Prezentace se nahrává, počkejte prosím

Prezentace se nahrává, počkejte prosím

Vítr. Vítr vítr. Proudění vzduchu pozorované na daném místě nazýváme vítr. Vítr patří mezi základní meteorologické prvky a je charakterizován rychlostí,

Podobné prezentace


Prezentace na téma: "Vítr. Vítr vítr. Proudění vzduchu pozorované na daném místě nazýváme vítr. Vítr patří mezi základní meteorologické prvky a je charakterizován rychlostí,"— Transkript prezentace:

1 Vítr

2 Vítr vítr. Proudění vzduchu pozorované na daném místě nazýváme vítr. Vítr patří mezi základní meteorologické prvky a je charakterizován rychlostí, směrem a nárazovitostí. Vítr obecně představuje pohyb vzduchových částic v libovolném směru. Jako vektor ho můžeme rozložit do dvou složek. Vertikální složka je ale velmi malá, a proto pro všeobecné účely pokládáme vítr za horizontální pohyb vzduchových částic. Pole větru je vektorové pole, charakterizované v každém bodě směrem a rychlostí.

3 Směr větru Směr větru se udává v osmidílné nebo šestnáctidílné větrné růžici, nebo azimutem v úhlových stupních. Je to směr odkud vítr vane (severní vítr o...). Vítr

4 Rychlost větru Rychlost větru se uvádí v m.s -1, případně v km.h -1. Ve většině západních států se používá pro rychlost (v letectvu a v meteorologii i u nás) jednotka 1 knot (uzel). •1 knot = 1 námořní míle (1852 m) za hodinu. Při navigačních propočtech je proto nutné často provádět převody mezi těmito jednotkami rychlosti. Při převodech nám pomohou vztahy uvedené v tabulce: Vítr

5 Rychlost větru lze odhadnout podle mechanických účinků v přírodě. K tomu v meteorologii slouží tzv. BEAUFORTOVA anemometrická stupnice. Původně byla vyhotovena pro potřeby námořnictva, později upravena tak, aby se dala používat i pro pevninu. Vítr

6 Pro pohyb vzduchových částic je nutné působení několika základních sil. Jsou to:  síla barického gradientu,  síla Coriolisova,  síla odstředivá,  síla tření. Tyto síly vyvolávají, usměrňují a modifikují pohyb vzduchových částic nad zemským povrchem. Vítr

7 Síla barického gradientu: Je to síla, úměrná velikosti rozdílů tlaků p 1 a p 2. Je to jediná síla, která vyvolává pohyb vzduchové částice. Pokud by jsme na chvíli předpokládali, že atmosféra i Země jsou v klidu, vzduch by se začal pohybovat ve směru tlakového gradientu, tedy kolmo na izobary. Vítr

8 Coriolisova síla: Vítr

9 Geostrofický vítr Graficky: Vzduch se začne pohybovat ve směru barického gradientu, a tehdy začne působit Coriolisova síla kolmo na směr pohybu. Protože součet sil G a A není nulový, pohyb částice se zrychluje, síla A stále vzrůstá a pohyb se vychyluje stále víc a víc vpravo. Výsledná síla G + A se ale zmenšuje a pohyb se ustálí, pokud A bude stejně velká jako G, ale opačného směru. Výsledný geostrofický vítr bude rovnoběžný s izobarami. Vítr

10 Odstředivá síla C: Při zakřivených izobarách působí na pohybující se částici také odstředivá síla C. Vztah pro C: kde: Odstředivá síla C působí tak jako síla Coriolisova, tzn. vždy kolmo na směr pohybu, ale vždy směrem vně ze zakřivené dráhy po poloměru křivosti trajektorie. C Ze vztahu pro C je zřejmé, že odstředivá síla je přímo úměrná čtverci rychlosti a nepřímo úměrná poloměru zakřivení. V mírných zeměpisných šířkách a při běžných rozměrech cyklony a anticyklony je 4 až 5 krát menší jako Coriolisova síla. r – poloměr křivosti trajektorie částice v daném bodě v – rychlost proudění Vítr

11 Gradientový vítr Odstředivá síla a její uvažování při výpočtech má význam jenom při značných rychlostech větru, nebo při malém poloměru křivosti r. Znamená to tedy, že v synoptické praxi je ji třeba uvažovat ve smrštích, tropických cyklonách a hlubokých cyklonách mírných šířek. Vítr

12 Síla tření: V hraniční vrstvě je proudění odkloněné od izobar směrem k nízkému tlaku vzduchu. Tento odklon způsobuje čtvrtá významná síla - síla tření. R Síla tření R se skládá ze dvou složek: 1.Tření o zemský povrch (dynamické tření) 2.Vnitřní tření •turbulentní •molekulární (nepatrné) Dynamické tření významně snižuje rychlost větru. Prostřednictvím turbulentního tření se toto snížení přenáší i na výše položené vrstvy atmosféry. Avšak nad hladinou 1000 m se tření neprojevuje, jen v horských oblastech je vliv terénu patrný i v těchto výškách. Vítr

13 Přízemní vítr v Rv Dynamické tření má opačný směr než vektor rychlosti v. Nepůsobí ale přesně proti pohybu, ale odklon R od v činí asi 140 o až 160 o Rsměr větru v přízemní vrstvě Vlivem síly tření R je směr větru v přízemní vrstvě odkloněn od tečny k izobaře průměrně o úhel přibližně 30 o (nad mořem asi 15 o, nad pevninou asi 40 o ) na stranu nižšího tlaku vzduchu. Vítr

14 Přízemní vítr: U kruhových izobar přistupuje do soustavy sil opět odstředivá síla C a celý systém vypadá následovně: Vlivem tření je směr větru v přízemní vrstvě odkloněn od tečny průměrně o úhel asi 30 o na stranu nízkého tlaku. Z těchto důvodů i v případě stacionárního pohybu nejsou trajektorie částic totožné s izobarami. Právě proto při tření odstředivá síla C působí podél poloměru křivosti trajektorie částic a nepůsobí podél poloměru křivosti izobar. Vítr

15 Buys-Ballotův zákon: Když se postavíme zády do směru větru, pak nízký tlak máme vlevo před námi, vysoký pak vpravo za námi. Protože ve spodní troposféře směřuje proudění částečně od vysokého tlaku k nízkému, tlakové rozdíly by se tím vyrovnaly. Prohlubování níží a zesilování výší je způsobené odchylkou proudění v horní troposféře směrem do vysokého tlaku vzduchu a současně kompenzujícím vertikálním pohybem. Vítr

16 Konvergence a divergence proudění: Ve vrstvě tření (do 1–1,5 km) způsobuje síla tření částečné stočení větru do směru tlakového gradientu, takže cyklona se stává v přízemní vrstvě oblastí sbíhavosti – konvergence. Konvergence má za následek vznik výstupných pohybů. Anticyklona naopak bude oblastí rozbíhavosti – divergence. Odčerpávání vzduchu ze středu anticyklony je ovšem nahrazováno sestupným pohybem z vyšších vrstev atmosféry. Vítr

17 V tlakové níži V tlakové níži je proudění v dolní části konvergentní (sbíhavé) a v horní části divergentní (rozbíhavé). V oblasti cyklony tedy musí existovat výstupný pohyb vzduchu. V tlakové výši V tlakové výši je tomu opačně a převládá zde sestupný pohyb vzduchu. Tyto vertikální pohyby jsou velmi pomalé, ale z hlediska působení na počasí velmi významné. Vítr

18 Změna větru s výškou – vrstva tření Vítr Stáčení větru s výškou – Ekmanova spirála

19 Změna větru s výškou – volná atmosféra: Vítr

20 Denní chod větru: V nejspodnější vrstvě (v zimě do 50 m, v létě do 100 m výšky) rychlost ve dne přibývá a v noci ubývá a výše ležící vrstva má denní chod opačný. Denní chod může rychlost větru někdy ovlivňovat dosti výrazně – např. ve dne v létě na pevnině (značné turbulentní promíchávání) vítr při zemi může zesílit na 2 až 3 násobek vypočteného větru gradientového; v noci naopak může být 2 až 3krát slabší než gradientový. Vítr

21 Roční chod větru: V zimě a brzy na jaře (výrazná přízemní inverze a tedy téměř žádné vertikální promíchávání) je rychlost větru při povrchu ve dne i v noci přibližně 2-krát menší než gradientová – ukazuje se tedy i roční chod rychlosti větru. Vítr

22 Tryskové proudění - JTST: Vítr Definice: JTST je oblast silného výškového proudění (většinou od 100 km.hod -1 a více) s kvazi horizontální osou, s maximální rychlostí v ose proudu, vyskytující se v horní troposféře a spodní stratosféře, ve výškách blízkých tropopauze.

23 Struktura JTST: Délka JTST Délka JTST – se v průměru pohybuje od do km, někdy může jeho délka klesnout na 300 až km. Šířka JTST – je v průměru 400 až 600 km, přičemž větší šířku mají JTST subtropické než JTST mírných šířek. Nejširší JTST vznikají spojením dvou i více proudů a pak šířka dosahuje až km (tzv. několikanásobný JTST). Vertikální mohutnost – je v průměru 2 až 6 km a opět vertikálně mohutnější jsou JTST subtropické. Vítr

24 Rychlosti v JTST: Rychlosti dosahované v ose JTST jsou rozdílné a lze opět říci, že maximální rychlosti subtropického JTST jsou větší než u JTST mírných šířek. Maximální rychlosti se zpravidla pohybují v rozmezí 150 až 300 km.hod -1, přičemž maximálně možné rychlosti se blíží až 700 km.hod -1. Nad západní Evropou jsou průměrné rychlosti kolem 200 km.hod -1, nad evropským kontinentem kolem 150 km.hod -1. Ve většině případů má největší rychlost zonální JTST (od západu na východ) a nejvýraznější JTST pozorujeme nad východními částmi kontinentů a západními přilehlými částmi oceánů. Vítr

25 Vertikální řez JTST: Vítr

26 Geografická klasifikace JTST: Vítr

27 JTST mírných šířek Vzniká mezi vysokými studenými cyklonami a teplými vysokými anticyklonami mírných šířek. Je velmi pohyblivý a jeho rychlosti se nepřetržitě mění v závislosti na vývoji cyklonální aktivity. Maximální rychlosti jsou rozdílné, v průměru 150 až 300 km.hod -1. Osa leží ve výškách 8–11 km. Převládajícím směrem je zonální přenos (podél rovnoběžek) od západu na východ. Intenzivnější je v zimě než v létě. Nejintenzivnější JTST vzniká v zimě spojením JTST polární a arktické fronty (ve spojení s arktickou frontou se tato větev někdy nazývá také arktický JTST) nad západním Atlantikem, čímž dochází ke vzniku mohutného JTST – tzv. několikanásobného JTST mírných šířek. Vítr

28 Geografická klasifikace JTST: Subtropický JTST Vzniká na severní straně subtropických vysokých anticyklon (Karibské moře, severní Afrika, severní Indie, apod.). Je méně pohyblivý, ale podléhá výrazným sezónním změnám polohy. V zimě leží jižněji (mezi 25° a 32°s.š.) a v létě severněji, asi o 10° až 15°, někdy i více. Jeho osa leží ve výškách 11 až 14 km. Také jeho střední rychlosti jsou v zimě větší (150 až 300 km.hod -1 ) než v létě, kdy jsou až 1,5krát menší. Maximální rychlosti v zimě jsou nad východními oblastmi pevnin a přilehlými oblastmi oceánů (400 až 500 km.hod -1 ). Vítr

29 Geografická klasifikace JTST: Rovníkový JTST Tvoří se na jižním okraji subtropických anticyklon v oblastech při rovníku, zhruba mezi 10°až 20° s.š. Vyskytuje se ve stratosféře s osou ve výškách 20 až 30 km. Je poměrně úzký a stálý. Výraznější je v létě než v přechodných obdobích. Ve výškách 20 až 25 km jej lze nalézt nad jižní Arábií, Indií a nad Tichým oceánem poblíž rovníku. Nejsilnější rovníkový JTST se nachází nad Arábií a severní Afrikou. Zde dosahují průměrné rychlosti hodnot 100 až 150 km.hod -1 a maximální rychlosti se pohybují v mezích od 150 do 180 km.hod -1. Vítr

30 Geografická klasifikace JTST: Stratosférický JTST Je to JTST vyskytující se ve stratosféře, s osou nad tropopauzou. Takové JTST lze pozorovat ve všech zeměpisných šířkách. Lze je rozdělit na stratosférický JTST ve vysokých šířkách, letní stratosférický JTST ve středních šířkách a rovníkový JTST. Obvykle se tvoří ve vysokých šířkách od 50° do 75° s.š. V zimě i v létě nacházíme maximální rychlosti ve výškách 40 až 60 km a jeho směr má výrazný sezónní charakter. V zimě je jeho směr západní, v létě (duben – polovina září) dochází ke změně směru od západního na východní ve výškách kolem 20 km a výše, zatímco spodní stratosféra si zachovává západní přenos, zvláště ve výškách přiléhajících k tropopauze. Vítr

31 Nízkohladinový JTST: Nízkohladinové tryskové proudění „Low level jet“ (LLJ) je možné definovat jako proudění vyskytující se kolem hladiny, v úrovni které končí v troposféře vliv povrchu země, přičemž je rychlost tohoto proudění alespoň 30 m.s -1. V případě, že je nízkohladinové tryskové proudění orientované meridionálně ve směru od severu k jihu, jde o tzv. pravé nebo ryze nízkohladinové tryskové proudění. Při opačné orientaci LLJ hovoříme o jižním nízkohladinovém tryskovém proudění. Vítr

32 Nízkohladinový JTST: Rozdělení: 1.LLJ 1.LLJ podmíněný orograficky: jde o vliv terénu, známý při vzniku föhnu, bóry, ledovcových proudění a tryskových efektů na místech zúžení údolí nebo reliéfu, které se označuje jako „brána“ (například Moravská brána); Vítr

33 Nízkohladinový JTST: Rozdělení: 2.LLJ 2.LLJ, zvýrazněný termickými zvláštnostmi krajiny: v podstatě se jedná o vzájemný vztah termických a barických gradientů, jejíž orientaci ovlivňuje daná lokalita, například pobřeží, horstvo, a podobně; Vítr

34 Nízkohladinový JTST: Rozdělení: 3.LLJ 3.LLJ, vázaný na noční přízemní inverzi teploty nebo inverzi výškovou. Hranice inverze teploty jako stabilní vrstvy funguje do značné míry podobně při vytváření tryskového efektu jako zúžené místo například v určitém údolí; Vítr

35 Nízkohladinový JTST: Rozdělení: 4.LLJ, 4.LLJ, spojený z prouděním v rámci planetární cirkulace atmosféry: jde o oblasti zesíleného proudění, které je vyvolané konstelací tlakových útvarů a polohou frontální zóny Vítr

36 Význam JTST pro létání: –Při letech v kterékoliv hladině je nutno brát ohled na směr a rychlost výškového proudění, které v JTST dosahuje maximálních rychlostí. Kromě toho je oblast JTST spojena s turbulencí. –Při letu proti směru proudění v blízkosti JTST je nutné snažit se vyhnout vlétnutí do oblasti kolem osy JTST, nebo je-li to možné, vyhnout se letu v oblasti JTST vůbec, i za cenu zdánlivého prodloužení trati. –Extrémních rychlostí JTST je možné naopak využít při letu po směru JTST ke zkrácení doby letu, zvláště v případech, kdy osa JTST se příliš neodklání od trati letu, přičemž zvýšení traťové rychlosti může činit až 200 km.hod -1. –Obletění JTST lze řešit výstupem nad osu nebo poklesem pod osu JTST. Výstup do výšek nad osu JTST je však omezen praktickým dostupem letadla a naopak sestup pod osu může přinést střetnutí letadla s projevy počasí zvláště ve střední troposféře. Vítr

37 Střih větru: Střih větru Střih větru je v meteorologii definován jako změna směru a/nebo rychlosti větru v prostoru, včetně sestupných a vzestupných proudů. Z leteckého hlediska se za střih větru považuje změna vektoru větru podél trajektorie letu letadla, která má za následek náhlou změnu směru nebo rychlosti letadla od zamýšlené dráhy, takže vyžaduje bezprostřední akci pilota. Za nízkohladinový střih větru je považován střih větru na dráze finálního sestupu nebo podél přistávací dráhy, dále podél dráhy vzletu a počátečního stoupání letadla. Vítr

38 Vertikální střih větru: Vertikální střih větru Vertikální střih větru je definován jako změna horizontálního vektoru větru s výškou; Vertikální střih větru může být pozorován na silných inverzích nebo frontálních plochách. Dále může být indukován orograficky, např. zrychlením proudění mezi budovami nebo horskými hřebeny. Riziko mohou představovat nejen velké budovy poblíž vzletových a přistávacích drah, ale i stromořadí u malých letišť; Často se vyskytuje na horní hranici mezní vrstvy, příp. za silného větru v turbulentní mezní vrstvě (intenzita střihu je obvykle úměrná síle větru). Vítr

39 Horizontální střih větru: Horizontální střih větru Horizontální střih větru je definován jako změna horizontálního vektoru větru v rovině, např. dle pozorování několika anemometrů ve stejné výšce na různých místech přistávací dráhy. Střih spojený s výstupným a sestupným proudem konvekčního oblaku (obvykle Cb) je vyvolán změnou vertikálního komponentu větru, měřenou v horizontální vzdálenosti. Většina případů střihu větru je spojena s bouřkami (oblaky typu Cb), dále při přechodu atmosférických front, výrazné teplotní inverze, nízkohladinového maxima větru nebo turbulentní mezní vrstvy. Za silného větru může napomáhat výskytu střihu i topografie nebo budovy. Vítr

40 Horizontální střih větru: Nebezpečné střihy větru spojené s oblaky typu Cb bývají spojeny s „gust fronty“ (mikrofrontou na čele výtoku studeného vzduchu sestupného proudu), které mohou dorazit až do vzdálenosti 35 km od bouřky. Vítr

41 Horizontální střih větru: Horizontální střih větru generuje tzv.microburst, Horizontální střih větru generuje tzv. microburst, silné koncentrované vylití studeného vzduchu sestupného proudu o velikosti do 5 km a trvání 1-5 minut. Rychlost větru může u země dosahovat 60 kt, ve výšce cca 100 m až 90 kt. Rozeznáváme „mokré“ (spojené se srážkami) a „suché“ mikrobursty, občas indikované srážkovými pruhy, nedosahujícími povrchu země (virga). Microbursty jsou často pozorovány v USA, jejich výskyt v Evropě je méně častý. Vítr

42 Vliv větru se zpravidla projevuje dvojím způsobem: 1.Vítr jako pohybující se vzdušné prostředí mění směr a rychlost pohybu letounu vzhledem k zemskému povrchu; 2.Turbulentní charakter větru způsobuje porušení rovnováhy aerodynamických sil při vodorovném letu, což se projevuje kymácením letounu. Vliv větru na létání

43 Vliv větru na traťovou rychlost a směr letu: W – vektor traťové rychlosti letadla V p - vektor pravé vzdušné rychlosti U – vektor větru Vliv větru na létání Navigační trojúhelník

44 Vliv větru na traťovou rychlost a směr letu: 1.Letí-li letoun při bezvětří pravou vzdušnou rychlostí V P, pak se bude jeho traťová rychlost W rovnat rychlosti vzdušné, takže bude platit vztah: V p = W Vliv větru na činnost letectva

45 Vliv větru na traťovou rychlost a směr letu: 2.Vane-li vítr o rychlosti U proti směru letu letadla, bude jeho traťová rychlost W menší o hodnotu rychlosti vanoucího větru a bude platit vztah: W = V P - U Vliv větru na činnost letectva

46 Vliv větru na traťovou rychlost a směr letu: 3.Vane-li vítr o rychlosti U po směru letu letadla, bude jeho traťová rychlost W větší o hodnotu rychlosti vanoucího větru a bude platit vztah: W = V P + U Vliv větru na činnost letectva

47 Vliv bočního větru na traťovou rychlost a směr letu: Vliv větru na činnost letectva Bude-li se osádka letounu dívat přímo pod sebe, bude snos velmi zřetelně vidět. Bude-li však osádka pozorovat obzor daleko před sebou ve směru podélné osy letounu, bude se ji zdát, že vzhledem k Zemi letí letoun ve směru OA, i když ve skutečnosti poletí ve směru OB.

48 Vliv větru na vzlet letounu: Čelní vítr zkracuje rozjezd letounu a zlepšuje ovladatelnost letounu. Délka rozjezdu letounu při vzletu proti větru se zmenšuje, protože se v tomto případě zvětšuje rychlost vstřícného proudu vzduchu, takže se rychleji dosáhne vztlaku potřebného k odpoutání letounu. Při vzletu s větrem v zádech dosáhneme opačného efektu. Vliv větru na činnost letectva

49 Vliv větru na přistání letounu: Při přistání čelní vítr zmenšuje traťovou rychlost v době před dosednutím i v okamžiku dosednutí a zmenšuje tím i délku dojezdu. Kromě toho způsobuje, že je letoun stabilnější a ovladatelnější. Vliv větru na činnost letectva

50 Vliv bočního větru na vzlet a přistání letounu: Při vzletu se stranovým větrem vznikají dodatečné aerodynamické síly, pod jejichž vlivem vzniká náklonový a otáčivý moment Y   Y. Přistání letadla při stranovém větru je ještě obtížnější než vzlet. Pilot musí čelit snosu letadla - jeho nesprávné a nepřesné vyloučení může mít za následek přistání mimo VPD. Při silném větru může dojít vlivem bočního posunutí k poškození podvozku. Při dojezdu vzniká otáčivý a náklonový moment, který má snahu natočit letadlo proti větru. Vliv větru na činnost letectva

51 Vliv bočního větru na vzlet a přistání letounu: Vliv větru na činnost letectva Vznik otáčivého momentu při bočním větru

52 Vliv změny směru a rychlosti větru s výškou: Velké změny směru a rychlosti větru s výškou jsou spjaty se vznikem turbulence, která se projevuje ve formě silných nečekaných nárazů větru. Se vznikem turbulence je spojeno kymácení letadla a tím je snížena při malých rychlostech jeho manévrovací schopnost. Vliv větru na činnost letectva


Stáhnout ppt "Vítr. Vítr vítr. Proudění vzduchu pozorované na daném místě nazýváme vítr. Vítr patří mezi základní meteorologické prvky a je charakterizován rychlostí,"

Podobné prezentace


Reklamy Google