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.
ga=gs ga- gradient termiczny
gs - 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).
ga>gs ga =1,50/100m- gradient termiczny
gs=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.
ga<gs ga =0,50/100m- gradient termiczny
gs=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 |
-9,20C -14,00C -21,40C -31,30C |