04.03.99

WYKŁAD III

PIONOWA BUDOWA ATMOSFERY

Zgodnie z uchwałą komisji Aerologicznej Światowej Organizacji Meteorologicznej w 1961 roku został przyjęty podział, oparty głównie na termicznej strukturze atmosfery, a więc na spadku, stałości lub wzroście temperatury z wysokością.

Licząc od powierzchni Ziemi wyróżniono warstwy:

TROPOSFERA: temperatura obniża się z wysokością ok. 0,6⁰/100m 0d 15⁰, tj. Średniej wartości temperatury dla całej powierzchni Ziemi, na poziomie morza, do -55⁰, jaką osiąga na wysokości średnio około 11km i gdzie spadek nagle się urywa.

STRATOSFERA: temperatura początkowo nie ulega zmianie, a następnie wzrasta do ok. 0⁰, osiągając tę wartość na wysokości 50-55km. Wzrost temperatury spowodowany jest koncentracją ozonu.

MEZOSFERA: temperatura obniża się do około -80⁰ jaka przypada na wysokość 80-85km.

TERMOSFERA: strefa stałego wzrostu temperatury.

Obecnie przyjmuje się wysokość 2000km jako meteorologiczną granicę atmosfery, chociaż badania rakietowe i satelitarne stwierdzają jej istnienie, tworzących tzw. koronę ziemską, na wysokości ok. 20000km.

Troposfera:

Zachodzą w niej prawie wszystkie zjawiska pogodowe.

poziom kondensacji - wysokość od której następuje tworzenie się chmur, prądy pionowe

poziom sublimacji - powyżej chmury jednorodne, zbudowane z kryształków wody.

ZNACZENIE ATMOSFERY

Analiza budowy pionowej i właściwości fizykochemicznych atmosfery uwidacznia jej znaczenie biologiczne i spełnianą funkcję:

rezerwuar tlenu - niezbędnego dla istot żywych w procesie oddychania.

rezerwuar CO₂ - wykorzystywanego przez rośliny w procesie fotosyntezy.

filtr - równoważny 90cm warstwie ołowiu chroniącego człowieka przez przed przenikaniem do powierzchni Ziemi promieniowania kosmicznego i krótkofalowego promieniowania elektromagnetycznego (słonecznego), działających destrukcyjnie na żywą materię.

osłona - chroniąca przed ucieczką ciepła +w przestrzeń kosmiczną i zabezpieczająca odpowiednie warunki termiczne do życia przy powierzchni ziemi, czyli w biosferze.

BADANIA SATELITARNE

Poza danymi ze stacji meteorologicznych nowoczesna meteorologia i klimatologia wykorzystuje pomiary satelitarne. Przedstawione są one w postaci map, zdjęć satelitarnych, i mają one tę wyższość nad pomiarami ze stacji że przedstawiają panujące warunki w tym samym momencie na dużym obszarze. Dzięki nim uzyskujemy informacje z obszarów pozbawionych obserwacji naziemnej np. na oceanach., terenach niezamieszkałych i trudnodostępnych. Dodatkową zaletą jest to że pomiar taki obejmuje jednocześnie durzy obszar i jest stosunkowo często powtarzany.

Ograniczeniem tych metod jest to że w odniesieniu do temperatury nie podaje wartości temperatury powietrza, ale powierzchni czynnej (lasu, wody itp.). ograniczeniem jest też występowanie chmur. Jeśli występują one na dużej powierzchni to mamy informacje z górnej warstwy chmur, nie wiemy więc co dzieje się przy powierzchni ziemi.

FIZYCZNE CECH ATMOSFERY

Atmosfera jest mieszaniną gazową wokół kuli ziemskiej. Jest ściśliwa i bierze udział w ruch obrotowym ziemi.

Podstawowymi własnościami są:

1) gęstość 2) ciśnienie 3) temperatura

ad 1) Gęstość:

Opierając się na prawach Boyla-Mariotte'a, Gay-Lussaca i na równaniu gazu Clapeyrona możemy powiedzieć, że gęstość powietrza jest wprost proporcjonalna do ciśnienia i odwrotnie proporcjonalna do temperatury absolutnej.

r=P/RT P - ciśnienie

R - stała gazowa

T - temperatura w skali bezwzględnej

Gęstość powietrza wyznacza się z równania stanu gazów mierząc temperaturę, wilgotność i ciśnienie powietrza.

Gęstość atmosfery maleje wraz ze spadkiem ciśnienia, a wzrasta ze spadkiem temperatury. Maleje ona również ze wzrostem wysokości.

W dolnej 5km warstwie atmosfery zawarta jest połowa ogólnej masy atmosfery, a w warstwie do 20km 9/10 ogólnej masy atmosfery. W troposferze znajduje się prawie cała zawartość pary wodnej.

ad 2) Ciśnienie:

Ciśnienie atmosferyczne jest to ciężar słupa powietrza o wysokości równej grubości warstwy atmosfery i podstawie jednostkowej.

Według prawa Daltona ciśnienie mieszaniny fizycznej gazów równa się sumie ciśnień poszczególnych składników mieszaniny.

Jednostki: mmHg, mb, hPa.

1 mb = 1 hPa

1 mmHg = 4/3 mb (1,33 mb)

1 mb = 3/4 mmHg (0,75 mmHg)

Średnie wartości ciśnienia, gęstości i temperatury powietrza na różnych wysokościach

wg Lepasa i Roch'a

Wysokość [km]	ciśnienie	gęstość	temperatura ^0C
0 1 2 3 4 5 10	1013,25 898,6 794,8 701,0 616,2 540,0 264,3	1,00 0,91 0,82 0,74 0,67 0,60 0,34	15 8,5 2 -4,5 -11 -11,5 -50

PROCESY ADIABATYCZNE

Są to zmiany temperatury wewnątrz pewnej masy powietrza bez wymiany ciepła z otoczeniem. Zachodzą dzięki zmianom ciśnienia i objętości tej masy.

Pionowy gradient temperatury: różnica temperatury powietrza na jednostkę wysokości.

Różnica temperatury wznoszonego lub opadającego powietrza suchego nazywa się gradientem adiabatycznym, a powietrza nasyconego parą wodną gradientem wilgotno adiabatycznym. W powietrzu suchym= 1⁰ co 100m., w powietrzu nasyconym parą wodną 0,5⁰co 100m.

Stany równowagi termicznej atmosfery:

W zależności od stosunku obu typów gradientu ( adiabatycznego i termicznego) w atmosferze wyróżnia się trzy stany równowagi termicznej:

obojętną 2) chwiejną 3) stałą

ad 1) Równowaga obojętna:

Jeżeli pionowy gradient temperatury równy będzie gradientowi adiabatycznemu to wznosząca się masa powietrza, będzie na każdej wysokości miała temperaturę równą temperaturze otaczającej ją masy powietrza; zatem jej ciężar będzie równy ciężarowi otaczającego ją powietrza. Pomimo iż ruch się zaczął z jakiś powodów po pewnym czasie ustanie.

g_a=g_s g_a- gradient termiczny

g_s - gradient adiabatyczny

ad 2) Równowaga chwiejna:

Jeżeli pionowy gradient temperatury jest większy od gradientu adiabatycznego to wówczas wznoszące się cieplejsze i lżejsze powietrze, w stosunku do sąsiednich mas, będzie się wznosić coraz gwałtowniej do góry (sprzyjająca prądom wstępującym).

g_a>g_s g_a =1,5⁰/100m- gradient termiczny

g_s=1⁰/100m - gradient adiabatyczny

Stan tej równowagi panuje w niżu atmosferycznym, czyli w układzie niskiego ciśnienia, prądy pionowe wstępujące w atmosferze sprzyjają wznoszeniu pary wodnej. tworzą się chmury o budowie pionowej (cumulusy, cumulonimbusy).

ad 3) Równowaga stała:

Jeżeli spadek temperatury w otaczającym powietrzu jest mniejszy od gradientu adiabatycznego, to początkowo wstępująca masa powietrza będzie coraz to zimniejsza, w stosunku do otaczającego ją powietrza, i dlatego będzie zstępowała ku dołowi.

g_a<g_s g_a =0,5⁰/100m- gradient termiczny

g_s=1⁰/100m - gradient adiabatyczny

Stan tej równowagi panuje w wyżu atmosferycznym, czyli układzie wysokiego ciśnienia, prądy zstępujące.

Określenie stanu równowagi termicznej w atmosferze ma zasadnicze znaczenie dla prognozowania pogody ponieważ od równowagi tej zależą warunki kondensacji pary wodnej, tworzenia się chmur i powstawania opadów.

INWERSJA TEMPERATURY

Jest ot wzrost temperatury powietrza wraz ze wzrostem wysokości. Pionowy gradient temperatury powietrza ma wówczas znak ujemny. O ile spadek temperatury wraz ze wzrostem wysokości uważa się za stan normalny, to występujące inwersje są stanem odwrotnym w stosunku normalnego. Mieszanie powietrza i jego ruch przeciwdziała tworzeniu się inwersji niskich.

Wyróżniamy:

niskie: (radiacyjne) w ich tworzeniu sprzyja urozmaicona rzeźba terenu.

wysokie: tereny okołorównikowe, gdy mamy doczynienia z wyżami.

osiadanie: w wyżach lądowych

frontalne: front ciepła

Temperatury minimalne (przykład inwersji)

Stacja	Wysokość n.p.m.	Temperatura min. W nocy
Kasprowy Wierch Kuźnice Zakopane Nowy Targ	1988 1025 846 593	-9,2^0C -14,0^0C -21,4^0C -31,3^0C

---