1.)Równanie bilansu promieniowania powierzchni Ziemi:
Bilans promieniowania powierzchni Ziemi czyli różnicę pomiędzy przychodem a rozchodem ciepła drogą promieniowania, obliczamy ze wzoru:
R = QS ·(1-A) – Eef

R – saldo promieniowania
Eef – promieniowanie efektywne
QS ·(1-A) – promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię Ziemi.

Saldo radiacyjne R przechodzi w ciągu doby od wartości ujemnych w nocy (brak dopływu energii słonecznej) do dodatnich w ciągu dnia. W dzień R rośnie w miarę zwiększania się wysokości słońca i maleje wraz z jej zmniejszaniem, natomiast Eef nie ulega większym zmianom w ciągu doby.

Promieniowanie efektywne – ilość energii, którą traci powierzchnia Ziemi, w wyniku wymiany radiacyjnej w zakresie długofalowym.


2.)Stała Słoneczna:
Natężenie promieniowania na górnej granicy atmosfery przy średniej odległości Ziemi od Słońca, nosi nazwę Stałej Słonecznej, oznacza się ją symbolem I0. Może ona podlegać pewnym drobnym wahaniom w związku ze zmienną zdolnością emisyjną Słońca.

stała słoneczna - ilość energii promienistej od Słońca dochodząca do górnej granicy atmosfery na powierzchnię jednostkową (1m2) prostopadłą do promieni słonecznych w jednostce czasu. I0 = 1,98 [cal · cm-2 · min-1]

3.)Chmury wszystkich pięter:
chmury piętra wysokiego:
Cirrus (Ci) – pierzaste
Cirrocumulus (Cc) – pierzaste kłębiaste
Cirrostratus (Cs) – pierzaste warstwowe
chmury pietra średniego:
Altocumulus (Ac) – średnie kłębiaste
Altostratus (As) – średnie warstwowe
Nimbostratus (Ns) – warstwowe deszczowe
chmury piętra niskiego:
Stratocumulus (Sc) – warstwowe kłębiaste
Status (St) – warstwowe niskie
Chmury o budowie pionowej:
Cumulus (Cu) – kłębiaste
Cumulonimbus (Cb) – kłębiaste burzowe.

Nazwy rodzajów chmur i ich skrótów pisze się zawsze duzą literą.

4.)Typy rocznego przebiegu temperatur powietrza w zależności od czasu występowania ekstremów:

1. W zależności od szerokości geograficznej i czasu występowania wartości ekstremalnych temperatury powietrza w ciągu roku, zazwyczaj wyróżnia się na kuli ziemskiej cztery zasadnicze typy rocznego przebiegu temperatury powietrza:
   typ równikowy – cechuje się małą roczną amplitudą temperatury powietrza, różnice w dopływie promieniowania w ciągu roku są niewielkie, a okres jego największego natężenia zbiega się z okresem dużego zachmurzenia i opadów atmosferycznych.
   Najwyższe temperatury występują po dniach równonocy (w kwietni i we wrześniu), a najniższe w styczniu i lipcu, po dniach przesileń, w okresach najniższego położenia Słońca.
   Średnie roczne amplitudy temperatury powietrza nad oceanami nie przekraczają 3,0ºC, a nad lądem 7,0ºC.
   Typ zwrotnikowy – cechuje się występowaniem jednego maksimum temperatury powietrza po przesileniu letnim i jednego minimum temperatury po przesileniu zimowym. W klimacie monsunowym rejonów zwrotnikowych najwyższe temperatury notuje się przed nadejściem monsunu letniego – wilgotnego. Średnie roczne amplitudy temperatury powietrza nad oceanami wynoszą ok. 5ºC, a nad lądami dochodzą do 20ºC.
   Typ strefy umiarkowanej – charakteryzuje się jednym maksimum i jednym minimum temperatury powietrza, które występują odpowiednio po letnim i po zimowym przesileniu dnia z nocą. Średnie roczne amplitudy temperatury powietrza nad oceanami wynoszą ok. 15ºC, a nad lądami do ponad 40ºC.
   Typ strefy podbiegunowej – na obszarach położonych za kołem podbiegunowym najnizsze roczne temperatury powietrza notuje się pod koniec nocy polarnej, a maksymalne w połowie lata polarnego. Średnie roczne amplitudy temperatury na lądach osiągają 40-50ºC, a nad morzami 20-25ºC.

Konwergencja i dywergencja:
Gdy rozpatrujemy prądy powietrzne na mapach obejmujących większą powierzchnię, stwierdzamy, że w niektórych miejscach linie prądów zbliżają się, nawet zbiegają, a w innych – rozchodzą się. W związku z tym wyróżnia się:
linie zbieżności – wzdłuż których schodzą się linie prądów o różnych kierunkach;
linie jednostajnej zbieżności – ku której biegną jedne linie prądów, a inne od niej odchodzą;
linie rozbieżności – wzdłuż których rozchodzą się linie prądów o różnych kierunkach;
punkty zbieżności (konwergencji) – w których linie prądów poprowadzone z różnych stron zbiegają się;
punkty rozbieżności (dywergencji) – z których linie prądów, wychodząc z jednego punktu, rozchodzą się we wszystkich kierunkach.

Konwergencja- jest to zbieżność linii pola ciśnienia. Następuje zagęszczenie powietrza. Pojawia się w obszarach spadku V wiatru. Dopływ powietrza jest większy niż jego odpływ. Tworzy się niż.
Dywergencja – jest to rozbieżność linii pola ciśnienia. Dopływ masy powietrza zachodzi wolniej niż
jego odpływ. Tworzą się wyże.

6.)Cechy bryzy morskiej i lądowej:

bryza morska (dzienna): w dzień w wyniku małej pojemności cieplnej lądu temperatura jego powierzchni jest wyższa niż temperatura obokległego morza lub innego większego zbiornika wodnego. W wyniku wyższej temperatury lądu, zalegające nad nim powietrze ogrzewa się silniej niż powietrze zalegające nad podłożem wodnym. Ciepłe powietrze nad lądem unosi się do góry (prądy wstępujące) i rozpręża się, a na jego miejsce napływa dołem chłodniejsze powietrze znad zbiornika wodnego. Górą natomiast powietrze znad lądu przemieszcza się w kierunku morza, gdzie ochładza się i osiada za pośrednictwem prądu zstępującego. W ten sposób powstaje cyrkulacja, w której prądy powietrzne przenoszą, znad zbiornika wodnego nad ląd, chłodne i wilgotniejsze powietrze.

bryza lądowa (nocna): w nocy kontrast między temperaturą powietrza zalegającego nad morzem i powietrza zalegającego nad morzem i powietrza zalegającego nad lądem odwraca się. Formują się przy powierzchni Ziemi prądy powietrza skierowane znad lądu na morze.

7.)Główne masy powietrza i fronty klimatologiczne w atmosferze:
Masy powietrza – duże objętości powietrza, o rozmiarach poziomych sięgających nawet kilku tysięcy kilometrów, a pionowych kilku kilometrów, których cechy fizyczne, takie jak temperatura i wilgotność, odznaczają się względnie dużą jednorodnością.

Według kryterium termicznego wyróżnia się ciepłą masę powietrza (w czasie przemieszczania się nad danym obszarem stopniowo sie ochładza) i chłodną masę powietrza (podczas przemieszczania się stopniowo ogrzewa – jest to klasyfikacja względna.


Klasyfikacja geograficzna mas powietrza:
W zależności od położenia geograficznego obszaru źródłowego danej masy wyróżnia się następujące główne masy powietrza:
powietrze arktyczne (PA) – na półkuli południowej antarktyczne,
powietrze polarne (PP) – charakterystyczne dla umiarkowanych szerokości geograficznych,
powietrze zwrotnikowe (PZ),
powietrze równikowe (PR).


8.)Równanie bilansu cieplnego powierzchni Ziemi:

9.)Albedo Ziemi:
Stosunek ilości promieniowania odbitego do ilości promieniowania padającego. Wyrażane jest ono w procentach lub za pomocą ułamka dziesiętnego. Wartość albedo zależy przede wszystkim od rodzaju i barwy powierzchni odbijającej promienie, długości fali i kąta padania promieni słonecznych.

Albedo jest to stosunek promienia odbitego Ir do podającego Ic przeważnie w %
A=Ir/Ic * 100%
Planetarne albedo Ziemi wynosi około 30%

10.)Typy rocznego przebiegu opadów atmosferycznych w zależności od czasu występowania ekstremów:
typ równikowy – charakteryzuje się dwoma okresami z obfitymi opadami pochodzenia konwekcyjnego, w okresie równonoce (deszcze zenitalne), oddzielonymi od siebie dwoma okresami stosunkowo suchymi, kiedy Słońce góruje nad jednym ze zwrotników i kiedy linia zbieżności pasatów jest najbardziej oddalona od równika.
typ zwrotnikowy – w miarę przesuwania się ku zwrotnikom, dwa okresy wysokich, stopniowo malejących opadów zbliżają się do siebie w czasie i dają na zwrotnikach jedno wyraźne maksimum, pochodzące z deszczów zenitalnych w czasie letniego stanowiska Słońca. Pozostałą część roku obejmuje okres suchy.
typ monsunów zwrotnikowych – występuje na obszarach strefy międzyzwrotnikowej, zwłaszcza na wschodnich wybrzeżach kontynentów, poddawanych okresowym wiatrom monsunowym. Charakteryzuje się ostro zaznaczonym kontrastem letniej pory deszczowej i zimowej pory suchej.
typ podzwrotnikowy – obejmujący obszar od zwrotników do równoleżnika 40 st., wykazuje dwa dość zróżnicowane „podtypy”: wybitnie suchy (wyże dynamiczne i prądy zstępujące) oraz z wyraźną porą wilgotną zimową lub jesienną i suchą porą letnią.
w szerokościach umiarkowanych – dominują na ogół opady pochodzenia cyklonalnego. Wyróżniamy dwa typy przebiegu rocznego: oceaniczny - opady rozłożone są prawie równomiernie w ciągu roku, z lekko zaznaczonym maksimum na przełomie jesieni i zimy, a minimum na wiosnę, albo też z wyraźną przewagą zimowych; lądowy – z wyraźnym maksimum w okresie lata i minimum w okresie zimy. W okresie letnim na opady cyklonalne nakładają się opady konwekcyjne, wywołane pradami wstępującymi nad silnie nagrzanym lądem.
typ monsunów strefy umiarkowanej – charakterystyczny dla wschodnich wybrzeży Azji. Przebieg roczny opadów zbliżony do typu opadów w szerokościach umiarkowanych (typ lądowy), lecz kontrast pomiedzy deszczowym latem i sucha zimą zarysowuje się znacznie ostrzej.
w szerokościach wysokich – opady o pochodzeniu wybitnie cyklonalnym wykazują również w przebiegu rocznym zróżnicowanie, dając 2 typy: polarny lądowy (z maksimum letnim) oraz polarny oceaniczny (z maksimum zimą – silniejsza działalność cyklonalna).

11.)Konwekcja i adwekcja:

konwekcja – przenoszenie energii cieplnej wraz z przemieszczającą się w kierunku pionowym masą powietrza. Zachodzi w postaci swobodnej lub wymuszonej. Konwekcja w postaci swobodnej pojawia się na skutek ogrzania podłoża, od którego nagrzewa się przyziemna warstwa powietrza i rozpoczyna wstępowanie do góry (konwekcja termiczna). W postaci wymuszonej zachodzi w atmosferze na skutek przesunięć mas powietrza natrafiających na przeszkody orograficzne.

Adwekcja mas powietrza – poziome przemieszczanie się mas powietrza.

12.)Cechy wiatru lodowcowego:
Wiatry zimne, porywiste, spadając z zawsze zimnych powierzchni lodowców na niżej położone cieplejsze obszary.

13.)Rodzaje frontów atmosferycznych:
front arktyczny
front polarny
front równikowy (międzyzwrotnikowy)

Ośrodki baryczne stałe i sezonowe:

PÓŁNOCNA
STAŁE
W Azorski
W Hawajski
W Grenlandzki
N Islandzki
SEZON zim.
N Aleucki
N Śródziemnomorski
W Azjatycki
W Północnoamerykański
let.
N Południowoazjatycki
N Północnoamerykański
POŁUDNIOWA
STAŁE
W Południowoatlantycki
W Południowopacyficzny
W Południowoindyjski
Okołoatlantycka strefa obniżonego ciśnienia
SEZON zim.
W Południowoafrykański
W Australijski
let.
N Południowoamerykański
N Południowoafrykański
N Australijski.

Konwencje klimatyczne:

I raport - 1990 rok (następne 1995 i 2000): podstawa do rozpoczęcia negocjacji tzw. konwencji klimatycznych

Efekt działań UPCC:
1. Ramowa Konwencja Narodów Zjednoczonych w Sprawie Zmian Klimatu:
zobowiązanie rządów państw do stabilizacji gazów cieplarnianych
2. Protokół z Kioto (1997 rok); Polska podpisuje go w 1998 roku:
powstało Biuro wykonawcze do spraw klimatu przy Instytucie Środowiska;
Kraje UE godzą się na podział redukcji gazów wśród krajów członkowskich (dopuszczalne inne możliwości niż redukcja)

MECHANIZMY ELASTYCZNOŚCI:
- handel zezwoleniami
- wspólne działanie
- mechanizm czystego rozwoju (CDM)

16 luty 2005 - ratyfikacja przez 55 krajów
3. Idea zrównoważonego rozwoju- Johannesburg rok 2002 = Szczyt Ziemi:
działanie w harmonii z naturą we wszystkich krajach świata