ZESTAW 4:
1. Mechanizm powstawania wiatrów lokalnych (bryza, halny, wiatry dolinowe i górskie)

Bryza morska i lądowa - przy małym zachmurzeniu powierzchnia morza ogrzewa się znacznie słabiej od lądu podczas dnia. Wynika to ze znacznej pojemności cieplnej wody, jej przewodnictwa, strat ciepła na parowanie, mieszania ogrzanej warstwy powierzchniowej z głębszymi itp. W przypadku lądu następuje znacznie silniejsze ogrzewanie powierzchni, zwłaszcza podczas posuchy, gdy parowanie z gleby i transpiracja ograniczone są niedostatkiem wody. Podczas dnia ląd jest w stosunku do morza ośrodkiem ciepła. Wznoszące się ponad nim powietrze zastępowane jest powietrzem pochodzącym znad morza. Im większa różnica temperatur, tym większa prędkość wiatru. W nocy ląd ochładza się i znacznie silniej od morza wskutek wypromieniowania długofalowego. Woda morska oddaje wówczas część ciepła nagromadzonego podczas dnia. Powstaje wtedy wiatr od lądu w kierunku morza. Jeżeli wiatry gradientowe są słabe lub panuje cisza, to bryzy morskie są wyraźnie odczuwalne od godz. 10 do 18, lądowe od 21 do 7.

Bryza zbocza - Pod wpływem promieniowania słonecznego powietrze stykające się z powierzchnią zboczy może zostać silnie nagrzane. Powstaje różnica temperatury w stosunku do powietrza w wyższych warstwach. Tworzy się wówczas ruch powietrza po zboczu do góry. Bryza wstępująca powstaje po wschodzie osiąga maksimum w południe i ustaje o zachodzie. W nocy przypowierzchniowa warstwa powietrza ulega ochłodzeniu rośnie gęstość powietrza, które spływa po zboczu. Bryza zstępująca powstaje nieco po zachodzie i wieje dość regularnie przez całą noc. Prędkość bryz zboczy może osiągać 3-4 m/s w warstwie o grubości 100-200 m.

Bryza doliny - Podłużna oś doliny odgrywa rolę zbocza. Podczas dnia powietrze wznosi się ku górze. Powstaje godzinę lub dwie po wschodzie osiąga maksimum we wczesnych godzinach popołudniowych i zanika nieco po zachodzie. Podczas nocy powietrze spływa ku dołowi. Ruch ten powstaje w 2-3 godziny po zachodzie i zanika o wschodzie. Prędkość bryz doliny może osiągać 5 m/s. Podobnie jak w przypadku bryz morskich wiatr gradientowy poruszający się wzdłuż osi doliny może w zależności od kierunku potęgować lub osłabiać działanie bryz doliny.

Wiatr halny - (fen) powstaje wówczas gdy poruszająca się masa atmosferyczna spotyka przeszkodę w postaci masywu górskiego. Podstawa masy unosi się do góry w postaci prądu orograficznego. Następuje wówczas adiabatyczne oziębienie i strata części wody dzięki powstaniu opadu po stronie dowietrznej. Osuszone powietrze opada po zawietrznej i ogrzewa się adiabatycznie. Z tego powodu wiatr halny jest ciepły, dość suchy o dużej prędkości i porywistości.

Wiatry dolinowe i górskie - powstają w dolinach i kotlinach górskich zwłaszcza w miesiącach letnich przy ustalonej bezchmurnej pogodzie oraz bardzo słabych warunkach adwekcji. Przyczyną ich powstawania jest nierównomierne ogrzanie się powietrza nad poszczególnymi częściami zboczy o różnym nachyleniu i ekspozycji. W ciągu dnia powietrze nagrzewając się od strony zbocza jest lżejsze przemieszcza się do góry lub też do ujścia doliny o pewnym spadku wzdłuż jej osi podłużnej- są to wiatry dolinne. W nocy cięższe powietrze spływa grawitacyjnie w dół a następnie ze spadkiem doliny powstaje wiatr górski.
2. Charakterystyczne cechy klimatu Polski.

Przejściowość klimatu Polski - położenie geograficzne pomiędzy 49 i 54 stopniem szer. Geograf. Wsch. , brak wyżyn o przebiegu południkowym oraz sąsiedztwo Bałtyku sprzyjają bardzo silnemu oddziaływaniu podstawowych czynników klimatotwórczych. Niewielkie odległości od mórz i oceanu powodują występowanie na obszarze Polski zarówno cech klimatu ,morskiego jak i kontynentalnego. Potwierdzenie przejściowości klimatu Polski są dwie dodatkowe termiczne pory roku : przedwiośnie (0-5 C) i późna jesień (5-0 C). Rozkład miesięcznych sum opadów jest w Polsce zbliżony do typu kontynentalnego, amplituda roczna temperatury jest mniejsza niż w kontynentalnym lecz wyższa niż w morskim.

Zmienność klimatu Polski - Miarą zmienności są różnice pomiędzy wartościami poszczególnych elementów meteorologicznych zmierzonych w konkretnych latach i średnimi wieloletnimi. W klimacie przejściowym Polski występuje znacznie większa częstość zmian kompleksów pogody niż w klimacie typowo morskim lub kontynentalnym. Średnie wieloletnie uwzględniają wszystkie wyniki obserwacji dobowych wykonanych we wszystkich latach danego okresu. Wyodrębnia się wartości min i max. Znaczna zmienność warunków klimatycznych występuje na całym obszarze Polski. Podstawowe znaczenie dla tworzenia zmienności klimatu ma częstość występowania określonych kompleksów pogody i cyrkulacji atmosferycznej.

Kontrastowość klimatu Polski - Kontrastem nazywamy duże różnice natężenia jakiegokolwiek czynnika na małej odległości. Na niewielkim fragmencie powierzchni kuli ziemskiej, objętej granicami naszego kraju, w małych odległościach występują znaczne różnice wartości elementów meteorologicznych. O istnieniu zróżnicowania świadczą uśrednione wartości miesięczne danego roku, a całkowicie je udowadniają mapy opracowane na podstawie średnich wieloletnich.

3. Główne typy pionowego rozkładu temperatur przy powierzchni gleby.

Typ insolacyjny - podczas dnia gdy powietrze nagrzewa się od powierzchni gleby jego temp zmniejsza się wraz ze wzrostem wysokości.

Typ radiacyjny - W nocy powierzchnia podłoża wypromieniowując ciepło do atmosfery silnie się ochładza. Temperatura powietrza przy powierzchni terenu osiąga wówczas swoje minimum natomiast w miarę oddalania się od powierzchni temp powietrza rośnie. Mamy wtedy do czynienia ze zjawiskiem inwersji termicznej.

Izotermia - stałość temp. powietrza przy wzroście wysokości lub podczas danego procesu atmosferycznego. Występuje gdy wartości całkowitego bilansu promieniowania są równe lub bliskie zeru i brak jest zróżnicowania temp powietrza.

ZESTAW 5
1. Wpływ wilgotności gleby na jej zdolności cieplne

Szczególne znaczenia dla zmian temp gleby ma jej wilgotność gdyż ogrzanie 1 cm3 wody wymaga ponad 3000 razy większej porcji energii niż jest to konieczne do ogrzania 1 cm3 powietrza. Przy wilgotności gleby ok. 40% utwory piaszczyste i gliniaste wymagają dwukrotnie większej ilości ciepła dla ogrzania o 1 C w porównaniu z glebą suchą zaś torfowe aż 7 razy więcej. Gleby piaszczyste w których woda szybko odpływa do głębszych warstw określa się jako gleby ciepłe a gliniaste i ilaste jako gleby zimne wykazujące znacznie większą wilgotność.
2. Mikroklimat dużych miast

Jest to specyficzny klimat wytworzony jedynie dzięki działalności antropogenicznej. W obrębie tego topoklimatu występuje duż różnorodność mikroklimatów (ulice, place, parki). Głównym efektem emisji ciepła przez obiekty przem-komunalne-komunikacyjne jest powstanie lokalnej stacjonarnej wyspy ciepła. Jest to wyraźne nocą gdy sąsiednie obszary wiejskie są wychłodzone na skutek wypromieniowania długofalowego. Zmiany tych topoklimatów powodowane są na obszarach miejskich zwiększoną szorstkością podłoża, zmienionym albedo, zwiększonym spływem powierzchniowym,. Oraz inna pojemnością cieplną układu wynikającą z zastąpienia pól i lasów przez budynki. W okolicach wielkich aglomeracji- szczególnie o dużym skupieniu zakładów przem występuje większe zanieczyszczenie atm, powoduje to zmniejszenie odpływu promieniowania słonecznego. Przy wyższej temp powietrza nad miastem występują lokalne prądy wstępujące. Jest zachwiana równowaga radiacyjna przez zanieczyszczenia. Przyczynia się to do powstania efektu cieplarnianego. Cieplarnianego godzinach nocnych pogłębiają się kontrasty termiczne. Intensywność wysp ciepła maleje w godzinach rannych.

ZESTAW 26 albo 23
1. Czynniki wpływające na dobowe amplitudy temperatury powietrza.

Dobowy przebieg przeciętnych wielkości temperatury powietrza na wysokości 2 m wskazuje na ścisły związek z całkowitym bilansem promieniowania w zakresie występowania minimalnych wielkości gdyż podczas nocy mamy do czynienia wyłącznie z ujemnymi jego wartościami. Natomiast po wschodzie słońca rozpoczyna się wzrost temperatury powietrza. Dobowe przebiegi oraz średnie wartości temp w miesiącach czerwiec, wrzesień wskazują na decydującą rolę przychodu energii słonecznej, związanego z katem padania promieni oraz długością dnia i nocy. Zmiany temperatury w cyklu dobowym są konsekwencją ruchu obrotowego Ziemi. Ziemia przyjmuje promieniowanie słoneczne i nagrzewa się w ciągu dnia. Maksimum termiczne nie pokrywa się jednak z momentem górowania Słońca, czyli z momentem największej ilości docierającego do powierzchni Ziemi promieniowania słonecznego, ale jest opóźnione w stosunku do górowania Słońca o około l - 2 godziny, ponieważ musi upłynąć właśnie taki czas, aby Ziemia maksymalnie nagrzała się i wyemitowała największą (w danej chwili) ilość promieniowania cieplnego. Dlatego też najwyższa temperatura w ciągu doby występuje między godzinami 13°° a 15°°. W nocy Ziemia jedynie oddaje ciepło zmagazynowane w ciągu dnia. W związku z tym najniższa temperatura występuje tuż przed świtem, ponieważ w nocy, w miarę upływu czasu, Ziemia traci coraz więcej ciepła. O świcie promienie słoneczne zaczynają docierać do powierzchni gruntu i temperatura zaczyna wzrastać.

2. Opisać parowanie terenowe roślin okopowych podczas okresu wegetacji.

W okresie wegetacji maksymalne parowanie w przypadku buraków cukrowych przypada na trzecią dekadę lipca podobnie jak i u ziemniaków średnio późnych. Ziemniaki wczesne swoje maksimum osiągają w pierwszej dekadzie lipca. Zauważyć można że przypada to na miesiące letnie. Jeśli chodzi o wartości minimalne parowania terenowego to we wszystkich przypadkach występuje ono na początku okresu wegetacji czyli od kwietnia do około pierwszej dekady maja jak i również na koniec okresu we wrześniu.
zestaw 7
1. promieniowanie krótkofalowe na powierzchni terenu

Zróżnicowanie ilości pochłoniętej energii słonecznej w warunkach urozmaiconego mikroreliefu wynika nie tylko z różnych kątów nachylenia fragmentów terenu i różnych katów padania promieni słonecznych lecz także z ich ekspozycji w stosunku do stron świata. W przypadku powierzchni poziomej ilość otrzymanej energii nie zależy od wystawy części tej powierzchni w stosunku do stron świata. Wpływ na warunki przychodu bezpośredniego promieniowania słonecznego do powierzchni terenu zależy również od rzeźby terenu która może ulec zmianie po zastosowanych np. różnych zabiegach agrotechnicznych. To powoduje że powstają na powierzchni miejsca niejednakowo ogrzane co w efekcie powoduje zmianę wielkości parametrów meteorologicznych. Na powierzchnię terenu dochodzi również znaczna ilość promieniowania rozproszonego przez drobiny gazów i pyłów znajdujących się w atmosferze. Sama powierzchnia terenu powoduje częściowe odbicie promieniowania mierzone solarymetrem. Największe ilości energii słonecznej otrzymują obszary wschodniej i częściowo centralnej Polski.
2. czynniki kształtujące klimat Europy

Duże znaczenie dla klimatu Europy ma temperatura powierzchni wody oceanu atlantyckiego która pozostaje pod wpływem ciepłego prądu zatokowego. Na kształtowanie warunków klimatycznych Europy wpływają przeszkody dla ruchu mas atmosferycznych w postaci równoleżnikowo rozmieszczonych masywów górskich. Klimatotwórcze znaczenie ma również szerokość geograficzna. Wpływa ona na zróżnicowane ilości opadów , niedosytów wilgotności oraz na temp powietrza.
3. jak można zmienić niekorzystny mikroklimat

• Bierne melioracje mikroklimatyczne - polegają na umiejętnym wykorzystaniu warunków sprzyjających i unikaniu zjawisk szkodliwych. Notując np. granicę zasięgu przygruntowych radiacyjnych mgieł można określić do jakiej wysokości sięga zastoisko chłodnego powietrza w obniżeniu terenowym. Powstawanie szronu pozwala na zlokalizowanie miejsc chłodniejszych z możliwością powstania przymrozków przygruntowych co pozwala na planowanie struktury zasiewów.

Czynne melioracje mikroklimatyczne - to zbiegi często proste i tanie powodujące zmianę niekorzystnych warunków mikroklimatycznych. Poprawa warunków wilgotnościowych gleby przez właściwe stosowanie melioracji odwadniających i nawodnień wpływa na zmianę stosunków powietrzno- wilgotnościowych w glebie a przez to na termikę gleby i warunki termiczno-wilgotnościowe powietrza. Do tych melioracji zaliczyć można zabiegi agrotechniczne mające na celu uregulowanie stosunków powietrzno-wodnych.

Melioracje śnieżne - zabiegi zmierzające do wytworzenia i utrzymania na polach grubszej i wyrównanej pokrywy śnieżnej. Umożliwia to zgromadzenie większych wiosennych zapasów wody w glebie oraz podniesienie jej temperatury. Grubość pokrywy śnieżnej można zwiększyć przez zastosowanie pasów zadrzewień, krzewów, wysokich roślin jednorocznych, przenośnych płotów itp. Uniemożliwia to wywiewanie śniegu przez wiatr.

Ochronne pasy zieleni - korzystnie oddziaływują na czynniki meteorgologiczne. Efektem jest znaczne osłabienia prędkości wiatru. Zwieksza to wilgotność gleby, zmniejsza parowanie terenowe.

Zestaw 14
1. Podstawowe wielkości wpływające na wilgotność powietrza

MAKSYMALNA ZAWARTOŚĆ PARY WODNEJ W ATMOSFERZE (e max), Jest to całkowite nasycenie powietrza para wodna tzn zajecie wszystkich możliwych miejsc w jednostce objętości powietrza przez pare wodna.

AKTUALNA PRĘŻNOŚĆ to zawartość pary wodnej (e) mierzone za pomoca psychrometru.

PSYCHROMETR-sklada się z 2 termometrow-suchego i zwilzonego,którego zbiornik jest owiniety pojedyncza warstwa cienkiej tkaniny.Woda z umieszczonego ponizej naczynia podsiaka i stale zwilza powierzchnie czujnika. Jeżeli powietrze nie jest calkowicie nasycone para wodna, wówczas utajone cieplo parowania powoduje obnizenie temp.termometru zwilzonego.Na podstawie roznicy wskazan pomiedzy opisanymi termometrami podczas pomiaru odczytuje się w tablicach psychometrycznych wielkosc aktualnej preznosci pary wodnej w hPa.

NIEDOSYT WILGOTNOŚCI POWIETRZA (d)

Wynika z roznicy pomiedzy wartością maksymalna w danej temp powietrza w chwili obserwacji odczytanej z tabeli i wielkością aktualnej prężności według zależności:

d = emax - e

WZGLEDNA WILGOTNOŚĆ POWIETRZA

Nazywamy stosunek prężności pary wodnej zawartej w powietrzu do prężności pary nasyconej w temp termometru suchego podczas pomiaru. Wielkość wilgotności względnej f (%) obliczamy wg wzoru: f = e/emax * 100. Pomiary wilgotności względnej można wykonać za pomocą higrometru. Działa on na zasadzie zmian długości odtłuszczonego włosa,który wydłuża się przy wzroście wilgotności i skraca przy jej obniżaniu. Skala przyrządu powstała na podstawie wyznaczenia położenia wskazówki przy róznych wartościach wilgotności względnej (w %) mierzonych psychrometrem.

PUNKT ROSY (td) określamy w ten sposób temp przy której para wodna zawarta w powietrzu osiaga stan nasycenia. W temp punktu rosy wartość niedosytu wilgotności wynosi 0, zaś wilgotności względnej 100 %.
2. Rozkład miesięczny parowania wskaźnikowego na terenie Polski

Wartości parowania wskaźnikowego miesiącach od listopada do marca są niewielkie i wykazują małe zróżnicowanie. Największe wartości występują w okresie V-VIII. Najwyższe sumy parowania wskaźnikowego występujące z prawdopodobieństwem 95% i 90% stwierdzono w lipcu dla Tarnowa i Wrocławia a dla Poznania i Suwałk w czerwcu. Najniższe sumy parowania występują we wrześniu.

3. Rozkład prędkości wiatru na pagórkach i w kotlinie

Na dnie kotliny prędkość spada do ok. 40% prędkości na wierzchowinie od strony dowietrznej i osiąga ponad 120% u wejścia na teren płaski zbocza przeciwległego. Jeśli chodzi o pojedynczy pagórek to prędkość wiatru na szczycie wzrasta ponad dwukrotnie niż u podnóży wzniesienia. Po stronie zawietrznej spada do ok. 40% wielkości przed wzniesieniem.

Zestaw 15:
1. Dobowy i roczny rozkład wilgotności względnej.

Dobowy przebieg wilgotności powietrza. Zawartość pary wodnej w przygruntowej warstwie atmosfery jest funkcją warunków lokalnych-przede wszystkim parowania i ruchów powietrza, odprowadzających nasycone para wodna objętości powietrza do wyższych, bardziej suchych warstw. Aktualna prężność pary wodnej zmienia się w granicach ok. 2hPa, najniższą zawartość pary wodnej w powietrzu obserwuje się w nocy i koło południa. Przebieg dobowy niedosytu podobny jest do przebiegu temperatury powietrza, max wartości niedosytu występują ok. godz. wcześniej niż maksimum temperatury.

Roczny przebieg wilgotności powietrza. Najwyższe wartości występują w czerwcu i lipcu, najniższe w grudniu i styczniu. Wynika to z wartości temperatury powietrza i odpowiadających im wielkości prężności pary wodnej nasyconej.
2. Przestrzenny i czasowy rozkład opadów na terenie Polski.

Średni opad w Polsce wynosi 600 mm. Opady atmosferyczne zależą przede wszystkim od wysokości nad poziomem morza. W rezultacie najwięcej pada w górach (1200-1500 mm), a na wyżynach i pojezierzach - 700-800 mm, zaś na nizinach wynosi tylko 450-550 mm.
Opady zależą od wysokość nad poziomem morza, ukształtowanie powierzchni, odległość od morza i oceanu. Najmniejsze w Polsce centr. - nie przekraczają 500 mm a w Wlkp. pon. 500 mm. Pojezierza i wyżyny 600-800 mm (wzgórza trzebnickie i ostrzeszowskie 600-700 mm) w Karpatach i Sudetach 800-1200 mm (najwyższe partie 1400) przewaga deszczu, na zach. opady śniegu 5-6%, na wsch. 18-20%, w Karpatach i Sudetach 35-40%, a miejscami 60%. Najwyższe sumy opadów występują w lipcu a następnie w czerwcu i sierpniu a najniższe podczas stycznia i lutego. W półroczu letnim suma opadów wynosi 60-70% opadów rocznych. Opady atmosferyczne wykazują bardzo duże zróżnicowanie przestrzenne zwłaszcza na terenach podgórskich i w górach.
3. Na jakich terenach osadza się rosa i szron (chodzi o to czy na górkach czy moze w dolinach itp.).

ROSA-powstaje w temp.>0.Przyczyną ochłodzenia powierzchni jest przede wszystkim silne wypromieniowanie długofalowe przy braku zachmurzenia i małej prędkości wiatru lub ciszy. Tworzą się wówczas pojedyncze krople wody, głównie na pow. Poziomych. W chłodnej porze roku rosa powstaje, gdy po umiarkowanych przymrozkach napływa cieplejsze, wilgotne powietrze.

SZRON-powstaje w temp.<0 na przedmiotach odpowiednio ochłodzonych(tak aby na nich sublimowała para wodna). Szron osadza się głównie na pow.poziomych i przybiera postać lodowych łusek, piórek itp. Gdy zaczyna napływać ciepłe powietrze występuje głównie na pow. Pionowych.

ZESTAW 25:
1. Rodzaje opadów wystepujących w niżu barycznym.

Altostratus- niewielkie opady, Nimbostratus- długotrwałe opady o słabym natężeniu, Cumulonimbus- burze, przelotne opady o dużym natężeniu, grad. Po przejściu frontu ciepłego opady zanikają.
2. Przebiej parowania terenowego z roślin zbożowych w różnych okresach wegetacyjnych

Parowanie terenowe wykazuje zróżnicowany rytm przebiegu wielkości. Maksymalne wartości w przypadku roślin zbożowych przypadają na miesiące maj czerwiec. Spowodowane są wzmożonym parowaniem biologicznym przypadającym z reguły na kwitnienie roślin (okresy krytyczne gospodarki wodnej). Dla pszenicy ozimej wartości maksymalne przypadają na trzecią dekadę maja, dla jęczmienia jarego na pierwszą dekadę czerwca podobnie jak dla pszenicy jarej i mieszanki jarej - poplon. Owies swoje maksimum osiąga w trzeciej dekadzie czerwca. W przypadku wszystkich tych roślin minimalne wartości przypadają na początek i na koniec okresu wegetacji czyli na miesiące IV , IX.
3. Porównać mikroklimat szczytu pagórka i dna kotliny.

Rozkład temp powietrza na wypukłych formach terenu jest pochodną warunków przychodu energii słonecznej. Podczas dnia wartość temp powietrza na zboczach zależą od ekspozycji, nachylenia, pory roku i wysokości nad poziomem terenu. Zróżnicowanie termiczne zwiększa się wraz ze wzrostem nachylenia zboczy oraz zmniejszeniem wysokości słońca nad horyzontem. W godz popołudniowych pogodnych dni wiosną i jesienią różnicę temp na wysokości 50 cm nad gruntem przekraczają zwykle kilka stopni. Podczas nocy izotermy układają się w zasadzie równolegle do warstwic- im bliżej szczytu pagórka tym temp wyższa. Wywołane jest to spływem w dół ochłodzonego, ciężkiego powietrza i wznoszeniem si e po zboczach powietrza cieplejszego. Jednakowa grubość pokrywy śnieżnej w różnych fragmentach terenów pagórkowatych jest funkcją zróżnicowanej prędkości wiatru i ukształtowania terenu. Najgrubsza warstwa śniegu utrzymuje się zwykle u podnóży wzniesień na stokach zawietrznych i w zagłębieniach terenu. W odsłoniętych partiach szczytowych stoków odwietrznych, na wododziałach i wysoczyznach grubość pokrywy śnieżnej i czas jej zalegania są najmniejsze. Rozkład opadów na pagórku jest w pierwszym przybliżeniu funkcją zróżnicowania prędkości wiatru. W częściach wzniesień charakteryzujących się większą prędkością wiatru ilość opadu na jednostkę powierzchni jest mniejsza, gdyż niektóre krople aż przez wiatr wznoszone pionowo. Najmniej opadów otrzymuje część szczytowa wzniesienia. Ze względu na większą prędkość wiatru , mniejszą wilgotnośc powietrza i przy korzystnych warunkach energetycznych, parowanie jest zwykle najwyższe w szczytowych punktach wzniesienia. Niżej położone części o obniżeń terenowych (kotliny i doliny) a szczególnie ich dna charakteryzują się podczas dnia wysoką temp powietrza także ze względu na utrudnioną wymiane turbulencyjną. Rzeźba terenu wywiera wpływ nie tylko na temp powietrza ale i na jego wilgotność, spadek obniżenia temp powoduje wzrost wilgotności. Obniżenia terenowe zwłaszcza głębsze doliny i kotliny charakteryzują się wzrostem temp minimalnej w nocy w kierunku wierzchołkowym. Najbardziej charakterystyczną cechą topoklimatu wklęsłych form terenu jest specyficzny rozkład pionowy temp min w nocy. Wynika on z zróżnicowania wilgotności podłoża, wypromieniowania efektywnego na powierzchni poziomych i zboczach oraz grawitacyjnego spływu ochłodzonego ciężkiego powietrza po zboczach na dno zagłębienia. Zaleganie zimowego powietrza może spowodować np. wysoki nasyp drogowych lub kolejowych położony u podnuża zbocz lub pas zadrzewień na zboczu. W ten sposób w najniższych częściach obniżeń terenowych powstają zastoiska zimnego powietrza tzw mrozowiska.

chyba 23
1.rodzaje i powstawanie układów barycznych

Układy baryczne, obszary obniżonego i podwyższonego ciśnienia występujące w atmosferze. Podstawowyni układami barycznymi są niże (powietrze przemieszcza się do środka układu - konwergencja) i wyże (powietrze przemieszcza się od środka układu ku jego peryferiom - dywergencja) atmosferyczne.
Oprócz nich wyróżnia się jeszcze:
1) zatokę niskiego ciśnienia, która stanowi peryferyjną część niżu, charakteryzującą się wydłużonymi izobarami w kształcie litery V, wcinającymi się w obszar wyższego ciśnienia.
2) klin wysokiego ciśnienia, analogiczny do zatoki niskiego ciśnienia układu barycznego, z tym, że stanowi peryferyjną część wyżu, wcinającą się w układ niskiego ciśnienia.
3) wał baryczny (grzbiet baryczny), wydłużony obszar podwyższonego ciśnienia pomiędzy dwoma niżami.
4) bruzdę baryczną, wydłużony obszar obniżonego ciśnienia pomiędzy dwoma wyżami.
5) siodło baryczne, obszar pomiędzy dwoma niżami (lub zatokami niskiego ciśnienia) i dwoma wyżami (lub klinami wysokiego ciśnienia) ułożonymi na krzyż.
Wyż atmosferyczny, wyż baryczny, obszar, w którym ciśnienie atmosferyczne jest podwyższone i wzrasta ku środkowi, osiągając maksymalną wartość w centrum tego obszaru (centrum wyżu). Na mapie synoptycznej wyż baryczny przedstawia się za pomocą zamkniętych izobar z rosnącymi wartościami ciśnienia do centrum wyżu. Cyrkulacja powietrza wyżu barycznego ma charakter antycyklonalny. Na obszarze wyżu występują ruchy skierowane ku dołowi od środka wyznaczonego przez izobary układu we wszystkich kierunkach. Podczas przemieszczania powietrza z obszaru wysokiego ciśnienia do powierzchni ziemi następuje sprężanie i w konsekwencji wzrost temp spowodowany ogrzewaniem adiabatycznym. Wzrasta wówczas niedosyt wilgotności, zmniejsza się wilgotność względna i obniża punkt rosy. Nie ma warunków do kondensacji pary wodnej. W wyżu mamy do czynienia z dużym przychodem energii słonecznej w dzień silnym wypromieniowaniem długofalowym w nocy. W centralnej części wyżu wieją słabe wiatry przy powierzchni ziemi lub jest cisza. Występują duże amplitudy dobowe temp powietrza i niedosytu wilgotności.
Niż atmosferyczny, niż baryczny, cyklon, ośrodek niskiego ciśnienia charakteryzujący się zamkniętym układem izobar, w którym ciśnienie powietrza maleje od zewnątrz do środka. Szczególnym przypadkiem niżu atmosferycznego jest cyklon tropikalny. Niże tworzą się z reguły na obszarach rozgraniczenia mas atmosferycznych. Podczas szybkiego przemieszczania powstaje odkształcenie warstwy granicznej w postaci fali a następnie klina. Tworzy się wówczas ruch wirowy a najniższe ciśnienie występuje na szczycie klina. Powietrze ciepłe przenika w głąb obszaru powietrza zimnego i wślizguje się ku górze tworząc front ciepły. Niż w którym powietrze wiruje wokół centrum przeciwnie do ruchu wskazówek zegara przemieszcza się ponad powierzchnia kuli ziemskiej na ogół w kierunku cieplejszych mas.
2.klimat strefy bałtyckiej

występuje w wąskim pasie wzdłuż wybrzeża i w delcie Wisły. Kształtuje się pod wpływem Bałtyku. Cechy charakterystyczne: dość ciepłe, łagodne zimy na ogół chłodne lata dość często silne wiatry- późną wiosną zimne, jesień sucha i pogodna, opady roczne 600- 700mm, w delcie Wisły 500-600mm.
3.opisać opad na pojedyńczy pagórek

Rozkład opadów na pagórku jest w pierwszym przybliżeniu funkcją zróżnicowania prędkości wiatru. W częściach wzniesień charakteryzujących się większą prędkością wiatru ilość opadu na jednostkę powierzchni jest mniejsza, gdyż niektóre krople są przez wiatr znoszone poziomo. Najwięcej opadów otrzymuje środkowa część zbocza dowietrznego. Spowodowane jest to prostopadłą do zbocza strugą deszczu. Najmniej opadów otrzymuje część szczytowa wzniesienia.

zestaw 3
1. dlaczego w Polsce jest klimat przejściowy

położenie geograficzne pomiędzy 49 i 54 stopniem szer. Geograf. Wsch. , brak wyżyn o przebiegu południkowym oraz sąsiedztwo Bałtyku sprzyjają bardzo silnemu oddziaływaniu podstawowych czynników klimatotwórczych. Niewielkie odległości od mórz i oceanu powodują występowanie na obszarze Polski zarówno cech klimatu ,morskiego jak i kontynentalnego. Potwierdzenie przejściowości klimatu Polski są dwie dodatkowe termiczne pory roku : przedwiośnie (0-5 C) i późna jesień (5-0 C). Rozkład miesięcznych sum opadów jest w Polsce zbliżony do typu kontynentalnego, amplituda roczna temperatury jest mniejsza niż w kontynentalnym lecz wyższa niż w morskim. Porównanie rocznych sum opadów z różnych stacji europejsckich wskazuje na mozliwość znalezienia w Polsce terenów odpowiadających pod względem opadowym średnim wieloletnim wartościom charakterystycznym zarówno dla klimatu morskiego i kontynentalnego.

2. składowe bilansu cieplengo

Bilans cieplny: +-Q+-G+-A+-LE=0 Q- całk bilans prom ; G- wymiana ciepła z podłożem ; A- wymiana ciepła z atmosferą ; L- ciepło utajone zmian stanu skupienia wody ; E- wielkość parowania lub kondensacji
zestaw 10
1. wpływ pokrywy śnieżnej oraz szaty roślinnej na rozkład temperatur w profilu glebowym.

Fizyczny mechanizm oddziaływania pokrywy śnieżnej i szaty roślinnej jest podobny. Podczas dnia zatrzymują one znaczną część lub całość energii promieniowania słonecznego nie dopuszczając do dużego nagrzania powierzchni natomiast w nocy zatrzymują dużą część ciepła przemieszczającego się z górnych warstw gleby ku jej powierzchni. W okresie zimowym przebieg temp gleby zależy w decydującym stopniu od braku lub obecności pokrywy śnieżnej i jej grubości. Śnieg dzięki swym właściwościom izolacyjnym chroni glebę przed nadmiernym wychładzaniem. Pokrywa śnieżna w znacznym stopniu hamuje straty ciepła z gleby i powoduje płytsze zamarzanie. Przy kilkucentymetrowej pokrywie śnieżnej w wierzchnich warstwach gleby zaobserwować można temp dodatnie a dopiero poniżej głębokości 20 cm utrzymywały się niewielkie temp ujemne spowodowane silnym wychłodzeniem we wcześniejszym bezśnieżnym okresie. Jeśli chodzi o szatę roślinną to w okresie letnim najwyższa temp występuje na polu gleby bez roślin. Im wyższy i bardziej zwarty łan roślin tym temp gleby szczególnie w warstwach powierzchniowych niższa. Ograniczenie dopływu promieniowania przez szatę roślinna powoduje słabsze nagrzanie się powierzchni gleby dlatego gleba pokryta roślinami ma podczas dnia temp niższą w porównaniu z gleba bez roślin. Natomiast w nocy rośliny chronią glebę przed wychłodzeniem na drodze wypromieniowania długofalowego. Powoduje to względny wzrost temp i w efekcie zmniejszenie dobowych i okresowych amplitud temp w glebie zakrytej szatą roślinną. Wpływ szaty roślinnej na temp gleby zwiększą się w dni słoneczne i w miarę obniżania wilgotności gleby. Przy dużym zachmurzeniu i wilgotnej glebie jej temp zarówno w ciągu doby jak i w profilu pionowym ma rozkład bardziej wyrównany.
2. wymienić i omówić czynniki klimatotwórcze.

1)Szerokość geograficzna - przychód energii słonecznej decyduje o temp powierzchni poszczególnych fragmentów ziemi na których odbywa się wymiana energii i wody pomiędzy podłożem a atmosfera. Pomiędzy 49 i 54 równoleżnikiem znajdują się wszystkie polskie stacje meteorologiczne oraz Berlin Paryż Londyn Amsterdam Praga Lwów Kijów Wankuwer Kłębek Ułan bator. Dla tego samego równoleżnika wokół całej kuli ziemskiej kąty padania promieni każdego dnia w roku SA identyczne, a długości dnia i nocy takie same. Ilość energii w postaci promieniowania całkowitego dochodzącej do powierzchni modyfikuje przy tej samej szerokości geograficznej wielkość zachmurzenia, zawartość pary wodnej i pyłu w atmosferze. Różnica długości geograficznej 15 stopni określa strefy czasu spowodowane obrotem ziemi wokół osi. Ilość energii dochodzącej do górnej granicy atmosfery jest taka sama dla danego równoleżnika.2)Rodzaj powierzchni. Temperatura powierzchni zależy od albedo. Na ziemi wyróżniamy powierzchnie: wód i oceanów, piaski pustyni w strefie równikowej, lasy tropikalne. Jest tam zmienne albedo pokrywy śnieżnej albo roślinnej, cykle rozwojowe roślin oraz wielkość powierzchni lasów iglastych albo liściastych zrzucających liście na zimę. Rodzaj podłoża ma duży wpływ na równanie bilansu cieplnego. Pojemność cieplna wody jest kilkakrotnie większą niż lądu, zwłaszcza w wysuszonych warstwach gleby. Znacznie wolniej nagrzewają się i ochładzają oceany niż kontynenty. Oceany stale parują, zaś na niektórych obszarach parowanie może być równe zero np. pustynia. Suchość powoduje ze przewodnictwo cieplne przypowierzchniowej warstwy jest bardzo małe - duże różnice temp podczas dnia i nocy. 3) Odległość od mórz i oceanów. W miarę przemieszczania się morskich mas ( An, PN, ZN) nad kontynentem ich pierwotne cechy fizyczne zmieniają się. Wymiana ciepła z innym rodzajem podłoża, utrata pary wodnej na skutek opadów i osadów, wzrost zawartości pyłów. Zmiany w masach kontynentalnych (AK, PK, ZK) napływających nad oceany odbywają się według schematu efektu brzegowego oraz oddziaływania stale parującej powierzchni której podłoże posiada bardzo duża pojemność cieplna. 4) Polorzenie nad poziomem morza. Ze wzrostem wysokości obniża się ciśnienie atm i prędkość wiatru - zmniejszenie się poziomych ruchów turbulencyjnych i siły tarcia. Na wysokości 2000m stawiają opory coraz mniej liczne szczyty i grzbiety górskie. Mniejsza długość drogi promieniowania słonecznego powoduje zmniejszone pochłanianie przez atmosferę promieniowania krótkofalowego. 5) Rzezba terenu. Ma istotne znaczenie ze względu na opory przepływu mas powietrza (wspl szorstkości) - zróżnicowana prędkość wiatru. Zbocza o innych wystawach do stron świata pochłaniają rożne ilości promieniowania słonecznego, powstają z tego powodu duze zmiany przestrzenne temp podłoża i powietrza oraz wilgotności. Obszary o zróżnicowanej rzeźbie terenu wykazują na niewielkiej powierzchni w rzucie poziomym istotne różnice. Duże znaczenie klimatotworcze dla obszarów o większych wysokościach posiadają lokalne wiatry , dolinne i górskie, wiatry halne oraz na skutek ich działania prądy orograficzne. Wiatry halne powodują na pewnym poziomie kondensacje pary wodnej i opady dochodzące do zboczy wystawionych na kierunek wiatru. 6) Działalność antropogeniczna. - wszystko z winy człowieka. Emisja gazów związanych z przemysłem, transportem kolejowym i drogowym (głownie CO2, NO2, SO2). Wytwarza nie pyłów o odczynie kwaśnym lub alkaicznym dodatkowe ilości pary wodnej (sztuczne nawadnianie, suszarnie, chłodnie kominowe) wpływają na ograniczenie przychodu energii słonecznej do powierzchni ziemi oraz zmiany w bilansie promieniowania długofalowego. Wzrost zanieczyszczeń atmosfery doprowadza do wzrostu temp powietrza w skali globalnej. Zwiększenie emisji niektórych gazów przez przemysł powoduje zmniejszenie odczynów opadów - kwaśne deszcze. Wspomnieć tez o smogu ( londyński, los Angeles).
3. klimat lokalny zagłębień terenowych.
Niżej położone części o obniżeń terenowych (kotliny i doliny) a szczególnie ich dna charakteryzują się podczas dnia wysoką temp powietrza także ze względu na utrudnioną wymiane turbulencyjną. Rzeźba terenu wywiera wpływ nie tylko na temp powietrza ale i na jego wilgotność, spadek obniżenia temp powoduje wzrost wilgotności. Obniżenia terenowe zwłaszcza głębsze doliny i kotliny charakteryzują się wzrostem temp minimalnej w nocy w kierunku wierzchołkowym. Najbardziej charakterystyczną cechą topoklimatu wklęsłych form terenu jest specyficzny rozkład pionowy temp min w nocy. Wynika on z zróżnicowania wilgotności podłoża, wypromieniowania efektywnego na powierzchni poziomych i zboczach oraz grawitacyjnego spływu ochłodzonego ciężkiego powietrza po zboczach na dno zagłębienia. Zaleganie zimowego powietrza może spowodować np. wysoki nasyp drogowych lub kolejowych położony u podnuża zbocz lub pas zadrzewień na zboczu. W ten sposób w najniższych częściach obniżeń terenowych powstają zastoiska zimnego powietrza tzw mrozowiska.

zestaw 8
1. rodzaje osadów atmosferycznych i mechanizm ich powstawania.

OSAD ATMOSFERYCZNY-powstaje gdy powierzchnia ochłodzi się co najmniej do temperatury punktu rosy przylegającej do niej warstwy powietrza.

ROSA-powstaje w temp.>0.Przyczyną ochłodzenia powierzchni jest przede wszystkim silne wypromieniowanie długofalowe przy braku zachmurzenia i małej prędkości wiatru lub ciszy. Tworzą się wówczas pojedyncze krople wody, głównie na pow. Poziomych. W chłodnej porze roku rosa powstaje, gdy po umiarkowanych przymrozkach napływa cieplejsze, wilgotne powietrze.

SZRON-powstaje w temp.<0 na przedmiotach odpowiednio ochłodzonych(tak aby na nich sublimowała para wodna). Szron osadza się głównie na pow.poziomych i przybiera postać lodowych łusek, piórek itp. Gdy zaczyna napływać ciepłe powietrze występuje głównie na pow. Pionowych.

SADŹ(SZADŹ)-osad powstający wskutek zamarzania kropelek przechłodzonej mgły. Sadź miękka jest kruchym osadem z igiełek lub łusek, przy ciszy lub słabym wietrze osadza się na gruncie i ze wszystkich stron przedmiotów(w temp <-8).Sadź twarda powstaje przy temp -2 do -8, jest osadem ziarnistym i wykazuje dużą przyczepność.

GOŁOLEDŹ-gładki, przezroczysty, na ogół zwarty osad lodu powstający przy temp ok. 0. Powolne zamarzanie kropelek powoduje ich przenikanie między już istniejące cząstki lodu.Przy temp dużo niższej od 0 każdy opad deszczu powoduje gołoledź.

2. klimat lokalny wnętrza lasu.
Z punktu widzenia warunków bilansu promieniowania i bilansu cieplnego strefą aktywną zbiorowisk leśnych jest strefa koron drzew. Do dna lasu dochodzi znikoma ilość promieniowania słonecznego. Słonecznego gęstych lasach bukowych stanowi ona tylko kilka % energii padającej na wierzchołki drzew. Najwyższa temperatura w ciągu dnia występuje górnej części koron drzew. Im bliżej dna lasu tym temperatura niższa. W nocy sytuacja jest odwrotna- noc jest w lesie cieplejsza w porównaniu z terenami bezleśnymi. Korony drzew absorbują dużą część opadów deszczu. Więcej opadów zatrzymują lasy iglaste. Gęste pokrycie terenu przez las znacznie utrudnia przepływ i wymianę powietrza. Wewnątrz lasu prędkość wiatru jest wyraźnie mniejsza a w strefie przyziemnej ruch powietrza praktycznie zanika. Zmniejszona wymiana powietrza i wyższa temp powodują , ze wilgotność powietrza w glebie lasu jest wyższa niż w terenie otwartym. Parowanie z powierzchni terenu i wewnątrz lasu jest znacznie mniejsze. Natomiast całkowite straty wody z podłoża do atmosfery w przypadku obszarów leśnych są zdecydowanie lepsze niż w terenach bezleśnych, głownie ze względu na istoty udział transpiracji oraz głębokości i zasięgu systemu korzeniowego.
zestaw 24
1. czynniki wpływające na wielkość parowania.

Promieniowanie słoneczne, energia w postaci ciepła parowania umożliwiająca przejście drobin z fazy ciekłej w gazową, temp powietrza, energia cieplna zmagazynowana w masie cieczy w przypadku ujemnych wartości bilansu promieniowania, wymiana ciepła z powierzchnią i atmosferą, ruchy powietrza powodujące odprowadzenie wzbogaconych parą wodną warstw do dalej położonych obszarów.
2. rozkład miesięczny temperatury powietrza w Polsce.

Bez względu na położenie stacji badawczych zaznacza się roczny rytm okresowych zmian. Najcieplejszym miesiącem jest lipiec a najchłodniejszym styczeń. Rozkład izoterm dla stycznia wskazuje na występowanie w Polsce temp wyższych od -1C ( okolice zalewu szczecińskiego) oraz niższych od -5C( północno-wschodnie obszary kraju i góry). Natomiast w lipcu zróżnicowanie temperatur powietrza jest znacznie mniejsze, od 18,5 C na znacznej części obszaru Polski do 16,5 C na wybrzeżu Bałtyku i w obszarach górskich. Na szczytach występują średnie wieloletnie temp lipca niższe od 10C.
3. czynniki kształtujące warunki mikroklimatyczne.

Mikroklimat w znaczeniu encyklopedycznym jest to klimat charakterystyczny dla małej części środowiska, której odrębność jest wynikiem specyfiki układu czynników ją tworzących, np. wysokością i wahaniami temperatury, wilgotności, szybkością ruchu powietrza itp. Określonym mikroklimatem może się charakteryzować zarówno obszar geograficzny (np. miejscowość, kotlina, czy wąwóz), jak i twór sztuczny zbudowany przez człowieka (wnętrze samochodu, mieszkanie, hala produkcyjna).

Czynniki kształtujące mikroklimat
Do podstawowych czynników kształtujących mikroklimat środowiska należy zaliczyć temperaturę powietrza, wilgotność, ruch powietrza, promieniowanie cieplne, ciśnienie atmosferyczne. Duże zachmurzenie powoduje zanikanie różnic mikroklimatycznych. Mała ilość promieniowania dochodząca w tych warunkach do powierzchni ziemi niezależnie od rodzajów powierzchni czynnej różnicuje się w niewielkim stopniu w związku z czym odrębności mikroklimatyczne są słabo zaznaczone. Powstawaniu lokalnych różnic mikroklimatycznych sprzyja też częstsze występowanie bezchmurnych dni i nocy.

zestaw 20
1. czynniki wpływające na parowanie terenowe

Do oszacowania wielkości parowania terenowego różnych powierzchni stosowane są współczynniki empiryczne które powstają przez porównanie zmierzonych wielkości parowania terenowego i potencjalnego obliczonego na podstawie jednego ze wzorów lub zmierzonego za pomocą ewapometru lądowego parowania wolnej powierzchni wodnej dla tego samego okresu czasu i obiektu objętego pomiarami. Istotne znaczenie dla wielkości parowania terenowego ma wilgotność gleby, rodzaj roślinności, faza rozwojowa, liczba roślin na jednostce powierzchni, promieniowanie całkowite, niedosyt wilgotności, prędkość wiatru, opad atmosferyczny, czynniki biologiczne itp.
2. porównać warunki klimatyczne Dolnego Ślaska i Suwalszczyzny.

Klimat województwa dolnośląskiego kształtują właściwe dla strefy umiarkowanych szerokości geograficznych procesy obiegu energii i wody oraz cyrkulacja atmosferyczna. Niewielka rozciągłość południkowa granic województwa (1,6⁰j), powoduje stosunkowo małe zróżnicowanie wielkości dopływu energii promieniowania słonecznego. Średnia roczna suma promieniowania całkowitego wynosi we Wrocławiu 3685 MJm^-2 (Dubicka, 1994). Nieznaczna modyfikacja klimatu przez czynnik antropogeniczny, uwarunkowana zmieniającym się aktualnie charakterem podłoża i składu chemicznego atmosfery, formuje osobliwe cechy klimatu miejskiego aglomeracji wrocławskiej, Legnicy i Jeleniej Góry. Klimat obszaru województwa dolnośląskiego, podobnie jak całej Polski, zaliczany jest do kategorii klimatów umiarkowanych o cechach przejściowych między klimatem morskim i kontynentalnym. Współwystępowanie morskich i kontynentalnych cech klimatu, jak również sporadyczny napływ mas powietrza arktycznego i zwrotnikowego, warunkują tu dość wysoką zmienność typów pogody w ciągu roku. Najsilniejszy wpływ na zróżnicowanie warunków klimatycznych na Dolnym Śląsku wywiera ukształtowanie terenu, a zwłaszcza znacząca rozpiętość wysokości nad poziomem morza (70-1603 m n.p.m.) i urozmaicona rzeźba terenu. Warunkują one zasadnicze zmiany wartości poszczególnych elementów meteorologicznych na niewielkiej przestrzeni oraz silne zróżnicowanie topoklimatyczne i liczne osobliwe zjawiska meteorologiczne. Ze wzrostem wysokości zmniejsza się ciśnienie atmosferyczne i wzrasta przezroczystość atmosfery, następuje spadek temperatury powietrza i wzrost opadów, a także ich zróżnicowanie w zależności od rzeźby i ekspozycji. Powstają zastoiska chłodu i lokalne systemy wiatrów. Zespół wymienionych cech, charakterystycznych dla wszystkich gór świata, tworzy na obszarze Sudetów typ klimatu górskiego, z charakterystycznym piętrowym układem stref termiczno-opadowych. Piętrowość klimatyczna w Sudetach nie zaciera jednak całkowicie zasadniczych cech klimatu, właściwych dla całego obszaru Polski południowo-zachodniej.

Klimat suwalszczyzny W porównaniu z innymi rejonami Polski miasto znajduje się stosunkowo często pod wpływem arktycznych i kontynentalnych mas powietrza. Właśnie za sprawą arktycznych wpływów region ten jest zaliczany do najzimniejszych (poza górami) obszarów Polski, a w pobliżu miejscowości Wiżajny znajduje się polski biegun zimna (rekordowo nawet poniżej -40°C). Zimy są tutaj na ogół długie i mroźne (nawet dwukrotnie dłuższe niż na zachodzie Polski), a wiosna dociera bardzo późno. Lato najczęściej bywa krótkie ale za to bardzo ciepłe. Ekstremalne temperatury zanotowane na tym terenie to +36°C i -38°C.

---