Typy równowagi w atmosferze:
- hydrostatyczna
                   -dp=γ* dz
                   (dp)/(dz)=-g*ς
-mieszanina gazów doskonałych
                  p*Vi=n

i

(MR)*T

                  pv=RT
                  p/ ς

i

=R

i

*T

                 v=1/ς
-równ. Chwiejna B>B*
-obojetna B=B*
-trwała B<B*
Udowodnij, że ruchy welkoskalowe w atmosferze mogą być traktowane jako
dwuwymiarowe.
 W ruchach wielkoskalowych ruch powietrza wynika z równowagi siły Coriolisa i siły gradientu
ciśnienia
Założenia:
-równowaga quasistatyczna –ma związek z równaniem hydrostatyki

( )

dz

z

g

p

z

ò

¥

=

V

-pozioma struktura ruchu powietrza. Ruchy powietrza w skalach wielkich wywolane są
równowagą dwóch sił. Zwany wiatrem geostroficznym.
Omów proces tworzenia się deszczu ciepłego i w czasie zamarzania.
 W czasie zamarzania: proces Bergerona-Findeisena . krople deszczu mogą
tworzyć się drogą resublimacji na jądrach zamarzania i dodatkowo rosnąć „oszraniając”
się w toku opadania w obszar nasyconego, cieplejszego powietrza w niższych warstwach
atmosfery. W ten sposób powstaje np. obserwowany czasami opad pojedynczych
„gwiazdek” śniegowych. Cząstki opadu stałego mogą również narastać drogą koalescencji
grawitacyjnej – wychwytu przechłodzonej wody chmurowej przez stanowiącą tzw. zarodzie
opadowe cząstki lodowe. W zależności od tego czy odprowadzanie wydzielanego ciepła
zamarzania będzie wystarczająco skuteczne by wychwytywana woda zamarzała natychmiast w
całości, czy tylko w części, będą powstawały cząstki krupy (względnie śniegu ziarnistego) lub
gradu. Opadając ze znaczną prędkością w niższe, cieplejsze warstwy atmosfery, cząstki te mogą,
ze względu na swoja bezwładność cieplną, dodatkowo rosnąć kondensacyjnie. Po opadnięciu
poniżej izotermy  0oC cząstki te mogą stopnieć i stać się kroplami deszczu.
Ciepły deszcz Krople deszczowe mogą powstawać także w procesie tzw. „deszczu ciepłego”, bez
udziału fazy lodowej. Przypuszcza się, że ok. 50% opadów w strefie tropikalne i ok. 10% w
strefie umiarkowanej powstaje właśnie w ten sposób. Rolę zarodzi opadowych pełnią tu duże
kropelki chmurowe o promieniu 25 – 50μm, powstające na jądrach gigantycznych lub ultra
gigantycznych, ewentualnie w wyniku nietypowych ( w sensie prostych teorii tych zjawisk)
procesów koalescencyjnych lub kondensacyjnych, związanych z turbulencją chmurową. Prędkość
opadania kropli deszczu wyznaczona jest quasi-równowagą ich ciężaru i oporu
aerodynamicznego; dla kropli na tyle małych, że zachowują w przybliżeniu kształt sferyczny.
Ozonosfera.
Ozonosfera jest warstwą ochronną bardzo ważną dla życia na Ziemi. Chroni przed
promieniowaniem ultrafioletowym, które jest szkodliwe dla organizmów żywych. Jej grubość,
zredukowana do warunków normalnych: 1013 hPa, 0 st. C, 0 m n.p.m., wynosiłaby ok. 3 mm.
Ozonosfera jest warstwą zwiększonej koncentracji ozonu w stratosferze. Znajduje się ona na
wysokości ok. 20 - 30 km nad Ziemią. Ozonosfera przyczynia się do wzrostu temperatury w
warstwie stratosfery, ponieważ ozon pochłania promieniowanie nadfioletowe. Powstanie ozonu

umożliwiło rozprzestrzeniania się życia z oceanów na lądy, stworzyło możliwość ewolucji roślin
i zwierząt. Tak więc życie organiczne i ozon pozostają ze sobą w ścisłej zależności.
Zanieczyszczenia o długim czasie życia emitowane do atmosfery na skutek działalności
człowieka powodują niszczenie ozonu stratosferycznego, którego zadaniem jest pochłanianie
promieniowania ultrafioletowego (UV). Dla nadfioletu w granicach 210-310nm ozon jest
głównym, a w granicy 250-300nm jednym filtrem w atmosferze. Ma to duże znaczenie bo
promieniowanie to jest zabójcze dla organizmów żywych. Ozonosfera jest bardzo skutecznym
filtrem promieniowania o dł fali 210-250nm.
Wymień dwie warstwy atmosfery, w których rośnie temperatura wraz z wysokością i opisz
je.
-straTOSFERA
-TERMOSFERA
-ozonosfera
Warstwy atmosfery charakteryzują się spadkiem temperatury. Omów własności tych
warstw.
-troposfera
-mezosfera
-jonosfera
Fizyczne i termodynamiczne powstawanie chmur.
Chmura jest widzialnym zbiorem zawieszonych w atmosferze kropelek wody lub kryształków
lodu, albo jednych i drugich, będących produktem kondensacji pary wodnej zawartej w
powietrzu. Chmura jest widzialnym zbiorem zawieszonych w atmosferze kropelek wody lub
kryształków lodu, albo jednych i drugich, będących produktem kondensacji pary wodnej zawartej
w powietrzu. Chmura jest widzialnym zbiorem zawieszonych w atmosferze kropelek wody lub
kryształków lodu, albo jednych i drugich, będących produktem kondensacji pary wodnej zawartej
w powietrzu. - wtargnięcie masy chłodnego powietrza, wypychającej ciepłe powietrze w górę,
powoduje powstawanie silnie rozbudowanych pionowo chmur kłębiastych. Chmury kłębiaste
powstają również podczas napływu chłodnego wilgotnego powietrza nad ciepłe podłoże. -
łagodne wślizgiwanie się ciepłego powietrza po pochyłej powierzchni powietrza chłodnego,
wskutek czego tworzą się rozległe ławice chmur warstwowych pokrywających całe niebo.
WIATRY GEOSTREFICZNE

Wiatr geostroficzny - w meteorologii jest to

wiatr

, w którym powietrze porusza się jednostajnie

poziomo wzdłuż prostoliniowych i niezmieniających się

izobar

, czyli prostopadle do zmiany

ciśnienia.

Wiatr taki powstaje przy braku siły

tarcia

 i

siły odśrodkowej

, a siła wynikająca z

gradientu

ciśnienia

 jest równoważona wywołaną ruchem powietrza i wynikającą z wirowania Ziemi

siłą

Coriolisa

. W warunkach tych powietrze w swym poziomym ruchu zachowuje się tak, jakby nie

działała na nie żadna siła. Na średnich szerokościach geograficznych wpływ siły Coriolisa jest
duży, a rzeczywisty wiatr zazwyczaj jest blisko równowagi geostroficznej, co dla wielu osób jest
zaskakujące. Bardziej intuicyjne jest przeświadczenie, że wiatr wieje z obszarów wysokiego do
niskiego ciśnienia (czyli prostopadle do linii stałego ciśnienia).

Warunek równowagi. Wiatr geostroficzny (u

g

,v

g

) opisany jest równaniami:

gdzie:

u

g

 - składowa wschodnia prędkości wiatru,

v

g

 - składowa północna prędkości wiatru ,

g -

stała grawitacji

,

f -

parametr Coriolisa

,

y - północna współrzędna położenia,
x - wschodnia współrzędna położenia,
Z - wysokość geopotencjału (związana z ciśnieniem);

     Mianem wiatru geostroficznego określa się wiatr wiejący powyżej warstwy tarcia (to jest w tej
warstwie, w której na ruch powietrza nie wywiera już żadnego wpływu powierzchnia Ziemi).
Grubość warstwy tarcia nad lądami jest większa i może być szacowana średnio na około 700-
1500 m, nad morzami i oceanami, ze względu na ogólnie mniejszą od lądu szorstkość
powierzchni, jest mniejsza i wynosi około 600 m.
    Pod wpływem zrównoważenia siły gradientu barycznego przez silę Coriolisa wiatr
geostroficzny wieje równolegle do izobar w ten sposób, że na półkuli północnej pozostawia
wyższe ciśnienie po stronie prawej, na półkuli południowej po lewej stronie (patrzymy zgodnie z
kierunkiem, w którym wiatr wieje).
    Prędkość wiatru geostroficznego uzależniona jest od wielkości gradientu barycznego (GB;
patrz obliczanie gradientu barycznego) i wielkości siły Coriolisa. Ta ostatnia stanowi funkcję
szerokości geograficznej (fi). Prędkość wiatru geostroficznego (VG) oblicza się według formuły:

VG = (4.81 * GB) / sin (fi) [m/s],

gdzie: GB - gradient baryczny, mianowany w hPa / 1° na kole wielkim.