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%