W tabeli podano wartości temperatury i wilgotności względnej powietrza w

pomieszczeniach wybranych dziedzin przemysłu. Prędkość ruchu powietrza w

strefie pracy nie powinna w tych pomieszczeniach przekraczać 0,25 - 30 m/s.

Klimat i obliczeniowe parametry powietrza

zewnętrznego

Występujące na świecie zmiany temperatury, wilgotności i

prędkości oraz kierunku wiatru mają kilka przyczyn, a ich
zintegrowane działanie tworzy klimat danego regionu.

Po pierwsze jest to sezonowa zmiana warunków

klimatycznych zależna od szerokości geograficznej,
spowodowana tym, że oś obrotu kuli ziemskiej jest
nachylona pod kątem około 23,5° w stosunku do osi obrotu
dookoła Słońca.

A zatem ilość energii słonecznej docierającej do danego

miejsca na powierzchni Ziemi zmienia się w ciągu roku.
Położenie geograficzne danego obszaru jest drugim
czynnikiem powodującym odmianę klimatu w granicach
narzuconych przez zmiany sezonowe.

• Rysunek stanowi geometryczną ilustrację problemu i wskazuje, że

w danym rejonie o określonej szerokości geograficznej natężenie
promieniowania sło

ecznego w zimie jest mniejsze niż w lecie.

Skutki tego zjawiska są tym bardziej ważne, że właściwie Słońce
jest jedynym uniwersalnym źródłem energii dla Ziemi.

Klimat i obliczeniowe parametry powietrza

zewnętrznego

• Położenie geograficzne danego miejsca określa więc, ile energii

słonecznej dociera na Ziemię, ile z tej ilości jest zakumulowane, a
ile może być łatwo przekazane do atmosfery.

• Atmosfera jest względnie przezroczysta dla strumienia energii

promieniowania słonecznego (zwanego nasłonecznieniem), lecz
masy lądu, które odbierają energię, są dla niej nieprzezroczyste i
dość dobrze ją absorbują chociaż wiele zależy tu od zdolności
odbijania powierzchni.

• Oznacza to, że energia cieplna Słońca ogrzewa te powierzchnie

lądu, na które pada. Część tej energii przenika w głąb skorupy
ziemskiej i jest zakumulowana w jej górnych warstwach, część
energii jest unoszona do atmosfery, a część jest
wypromieniowywana ponownie w przestrzeń kosmiczną, lecz
przy większej długości fal (około 10 μm ), gdyż średnia
temperatura powierzchni Ziemi jest znacznie niższa od
temperatury Słońca.

Klimat i obliczeniowe parametry powietrza

zewnętrznego

Cztery piąte powierzchni kuli ziemskiej stanowią morza i oceany, a woda

zachowuje się w inny sposób w stosunku do promieniowania
słonecznego.

Woda jest częściowo przezroczysta dla promieniowania cieplnego; dlatego

energia cieplna jest pochłaniana przez wodę na pewnej głębokości.
Stąd między innymi temperatura powierzchni wody nie osiąga tak
wysokiej wartości w ciągu dnia.

Natomiast w nocy ląd traci ciepło do atmosfery szybciej, ponieważ mniej

ciepła zostało zmagazynowane w płytkiej górnej warstwie ziemi niż w
głębszych warstwach wody.

W wyniku tego zjawiska w nocy temperatura powierzchni lądu jest niższa

od temperatury powierzchni wody.

W miejscowościach położonych w środku dużych lądów roczne zmiany

temperatury są większe niż na wyspach leżących na otwartym morzu.
Wobec tego lokalny klimat na tej samej szerokości geograficznej może
być bardzo różny.

Klimat i obliczeniowe parametry powietrza

zewnętrznego

Aby się o tym przekonać, wystarczy tylko porównać umiarkowany

klimat w różnych porach roku występujący na Wyspach
Brytyjskich

ekstremalnymi

warunkami

klimatycznymi

występującymi w Azji Środkowej lub północnej Kanadzie, leżących
na tej samej szerokości geograficznej.

Wymiana energii promieniowania omówiona wyżej, która jest

przyczyną różnic między klimatem morskim a kontynentalnym,
bywa często zakłócana przez zachmurzenie nieba.

Pokrywa chmur działa jak zapora izolacyjna między Ziemią i jej

otoczeniem; nie tylko odbija ona z powrotem do przestrzeni
kosmicznej pewną część energii promieniowania słonecznego
padającego

nią,

lecz

także

zatrzymuje

przepływ

promieniowania podczerwonego o małej częstotliwości, które
emituje Ziemia.

Łańcuchy górskie mają także pewien wpływ na przedstawiony wyżej

uproszczony obraz bilansu promieniowania

Klimat i obliczeniowe parametry powietrza

zewnętrznego

Skutkiem nierównomiernego ogrzewania lądu i morza jest ruch

powietrza.

W wyniku ruchu powietrza w atmosferze powstaje adiabatyczne

rozprężanie i sprężanie, którego konsekwencjami są spadki i przyrosty
temperatury powietrza.

Te zmiany temperatury mogą z kolei spowodować formowanie się chmur,

gdy zostaną osiągnięte wartości temperatury niższe od punktu rosy.

Jednym z ogólnych, wyraźnych aspektów bilansu promieniowania

cieplnego jest oddziaływanie na pogodę i tworzenie stałych
osobliwości w ruchu powietrza, takich jak pasy ciszy i pasaty. Faktem
jest, że na obszarach o szerokościach geograficznych większych od
40° Ziemia oddaje przez promieniowanie do przestrzeni kosmicznej
więcej ciepła, niż otrzymuje od Słońca. Natomiast dla szerokości
mniejszych od 40° jest odwrotnie.

W wyniku tego obszary położone na mniejszych szerokościach

geograficznych są ogrzewane, a na większych ochładzane. Tworzą się
więc prądy cieplne płynące od regionów równikowych i odpowiadające
im, lecz w kierunku przeciwnym, z regionów większych szerokości
geograficznych. Model taki byłby słuszny dla atmosfery w warunkach
idealnych, lecz w rzeczywistości Ziemia obraca się. W wyniku działania
tego i innych czynników przebieg zjawisk jest dość powikłany i wciąż
jeszcze nie w pełni zrozumiały.

Wiatry

Czynniki, które współdziałając, tworzą ogólny układ kierunków wiatrów

nad kulą ziemską. Ten układ jest następnie zakłócany przez wpływy
lokalne, takie jak bliskość morza i lądu, istnienie gór i inne.

Do trzech ogólnych czynników wpływających na powstawanie wiatrów

należą:

• nierównomierne ogrzewanie lądu i morza;
• odchylenie kierunku wiatru na skutek sił powstających przy obrocie

Ziemi dookoła swej osi;

• prawo zachowania momentu pędu - czynnik występujący w związku z

tym, że liniowa prędkość powietrza na małych szerokościach
geograficznych jest mniejsza niż na większych.

Ogólny obraz rozprzestrzeniania się wiatru jest następujący. W regionie

równikowym pogoda jest jednolita; strefa gorąca jest obszarem o
bardzo słabych i zmiennych wiatrach z częstymi okresami spokoju,
zachmurzeniem oraz gwałtownymi burzami z grzmotami. Te słabe i
zmienne wiatry nazywane są „pasami ciszy". Poniżej i powyżej strefy
ciszy, aż do 30° szerokości północnej i południowej, występują pasaty,
które wiej ą dość jednostajnie, przerywane od czasu do czasu przez
sztormy. Bryzy z lądu lub morza także oddziałują na ich zachowanie.

Wiatry

Na obszarach powyżej 30° szerokości geograficznej, aż do regionów

podbiegunowych, wieją wiatry zachodnie. Są one skutkiem trzech wyżej
wymienionych czynników, lecz także duży wpływ mają rozszerzające się
regiony niskich ciśnień nazywane cyklonami, które tworzą sztormy o
charakterze znanym w strefach umiarkowanych.

Niż baryczny powoduje to, że trudno jest przewidywać pogodę, chyba że

dotyczy to obszaru leżącego w głębi lądu.

W klimacie umiarkowanym na obszarach wysp o nierównej linii brzegowej, tak

jak to jest w północno-zachodniej Europie, niż baryczny jest regułą i
długoterminowe prognozy pogody trudne są do opracowania. Sytuacja ta jest
jeszcze bardziej skomplikowana przez wpływ ciepłych i zimnych prądów
morskich.

We wszystkich omówionych przypadkach mogą być wyjątki. Dość ważne lokalne

zjawisko występuje przy linii brzegów morskich, gdzie lądowe i morskie bryzy
są skutkiem nierównomiernego nagrzewania lądu i morza. W dzień powietrze
unosi się nad gorącym lądem, a zimne powietrze napływa znad morza,
zajmując jego miejsce w miarę upływu dnia. W nocy gwałtownie ostudzony
ląd chłodzi powietrze znajdujące się w pobliżu jego powierzchni, wtedy
przesuwa się ono w kierunku morza, zajmując miejsce cieplejszego
powietrza, które unosi się w górę. Zjawisko to daje w rezultacie uśrednienie
temperatury przybrzeżnych warstw powietrza. Dobowe wahania temperatury
powietrza (wg termometru suchego) są mniejsze w pobliżu brzegu morza niż
dalej w głębi lądu.

Wiatry

Sezonowe wahania temperatury (tak jak i wahania dobowe) są większe nad częścią

środkową dużych obszarów lądowych. W wyniku tego występują sezonowe wiatry
nazywane monsunami, wiejące od morza do lądu latem, a w kierunku z lądu do
morza zimą. Różne rodzaje monsunów występują w Indiach, Azji i Chinach.
Tornada, których pochodzenie jest nierozpoznane, stanowią przykład wiatrów o
największych spotykanych prędkościach. Są one wirami o szerokości kilkuset
metrów, poruszającymi się po określonej drodze. Mogą zdarzyć się w każdym
miejscu na świecie, ale na szczęście zwykle występują tylko na pewnych
obszarach. Są one gwałtowne, lecz trwają krótko. Prędkości wiatru dochodzą do
480 km/h lub więcej, a ciśnienia w osi wiru osiągają bardzo niskie wartości - około
800 hPa.

Na dużych wzniesieniach z powodu stosunkowo małej ilości cząsteczek kurzu i

obniżonej ilości pary wodnej w atmosferze w okresie nocy promieniowanie cieplne
w przestrzeń nie jest niczym zahamowane. W konsekwencji w nocy powierzchnia
ziemi na terenach wyżynnych ochładza się dużo szybciej niż na terenach
położonych niżej. Powietrze, stykając się z chłodniejszą powierzchnią, ochładza się
(a zatem rośnie jego gęstość) i zsuwa się w dół po zboczach góry na teren
położony niżej, gdzie ujawnia się w postaci łagodnego wiatru, nazywanego
wiatrem katabatycznym albo zstępnym.

Są liczne przykłady takich wiatrów, a typowym przypadkiem jest mistral - wiatr

katabatyczny wiejący w kierunku Morza Śródziemnego z wyżyn południowej i
wschodniej Francji.

Powstawanie rosy

Po zapadnięciu nocy temperatura powierzchni ziemi obniża się w wyniku strat

ciepła przez promieniowanie. Obniża się również temperatura powietrza
stykającego się z ziemią, przy czym ciepło wymieniane jest między nimi na
drodze konwekcji. W końcu temperatura ziemi spada poniżej punktu rosy i
rozpoczyna się skraplanie pary wodnej z powietrza.

Chociaż intensywność strat ciepła z powierzchni ciał stałych jest w przybliżeniu

stała i zależna od temperatury powierzchni w czwartej potędze, to nie
wszystkie przedmioty stygną z taką samą szybkością. Duża ilość ciepła jest
zakumulowana w wyższych warstwach ziemi, a ciepło przepływa na zewnątrz
do powierzchni, aby uzupełnić jej straty ciepła. Tak więc temperatura
dobrych przewodników ciepła pozostających w kontakcie cieplnym z ziemią
będzie spadała prawie tak samo szybko jak temperatura powierzchni ziemi
znajdującej się w pobliżu.

Natomiast złe przewodniki ciepła lub przedmioty zaizolowane nie będą pobierały

ciepła z ziemi w takiej ilości, aby pokryć straty ciepła przez promieniowanie.
W rezultacie ich temperatura będzie obniżać się szybciej, a rosa będzie
powstawać najpierw na takich właśnie przedmiotach.

Przykładami tych dwóch grup materiałów są: skały, które są dobrymi

przewodnikami ciepła i dokładnie stykają się z ziemią, oraz murawa, która
jest słabym przewodnikiem. A zatem rosa pojawia się na trawie wcześniej niż
na skałach.

Mgły i zamglenia

Aby nastąpiło skraplanie pary wodnej w atmosferze, niezbędna jest obecność

małych cząstek ciała stałego.

Nazywane są one ośrodkami skraplania. Jednak ośrodkiem skraplania nie może być

każda mała cząsteczka ciała stałego; jest pożądane, aby cząsteczka ta miała
pewne powinowactwo w stosunku do wody.

Materiały higroskopijne, takie jak sól kuchenna i dwutlenek siarki, mają właśnie

wpływ na rozpoczęcie procesu skraplania.

Według obecnej opinii produkty spalania odgrywają ważną rolę w dostarczaniu

ośrodków skraplania, a ich wymiary i liczba są bardzo różne. Ponad obszarami
uprzemysłowionymi może występować kilka milionów ośrodków skraplania w
centymetrze sześciennym powietrza, podczas gdy nad morzem ich stężenie
może być dużo niższe - kilkaset w centymetrze sześciennym.

Ośrodki skraplania przyczyniają się do powstawania opadów deszczu oraz mgły,

lecz warunkiem powstawania mgły jest ochłodzenie wilgotnego powietrza.
Występują dwa rodzaje mgły:

napływająca

, która się formuje z wilgotnej

morskiej bryzy wiejącej nad zimniejszą powierzchnią lądu, i mgła powstająca w
wyniku

promieniowania cieplnego

. Mgła ta powstaje wówczas, gdy wilgotne

powietrze jest ochłodzone w wyniku zetknięcia z ziemią oziębioną w rezultacie
strat ciepła przez promieniowanie do odsłoniętego nieba. Pokrywa chmur
zmniejsza takie straty ciepła i hamując obniżanie temperatury powierzchni -
utrudnia tworzenie się mgły. Istotne znaczenie ma również ruch powietrza;
najmniejszy nawet wiatr rozpędza mgłę dość szybko. Mgła ma tendencję do
występowania w pobliżu stref uprzemysłowionych ze względu na lokalną
atmosferę bogatą w ośrodki skraplania.

Mgły i zamglenia

W tym przypadku bezruch powietrza sprzyja utrzymywaniu się koncentracji

tych cząsteczek. Ponadto ich rozpraszanie jest utrudnione przez
zjawisko inwersji, polegające na wzroście temperatury powietrza ze
wzrostem wysokości (zamiast na odwrót). Hamuje to unoszenie się
ciepłego powietrza i stwarza sprzyjające warunki do utrzymywania się
produktów spalania i mgły, gdy inne czynniki nie przeciwdziałają temu
zjawisku.

Długofalowe promieniowanie cieplne, I

, skierowane ku niebu w nocy

może być traktowane jako promieniowanie w kierunku ciała czarnego o
temperaturze absolutnego zera. Jest ono modyfikowane za pomocą
współczynnika poprawkowego uwzględniającego zmiany pochłaniania
przez parę wodną w niższych warstwach atmosfery. Zmienia się wraz ze
stopniem zachmurzenia i powierzchnią nieba widzianą z powierzchni.

Deszcz

Występujące prądy powietrza poddawane są procesom adiabatycznego

rozprężania i ochładzania. Gradient temperatury powietrza, który wtedy
występuje, wynosi około 1 K na każde 100 m przyrostu wysokości n.p.m.
Porównując to z normalnym obniżaniem temperatury powietrza,
wynoszącym 0,6 K na każde 100 m, można zauważyć, że po
odpowiednim czasie wznoszące się powietrze, które na początku miało
być może temperaturę wyższą od temperatury otaczającego powietrza,
w końcu ma temperaturę niższą od jego otoczenia. W tym miejscu ustaje
ruch powietrza ku górze.

Jeśli w czasie procesu chłodzenia adiabatycznego temperatura

wznoszącego się powietrza spadała poniżej punktu rosy, to w obecności
odpowiednich ośrodków skraplania będzie następowało skraplanie pary
wodnej. Powstające kropelki wody będą miały tendencję do opadania
pod wpływem siły ciążenia, lecz prędkość opadania będzie hamowana
oporem tarcia między kropelkami a wznoszącymi się prądami powietrza.

To, czy z chmury, która utworzyła się na skutek skraplania pary wodnej,

będzie deszcz czy nie, zależy od wypadkowej dwóch sił:

siły ciężkości

skierowanej w dół i siły oporu tarcia skierowanej w górę.

Prędkość, z jaką

spadają krople deszczu, zależy od wymiarów powstających kropli.

Dobowe wahania temperatury powietrza

• Energia słoneczna jest źródłem ciepła dla atmosfery. Dlatego bilans wymiany

ciepła przez promieniowanie między Ziemią i j ej otoczeniem, powodujący
zmiany temperatury powietrza, musi zmieniać się zgodnie z położeniem
Słońca na niebie.

A zatem wahania temperatury powietrza są funkcją czasu.

• Powierzchnia Ziemi jest najzimniejsza tuż przed samym świtem.

Jeżeli nie

ma powłoki chmur, to przy bezchmurnym niebie istnieją sprzyjające warunki
do strat ciepła w ciągu całej nocy. Ze względu na to uważa się zwykle, że
najniższa temperatura powietrza występuje około jednej godziny przed
wschodem Słońca.

• Gdy tylko Słońce wzejdzie, to jego promieniowanie zaczyna ogrzewać

powierzchnię Ziemi. Wówczas temperatura Ziemi wzrasta, a ciepło jest
unoszone z jej powierzchni przez warstwy powietrza leżące tuż nad nią.
Następuje w ten sposób stopniowy wzrost temperatury powietrza, w miarę
jak Słońce wznosi się na niebie. Przyrost ten utrzymuje się także przez
pewien krótki czas po przejściu Słońca przez zenit, ponieważ pewna ilość
ciepła, które Ziemia uzyskała od Słońca przed południem, zakumulowanego
w górnych warstwach, przepływa w górę i Ziemia traci je wczesnym
popołudniem.

• Okazuje się zwykle, że najwyższa temperatura powietrza występuje około

godz. 14

lub 15

(wg czasu słonecznego). Rzeczywiście między godz. 13

a 17

nie należy spodziewać się bardzo dużych zmian temperatury.

Dobowe wahania temperatury powietrza

• Istnieje nieregularna zależność sinusoidalna między czasem słonecznym i

temperaturą powietrza (wg termometru suchego). Krzywa nie może być
całkowicie symetryczna, ponieważ czas między najniższą a najwyższą
temperaturą nie musi być koniecznie równy okresowi między najwyższą a
najniższą wartością funkcji.

• W czerwcu Słońce wschodzi około godz. 4

, a zachodzi około 20

Pora

najniższej temperatury występuje około godz. 3

a pora najwyższej

temperatury około godz. 15

. A więc czas wzrostu temperatury wynosi

około 12 godz. Ponieważ nocny okres nieograniczonego ochładzania trwa
tylko około 7 godz. (od godz. 20

do 3

), to krzywa zmienności

temperatury będzie bardziej rozciągnięta w czasie dnia niż w nocy.
Sytuacja odwrotna wystąpiłaby w grudniu.

• Jeśli założyć, że temperatura powietrza zewnętrznego t

zmienia się

sinusoidalnie w czasie Θ i że jej maksymalna wartość t

występuje o

godz. 15

czasu słonecznego, to można zapisać

gdzie D jest różnicą między średnimi wielkościami maksymalnych i
minimalnych wartości temperatury w cyklu dobowym

Pomiary meteorologiczne

Stacje pomiarów istotnych właściwości atmosfery są zakładane na całym świecie

przez krajowe instytucje meteorologiczne. Stacje nie są rozłożone
równomiernie na całej powierzchni Ziemi i dlatego liczba informacji o pewnych
obszarach jest duża, a o innych niewystarczająca.

Pomiary temperatury i wilgotności są wykonywane w ustawionych na otwartej

przestrzeni skrzynkach z żaluzjami. Żaluzje pozwalają na swobodną, naturalną
cyrkulację powietrza zewnętrznego wokół przyrządów, natomiast chronią je od
deszczu i promieniowania słonecznego. Ponieważ ruch powietrza wokół
czujnika dowolnego termometru mokrego zainstalowanego w takiej
ekranowanej obudowie ma charakter naturalny, prędkość przepływu powietrza
będzie za mała (<4,5 m/s), aby skutecznie zmniejszyć oddziaływanie
promieniowania cieplnego, dlatego wskazania ekranowanego termometru
mokrego będą zawsze o około 0,5°C wyższe od odczytanych na termometrze
mokrym.

W ekranowanych obudowach meteorologicznych codziennie są wykonywane

pomiary najwyższej i najniższej temperatury powietrza (wg termometru
suchego). Dla danego roku oblicza się średnie wartości każdego miesiąca i tak
otrzymane pary wartości zestawia w tablicach dla poszczególnych miesięcy
każdego roku. Po okresie kilku lat może być obliczana następna wartość
średnia, co prowadzi do średniej dobowej temperatury maksymalnej i średniej
dobowej temperatury minimalnej dla każdego miesiąca i poszczególnych
miejscowości.