STRATYFIKACJA TERMICZNA 

TROPOSFERY 

A ROZPRZESTRZENIANIE SIĘ 

ZANIECZYSZCZEŃ

- termiczno-dynamiczna równowaga 
powietrza

 

 

Wykres zmian temperatury 

powietrza z wysokością

 

adiabaty suche

adiabaty suche

adiabaty wilgotne

adiabaty wilgotne

 

 

Temperatura potencjalna 

powietrza

:

   

jest temperaturą jaką cząstka by 

miała, gdyby została 
sprowadzona adiabatycznie do 
ciśnienia standardowego P0, 
równego zazwyczaj 1000 hPa. 
Temperatura jest oznaczona 

θ 

( teta)

 

 

GT = (T

2

 - T

1

) / (H

2

 - H

1

)

gdzie: T - temperatura powietrza na 

poziomie 1 i 2;

H - wysokość na poziomie 1 i 2.

 

0

0

C/100 m

C/100 m

Pionowy gradient temperatury

 

gradient faktyczny= rzeczywisty = zwykły. 

 

 

Pionowy gradient temperatury 

- gradient faktyczny, rzeczywisty lub 

zwykły

gradient 
przeciętn
y

 

gradient 
superadiabatyczny

gradient adiabatyczny

gradient 
przeciętny

 

 

Typy pionowego rozkładu 

temperatury powietrza

Przygruntow
a inwersja

Izotermia 
przygruntow
a

Inwersja w 
swobodnej 
atmosferze

 

 

Inwersja temperatury

G – grubość warstwy inwersyjnej

 

 

Schemat powstawania inwersji 

osiadania

 

 

Inwersja towarzysząca frontowi  

ciepłemu

 

 

Inwersja towarzysząca frontowi 

 chłodnemu

 

 

powstawanie i zanikanie inwersji radiacyjnej

powstawanie i zanikanie inwersji radiacyjnej

 

Podłoże ochładza się 

stopniowo

Podłoże ogrzewa się stopniowo

 

 

Liczba dni z całodziennym utrzymywaniem się 

warstw inwersyjnych w zasięgu sodaru w Krakowie 

w poszczególnych miesiącach roku

całodzienne dolne
 warstwy inwersyjne

 

 

Równowaga stała –gradient 

rzeczywisty < adiabatycznego

 

 

Równowaga obojętna –

gradient rzeczywisty = 

adiabatyczny

 

 

Równowaga chwiejna –

gradient rzeczywisty 

>adiabatycznego

 

 

Procesy prowadzące do powstania 

równowagi chwiejnej 

• Każdy proces, który powoduje powstawanie 

chłodniejszego powietrza na większych wysokościach

 

i 

cieplejszego na mniejszych

 przyczynia się do 

zmniejszenia stabilności atmosfery. 

• ogrzewanie powietrza od gruntu

 - słońce ogrzewając 

grunt ogrzewa powietrze przy nim zalegające, a to 

powoduje, że powietrze ciepłe znajduje się w dolnej 

warstwie atmosfery poniżej chłodnego. 

• ciepła adwekcja przy gruncie

 - napływ ciepłego 

powietrza nad dany obszar powoduje podwyższenie 

temperatury przy powierzchni ziemi. 

• chłodna adwekcja w wyższych warstwach

 atmosfery - 

napływ chłodnego powietrza w górne warstwy 

atmosfery powoduje, że powietrze jest tam 

chłodniejsze od tego poniżej. 

 

 

Procesy prowadzące do 

powstania równowagi stałej 

• Każdy proces, który powoduje powstawanie 

cieplejszego 

powietrza na większych

 wysokościach i chłodniejszego na 

mniejszych przyczynia się do zwiększenia stabilności atmosfery. 

• ochłodzenie z wypromieniowania

 - występuje podczas 

spokojnych i bezchmurnych nocy, kiedy powietrze przy gruncie 

ochładza się szybciej niż warstwy powyżej (na skutek 

wypromieniowania ciepła) i w rezultacie chłodniejsze powietrze 

zalega przy gruncie. 

• chłodna adwekcja przy gruncie

 - napływające zimne powietrze 

powoduje szybszy spadek temperatury przy gruncie niż na 

większych wysokościach. 

• ciepła adwekcja w górnych warstwach

 atmosfery - kiedy ciepłe 

powietrze napływa na wyższe warstwy atmosfery i powoduje 

podwyższenie temperatury na większych wysokościach 

(podczas gdy poniżej temperatura jest niższa). 

 

 

Stany równowagi a kształty smugi 

zanieczyszczeń

Orientacyjny zasięg strefy A, w której stosunek równowagi 

Orientacyjny zasięg strefy A, w której stosunek równowagi 

stałej w nocy do równowagi chwiejnej w ciągu dnia równa 

stałej w nocy do równowagi chwiejnej w ciągu dnia równa 

się w przybliżeniu 1:2 oraz zasięg strefy B, w której 

się w przybliżeniu 1:2 oraz zasięg strefy B, w której 

stosunek ten równa się1:1

stosunek ten równa się1:1

 

 

Częstość (w %) równowagi chwiejnej 

w ciągu roku

 

%

 

 

Częstość (w %) równowagi 

chwiejnej 

w okresie:

                  

zimy  

                                

lata

 

 

Częstość (w %) równowagi 

chwiejnej 

w okresie:

         

 

wiosny   

      

                      

jesieni

 

 

Procent godzin z równowagą 

chwiejną

 

 

Procent godzin z równowagą obojętną i 

stałą

 

 

 

Częstość ( w %)  występowania nocy i dni 

z  poszczególnymi rodzajami   termiczno-

dynamicznej równowagi pionowej powietrza 

w Polsce

Okres

Noc 

Noc 

Dzień

Dzień

chwiejn

chwiejn

a

a

stała +

stała +

obojętn

obojętn

a

a

chwiejn

chwiejn

a

a

stała +

stała +

obojętn

obojętn

a

a

Zima

10,6

10,6

89,4

89,4

40,8

40,8

59,2

59,2

Wiosn

a

22,2

22,2

77,8

77,8

65,3

65,3

34,7

34,7

Lato

30,3

30,3

69,7

69,7

80,6

80,6

19,4

19,4

Jesień

18,6

18,6

81,4

81,4

51,4

51,4

48,6

48,6

Rok

20,4

20,4

79,6

79,6

59,5

59,5

40,5

40,5

 

 

Przebieg roczny częstości występowania 3 klas 

Przebieg roczny częstości występowania 3 klas 

równowagi atmosfery w Krakowie w latach 1951-

równowagi atmosfery w Krakowie w latach 1951-

1960

1960

rok:       22,8%                40,7%              
  36,5%