Budowa i skład atmosfery:
Pochodzenie i ewolucja atmosfery ziemskiej
Atmosfera pierwotna
Powstała w okresie formowania Ziemi. Prawdopodobna zawartość: wodór, hel, związki
wodoru - metan i amoniak. Zanik atmosfery wskutek ucieczki gazów pierwotnych.
Atmosfera wtórna
Powstała po uformowaniu skorupy ziemskiej, ok. 4.4 mld lat temu. Powstała wskutek
uwalniania pary wodnej (85%), dwutlenku węgla (10%) i azotu (amoniak) z wnętrza Ziemi
(działalność wulkaniczna). Gęsta atmosfera o silnym efekcie szklarniowym, średnia
temperatura szacowana na ok. 70 C.
Stygnięcie atmosfery  kondensacja pary wodnej, powstanie oceanów.
Powstanie tlenu - fotodysocjacja pary wodnej wskutek promieniowania UV, fotosynteza
zmiany temperatury w pionie atmosfery. Mają one zróżnicowany charakter (rys. 2.2.6.). Ponieważ podział atmosfery
został dokonany głównie w oparciu o jej profil termiczny, tak więc zmiany temperatury zostaną omówione poniżej,
przy okazji opisu poszczególnych warstw.
Wyróżnia się następujące strefy:
(przestrzeń kosmiczna)
Otwarta przestrzeń poza ziemską atmosferą. Charakteryzuje ją stan bardzo wysokiej próżni, nieosiągalnej
nawet w większości laboratoriów. Z racji nieobecności jakiegokolwiek ośrodka nie mogą się rozchodzić w
niej fale dz
więkowe. Wymiana ciepła odbywa się jedynie na drodze promieniowania. Znajdują się tutaj
wysokoenergetyczne cząstki wiatru słonecznego oraz wypełnia ją promieniowanie pochodzące od Słońca oraz
promieniowanie kosmiczne.
jonosfera (85 2000 km)
Nazwa ta oznacza "strefę jonów" i jest wspólna dla termosfery i egzosfery, czyli dwóch najbardziej
zewnętrznych warstw ziemskiej atmosfery. Nazwa ta wiąże się z obecnością praktycznie wyłącznie
zjonizowanych cząstek gazów atmosferycznych, które są nieustannie wystawione na kontakt z
promieniowaniem kosmicznym.
egzosfera (500 2000 km)
W tej strefie zaczynają zanikać ostatnie ślady obecności powietrza. Odległości pomiędzy cząsteczkami są tak
duże, iż właściwie panuje tutaj bardzo wysoka próżnia.
termosfera (85 500 km)
W wybitnie rozrzedzonym powietrzu przestają rozchodzić się fale dz
więkowe. Zaczyna zmieniać się, stały
dotąd, skład chemiczny atmosfery. Na wysokościach kilkuset kilometrów rozpędzone wysokoenergetyczne
cząstki wiatru słonecznego zaczynają zderzać się z cząstkami gazów atmosferycznych, pobudzając je do
świecenia i tworząc zjawisko zorzy polarnej. Z racji intensywnej ekspozycji tych warstw na promieniowanie
kosmiczne i cząstki wysokoenergetyczne, następuje tutaj gwałtowny wzrost temperatury. Jednak twierdzenia,
iż jest tam "piekielnie" gorąco są mylne, gdyż w przypadku tak rozrzedzonego gazu trudno mówić w ogóle o
jakiejkolwiek wymianie ciepła. Temperaturę dlatego należy jedynie traktować dla uzmysłowienia średniej
energii kinetycznej cząstek, natomiast nie spodziewać się jakichkolwiek efektów cieplnych.
Na wysokości 100 km n.p.m.przebiega umowna granica kosmosu, wyznaczona przebiegającą tam tzw. linią
Karmana.
mezosfera (50 85 km)
Następuje tutaj wyraz
ny spadek temperatury od 0 do  70 °C. Niebo zmienia kolor z bÅ‚Ä™kitnego na
granatowoczarny, pojawiają się na nim gwiazdy. Obserwator znajdujący się na wysokości mezosfery widzi
już w dole błękitną wstążkę atmosfery, nad którą rozciąga się czerń kosmosu. Ciśnienie atmosferyczne i
gęstość powietrza spadają do śladowych wartości. Skład chemiczny atmosfery pozostaje jednak cały czas
stały. Większość cząstek gazów atmosferycznych jest w stanie zjonizowanym, co sprawia, iż powietrze staje
siÄ™ odtÄ…d bardzo dobrym przewodnikiem prÄ…du elektrycznego.
Niekiedy obserwowane są, szczególnie w dużych, północnych szer. geogr. tzw. obłoki srebrzyste, zwane też
nocnymi obłokami świecącymi. Jednak ich występowanie nie ma nic wspólnego z parą wodną, a raczej z
obecnością pyłu kosmicznego na tak dużych wysokościach. Ostatecznie jednak ich powstawanie nie zostało
jeszcze wyjaśnione.
stratosfera (12 50 km)
Wraz ze wzrostem wysokości powietrze się dalej rozrzedza, a jego ciśnienie maleje. Na wysokości ok. 19,2
km ciśnienie atmosferyczne, 47 torów, zrównuje się z ciśnieniem nasyconej pary wodnej w temperaturze
37 °C, co powoduje wydzielanie siÄ™ gazów w postaci pÄ™cherzyków z pÅ‚ynów ustrojowych, czyli ich
wrzenie[6]. Piloci latający na takich wysokościach muszą nosić skafander ciśnieniowy
Temperatura powietrza zaczyna tutaj wzrastać, gdyż powietrze na tej wysokości intensywnie pochłania
promieniowanie ultrafioletowe Słońca. Związane jest z tym jonizowanie tlenu i tworzenie cząsteczek ozonu,
którego najwięcej znajduje się na wysokości 15  40 km w tzw. warstwie ozonowej. Pionowe ruchy powietrza
w tej strefie nie występują, natomiast wieją tutaj bardzo szybkie prądy strumieniowe  poziome wiatry o
globalnym zasięgu, odpowiedzialne za przemieszczanie układów barycznych. Pary wodnej praktycznie w
stratosferze już nie ma, jednak niekiedy, szczególnie na dalekiej północy, z niewielkiej ilości pary na wys. ok.
30 km powstają z kryształków lodu tzw. obłoki iryzujące, które mienią się kolorami tęczy.
troposfera (do ok. 12 km)
Strefa leżąca nad powierzchnią Ziemi, najcieńsza, ale też najgęstsza z wszystkich warstw, skupiająca ponad
połowę powietrza atmosferycznego. Jej wysokość uzależniona jest od maksymalnej wysokości do jakiej
dociera konwekcja, a więc nad zimnymi biegunami kończy się ona już na wys. 8 km, natomiast nad
równikiem sięga nawet 18 km.
Ciśnienie atmosferyczne i gęstość powietrza spadają tutaj z wysokością najszybciej. Na wysokości ok. 11 km
panuje już temperatura  50 °C, podczas gdy przy powierzchni może utrzymywać siÄ™ 15 °C. Na poziomie
morza średnie ciśnienie wynosi 1013,27 hPa, a gęstość powietrza ok. 1,225 kg/mł (atmosfera wzorcowa).
Poniżej 5 km n.p.m.znajduje się 50% całego atmosferycznego powietrza.
W troposferze zachodzą wszystkie zjawiska pogodowe oraz cały obieg wody w przyrodzie. Występuje w niej
para wodna, która skraplając się tworzy chmury. Charakterystyczną cechą tej warstwy są pionowe ruchy
powietrza związane z konwekcją. Najwyższe chmury typu cirrus złożone z kryształków lodu sięgają
wysokości 7  13 km. Niekiedy jednak zdarza się, że intensywnie rozbudowana w pionie burzowa chmura
Cumulonimbus sięgnie 15 km lub nawet wyżej, aż do granicy ze stratosferą.
Warunki w troposferze, takie jak odpowiedni skład chemiczny oraz duże ciśnienie i gęstość powietrza,
dostatecznie wysoka temperatura i niemożliwość dotarcia zabójczego promieniowania jonizującego z
kosmosu stwarza doskonałe warunki do rozwoju życia.
skład atmosfery
Atmosfera ziemska jest niejednorodną powłoką złożoną z mieszaniny gazów zwanej powietrzem. Oprócz gazów
takich jak: azot (78,084% objętości powietrza), tlen (20,946%), argon (0,934%), dwutlenek węgla (0,0385%[4]) oraz
śladowych ilości gazów szlachetnych (hel, neon, krypton i ksenon)[5], zawiera także metan, wodór, tlenek i podtlenek
azotu, ozon i związki siarki oraz (w znacznie mniejszych ilościach) m.in. radon i jego izotopy, jod, amoniak, a także
przedostające się do atmosfery tzw. aerozole atmosferyczne, tj. pyły gleb, mikroorganizmy oraz substancje powstające
w wyniku działalności gospodarczej człowieka.
Warstwa ozonowa:
Ozonosfera:
Ozonosfera (warstwa ozonowa, powłoka ozonowa)  warstwa zwiększonej koncentracji ozonu w stratosferze.
Znajduje się na wysokości ok. 20-50 km nad Ziemią. Główna warstwa ozonu znajduje się 25-30 km nad poziomem
morza.
Ozonosfera jest warstwą ochronną bardzo ważną dla życia na Ziemi. Chroni przed promieniowaniem ultrafioletowym,
które jest szkodliwe dla organizmów żywych. Dzięki niej jest możliwe życie na lądzie.
Ozonosfera przyczynia się do wzrostu temperatury w warstwie stratosfery, ponieważ ozon pochłania promieniowanie
nadfioletowe. Mimo iż nazwa sugeruje jego duży udział, cały ozon z ozonosfery w warunkach normalnych
utworzyłby na poziomie morza warstwę o grubości ok. 3 mm.
owoduje znaczny wzrost temperatury w stratosferze
Gazy szklarniowe
Do gazów cieplarnianych zaliczane są:
para wodna (najpowszechniejszy z gazów cieplarnianych w atmosferze)
dwutlenek węgla
metan
ozon
freony
podtlenek azotu
halon
Wpływ gazu na efekt cieplarniany zależy od zdolności pochłaniania promieniowania podczerwonego i ilości tego
gazu w atmosferze. Przykładowo, metan silniej niż dwutlenek węgla pochłania promieniowanie podczerwone ale ilość
jego w atmosferze jest mniejsza, co ma wpływ na ogólnie mniejszy wpływ tego gazu na efekt cieplarniany.
Temperatura
maksymalny
Skala Celsjusza
Anders Celsius w roku 1742 zbudował swój pierwszy termometr rtęciowy. Aby mierzyć temperaturę musiał przyjąć
jakąś skalę pomiarową. Skala, którą zaproponował Celsius była odwrotna do współczesnej. Naukowiec ten przyjął
jako zero temperaturę wrzenia wody (obecnie zerem jest temperatura jej krzepnięcia), a jako sto stopni wybrał punkt,
w którym woda zamarza (współcześnie za 100 przyjęto punkt wrzenia). Oznacza to, że w pierwotnej skali Celsiusa
temperatura pokojowa odpowiadała 80 stopniom (dziś 20). Temperatura ciała człowieka w tej pierwotnej skali
wynosiła 63,4 stopnia (współcześnie 36,6). Podczas mroz
nego poranka pierwszy termometr Celsiusa mógł wskazywać
110 stopni (obecnie -10).
Dopiero póz
niej naukowcy doszli do wniosku, że lepiej połączyć wzrost liczby stopni z procesem ocieplania. Wielu
badaczy, między innymi Elvius ze Szwecji (1710), Christian of Lyons (1743) i Karol Linneusz (1740), zwracało
uwagę na odwrotność wielu zjawisk do zaproponowanego układu temperatur. W efekcie temperatura wrzenia i
zamarzania zostały zamienione miejscami i przyjęto znaną nam współcześnie skalę temperatur.
Skala Kelvina
jest skalą absolutną, tzn. zero w tej skali oznacza najniższą teoretycznie możliwą temperaturę, jaką może mieć ciało.
Jest to temperatura w której (wg fizyki klasycznej) ustały wszelkie drgania cząsteczek. Temperatura ta nie została
nigdy osiągnięta, gdyż praktycznie nie da się jej osiągnąć, lecz obliczono ją na podstawie funkcji uzależniającej
temperaturę od energii kinetycznej w gazach doskonałych. Funkcję tę opracował William Thomson, lord Kelvin, na
którego cześć nazwano skalę i jednostkę temperatury.
Sklala Fahrenheita
to jedna ze skal pomiaru temperatury (skala termometryczna) stosowana w niektórych krajach anglosaskich.
Skalę zaproponował Daniel Gabriel Fahrenheit studiując pracę Ole Rłmera o jego skali. Póz
niej spotkał się z
Rłmerem osobiście i dyskutował nad sprawą skali. Sam zaczął prace nad nową skalą.
Na punkt zerowy skali wyznaczył on najniższą temperaturę zimy 1708/1709 zanotowaną w Gdańsku[potrzebne z
ródło] (jego
rodzinnym mieÅ›cie). 100° miaÅ‚o być temperaturÄ… jego ciaÅ‚a. Na skutek bÅ‚Ä™dów (miaÅ‚ wtedy stan podgorÄ…czkowy)
skala siÄ™ "przesunęła" i 100°F oznaczaÅ‚o 37,8°C.
Od 1724 r. definicjÄ™ zmieniono na:
0°F  temperatura mieszaniny wody i lodu z salmiakiem lub solÄ…,
32°F  temperatura mieszaniny wody i lodu (temperatura topnienia lodu).
Na termometrze rtęciowym skala Fahrenheita jest liniowa ze względu na stały współczynnik rozszerzalności
temperaturowej rtęci.
Ciśnienie
barometr rtęciowy, aneroid, barograf. Czujniki pojemnościowe (BAROCAP)
Definicja
to wielkość skalarna określona jako wartość siły działającej prostopadle do powierzchni podzielona przez
powierzchnię na jaką ona działa.
PrzyrzÄ…dy
barometr rtęciowy
Ma postać zamkniętej z jednej strony szklanej rurki o długości około 900 mm i średnicy około 10 mm wypełnionej
cieczą roboczą, którą z racji dużej gęstości jest rtęć. W zamkniętej przestrzeni rurki ponad rtęcią jest próżnia.
Ciśnienie atmosferyczne działające na rtęć poprzez otwarty koniec rurki powoduje jej przemieszczanie w górę lub w
dół - zmianę wysokości słupa rtęci. Przykład: gdy ciśnienie atmosferyczne wzrasta powoduje podnoszenie się
poziomu rtęci, co jest odczytywane jako zmiana dodatnia ciśnienia na skali w mm słupa rtęci (mm Hg) lub
hektopaskalach (hPa).
Aneroid
to czujnik ciśnieniomierza, głównie barometru. Składa się ze szczelnie zamkniętego naczynia z nieznacznie
rozrzedzonym powietrzem oraz wskazówki mechanicznie połączonej ze ścianą tego pojemnika. Przy wahaniach
ciśnienia atmosferycznego powierzchnia ścianki wygina się i tym samym porusza wskazówką.Jego zasadniczą częścią
jest próżniowa puszka membranowa (tzw. puszka Vidiego), której odkształcenia - spowodowane zmiennością
ciśnienia atmos
barograf
rodzaj barometru ze zdolnością do rejestracji dokonywanych pomiarów ciśnienia.
Czujniki pojemnościowe (BAROCAP)
Barometr PTB-220AD służy do wykonania pomiarów ciśnienia atmosferycznego i jego zmian oraz zobrazowania
wyników. Barometr posiada trzy dostępne wyjścia danych, zapewniające różnorodne możliwości integracji z
rozproszonymi systemami pomiarowymi. Standardowo do połączenia z komputerami PC wykorzystywany jest
szeregowy interfejs RS 232 z programowo określanymi ustawieniami magistrali szeregowej i jednostkami ciśnienia.
Dane mogą być przekazywane w sposób ciągły, z określonymi interwałami lub na żądanie.
Prawo Avogadry
różnych
gazów znajdują się takie same liczby cząsteczek
objętość VN = 22,4 m3
Statyka atmosfery
Stopień baryczny: różnica wysokości, odpowiadająca jednostkowej zmianie ciśnienia
Atmosfera jednorodna, rozkład ciśnienia, ograniczenie grubości (gęstościowa skala
wysokości)
Stopień baryczny
zmiana wysokości odpowiadająca zmianie ciśnienia atmosferycznego o 1 hPa. Przy temperaturze zera stopni
Celsjusza w dolnej troposferze wynosi ok. 8m/hPa zaś na wysokości 5 km - ok. 16m/hPa.
Stanem równowagi pionowej
określonej warstwy atmosfery nazywa się zdolność do rozwoju w niej pionowych ruchów porcji powietrza. Zmiana
wysokości położenia porcji powietrza w tej warstwie może powodować, że ten ruch pionowy rozwija się -ma
przyspieszenie o zwrocie zgodnym z inicjujÄ…cym impulsem i porcja powietrza oddala siÄ™ nadal od poczÄ…tkowego
położenia ( w górę lub dół). Może być też tak, że pierwotny ruch zanika,tzn. Pojawia się przyspieszenie o zwrocie
przeciwnym i porcja powietrza powraca do początkowego położenia. W trzecim, teoretycznie możliwym przypadku,
przyspieszenie nie pojawia siÄ™ i porcja powietrza nie wykazuje do dalszego pionowego przemieszczania siÄ™.
Określone w ten sposób możliwości rozwoju ruchu pionowego odpowiadają trzem podstawowym stanom równowagi-
chwiejnej równowagi, w której występuje zdolność do rozwoju ruchów pionowych, stabilnej(stałej) równowagi, w
której następuje hamowanie (tłumienie) ruchów pionowych i równowagi neutralnej(obojętnej), w której żadna z tych
zdolności nie pojawia się.
Zmiany parametrów termodynamicznych powietrza w trakcie adiabatycznego wznoszenia
W atmosferze przemiana adiabatyczna zachodzi w wyniku wznoszenia siÄ™ lub opadania mas powietrza. Podczas
wznoszenia w wyniku zmniejszania się ciśnienia następuje ochładzanie masy powietrza, podczas opadania powietrze
ogrzewa się. Zjawisko to odpowiada za pionowy gradient temperatury, zwiększone opady w górach od strony wiatru,
ogrzewanie powietrza oraz zmniejszone opady po zawietrznej stronie gór.
Widmo promieniowania elektromagnetycznego
Fale elektromagnetyczne zależnie od długości fali (częstotliwości) przejawiają się jako (od fal najdłuższych do
najkrótszych):Granice poszczególnych zakresów promieniowania elektromagnetycznego są umowne i nieostre.
Dlatego promieniowanie o tej samej długości może być nazywane falą radiową lub mikrofalą - w zależności od
zastosowania. Graniczne promieniowanie gamma i promieniowanie rentgenowskie rozróżnia się z kolei ze względu na
z
ródło tego promieniowania. Najdokładniej określone są granice dla światła widzialnego. Są one zdeterminowane
fizjologiÄ… ludzkiego oka.
prawa promieniowania (Stephana-Boltzmanna, Wiena)
Prawo Stefana-Boltzmanna opisuje całkowitą moc wypromieniowywaną przez ciało doskonale czarne w danej
temperaturze.
prawo Wiena  prawo opisujące promieniowanie elektromagnetyczne emitowane przez ciało doskonale czarne. Ze
wzrostem temperatury widmo promieniowania ciała doskonale czarnego przesuwa się w stronę fal krótszych
równowaga radiacyjna:
Warunkiem istnienia rownowagi radiacyjnej jest, aby w dostatecznie długim okresie czasu
ilość energii pochłoniętej przez powierzchnię Ziemi była rowna ilości energii wyemitowanej:
1. WYMUSZANIE RADIACYJNE (RADIATIVE FORCING)
Fundamentalne pojęcie związane ze zmianą bilansu energii w atmosferze. Rozumiemy przez nie zmianę bilansu
radiacyjnego w systemie klimatycznym wywołaną działaniem zarówno czynników naturalnych jak i
antropogenicznych. Dodatnie wymuszanie radiacyjne oznacza, że dane zaburzenie prowadzi do wzrostu energii
absorbowanej przez system a tym samym do ogrzewania klimatu. Wymuszanie radiacyjne oblicza siÄ™ ze wzoru
DF=( F- - F+)zab - ( F- - F +)pod [W/m2] (1)
gdzie F- oraz F+ oznaczają strumienie radiacyjne promieniowania odgórnego (promieniowanie idące w dół) i
oddolnego (promieniowanie idące w górę). Pierwszy nawias opisuje strumień netto w przypadku sytuacji z
zaburzeniem, zaś drugi strumień netto przypadku niezaburzonym (podstawowym). Wymuszanie radiacyjne może być
zdefiniowane na dowolnej wysokości w atmosferze wówczas opisuję zmianę bilansu radiacyjnego w atmosferze po
niżej tej wysokości. Najczęściej jednak definiuje się go na górnej granicy atmosfery (wówczas odnosi się do całej
kolumny pionowej powietrza), na wysokości tropopauzy lub na powierzchni Ziemi. Do wyznaczania wymuszania
radiacyjnego stosuje modele transferu radiacyjnego w atmosferze (MTRA) oraz obserwacje strumieni radiacyjnych
wykonywane na powierzchni Ziemi i poza atmosferą przez detektory satelitarne. Zdefiniowane w ten sposób
wymuszanie radiacyjne nosi nazwÄ™ chwilowego wymuszania radiacyjnego (instantaneous radiative forcing) w
odróżnieniu do wymuszania radiacyjnego określanego dla równowagi radiacyjnej.
2. WYMUSZANIE RADIACYJNE DLA STANU RÓWNOWAGI RADIACYJNEJ (ADJUSTED RADIATIVE FORCING)
W przypadku stratosfery, gdzie dominuje równowaga radiacyjna, odpowiedz układu systemu klimatycznego na
zaburzenie jest znacznie szybsza w porównaniu z troposferą. Typowa stała czasowa wynosi od kliku tygodni do kilu
miesięcy, gdy w przypadku troposfery wynosi od kilku do kilkudziesięciu lat. W związku z tym wymuszanie
radiacyjne związane z zaburzeniami w stratosferze definiuje się w oparciu o nowy stan równowagi radiacyjnej który
ustala się po krótkim okresie czasu. Wymaga to jednak wyznaczenia tego nowego stanu równowagi. W tym celu
korzysta się z modeli transferu radiacyjnego w atmosferze (MTRA), przy pomocy których możliwe jest określenie
tego stanu. Wykonuje się to metodą kolejnych iteracji strumieni radiacyjnych z krokiem czasowym około jednego
dnia. Korzystając z MTRA wyznacza się profil strumieni radiacyjnych a w dalszej kolejności dywergencje
całkowitego strumienia radiacyjnego którą odpowiada za grzanie (dywergencja ujemna) lub ochładzanie (dywergencja
dodatnia) warstwy powietrza. Na podstawie dywergencji strumieni wyznacza siÄ™ tempo zmian temperatury powietrza
w danym kroku i zmienia profil temperatury zgodnie nim. Iteracje prowadzi się do momentu aż ustali się równowaga
radiacyjna i temperatura powietrza osiągnie stała wartość. Bazując na wyznaczonym nowym stanie równowagi
radiacyjnej przy użyciu wzoru 1 wyznacza się wymuszanie radiacyjne. Wymuszanie radiacyjne wyznaczone dla stanu
równowagi radiacyjnej jest mniejsze w porównaniu do chwilowego wymuszenia radiacyjnego.
3. ODPOWIEDZ SYSTEMU KLIMATYCZNEGO NA WYMUSZANIE RADIACYJNE.
System klimatyczny poddany zaburzeniu będzie stopniowo ewoluował w kierunku nowego stanu równowagi. Dla
niewielkich zaburzeń w systemie klimatycznym nowy stan może być wyznaczony ze wzoru
DT=a DF (2)
gdzie DT opisuje zmianę temperatury pomiędzy nowy stanem równowagi a stanem podstawowym, DF jest
wymuszaniem radiacyjnym, zaś a jest współczynnikiem wrażliwości na zmiany klimatyczne [K/W/m2]. Parametr ten
opisuje odpowiedz systemu na zaburzenia radiacyjne uwzględniając wszystkie sprzężenia zwrotne występujące w
układzie. Zasadniczym problem staje się oszacowanie tej wielkości dla systemu klimatycznego. Do tego celu służą
między innymi globalne modele klimatu (GCM). Zakładając pewien typ zaburzenia w modelu klimatu wyznacza się
równowagową wartość temperatury powietrza. Znając wartość odpowiadającą mu wymuszania radiacyjnego
wyznacza się parametr a. Wyznaczone w ten sposób współczynniki wrażliwości na zmiany klimatyczne różną się
pomiędzy medalami klimatu jak również wykazują wrażliwość na typ zaburzenia. Innymi rzecz słowy np.
wymuszenie +2W/m2 związane z obecnością CO2 i wymuszenie na poziomie +2W/m2 związane ze zmiana zawartości
pary wodnej prowadzą do nieco innych zmian temperatury powierzchni Ziemi. Głównym powodem tego stanu rzeczy
jest inny rozkład pionowy CO2 i pary wodnej w atmosferze. Przyjmuję się ze współczynnik wrażliwości na zmiany
klimatyczne przyjmuje wartości z przedziału 0.6-0.7 K/W/m2.
Promieniowanie krotkofalowe (Słońca) i długofalowe (Ziemi i atmosfery)
Pochłanianie promieniowania krotkofalowego
- pochłanianie promieniowania przez tlen i ozon
- "okno atmosferyczne" w paśmie widzialnym
Pochłanianie promieniowania długofalowego
- para wodna
- dwutlenek węgla
- inne, np. metan, freony, podtlenek azotu, fluoropochodne i bromofluorowe pochodne
węglowodorow, ozon (praktyczne znaczenie ma ozon troposferyczny)
Stała słoneczna
gęstość mocy promieniowania słonecznego na gornej granicy atmosfery, ok. 1360 Wm-2
Wspołczynnik odbicia (Albedo)
stosunek ilości energii promieniowania odbitego od danej powierzchni, do ilości energii
promieniowania na niÄ… padajÄ…cego, w tym samym czasie.
Albedo planetarne (ziemskie) - ok. 30%.
Efekty biologiczne UV:
UVA: pochłaniane przez barwniki chlorofilowe (aż po niebieskie), odpowiedzialne za
starzenie siÄ™ skory
UVB: powstawanie witaminy D, opalenizna; zmiany nowotworowe
UVC: uszkadza kwasy nukleinowe i białka, bakteriobójcze
Rozpraszanie Rayleigha (od nazwiska Lorda Rayleigha) to rozpraszanie światła na cząsteczkach o rozmiarach
mniejszych od długości fali rozpraszanego światła. Występuje przy rozchodzeniu się światła w przejrzystych ciałach
stałych i cieczach, ale najbardziej efektownie objawia się w gazach. Rozpraszanie Rayleigha na cząsteczkach
atmosfery jest przyczyną błękitnego koloru nieba.
Efekt Ramana (zjawisko Ramana, rozpraszanie kombinacyjne, rozpraszanie ramanowskie) - nieelastyczne
rozpraszanie fotonów przez substancje. Polega ono na tym, że przy rozproszeniu wiązki światła w widmie
rozproszonym występują, obok fotonów o takiej samej energii (rozpraszanie Rayleigha) fotony (około 1 na 107) o
zmienionej energii. Powoduje to powstanie w widmie, obok pasma Rayleigha o takiej samej częstotliwości jak światło
padające, tak zwanych pasm stokesowskich i antystokesowskich o odpowiednio zwiększonej i zmniejszonej
częstotliwości, symetrycznie położonych po obu stronach pasma Rayleigha. Są one na ogół około 1000 razy słabsze
od pasma Rayleigha, a ich liczba i położenie zależy od budowy cząsteczek rozpraszających.
Rozwiązania Mie - dokładne rozwiązanie problemu rozpraszania światła na sferycznych cząstkach w postaci
nieskończonego, ale zbieżnego szeregu. Rozwiązania Mie dają informacje o ilości promieniowania zaabsorbowanego
lub rozproszonego przez cząstkę. Właściwości rozproszeniowe cząstki obliczone zgodnie z tym rozwiązaniem noszą
kolokwialną (ale nieprawidłową) nazwę rozpraszanie Mie.
BILANS PROMIENIOWANIA ZIEMI (saldo radiacyjne) jest to różnica pomiędzy przychodem i rozchodem
ciepła drogą promieniowania.
Pomiary promieniowania słonecznego, wielkości mierzone
- promieniowanie bezpośrednie
jest to ta częśd energii promienistej, która przez atmosferę dociera do powierzchni ziemskiej bezpośrednio od Słooca
pod postacią promieni równoległych (bez rozproszonych)
- promieniowanie całkowite
jest to suma promieniowania bezpośredniego i rozproszonego.
- promieniowanie rozproszone
to ta częśd promieni, która ulega odchyleniu (zmianie kierunku) w niejednorodnym optycznie środowisku jakim jest
atmosfera.
- nasłonecznienie
eden z elementów pogody. Nasłonecznienie w meteorologii mierzone jest w godzinach przez przyrząd pomiarowy
zwany heliografem. Jest to kula szklana skupiajaca promienie słoneczne, które wypalają ślad w wyskalowanym pasku
papieru umieszczonym za tą kulą. Odczytując długośd wypalonego śladu meteorolog określa, ile godzin w ciągu dnia
promienie słoneczne docierały bezpośrednio do miejsca obserwacji.
- usłonecznienie
Pod tym mianem określa się czas operacji Słońca, czyli czas, w którym promieniowanie bezpośrednie dochodzi do
powierzchni terenu. Usłonecznienie mierzy się jako sumę dobową (dokładniej - dzienną; w godzinach i minutach lub
godzinach i ich częściach dziesiątych) operacji Słońca, sumę miesięczną i sumę roczną.
przyrzÄ…dy pomiarowe
PrzyrzÄ…dy do pomiaru i analizy promieniowania
Radiometry
Spektrometry
Piranometr
Bilansomierz
Heliograf
Procesy cyklu hydrologicznego
Procesy:
parowanie z powierzchni gruntu + transpiracja = ewapotranspiracja
Charakterystyki wilgotności powietrza
wilgotność bezwzględna
zawartość pary wodnej w powietrzu, w jednostce objętości równej 1mł, wyrażona w gramach [g/mł].
Wilgotność bezwzględna pary wodnej nazywana jest także gęstością bezwzględną pary wodnej.
Wilgotność właściwa
wielkość określająca zawartość wody w substancji określona jako stosunek masy wody do masy suchej substancji:
W meteorologii stosuje innÄ… definicjÄ™, jest to stosunek masy wody do masy wilgotnego powietrza:
Wilgotność właściwa gazu nie zmienia się przy zmianie jego objętości, temperatury i ciśnienia
wilgotność względna
stosunek ciśnienia cząstkowego pary wodnej zawartej w powietrzu do ciśnienia nasycenia, określającego maksymalne
ciśnienie cząstkowe pary wodnej w danej temperaturze.
Ciśnienie cząstkowe jest (zgodnie z prawem Daltona) ciśnieniem, jakie miałby gaz, gdyby zajmował całą dostępną
objętość.
Wilgotność względna jest niemianowana i zawiera się w przedziale od 0 do 1, często wyrażana w procentach
(100%=1). Wilgotność względna równa 0 oznacza powietrze suche, zaś równa 1 oznacza powietrze całkowicie
nasycone parą wodną. Przy wilgotności względnej równej 1 oziębienie powietrza daje początek skraplaniu pary
wodnej.
W skrócie
stosunek zmieszania
Masa pary wodnej na jednostkę masy powietrza nazywa się stosunkiem zmieszania pary wodnej  jest to wielkość
bezwymiarowa
temperatura punktu rosy
jest to temperatura, w której, przy danym składzie gazu lub mieszaniny gazów i ustalonym ciśnieniu, może rozpocząć
się proces skraplania gazu lub wybranego składnika mieszaniny gazu.
Woda przechłodzona
Przechłodzenie to ochłodzenie cieczy do temperatury niższej niż temperatura krzepnięcia danej cieczy. Ciecz w takim
stanie określa się mianem cieczy przechłodzonej. Taki stan jest termodynamicznie nietrwały.
Dla przykÅ‚adu możliwe jest przechÅ‚odzenie wody do temperatury 231 K (-42 °C), podczas gdy jej temperatura
krzepniÄ™cia wynosi 273,15 K (0 °C).
JÄ…dro kondensacji - drobina unoszÄ…ca siÄ™ w powietrzu (troposfera). W warunkach:
nasycenia powietrza parÄ… wodna (saturacja),
obniżenia temperatury do punktu rosy,
na jÄ…drach kondensacji lodowych lub chmurowych powstajÄ… odpowiednie chmury.
Procesy kondensacji
proces polegający na przejściu znajdującej się w powietrzu pary wodnej ze stanu gazowego w ciekły (skroplenie) lub
stały (resublimacja). Prowadzi do powstania chmur, mgieł, rosy i szronu
Wpływ kondensacji na stan równowagi pionowej
Przekroczenie poziomu kondensacji i powstanie chmury w kominie konwekcyjnym aktywizujÄ™ konwekcjÄ™, uzyskujÄ…c
dodatkowy impuls w postaci uwolnionego ciepła parowania.
W tych przypadkach, jak wynika z obserwacji lotników, ruch wstępujący  wraca ku ziemi.
Jest to tzw. komin chmury  prąd wstępujący, który utrzymuje się w całej warstwie powietrza, rozciągającej się od
podłoża atmosfery aż do wierzchołka chmury konwekcyjnej (Cu,Cb). Trwa on dłużej niż komin podłoża; zanika
zwykle wtedy, gdy rozwijające się chmury ograniczają insolację i powodują zanik chwiejności.
gradient wilgotnoadiabatyczny - to wartość temperatury, o jaką ochładza się powietrze nasycone parą wodną
podczas wznoszenia się do góry i rozprężania się. Jest on mniejszy niż gradient suchoadiabatyczny z powodu
wydzielającego się ciepła utajonego podczas kondensacji pary wodnej. Wpływa na niego przede wszystkim zawartość
pary wodnej w powietrzu nasyconym (co zależy przede wszystkim od jego temperatury).
Jeśłi powietrze nasycone jest bardzo ciepłe, to gradient może wynosić tylko 4 stopnie na 1 km wysokości, ponieważ
wydziala się duża ilość ciepła utajonego w związku z dużą prężnością pary wodnej nasyconego powietrza ciepłego.
To właśnie to ciepło przemiany fazowej jest przede wszystkim z
ródłem energii, którą potem widać na diagramach
aerologicznych jako CAPE. Ono właśnie "zagina" krzywą stanu dzięki czemu odchyla się ona w prawo od krzywej
stratyfikacji i widzimy CAPE Dla nasyconego powietrza zimnego (-20, -30 stopni) gradient zbliża się do gradientu
suchoadiabatycznego (osiąga 8 czy 9 stopni na 1 km wysokości), ponieważ ilość pary wodnej w tak zimnym
powietrzu jest nikła, a co za tym idzie ciepła utajonego wydziela się mało.
Dla (gradient wilgotnoadiabatyczny<ł<9,8 stopnia) mówimy o równowadze warunkowo chwiejnej. To bardzo
częsta sytuacja w praktyce. Gradient rzeczywisty ma wartość pomiędzy gradientem sucho- i wilgotnoadiabatycznym.
Wówczas chwiejność pojawia się dopiero, gdy powietrze osiągnie stan nasycenia. O takiej równowadze mówimy też,
że jest chwiejna względem powietrza wilgotnego i stała względem powietrza suchego. Jeśli równowaga warunkowo
chwiejna występuje w odpowiednio grubej warstwie i pojawią się odpowiednie mechanizmy (ogrzewanie podłoża,
konwergencja, orografia), które pozwolą na wzniesienie cząstki powietrza do poziomu LCL (i rozpoczęcia
kondensacji - teraz będzie się ochładzać zgodnie z gradientem wilgotnoadiabatycznym), a dalej do poziomu LFC, to
mamy do czynienia z rozwojem chmur typu Cu con i Cb.
Rodzaje chmur
Chmury piętra wysokiego
Chmury wysokie to: Cirrus, Cirrostratus i Cirrocumulus. Występują one tak wysoko, że zbudowane są raczej z
milionów maÅ‚ych kryształów lodu, niż kropelek wody. Ich temperatura jest niższa niż -40°C!
Cirrus (Ci)
Chmury Cirrus mają kształt włókien lub ptasich piór i zwłaszcza w czasie przechodzenia frontu ciepłego często są
pierwszymi chmurami, ukazującymi się na niebie. Kształt i kierunek poruszania się chmur Cirrus może być
wskaz
nikiem siły i kierunku wiatrów na dużych wysokościach.
Takie chmury nigdy nie dają opadów deszczu ani śniegu.
Cirrocumulus (Cc)
Przybierają one formę małych białych kłębków, które występują wysoko na niebie, pojedynczo lub w długich rzędach.
Kiedy kłębki są ułożone w rzędy, nadają chmurze specyficzny, pomarszczony wygląd, przypominający rybie łuski. To
odróżnia je od chmur Cirrus albo Cirrostratus.
Cirrostratus (Cs)
Chmury te, wyglądające jak jednolita, biaława i prawie przez
roczysta zasłona, tworzą się na wysokości ponad 6 km.
Chmury Cirrostratus są tak cienkie, że można przez nie wyraz
nie obserwować Słońce lub Księżyc. Gdy promienie
Słońca albo światło Księżyca przechodzi przez kryształki lodu budujące chmurę Cirrostratus, ulega zagięciu, co
można obserwować jako zjawisko halo, czyli barwne kręgi występujące wokół tarczy Słońca lub Księżyca. Chmury
Cirrostratus często są zwiastunami nadchodzących opadów.
Chmury piętra średniego
Chmury tego piętra posiadają w swojej nazwie przedrostek "alto", a ich podstawa występuje na wysokości od 2 do 6
km.
Altostratus (As)
Chmury Altostratus zbudowane są z kropelek wody i kryształów lodu. Pokrywają one całe niebo na obszarze o
powierzchni kilkuset km2. Słońce jest widoczne jak gdyby za matowym szkłem: nie masz co szukać swojego cienia na
ziemi, nie znajdziesz go! I nie zapomnij zabrać parasola. Chociaż chmury Altostratus same przynoszą bardzo małe
opady, często zapowiadają nadchodzące opady, znacznie większe.
Altocumulus (Ac)
Chmury te to białe, szare, albo zarówno białe i szare, kłębiaste albo rozmyte kłębki ułożone w długich rzędach.
Zwykle posiadają ciemną, zacienioną podstawę. Chmura Altocumulus bez tego zacienienia może zostać czasami
pomylona z chmurą Cirrocumulus. W przypadku wątpliwości, wyciągnij rękę i wyprostuj ją w ramieniu: jeśli kłębki
są mniejsze niż szerokość palca, patrzysz na chmurę Cirrocumulus!
Chmury piętra niskiego
Chmury tworzące się w warstwie powietrza pomiędzy podłożem a wysokością 2000 m są zbudowane najczęściej z
kropelek wody. SÄ… to chmury: Stratus, Stratocumulus i Nimbostratus.
Stratus (St)
Chmury Stratus tworzą niską warstwę, przykrywają niebo jak koc. Rozwijają się one w poziomie, w przeciwieństwie
do pionowo rozbudowanych chmur Cumulus. Mogą się też tworzyć jedynie kilka metrów nad ziemią - są
wtedy niczym innym jak mgłą!
Stratocumulus (Sc)
To chmura występująca w postaci ciemno szarej, kłębiastej warstwy o dużej rozciągłości. Zwykle chmury
Stratocumulus nie dają opadów. Często tworzą się po wystąpieniu ulewy
Nimbostratus (Ns)
Chmury te tworzą ciemno szarą, lśniącą warstwę i dają opady deszczu lub śniegu. Można je też rozpatrywać jako
chmury piętra średniego, gdyż ich miąższość może wynosić nawet około 3000 m! Chmury te całkowicie zasłaniają
Słońce.
Chmury o budowie pionowej: Cumulus i Cumulonimbus
Cumulus (Cu)
Chmury Cumulus wyglądają jak białe kłębki waty. Zwykle występują pojedynczo, a między nimi jest wyraz
nie
widoczne niebieskie niebo. Chmury te często przyjmują zabawne kształty. Ponieważ tworzą się dzięki konwekcji
cieplnej (zobacz tekst o "Tworzeniu się chmur"), mają płaską podstawę i nierówny wierzchołek.
Cumulonimbus (Cb)
Jest to największa ze wszystkich chmur. Jej wierzchołek może sięgać 12 km (znacznie wyżej niż Mount Everest!) i
czasem ma on kształt kowadła. Zdarza się, że chmury Cumulonimbus mogą wznosić się na wysokość aż 18 km i
przenikać do stratosfery. Niższe części tej chmury są zbudowane głównie z kropelek wody, podczas gdy w wyższych
warstwach przeważajÄ… krysztaÅ‚ki lodu, gdyż temperatura jest tam niższa od 0°C. Pionowe prÄ…dy powietrza wewnÄ…trz
chmury Cumulonimbus mogą osiągać prędkości nawet ponad 100 km/h. Jeśli lubisz deszcz, grzmoty, błyskawice, a
nawet tornada, chmury Cumulonimbus to Twoi przyjaciele! Jeśli nie, szybko wracaj do domu!
Ruch satelity po orbicie kołowej
Siła Coriolisa
efekt występujący w obracających się układach odniesienia. Dla obserwatora pozostającego w obracającym się
układzie odniesienia, objawia się zakrzywieniem toru ciał poruszających się w takim układzie. Zakrzywienie to zdaje
się być wywołane jakąś siłą, tak zwaną siłą Coriolisa. Siła Coriolisa jest siłą pozorną, występującą jedynie w
nieinercjalnych układach obracających się. Dla zewnętrznego obserwatora siła ta nie istnieje. Dla niego to układ
zmienia położenie a poruszające się ciało zachowuje swój stan ruchu zgodnie z I zasadą dynamiki.
Efekt na Ziemi
Ziemia obraca się wokół swojej osi i dlatego dla ciał poruszających się po powierzchni Ziemi występuje efekt
Coriolisa.
Na północ od równika powoduje on zakrzywienie toru ruchu poruszających się obiektów w prawo (z punktu widzenia
poruszającego się obiektu), a na południe  w lewo.
Efekt ten nie jest zazwyczaj odczuwalny, objawia się jedynie przy długotrwałych procesach lub w przypadku ciał
poruszających się swobodnie na dużym obszarze (wiatry, prądy morskie). A oto przykłady jego wpływu (z punktu
widzenia obserwatora poruszajÄ…cego siÄ™ wraz z obiektem  wiatrem, rzekÄ…...):
na półkuli północnej wiatr ma tendencję do skręcania w prawo, a na południowej  w lewo;
na półkuli północnej mocniej podmywane są prawe brzegi rzek (odpowiednio: na południowej  lewe) [1][2];
na półkuli północnej cyklony poruszają się odwrotnie do ruchu wskazówek zegara, a na południowej zgodnie
z ruchem wskazówek zegara
płaszczyzna, w której porusza się wahadło ulega skręceniu na półkuli północnej w prawo, a na południowej 
w lewo;
Jeśli z określonego miejsca na półkuli północnej zacznie przemieszczać się ku biegunowi masa powietrza, to napływa
ona nad obszary o malejącej prędkości liniowej będzie w stosunku do nich napływać nie z południa, lecz z
południowego zachodu. Z punktu widzenia obserwatora na Ziemi wygląda to, jakby na powietrze działała siła
skierowana z zachodu na wschód. Tą pozorną siłą jest właśnie siła Coriolisa.
Efekty Coriolisa muszą być także brane pod uwagę przez artylerzystów, osoby sterujące lotem samolotów, rakiet, itp.
Odkrywcą tego efektu był francuski inżynier i matematyk Gaspard-Gustave Coriolis, zaś pierwszego
eksperymentalnego potwierdzenia efektu dla Ziemi dostarczyÅ‚ swym wahadÅ‚em Jean Bernard Léon Foucault.
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.
Wiatr gradientowy - wiatr będący w równowadze pomiędzy siłą Coriolisa, siłą odśrodkową, oraz siłą gradientu
ciśnienia.
Wiatr gradientowy uwzględnia ruch wokół niżu lub po zakrzywionych trajektoriach cząstki powietrza i jest czasami
lepszym przybliżeniem do mierzonych wartości prędkości wiatru niż wiatr geostroficzny. Jednak często przybliżenie
geostroficzne (równowaga siły Coriolisa i siły gradienty ciśnienia) jest wystraczająco dobrym przybliżeniem.
Warstwa graniczna i jej cykl dobowy
Ze względu duże znaczenie podłoża w kształtowaniu stanu fizycznego dolnej części troposfery wydziela się w niej
tzw. warstwę przyziemną (lub graniczną, czy też tarciową). Warstwa ta szybko reaguje termicznie na zmiany
temperatury powierzchni Ziemi, stąd wykształca się w niej cykl dobowy tego parametru. W dzień warstwa nagrzewa
się od podłoża, które absorbuje promieniowanie słoneczne, w nocy zaś stygnie. Miąższość tej warstwy uwarunkowana
jest głównie jej termiką, stąd zmienia się również w przebiegu dobowym. Podczas pogodnych i ciepłych dni sięga ona
najwyżej, natomiast nocą, gdy słabnie lub zanika termiczne oddziaływanie podłoża, jest ona najcieńsza. Zazwyczaj
warstwa przyziemna sięga do wysokości kilkuset metrów, jednak w zależności od czynników lokalnych może wahać
siÄ™ od ok. 100 m do 1,5-2 km.
Zakres zmian temperatury i związanej z nią miąższości omawianej warstwy zależy od:
pory dnia, pory roku i szerokości geograficznej (im większy dopływ energii promieniowania słonecznego,
tym wyższa temperatura i większa miąższość warstwy przyziemnej)
rodzaju podłoża i jego pokrycia (nad lądem silniejsze zmiany temperatury i miąższości warstwy przyziemnej
niż nad wodą; im bujniejsza roślinność, tym mniejsza zmienność tych parametrów; obszary otwarte - np. łąka,
step, pustynia - większy zakres zmian, gęsta zabudowa - ograniczenie zakresu zmian)
rzez
by terenu (tereny płaskie, równinne - większy zakres zmian)
stanu zachmurzenia (chmury nie dopuszczają do silnego nagrzewania się gruntu w dzień i wychładzania w
nocy, przez co zmniejszajÄ… zakres zmian)
prędkości wiatru (wzrost prędkości wiatru powoduje wzrost turbulencji i szybszy transport ciepła - miąższość
warstwy przyziemnej będzie większa, ale zmiany temperatury w pionie mniejsze)
W warstwie przyziemnej temperatura może mieć bardzo różny kierunek zmian wraz ze zwiększaniem wysokości.
Może wyraz
nie spadać: o 1°C/100 m w sÅ‚oneczny, letni dzieÅ„ lub rosnąć nawet o kilka stopni na 100 m przy silnym
wypromieniowaniu ciepła podczas zimowej, pogodnej nocy (przyziemna inwersja temperatury). W warstwie tej
zachodzą także silne zawirowania przepływającego powietrza spowodowane tarciem o niejednorodną powierzchnię.
Wyróżnia się od wyżej leżących poziomów troposfery zmniejszoną prędkością wiatru wskutek szorstkości podłoża i
występujących w niej intensywnych ruchów pionowych.
Cyrkulacja ogólna atmosfery
W strefie równikowej silnie nagrzane i wilgotne powietrze wznosi się wskutek czego przy powierzchni Ziemi
powstaje równikowy pas ciszy i niskiego ciśnienia atmosferycznego. Towarzyszą mu obfite opady atmosferyczne,
które wzmagają się przy zenitalnym położeniu słońca w związku z zwane są deszczami zenitalnymi. Powietrze
wznoszące się nad równikiem odpływa w górnych warstwach troposfery na północ i południe w postaci prądów
powietrznych. Pod wpływem działania siły Corriolisa ulegają one odchyleniu na wschód, by na szerokościach geogr.
RzÄ™du 25-30º przybrać kierunek równoleżnikowy. Na tych szerokoÅ›ciach geogr. Część powietrza opada powodujÄ…c
powstawanie zwrotnikowych pasów wysokiego ciśnienia. Pokrywają się one ze zwrotnikowymi pasami ciszy.
W szerokoÅ›ciach geogr. 25º-30º jest mniejszy obwód globu ziemskiego, co powoduje powstanie w tych okolicach
obszarów wysokiego ciśnienia. Różnica ciśnień między strefami dwóch wyżów podzwrotnikowych, a
okołorównikowych niżem powoduje stały silny ruch mas powietrza od zwrotników ku równikowi. Wiary te
nazywamy pasatami. W strefie wyżów podzwrotnikowych występują cisze podzwrotnikowe lub słabe wiatry zmienne.
Te rejony kuli ziemskiej nazywamy  końskimi szerokościami .
W strefie umiarkowanej pomiędzy wyżami podzwrotnikowymi i okołobiegunowymi powstają obszary niskiego
ciśnienia. Napływają do nich ciepłe masy powietrza z wyżów podzwrotnikowych i zimne z wyżów
okołobiegunowych. Ruch obrotowy Ziemi, siła Corriolisa i różne nagrzewanie się lądów i mórz w ciągu roku
powoduje zmianę kierunku tych wiatrów. Wieją one od biegunów w kierunku wschodnim, a od zwrotników w
kierunku zachodnim. TworzÄ… siÄ™ bardzo silne wiatry zwÅ‚aszcza na półkuli poÅ‚udniowej miÄ™dzy 40-60º szerokoÅ›ci
geogr. (brak bariery kontynentów). Rejony te żeglarze nazywają  ryczącymi czterdziestkami i  wyjącymi
pięćdziesiÄ…tkami . W szerokoÅ›ci geogr. Ok. 60º spotykajÄ… siÄ™ masy ciepÅ‚ego powietrza niesionego wiatrami
wschodnimi. Tworzą się fronty atmosferyczne. W tych szerokościach atmosferycznych wiatry mają zmienny
kierunek, jest to strefa występowania lokalnych wyżów i niżów barycznych. Ogólne krążenie powietrza w
umiarkowanych szerokościach geograficznych półkuli północnej zaburzone jest występowaniem dużych powierzchni
lądowych i innym zachowaniem się dwóch różnych materii: lądów i mórz w poszczególnych porach roku.
PASATY  stałe wiatry wiejące od wyżów zwrotnikowych ku niżowi równikowemu:
- Na półkuli północnej są to wiatry północno-wschodnie,
- Na południowej  południowo-wschodnie.
Pasaty skutkiem cyrkulacji powietrza w strefie międzyzwrotnikowej:
- Wytwarzanie się pasa obniżonego ciśnienia w okolicach okołorównikowych,
- Rozdzielanie się powietrza na północ i na południe (i ruch powietrza ku wyższym szerokościom geogr.),
- Zmniejszanie się wysokości troposfery oraz obwodu Ziemi wraz ze wzrostem szerokości geogr., czego przyczyną
jest:
o Sprężanie się powietrza,
o Ruchy zstępujące powietrza,
o Tworzenie siÄ™ obszarów wysokich ciÅ›nieÅ„ (25º-30º)
- Ruch części powietrza z obszarów wysokich ciśnień podzwrotnikowych ku obszarom obniżonego ciśnienia nad
równikiem,
- Siła Coriolisa czynnikiem odchylającym pasaty od teoretycznego kierunku ruchu
o Obszar obniżonego ciśnienia równikowego ulega w ciągu roku przemieszczania się:
Zimą pasaty wieją na półkuli północnej z północnego-wschodu na północny-zachód,
Latem pasaty wieją na półkuli południowej z południowego-wschodu na północny-zachód.
ANTYPASATY  prądy wiejące od równika w kierunku zwrotników.
WIATRY ZACHODNIE :
- Część powietrza z wyżu podzwrotnikowego przemieszcza się ku wyższym szerokościom geogr.
- WiejÄ… w szer. geogr. 35º-55º
- Szczególnie silnie zaznaczają się na półkuli południowej, gdyż w umiarkowanych szerokościach geogr. brak dużych
obszarów lądowych.
- Na skutek siły Coriolisa powietrze zmienia swój kierunek na półkuli północnej z południowego na zachodni, a na
półkuli południowej z północnego za zachodni.
WIATRY WSCHODNIE:
- Ruchy zstępujące powietrza w okolicach okołobiegunowych, co powoduje powstawanie obszaru podwyższonego
ciśnienia,
- Ruchy powietrza z okolic okołobiegunowych ku niższym szer. geogr.,
- Odchylenie od teoretycznego kierunku ruchu  wiatry wschodnie.
Obszary, gdzie stykają się wiatry wschodnie z zachodnimi nie są strefami ciszy, ponieważ pojawiają się tam niże,
powodujące powstawanie wiatrów o zmiennych kierunkach.
WIATRY ZMIENNE  wynikają z regionalnych i lokalnych zmian temp. i ciśnienia na Ziemi.
BRYZA  lokalny wiatr zmieniający swój kierunek w okresie dobowym. Bryza występuje na wybrzeżach jezior, mórz
i większych zbiorników wód śródlądowych. Bryza powstaje latem podczas dłuższego okresu pogody bezchmurnej,
gdy występuje różnica temp. powietrza nad lądem i wodą.
Bryza dzienna (morska)  w dzień ląd nagrzewa się szybciej niż woda. Nagrzane powietrze wznosi się nad lądem
powodując obniżenie ciśnienia atmosferycznego (nad lądem jest niż atmosferyczny). Tymczasem woda wolniej się
nagrzewa  tworzy się wyż atm. Bryza dzienna w najcieplejszej porze roku łagodzi upały i zmniejsza suchość
powietrza, wieczorem, po zachodzie słońca wiatr ucicha.
Bryza nocna (lądowa)  w nocy ląd szybko się wychładza, powstaje nad nim wyż atm. Wtedy wiatr się wzmaga i
wieje od lądu jako bryza nocna. Wiatr ten znika stopniowo po wschodzie słońca i znów rozwija się bryza dzienna.
MONSUNY - wiatry zmieniające się sezonowo, powstają na skutek różnic ciśnienia między lądem a oceanem.
Monsun występuje na Półwyspie Indyjskim, w południowo-wschodniej i wschodniej części Azji, na niewielkim
obszarze północnej części Australii. W lecie monsuny wieją znad oceanu Indyjskiego i Spokojnego, w zimie z głębi
kontynentu.
Monsun letni (deszczowy)  latem ogromny ląd azjatycki nagrzewa się szybciej niż otaczające go oceany. Powoduje
to, że lekkie ciepłe powietrze unosi się do góry i nad lądem powstaje głęboki niż baryczny. Nad masami wód tworzy
się wyż baryczny. Nad ląd napływa chłodne i wilgotne powietrze znad oceanu, które przynosi obfite opady (zaczynają
się na przełomie maja i czerwca).
Monsun zimowy (suchy)  zimą ląd azjatycki szubko się oziębia. Wskutek tego tworzą się nad nim masy zimnego,
ciężkiego i suchego powietrza. Ciśnienie atmosferyczne nad środkową Azją staje się najwyższe za Ziemi (wyż
baryczny). Pozbawione wilgoci powietrze znad oceanu wędruje w kierunku wybrzeży południowej i wschodniej Azji,
powoduje ono zmniejszoną ilość opadów, a nawet susze.
FEN  powstaje, gdy po dwóch stronach gór wytworzą się różnice ciśnienia i dochodzi do ruchów powietrza. Jest to
ciepły, suchy, przeważnie gwałtowny, porywisty wiatr wiejący po zwietrznej stronie gór. Po dowietrznej stronie
powietrze unosi się. Zawarta w nim para wodna skrapla się tworząc charakterystyczny wał chmur kłębiastych i
pojawiajÄ… siÄ™ opady. W tych warunkach powietrze schÅ‚adza siÄ™ o ok. 0,6ºC/100m wysokoÅ›ci. Po przekroczeniu bariery
górskiej powietrze opada jako suchsze ogrzewajÄ…c siÄ™ o 1º/100m wysokoÅ›ci. DziaÅ‚anie fenu powoduje wzrost temp.
powietrza po zwietrznej stronie gór oraz szybkie topnienie śniegu i powstawanie niebezpiecznych lawin śnieżnych.
Wywołuje również wezbranie potoków górskich. Silne podmuchy wiatru mogą niszczyć drzewa, linie energetyczne i
budynki.
W Tatrach  halny
W Azji  garmsil?
W Alpach  fen
W Górach Skalistych  chinook?
WIATRY GÓRSKIE I DOLINNE  powstają one wskutek różnic w nagrzaniu dolin i stoków górskich. Zmieniają się
w okresie dobowym. W ciągu dnia silniej nagrzewają się zbocza dolin i stoki górskie i wiatr wieje w górę doliny po
jej zboczach  cyrkulacja dolinna. W nocy chłodniejsze powietrze z wyższych partii gór spływa zgodnie z
nachyleniem stoku ku cieplejszym dolinom.
BORA (wiatr spływowy)  występuje na obszarach, gdzie wyżyny lub tereny górzyste sąsiadują bezpośrednio z
morzem lub dużym jeziorem. Jest to gwałtowny, porywisty i zimny wiatr. Powstaje wtedy, gdy na lądzie panuje
wysokie ciśnienie, a nad morzem niskie, wskutek czego ku morzu spływają z gór chłodne masy powietrza. Występuje:
wybrzeże Dalmacji, gdzie wschodzi nad morze Adriatyckie, nad Morzem Czarnym (wiatr tego typu osiąga prędkość
45-50m/s i towarzyszy mu spadek temp. powietrza nawet o  35ºC w górach.
MISTRAL  lokalna nazwa bory. Wiatr ten wieje w okolicy Lyonu w dół ku M. Śródziemnemu. Zimne powietrze
spływa doliną Rodanu przez obniżenie między Alpami a Pirenejami. Wiatr ten osiąga bardzo dużą prędkość, nawet
ponad 30km/s. Powoduje on duże zniszczenie zwłaszcza w winnicach porastających zbocza doliny.
Komórki
1. Komórka Hadleya - W niskich szerokościach geograficznych powietrze przemieszcza się w kierunku równika.
Ogrzewając się, podnosi się do góry i odpływa w kierunku biegunów w górnych partiach troposfery - opada w
okolicy zwrotników. Taka komórka cyrkulacyjna decyduje o cechach klimatów - od równikowego po
podzwrotnikowy.
2. Komórka Ferrela - Komórka ta, nazwana tak przez Farrela w XIX wieku, ma duże znaczenie w kształtowaniu się
różnych procesów pogodowych w umiarkowanych szerokościach geograficznych. W komórce tej powietrze
przemieszcza się w kierunku bieguna blisko powierzchni Ziemi, skręcając nieco na wschód, a odpływa w stronę
równika w wyższych partiach troposfery, skręcając na zachód.
3. Komórka polarna - Powietrze unosi się, rozdziela i kieruje w stronę biegunów. Nad obszarami
okołobiegunowymi powietrze opada - tworzą się wyże polarne. Przy powierzchni Ziemi powietrze przemieszcza się
na zewnątrz układów wysokiego ciśnienia. Dlatego wiatry wiejące przy powierzchni ziemi w tej komórce
cyrkulacyjnej to głównie wiatry wschodnie (okołobiegunowa strefa wiatrów wschodnich).
Komórki dokładniej
Komórka Hadleya opisuje wielkoskalową cyrkulację powietrza w atmosferze tropikalnej. Cyrkulacja w komórce
Hadleya umożliwia bezpośredni transport ciepła z atmosfery równikowej do szerokości podzwrotnikowych.
Ogólna struktura
Transport odbywa się poprzez ruchy wstępujące w atmosferze równikowej związane z silnym ogrzewaniem podłoża a
następnie transporcie powietrza w kierunku biegunów w górnych warstwach troposfery (na 12-18 km). Ponieważ
całkowita masa powietrza w atmosferze nie zmienia się, to musi następować transport w kierunku równika przy
powierzchni ziemi (inaczej na równiku zabrakłoby powietrza). Ten ruch przy powierzchni ziemi nazywamy wiatrami
pasatowymi. Przez wieki był wykorzystywany przez żaglowce. Z zasady zachowania masy wynika, że powietrze
transportowane w górnych warstwach musi gdzieś osiadać i dzieje się tak w obszarach podzwrotnikowych. Osiadanie
powietrza, czyli ruch zstępujący, jest związane z obszarami pustynnymi, brakiem chmur, lub chmurami stratocumulus
nad oceanami. W obszarach równikowych wstępująca część komórki Hadleya związana jest często z głęboką
konwekcją, burzami, i opadami. Ta część komórki Hadleya nazywa się wewnątrztropikalną strefą konwergencji (ang.
intertropical convergence zone - ITCZ). Dodatkowym czynnikiem jest siła Coriolisa, która powoduje, że wiatry
pasatowe wieją z północnego wschodu. Komórka Hadleya ma strukturę północno-południową wywołaną przez
gradient temperatury, ale wiatry są modulowane przez siłę Coriolisa. Komórka Hadleya jest bezpośrednią
odpowiedzią na różnice w ilości energii słonecznej dochodzącej do ziemi na równiku a obszarami oddalonymi od
równika. Jednym z podstawowych pytań ogólnej dynamiki atmosfery jest dlaczego komórka Hadleya nie rozciąga się
aż do obszarów biegunowych. Jednym z powodów jest to, że wymiana ciepła związana z układami frontalnymi jest
bardziej efektywna w wymianie ciepła pomiędzy obszarami podzwrotnikowymi a obszarami biegunowymi.
Cyrkulację Hadleya opisał we wczesnych latach XVII wieku George Hadley, brytyjski prawnik i amator meteorolog.
Hadley pierwszy zrozumiał rolę siły Coriolisa i wytłumaczył wschodnią składową wiatru w pasatach. Podobny opis
dał John Dalton, wiele lat póz
niej.
Sezonowe zachowanie komórki Hadleya
Tropikalna strefa konwergencji powietrza (ang. Intertropical Convergence Zone, w skrócie ITCZ) porusza się z
ruchem słońca i jest przesunięta na północ w lecie a na południe od równika w zimie. Istnieją sytuacje, w których
ITCZ jest obserwowana po obu stronach równika. Ze strefą konwergencji związane są też cyklony tropikalne,
oscylacje Maddena-Juliana, a nawet zjawisko monsunu. ITCZ nie jest jednorodną komórka i często ulega lokalnemu
rozpadowi. Na zdjęciach satelitarnych nigdy nie obserwuje się jednorodnej struktury chmur rozłożonych
równoleżnikowo, ale zdjęcia satelitarne uśrednione po miesiącu są bardziej zbliżone do idealnej komórki Hadleya.
Struktura chmur w komórce Hadleya
W zstępującej części komórki Hadleya, w osiadającym powietrzu, tworzy się inwersja osiadania. Z tą inwersją
związane są chmury stratocumulus, rozległe układy chmur obserwowane po wschodniej stronie oceanów. Inwersja
osiadania w strefie podzwrotnikowej jest niska, około 2 km nad powierzchnią oceanu, i ta wysokość limituje
wysokość stratocumulusa. Lecąc od strefy podzwrotnikowej, powiedzmy od 35N lub 35S, w stronę równika
obserwowalibyśmy stopniowy wzrost inwersji osiadania i rozpad solidnych chmur stratocumulus na chmury o
strukturze konwekcyjnej  chmury cumulus związane z wiatrami pasatowymi, dolatując do równika obserwator
zobaczy coraz głębszą konwekcję obszaru konwergencji wewnątrztropikalnej, czyli chmury cumulonimbus lub
cumulus congestus.
Południowo-północna komórka Hadleya nie jest jedyną komórką w atmosferze tropikalnej. Inną cyrkulacją jest
nałożona na komórkę Hadleya komórka zonalna (wschód-zachód), nazywana też komórką Walkera
Komórka Ferrela
Jest częścią ogólnej cyrkulacji atmosfery, komórka Ferrela znajduje się między wyżami zwrotnikowymi a niżami
strefy umiarkowanej, transportuje ciepło w kierunku biegunów. W komórce tej powietrze przemieszcza się przy
powierzchni ziemi w kierunku biegunów, z powodu siły Coriolisa skręca nieco na wschód (wiatry zachodnie),
następnie w niżach strefy umiarkowanej unosi się i częściowo w górnych partiach troposfery wraca w kierunku
zwrotników i tu również z powodu siły Coriolisa powietrze skręca, tym razem w kierunku zachodnim, w obszarze
zwrotników powietrze opada w wyżach zwrotnikowych. Nazwa komórki wzięła się od Amerykanina Williama
Ferrela, który w 1855 r. opracował schemat ogólnej cyrkulacji atmosfery zbliżony do współczesnego. Komórka
Ferrela wraz z Komórką Hadleya i Komórką Polarną uczestniczą w procesie transportu ciepłego powietrza w kierunku
biegunów i zimnego w kierunku równika.
Komórka polarna
(okołobiegunowa) występuje między biegunami a kołami podbiegunowymi. Powierzchnia jest
wychłodzona(z powodu małego dostarczania promieniowania słonecznego), powietrze zimne i tym samym ciężkie,
osadza się na biegunach tworząc układy
wysokiego ciśnienia. Powietrze przemieszczając się w dolnej strefie troposfery
ku umiarkowanym szerokościom geograficznym, tworzy wiatr wschodni, niemniej naruszając
tamtejszy układ cyklonalny
Międzyzwrotnikowa strefa zbieżności
strefa w pobliżu równika, gdzie wiatry północno-wschodnie z półkuli północnej spotykają się z wiatrami południowo-
wschodnimi z półkuli południowej. Charakteryzuje się stałą obecnością chmur cumulonibus i opadami przelotnymi.
strefa wyżów podzwrotnikowych
(powietrze unoszące i przemieszczające się znad równika przemieszcza się ku zwrotnikom, odchylenie w kierunku
wschodnim wskutek działania siły Coriolisa, nad zwrotnikami powietrze ulega ochłodzeniu, tworzy się wyż, ciśnienie
powyżej 1010 hPa)
Pasaty
Pasat; Passat - staÅ‚y, ciepÅ‚y wiatr o umiarkowanej sile (3~4°B), wiejÄ…cy w strefie miÄ™dzyzwrotnikowej miÄ™dzy 35°
szerokoÅ›ci północnej i 35° szerokoÅ›ci poÅ‚udniowej; w epoce żaglowców miaÅ‚ duże znaczenie. Na półkuli północnej
pasat wieje z kierunku NE, a na południowej z SE (zgodnie z działaniem siły Coriolisa, powodującej odchylenie
kierunku ruchu ciał poruszających się prosto na półkuli północnej w prawo, a na południowej - w lewo). Wieją one ze
strefy wyżów zwrotnikowych ku strefie niżów równikowych znajdujących się w tzw. komórce cyrkulacyjnej Hadleya.
Miejsce, gdzie pasaty z obu półkul spotykają się ze sobą, nazywa się Międzyzwrotnikową Strefą Zbieżności
(Konwergencji) lub bruzdą niskiego ciśnienia. Pasat to wiatr, a więc poziomy ruch powietrza. Aby mógł wiać, musi
istnieć różnica ciśnień między obszarami na powierzchni Ziemi, która najczęściej spowodowana jest różnicami w
nagrzaniu powierzchni naszej planety.
Cyrkulacja pasatowa [edytuj]
Cyrkulacja (ruch) powietrza (i jednocześnie pasaty) ma swój początek w Międzyzwrotnikowej Strefie Zbieżności.
Powierzchnia Ziemi w strefie równikowej intensywnie się nagrzewa. Ogrzane, wilgotne powietrze zwiększając swoją
objętość unosi się do góry a jego ciśnienie przy powierzchni spada i tworzy się niż baryczny. Para wodna zawarta w
tym powietrzu ulega kondensacji i daje początek codziennym opadom nad Równikiem zwanymi deszczami
zenitalnymi. Powietrze zawierające już niewiele wilgoci unosi się dalej ku górze i ochładza. Odpływa w kierunku
biegunów, odchylając swój kierunek ruchu w wyniku działania siły Coriolisa na NW na półkuli północnej i SW na
półkuli południowej - są to antypasaty. Suche i chłodne powietrze opada nad zwrotnikami, dając początek wyżom
zwrotnikowym. Opadając ociepla się adiabatycznie. Stąd w strefie zwrotnikowej znajdują się całoroczne ośrodki
antycyklonalne (wyżowe), warunkujące niemal bezchmurną, suchą, gorącą pogodę z bardzo niewielkimi opadami. To
ciepłe i suche powietrze znad zwrotników zaczyna się przemieszczać ku Równikowi, ponieważ obszar ten ma wyższe
ciśnienie atmosferyczne, niż strefa równikowa. Ten właśnie poziomy ruch suchego, gorącego powietrza z kierunku
NE na półkuli północnej a z SE na południowej odbywający się przy powierzchni Ziemi (w dolnej warstwie
troposfery) nazywamy pasatami.
Front polarny
front atmosferyczny powstały między masą powietrza polarnego a masą powietrza zwrotnikowego.
Front chłodny
jeden z trzech rodzajów frontu atmosferycznego. Jest to granica między nacierającą chłodną masą powietrza i
ustępującą masą ciepłą. Przeważnie ma charakter burzowy, a głównym typem chmur występujących w obrębie tego
frontu jest cumulonimbus.
Front ciepły
jeden z trzech rodzajów frontów atmosferycznych. Występuje wówczas, gdy ciepła masa powietrza odsuwa masę
chłodną.Ponieważ powietrze ciepłe jest lżejsze od chłodnego,  pełznie po nim w górę zużywając na to znaczną część
swojej energii, niewiele jej zostaje na samo przesuwanie się frontu, dlatego ruch frontu ciepłego jest znacznie
wolniejszy niż ruch samej ciepłej masy powietrza. Powierzchnia frontowa jest pochylona pod małym kątem w
stosunku do powierzchni ziemi, a geograficznie powierzchnia taka może rozciągać się pasem o szerokości nawet do
1000 km. Wszelkie zjawiska pogodowe związane z przechodzeniem frontu ciepłego zachodzą na dużym obszarze
geograficznym.
Okluzja
nazywa się łączenie się frontów atmosferycznych w obszarze związanym z niżem barycznym.