. Towarzyszy temu również wzrost prędkości wiatru przywodnego w stosunku do prędkości, jakie wynikają z gradientu barycznego. Z podobnymi, bardzo silnymi wiatrami, mogącymi osiągać siłę huraganu spotkać się można w przewężeniach Cieśniny Magellana, fiordach Wyspy Południowej (Nowa Zelandia) i innych akwenach. W niektórych przypadkach dochodzi do sytuacji, w których nawet w warunkach bardzo słabego gradientu barycznego lub znajdowania się obszaru w warunkach bezgradientowych mogą w takich zatokach wystąpić silne i porywiste wiatry. Dzieje się tak pod wpływem wystąpienia wiatrów katabatycznych. Powietrze zalegające nad wysoko wyniesionymi obszarami przylegającymi do zatoki nocą może ulegać silnemu wychłodzeniu radiacyjnemu i rozpocząć intensywny spływ w dół - do zatoki. W warunkach spływu do zatoki dużych ilości wychłodzonego powietrza, wypływa ono z zatoki tworząc silny wiatr, wiejący wzdłuż osi zatoki. Wiatry takie często określane są mianem "wiatrów spadowych".
    Do skrajnych sytuacji dojść może wtedy, gdy na wierzchowinach otaczających zatokę występują liczne lodowce lub kopuły lodowe. Przykładowo, na kotwicowisku we fiordzie Ezcurra (w Zatoce Admiralicji na Szetlandach Południowych, w pobliżu Polskiej Stacji Antarktycznej im. H.Arctowskiego), w warunkach pogody wyżowej, przy braku wiatru i słabym wietrze na otwartych wodach, występowały niekiedy w nocy wiatry o prędkości 12-15 m/s z porywami osiągającymi 18-19 m/s. Zatoka Ezcurra jest fiordem o szerokości około 1 Mm, którego północne brzegi mają wysokość 350-500 m, południowe - około 200 m, a zarówno nad północnymi, jak i południowymi brzegami znajdują się rozległe kopuły lodowe. W takich warunkach terenowych, przy dłuższej, kilkunastogodzinnej nocy, właśnie warunki pogody wyżowej sprzyjają silnemu radiacyjnemu wychłodzeniu powietrza i następnie jego gwałtownemu spływaniu w dół po stromych stokach fiordu.
    Ponieważ w wielu podobnych zatokach znajdują się kotwicowiska i przystanie, należy się liczyć z możliwościami wystąpienia niekorzystnych warunków wietrznych i przygotować do nich statek. Nie można bezgranicznie ufać analizie pola wiatru z mapy synoptycznej, ta przedstawia ogólną sytuację baryczną i nie uwzględnia detali możliwego zachowania się wiatru w strefie przybrzeżnej czy konkretnej zatoce.  W każdym wypadku wchodząc na takie akweny należy szczegółowo przestudiować locję - na ogół podane są w niej informacje o podobnych zjawiskach.

Efekt przylądkowy

    Wzrost prędkości wiatru, połączony często ze zmianą kierunku wiatru, w stosunku do wiatru wynikającego z rozkładu pola ciśnienia w skali mezosynoptycznej występujący w pobliżu wysuniętych w morze przylądków, półwyspów oraz po nawietrznej i wzdłuż brzegów wysp. Efekt przylądkowy spowodowany jest przez wzrost siły tarcia i spowolnienie przepływu powietrza nad lądem, co odkształca przebieg linii prądu. W rezultacie nad morzem dochodzi do zagęszczenia lini prądów i zmiany ich kierunku w stosunku do linii pradów wynikających z pola ciśnienia (patrz rysunek). Z zagęszczeniem linii pradów wiąże się zawsze wzrost prędkości wiatru - przez określony przekrój poprzeczny w jednostce czasu musi przepłynąć większa ilość powietrza (patrz twierdzenie Bernoulliego; podręcznik fizyki).
    W momencie, gdy trasa rejsu prowadzi w pobliżu brzegów wysuniętego w morze półwyspu, przylądka, etc., a wiatr wywołany przez mezoskalowy układ baryczny ma kierunek zbliżony do wzdłużbrzegowego, należy liczyć się, że w strefie przybrzeżnej (rzędu od kilku do kikunastu Mm od brzegu) prędkość wiatru może być znacznie większa od tej, która jest obliczona z mapy a kierunek wiatru odmienny. Jeśli brzeg jest dodatkowo wysoki (góry, wzgórza) należy dodatkowo liczyć się z silną porywistością wiatru w strefie przybrzeżnej.
    Efekt przylądkowy powoduje, że pewne rejony przybrzeżne charakteryzują się wyraźnie podwyższoną w stosunku do otaczająch akwenów częstością występowania wyższych stanów morza.
    Rejonów, w których silnie zaznacza się występowanie efektu przylądkowego, jest wiele. Szczególnie silnie efekt przylądkowy zaznacza się w tych rejonach, gdzie okresowo lub stale dominujący kierunek wiatru jest zbliżony do równoległego do brzegu i wiatr musi przepływać nad półwyspem czy przylądkiem. Oto dwa przykłady.
    Na wybrzeżu zachodnim USA znajduje się przylądek Mendocino (N Kalifornia, na N od San Francisco). W sytuacji, gdy Wyż Hawajski jest silniej rozwinięty a jego centrum przesunięte jest na E, wzdłuż wybrzeża stanów Oregon i Północnej Kaliforni wieją wiatry północne o umiarkowanej sile (około 5°B). W rejonie Przylądka Mendocino wiatr się wtedy wzmaga, często osiągając siłę sztormu (=< 8°B) i statki idące rutą przybrzeżną na N muszą pokonywać trasę ciężko pracując na fali, często zachodzi potrzeba redukcji prędkości. W takich sytuacjach wystarczy zawczasu wybrać na tym odcinku trasę dalszą od brzegu (20-30 Mm, na W od strefy rozgraniczenia ruchu) i przepływa się ten rejon w zupełnie dobrych warunkach wiatru i stanu morza.
    Na Morzu Śródziemnym, przy wybrzeżach Tunezji, w rejonie przylądka Ra's Addar, przy nawet stosunkowo słabych wiatrach zachodnich i NW siła wiatru wyraźnie rośnie w strefie przybrzeżnej (o około 3°) i tworzy się nieprzyjemna, silnie skłócona, wysoka i krótka fala. Dalej od brzegu (10-12 Mm) sytuacja jest już normalna.
    Skłócenie fali, występujące w pobliżu wychodzących w morze półwyspów i przylądków jest (może być) związane z kilku jednocześnie działającymi przyczynami. Jeśli w rejonie przylądka woda jest głęboka, najczęściej związane jest to z odmiennym kierunkiem prądu i propagacji fali oraz / lub interferencją dwu lub więcej systemów falowania dochodzących z różnych kierunków. W przypadku występowania w tym rejonie płytkowodzia dodatkowo może następować odkształcanie się profilu fali (zwłaszcza dochodzącego rozkołysu o dużej długości) na płyciznie.

Samodzielne obliczanie gradientu barycznego z mapy pola ciśnienia         (mapy dolnej)

    Poziomy gradient baryczny jest wektorem, prostopadłym do izobar, skierowanym w stronę niższego ciśnienia, którego wartość charakteryzuje spadek ciśnienia na jednostkę odległości (dp/dl) i jest mianowana w hPa na 1° na kole wielkim. Istnienie gradientów barycznych powoduje poziomy ruch powietrza (wiatr). Od wartości gradientu barycznego zależy prędkość wiatru, od zwrotu gradientu - kierunek wiatru (pomija się tu działanie innych sił). Do samodzielnego obliczania prędkości wiatru niezbędna jest umiejętność obliczenia gradientu barycznego (patrz "prędkość wiatru przywodnego").

    Obliczanie gradientu prowadzi się w sposób następujący:

1. określa się wartość cięcia izobar na mapie faksymilowej (czyli różnicę ciśnienia między sąsiadującymi izobarami, jeszcze inaczej - co ile hPa prowadzone są izobary na danej mapie). Tu uważaj - zazwyczaj izobary prowadzi się co 5.0 lub co 4.0 hPa, są jednak wydawane mapy mapy z cięciem izobar co 2.0 lub 2,5 hPa, niektóre mapy obejmujące duże obszary mają cięcie 10 hPa !). Różnicę ciśnienia między izobarami na danej mapie zapisujemy jako Dp [są to hPa].

2. identyfikujemy cięcie równoleżników na tej samej mapie (co ile stopni prowadzone są równoleżniki). Wartość tą zapisujemy jako D(fi) [są to stopnie na kole wielkim].

3. mierzymy nanośnikiem (przenośnikiem) odległość między sąsiadującymi izobarami na obszarze zainteresowania, tak, aby zmierzyć minimalną odległość między izobarami (do stycznej w punkcie).

4. na najbliższym pomiarowi łuku południka między kolejnymi równoleżnikami kroczkujemy zmierzoną odległością między izobarami, określając, ile odł...