podstawowe pojęcia, procesy i zjawiska
© Piotr Muskała
Atmosfera: gazowa powłoka otaczającą Ziemię, utrzymywaną przez siłę grawitacji. Tworzy
ją mieszanina gazów z zawieszonymi w nich aerozolami. Jej gęstość osiąga maksimum tuż
nad powierzchnią Ziemi i stopniowo maleje wraz ze wzrostem odległości od powierzchni
gruntu. Miąższość atmosfery stanowi ~5% promienia Ziemi. Cała atmosfera sprowadzona do
standardowej gęstości (1013hPa i 0C) miałaby 8km grubości.
Skład chemiczny atmosfery:
Składniki główne:
N2 (azot) 78,08%
O2 (tlen) 20,95%
Ar (argon) 0,93%
Składniki pozostałe:
CO2 (tlenek węgla IV) 383ppm (~ 0,035%)
Ne (neon) 18ppm
He (hel) 5ppm
CH4 (metan) 1,7ppm
Kr (krypton) 1ppm
H2 (wodór) 0,5ppm
CO (tlenek węgla II) 0,1ppm
O3 (ozon)
-
stratosferyczny: 10ppm
-
troposferyczny: 0,005-0,5ppm
H2O (para wodna) duża zmienność koncentracji, zwykle w przedziale 1-5%.
Historia atmosfery: układ słoneczny powstał ze skondensowania chmury pyłów i gazów ok.
4,6 miliarda lat temu, atmosfery Ziemi, Wenus i Marsa powstały w wyniku wydzielania się
gazów z wnętrza nowo powstałych planet. Początkowo atmosfera składała sie z dwutlenku
węgla, azotu, pary wodnej i śladowych ilości wodoru. Obecny skład atmosfery różni się od
pierwotnego: większość pary wodnej skondensowała (w miarę ochładzania atmosfery) –
powstały oceany, większość CO2 zostało rozpuszczone w oceanie i stworzyło skały
węglanowe (wapienie), NO2 jako gaz nieaktywny chemicznie, nierozpuszczalny w wodzie i
nie ulegający kondensacji pozostał w atmosferze w początkowej ilości. W wyniku procesu
fotosyntezy nastąpił gwałtowny wzrost ilości tlenu. Obecny poziom O2 został osiągnięty ok.
400 mln lat temu.
Troposfera: warstwa najniższa, spadek T z wysokością średnio o 0,6C/100m, grubość: na
biegunach 7-9km, szer. umiarkowane 10-13km, równik 15-18km, ¾ masy atmosfery, 99%
pary wodnej, prawie wszystkie aerozole, największa turbulencja, tu kształtuje się pogoda,
wzrost T z wysokością opisuje się jako inwersję, od góry przykryta tropopauzą, w
tropopauzie nieciągłości zwane jet stream. strukturę troposfery bada się na wiele sposobów
(tradycyjne=balony, samoloty, maszty, teledetekcyjne= sodar, lidar, RASS, radar)
1
Stratosfera: 7-15km do ok. 50km, izotermia do ok. 35km i potem spadek T z wysokością, tu
większość ozonu z ozonosferą na 20-25km, śladowe ilości pary wodnej i aerozoli o genezie
związanej z incydentalnie silnymi eksplozjami wulkanicznymi, znikoma ilosc pary wodnej
wystarcza do powstawania obłoków perłowych, zbudowanych z kryształków lodu i
przechłodzonej wody. Stratosfera przykryta jest stratopauzą.
Mezosfera: 50-85km, między stratosferą a termosferą, spadek T z wysokością od ok. 0C do –
90C w mezopauzie, w grn. części obłoki mezosferyczne (objawy kondensacji śladowych
ilości pary wodnej), spalaniu ulegają meteory
Termosfera: 85-355...500km, silny pionowy wzrost T do 1000C (zakres: 400-2000K)
spowodowany przez pochłanianie najkrótszego UV przez tlen cząsteczkowy i atomowy, duże
dT dzień/noc i sezonowe, zależnie od pory dnia, szer. geogr. i aktywności słonecznej, coraz
więcej tlenu atomowego. W termosferze powstaje zorza polarna.
Egzosfera: do 80 000km, wyżej przechodzi w heliosferę (atmosferę słońca) skł.: tlen, wodór,
hel, ucieczka cząstek w przestrzeń (warunkiem koniecznym jest osiągnięcie przez cząstkę II
prędkości kosmicznej=11,2km/s)
Jonosfera: jest to jako ta czesc górnej atmosfery, w której swobodne elektrony sa
wystarczajaco liczne, żeby wpływac na propagację fal radiowych. W praktyce można przyjąć,
że zajmuje ona obszar od wysokosci ok. 60 do 600 km.
Magnetosfera: Obszar znajdujący się pod wpływem ziemskiego pola magnetycznego i
promieniowania słonecznego, powyżej 80-90km przybywa cząstek zjonizowanych, wyraźny
„ogon” po nocnej stronie Ziemi, w magnetosferze znajdują się dwa współśrodkowe
pierścienie o zwiększonej gęstości cząstek naładowanych elektrycznie, tzw. pasy Van Allena
(wewnętrzny 1000-5000km, zewnętrzny 15 000-25 000km nad równikiem)
Homosfera (atmosfera jednorodna): do wysokości ok.100km., stałe proporcje składników,
znaczna rola transportu turbulencyjnego, poszczególne składniki atmosfery są dobrze
„wymieszane”, ruchy turbulencyjne słabo tłumione przez procesy dyfuzyjne, na h=100km
homopauza (turbopauza) oddzielająca homosferę od heterosfery
Heterosfera: zmienne proporcje, głównym mechanizmem transportu pionowego jest dyfuzja,
ponieważ dyfuzja zależy od masy molowej składników atmosfera przestaje być jednorodna
Atmosfera standardowa: inaczej atmosfera wzorcowa (ang. International Standard
Atmosphere - ISA): pionowy, umowny rozkład ciśnienia, temperatury, gęstości i lepkości
kinematycznej powietrza oraz prędkości dźwięku przyjęty za wzorzec międzynarodowy do
porównywania wyników badań. Parametry atmosfery wzorcowej są obliczane przy założeniu,
że atmosfera jest układem statycznym, powietrze jest gazem suchym, a jego skład chemiczny
nie zależy od wysokości. Ponadto przyjmuje się stałe wartości graniczne dla wysokości
równej poziomowi morza:T: 288,15 K (15°C), p: 1013,25 hPa, gęstość: 1,2255 kg/m³,
lepkość kinematyczna: 1,461x10-5 m²/s, prędkość dźwięku: 340,3 m/s.
Obłoki perłowe: chmury stratosferyczne, powstają z kryształków lodu w stratosferze, gdzie
zawartość pary wodnej wynosi od 2 do 5 ppm.
2
Obłoki mezosferyczne: polarne chmury mezosferyczne, popularnie zwane NLC są rzadko obserwowanymi chmurami widzianymi w półzmroku przy zmierzchu lub świcie, kiedy słońce
jest 6-16 stopni poniżej horyzontu. Najczęściej obserwowane są w pasie pomiędzy 50° i 70°
N i S. Obłoki srebrzyste są najwyższymi chmurami obserwowanymi z ziemi, znajdują się w
mezosferze około 75 ~ 85 km ponad ziemią. Odkryto je w 1885 roku, dwa lata po wybuchu
wulkanu Krakatau, z którym je początkowo wiązano. Jednak, gdy echa eksplozji ucichły,
obłoki zaczęły pojawiać się coraz częściej.
Zorza polarna: rodzaj elektrometeoru, efekt luminescencyjny (=świetlny) występujący w
jonosferze pod wpływem cząstek wyrzucanych ze słońca podczas jego zwiększonej
aktywności, cząstki te są przyśpieszane przez ziemskie pole magnetyczne i kierowane ku
biegunom magnetycznym co prowadzi do jonizacji rozrzedzonych gazów atmosferycznych i
ich luminescencji. Zorze polarne mają postać łuków, pasm, draperii i zasłon o barwie białej,
czerwonej lub zielonkawej widoczne są na tle nocnego nieba w polarnych i subpolarnych
szerokościach geograficznych.
Wiry polarne: wielkoskalowe układy cyklonalne w środkowej i górnej troposferze
ulokowane w pobliżu biegunów. Mają znaczenie dla utrzymywania w okolicach
okołobiegunowych chloru, będącego głównym czynnikiem rugowania ozonu z atmosfery. Są
więc jednym z czynników powstawania tzw. dziury ozonowej w obszarach
okołobiegunowych.
Cykl Chapmana: szereg czterech reakcji chemicznych opisujących przemiany jakim podlega
ozon stratosferyczny.
(1) Pod wpływem działania promieniowania ultrafioletowego o długości fali poniżej 0,242
µm cząsteczka tlenu jest rozbijana na dwa atomy. [O2+UV->O+O]
(2) W wyniku potrójnego zderzenia atomu tlenu, cząsteczki tlenu oraz cząsteczki neutralnej
powstaje ozon. Cząstka neutralna jest w tej reakcji niezbędna, gdyż przejmuje nadmiar
wyzwalanej energii kinetycznej.[O+O2+M->O3+M]
(3). Fale promieniowania ultrafioletowego z zakresu 0,24-0,31 µm powodują rozpad
cząsteczki ozonu. [O3+UV->O+O]
(4). W wyniku reakcji cząsteczki ozonu z pojedynczym atomem tlenu powstaje tlen
cząsteczkowy. Ostatecznie ozon i tlen pozostają w stanie równowagi.[O3+O->O2+O2]
Efekt cieplarniany: Pierwszy opis efektu cieplarnianego (szklarniowego) przedstawił w
1863r. Tendall. Równowaga cieplna Ziemi w wyniku bilansu radiacyjnego kształtuje się na
poziomie 255K, natomiast rzeczywista średnia temperatura na powierzchni wynosi 288K.
Różnica 33K spowodowana jest efektem szklarniowym. Efekt cieplarniany jest w pełni
naturalny, niemniej jednak lokalnie, regionalnie i ewentualnie globalnie może być
intensyfikowany przez działalność człowieka. Efekt cieplarniany powstaje w wyniku
zatrzymywania ciepła w atmosferze ziemskiej, co jest konsekwencją selektywnego
pochłaniania promieniowania przez składniki atmosfery. Insolacja (krótkofalowe
promieniowanie słoneczne przepuszczane przez atmosferę) powoduje intensywne
nagrzewanie się powierzchni Ziemi. Z kolei promieniowanie długofalowe Ziemi (cieplne) jest
intensywnie pochłaniane przez gazy cieplarniane. Ogrzana w ten sposób atmosfera zwraca
otrzymane ciepło w kierunku powierzchni Ziemi, dodatkowo podnosząc jej T. Działanie
gazów cieplarnianych można porównać do szyb szklarni a lepiej do „filtru”
przepuszczającego energię tylko w jedną stronę lub lustra weneckiego. Główne gazy
cieplarniane: para wodna!, dwutlenek węgla, metan, ozon, podtlenek azotu
3
Cykl hydrologiczny: naturalny obieg wody na Ziemi. Obejmuje on procesy zachodzące zarówno w atmosferze takie jak: parowanie, kondensacja, opady, transport wilgoci; biosferze:
pobieranie wody i jej oddawanie w procesie oddychania czyli transpiracji, jak i w litosferze:
wsiąkanie, spływ podziemny i powierzchniowy. W cyklu hydrologicznym wyróżnia się obieg
duży i mały. Średni czas trwania wg Drzenieckiej 4,2 dnia, wg innych źródeł 8-9 dni.
Prawo Gibbsa-Daltona: pojedynczy składnik mieszaniny dwóch gazów zachowuje się tak,
jakby inne składniki były nieobecne. Jest prawdziwe dla ciśnień poniżej punktu krytycznego.
Prawo Daltona mówi o tym, że ciśnienie mieszaniny gazów jest równe sumie ciśnień
parcjalnych poszczególnych jej składników.
Prężność pary wodnej: ciśnienie jakie wywiera para wodna zawarta aktualnie w
powietrzu. Określa się ja w hPa lub rzadziej w mmHg.
Prężność pary nasyconej: najwyższe ciśnienie pary wodnej nasyconej względem płaskiej
powierzchni wody w danej temperaturze. Wielkość prężności maksymalnej przy stałej
objętości powietrza zależy od temperatury. Wyrażana jest w hPa i mmHg.
Stosunek zmieszania: masa pary wodnej przypadająca na jednostkę masy powietrza suchego
@ukleacja: początkowy etap przemiany fazowej, podczas którego powstają w substancji
niewielkie zarodki nowej fazy. Nukleacja odgrywa ważną rolę w każdym przejściu fazowym.
Większość substancji, gdy jest pozbawiona jąder nukleacji, zmienia stan skupienia w znacznie
niższej temperaturze niż w obecności tych jąder. Dla przykładu czysta woda zamarzać
zaczyna dopiero w temperaturze –42C. Wyróżniamy dwa rodzaje nukleacji: homogeniczną
(spontaniczną, wymaga ekstremalnie dużego przesycenia), w której tzw. zarodki nukleacji
powstają spontanicznie w czystej wodzie na skutek fluktuacji jej gęstości (zderzenia dużej
liczby cząstek wody) oraz nukleację heterogeniczną, w której pierwotnymi zarodkami
nukleacji są zanieczyszczenia obecne w substancji, zwane CCN (cloud condensation nuclei).
Nukleacja heterogeniczna na aerozolach atmosferycznych występuje przy niewielkim
przesyceniu (0,4%)
LWC: masa wody w jednostce objętości powietrza, inaczej wodność chmury.
Koagulacja: łączenie się drobnych kropelek chmury w większe. Do koagulacji dochodzi na
skutek zderzania się ze sobą kropel spadających grawitacyjnie (różnica prędkości opadania
mniejszych i większych kropel) i w wyniku ruchów turbulencyjnych. W istocie w
rzeczywistych chmurach mamy do czynienia zazwyczaj z koagulacją grawitacyjno –
turbulencyjną
Ruchy Browna: chaotyczne ruchy cząstek w płynie (cieczy lub gazie), wywołane
zderzeniami zawiesiny z cząsteczkami płynu. W 1827 roku brytyjski biolog Robert Brown
obserwując przez mikroskop pyłki kwiatowe w zawiesinie wodnej dostrzegł, iż znajdują się
one w nieustannym, chaotycznym ruchu. Ruchy Browna obserwuje się dla mikroskopijnych,
mniejszych niż mikrometr, cząstek zawiesiny bez względu na ich rodzaj. Cząsteczki poruszają
się ciągle a ich ruch nie słabnie. Prędkość ruchu jest większa dla mniejszych cząstek i wyższej
temperatury.
Koalescencja: łączenie się małych kropel wody w chmurze w większe na skutek zderzeń
4
Deszcz ciepły Bowena – Ludlama: wzrost kropelek chmury odbywa się w wyniku
kondensacji a następnie koagulacji. Wg założeń tej teorii niektóre krople chmury wyrastają na
większe niż inne, zaczynają opadać grawitacyjnie, w wyniku wychwytywania mniejszych
przyrastają do rozmiarów >100um, wypadają z chmury i tworzą krople deszczu. Opisany
mechanizm odpowiada za powstawanie deszczu w klimacie ciepłym.
Proces Fidensteina – Bergerona: odpowiada za ponad 90% opadu w strefie umiarkowanej.
(Wg Kożuchowskiego w wyniku tego procesu powstaje też 50% opadu strefy tropikalnej,
Irbine i Cho podają natomiast, że w strefie zwrotnikowej za opady odpowiada głównie
mechanizm Bowen – Ludlama.) Pewna liczba nierozpuszczalnych cząsteczek aerozolu ma
właściwości ułatwiające zapoczątkowanie fazy krystalicznej w wodzie. Cząstki te nazywa się
zarodnikami lodu. Wraz ze spadkiem temperatury coraz więcej jąder krystalizacji
(zarodników lodu) ulega aktywizacji i na nich tworzą się „uprzywilejowane”, zamarznięte
krople wody. Ponieważ prężność pary wodnej nasyconej nad lodem jest mniejsza niż nad
wodą, w wyniku kondensacji kropla ta przyrasta i szybko staje się kryształem lodu o
rozmiarach rzędu milimetra. Tak utworzony kryształ lodu zaczyna opadać przechwytując po
drodze kropelki wody, z którymi się zderza (akrecja). Ponieważ temperatura <0C, kropelki te
po zetknięciu z lodem zamarzają, powodując dalszy przyrost kryształka. W wyniku procesu
F-B może powstać śnieg, krupa, grad (gdy pod wpływem konwekcyjnych prądów
wstępujących cząstka kilkakrotnie wznosi się i opada) oraz deszcz, jeśli poniżej chmury lub w
dolnej jej części T>0C – wówczas kryształek topi się.
Aerozol atmosferyczny: zawiesina stałych lub ciekłych substancji o średnicy< 100um w
gazie, wpływająca na zdrowie ludzi i zwierząt, zakwaszenie opadów, ograniczenie
widzialności, bilans promieniowania, mikrofizykę chmur, koncentrację ozonu itp. Wyróżnia
się aerozole naturalne (sól morska, drobiny piasku, pył wulkaniczny) oraz antropogeniczne
(węgiel elementarny (BC), siarczany, azotany, inne związki). Do podstawowych źródeł
aerozoli w atmosferze należy zaliczyć: emisję soli z piany morskiej, emisję pyłu glebowego
(wietrzenie+udział człowieka, np. transport, orka, budownictwo), erupcje wulkaniczne,
spalanie biomasy, spalanie paliw kopalnych, procesy przemysłowe i inne (cząstki gumy z
opon, pyłki, spory, wirusy, pył meteorytowy...). Aerozole powstają w wyniku kondensacji lub
sublimacji gazów oraz tworzenia się dymu w naturalnych i antropogenicznych procesach
spalania, reakcji pomiędzy gazami śladowymi w atmosferze (w wyniku oddziaływania ciepła,
promieniowania lub wilgotności), mechanicznego porywania i dyspersji materii z
powierzchni, zarówno w postaci aerozolu morskiego nad oceanami jak i pyłów mineralnych
nad kontynentami oraz koagulacji „zarodków” prowadzącej do powstawania większych
cząsteczek o złożonej budowie. Reakcje chemiczne pomiędzy tlenem, azotem, parą wodną i
różnorodnymi gazami śladowymi (np..: SO2, Cl-, jonów amonowych, tlenków azotu)
prowadzą do powstania cząstek z frakcji jąder Aitkena i większych. Aerozol atmosferyczny
zawiera: siarczany, azotany, jony amonowe, związki organiczne, cząstki krystaliczne, sól
morska, tlenki metali, jony wodorowe i wodę. Drobne frakcje zawierają przede wszystkim:
siarczany, jony amonowe, wegiel elementarny i azotany. Aerozol gruboziarnisty:
krystaliczne: krzemionka, Fe, Mg, Al, Ca, cząstki bioorganiczne oraz azotany.
Skład chemiczny aerozoli odzwierciedla ich pochodzenie:
Al, Fe, Ca, Si: erozja gleby
Pb: spalanie paliw zawierajacych ołów
Na, Cl: sól morska
Siarczany, azotany, jony amonowe: aerozole wtórne
Węgiel elementarny: spalanie paliw kopalnych
5
Węgiel organiczny: określenie dla mieszaniny wielu różnych odrębnych
związków węgla, część z nich może być traktowana jako marker źródła
Wielkości aerozoli:
cząstki Aitkena 2*10^-3 – 0,2 um
duże 0,2-2,5um
giganty>2,5um
Znacznie mniejsze od typowej kropli deszczu (2mm) i większe od typowej kropelki chmury
(20 mikronów)
Inny podział:
klasa nukleacji <0,1um
klasa akumulacji i koagulacji (najważniejsza w powstawaniu chmur) 0,1-1um
klasa cząstek gruboziarnistych >1um
Cząstki grube powstają w wyniku procesów mechanicznych, cząstki frakcji akumulacyjnej
rosną poprzez wzrost cząstek frakcji zarodków poprzez kondensację mało lotnych związków
gazowych i koagulację a cząstki frakcji Aitkena powstają w wyniku konwersji gaz→cząstka
(nukleacji) oraz procesów spalania.
W aspekcie masy naturalne źródła mają główne znaczenie w produkcji aerozoli, w
porównaniu do źródeł antropogenicznych. Jeżeli mówimy o liczbie to źródła antropogeniczne
są bardziej efektywne. Wyróżnia się ponadto aerozole niehigroskopijne – pył pustynny, sadza
oraz aerozole higroskopijne – siarczany, azotany.
Aerozole atmosferyczne – usuwanie: depozycja sucha: sedymentacja grawitacyjna, prawo
Stokes'a (dla małych promieni prędkość opadania jest niewielka), szybkość osiadania jest
funkcją rozmiaru, kształtu i gęstości,w nieruchomym powietrzu na depozycję cząstki z
h=1,5m potrzeba odpowiednio: 41godz.-0,5um; 12 – 1; 1,5 – 3; 8,2min. – 10; 5,8sek. - 100.
Depozycja sucha odbywa się na drodze: intercepcji, osiadania turbulencyjnego (największy
udział), dyfuzji (ruchy Browna) oraz zderzania. Depozycja mokra: usuwanie w kroplach
chmury, wymywanie przez deszcz i śnieg (rainout), depozycja mgielna
Aerozole – czas przebywania w atmosferze : jądra Aitkena, frakcja gruba: godziny-dni
(odpowiednio: dyfuzja/koagulacja, depozycja), frakcja akumulacji: tygodnie, frakcja
najdrobniejsza: minuty-godziny
Aerozole – charakterystyka: pył mineralny: 2-300um, piaski, krzemionka, iły, gliny,
zawiera metale śladowe (Fe), frakcja rozpuszczalna i nierozpuszczalna, transport na dalekie
odległości
aerozole organiczne: sadza (węgiel elementarny) ze spalania np w silnikach Diesla, 1/10 jąder
kondensacji na których powstają krople chmur to sole morskie, pozostałe pochodzą z
procesów spalania, pożary ~2,5 krotnie zwiększają liczbę jader kondensacji
aerozole morskie: produkcja proporcjonalna do kwadratu objętości wody, w przypadku
dużego falowania do sześcianu, sól morska dostaje się do atmosfery przez rozprysk
pęcherzyków
6
pył wulkaniczny: drobne cząstki lawy wulkanicznej oraz startych ścian krateru, kropelki tlenków siarki, rozpuszczone substancje krystaliczne, składające się głównie z
nieorganicznych siarczków i
halogenów które prawdopodobnie wysublimowały z magmy, nikiel (Ni) i chrom (Cr),
kryształki substancji takich jak siarczan wapnia i amonu i drobne wtręty sferyczne
, S w postaci gazowej utlenia się tworząc SO3, który na skutek hydratyzacji tworzy kwas
siarkowy
rozpuszczający sole metali.
Aerozole – wpływ na klimat: bezpośredni: rozpraszanie i pochłanianie promieniowania,
wzrost albedo planetarnego, pośredni: oddziaływanie na mikrofizyczne własności chmur
Aerozole – wpływ na zdrowie człowieka: nos i gardło: 5-10um, tchawica: 3-5um, oskrzela i
oskrzeliki: 1-3um, pęcherzyki płucne 0,1 – 1um.
Wiatr: pozioma składowa ruchu powietrza względem powierzchni ziemi. Posiada kierunek,
zwrot i wartość. Kierunek wiatru w meteorologii podaje się określając skąd wieje wiatr,
chwilowe przyrosty prędkości o co najmniej 5m/s w stosunku do średnich 10-minutowych to
porywy. Dla ułatwienia wprowadzono skale prędkości wiatru oparte na skutkach jego
działania, standardowa Beauforta oraz Fujity dla prędkości ekstremalnych (tornada).
Jet stream: intensywny, dość wąski i prawie poziomy pas wiatru występujący w grn.
troposferze i podczas nocy polarnej także w stratosferze (poziom 200hPa=12km). Przenosi z
zachodu na wschód olbrzymie masy powietrza. Jest streams występują przede wszystkim na
na granicach między komórkami globalnej cyrkulacji atmosferycznej. Średnia prędkość
wiatru wynosi od 100 km/h w lecie do 180km/h w zimie. Wyróżnia się: subtropikalny,
polarny (zbliżony do przebiegu frontu polarnego), arktyczny i jet stream nocy polarnej. Jako
pierwsi zetknęli się z nimi piloci podczas II wojny światowej.
Siła pionowego gradientu ciśnienia i siła grawitacji: dla powietrza pozostają w
równowadze, w związku z czym cząstki powietrza nie opadają na ziemię.
Siła poziomego gradientu ciśnienia: wynika ze współistnienia układów niskiego i
wysokiego ciśnienia, skierowana jest prostopadle od wyżu do niżu. Zgodnie z II Zasadą
Dynamiki Newtona powoduje ruch przyspieszony cząstek powietrza.
Siła odśrodkowa: działa na obiekty poruszające się po zakrzywionych torach. Jej wartość
zależy od prędkości obiektu i jego odległości od osi obrotu.
Siła Coriolisa: siła pozorna, działająca na obiekty znajdujące się w ruchu względem
obracającego się układu odniesienia. Powoduje odchylenie toru ruchu w prawo na półkuli N
oraz w lewo na półkuli S. Jej wartość zależy od szerokości geograficznej, najmniejsza jest w
bezpośredniej bliskości równika, a największa na biegunach.
Siła tarcia (kinetycznego): skierowana przeciwnie do kierunku ruchu powietrza, powoduje
zmniejszenie prędkości wiatru i modyfikację jego kierunku, zależy od szorstkości podłoża
(mniejsza nad wodą, większa nad lądem, większa nad lasami, terenami zabudowanymi itp.),
wysokości nad poziomem gruntu (pomijalna>1000m) i prędkości wiatru.
7
Skale ruchu: mikro<1km, mezo: 1-setki km, synoptyczna:~1000km,
globalna(planetarna)>1000km
Trajektoria: krzywa, po której porusza się cząstka w określonym czasie
Linia prądu: krzywa, która w określonej chwili jest styczna do wektora prędkości, w każdym
miejscu
Wiatr geostroficzny: wiatr wiejący w obszarze, w którym izobary są prostoliniowe i w
swobodnej atmosferze, czyli na wysokości, gdzie pomija się siłę tarcia. Na powietrze w
płaszczyźnie poziomej działają w takim przypadku tylko 2 siły: poziomego gradientu
ciśnienia i Coriolisa. Wiatr geostroficzny wieje równolegle do izobar, na półkuli N po prawej
stronie mając ciśnienie wyższe, po lewej zaś niższe.
Wiatr gradientowy: wyidealizowany przypadek wiatru wiejącego w swobodnej atmosferze,
wokół współśrodkowych izobar o kształcie okręgów. Wokół niżu barycznego wiatr
gradientowy wieje przeciwnie do ruchu wskazówek zegara, wokół wyżu – zgodnie. Przy
takim samym gradiencie ciśnienia prędkość wiatru gradientowego jest wyższa niż
geostroficznego jeśli ruch odbywa się wokół wyżu (zjawisko supergeostroficzne) i niższa od
prędkości wiatru geostroficznego, jeśli ruch odbywa się wokół niżu (zjawisko
subgeostroficzne).
Liczba Rossby’ego: iloraz prędkości wiatru geostroficznego przez iloczyn siły Coriolisa i
promienia. Oznacza, że w wyżu krzywizna izobar i gradient ciśnienia nie mogą przekroczyć
pewnego progu (ciśnienie musi spadać łagodnie od środka na zewnątrz układu) a izobary nie
mogą zakrzywiać się zbyt „gwałtownie”. Ograniczenia takie nie występują w przypadku
układów niskiego ciśnienia. W konsekwencji, pomimo że wiatr supergeostroficzny wieje
wokół układów wyżowych a subgeostroficzny wokół układów niżowych, to największe
poziome gradienty ciśnienia i krzywizny linii prądów powietrznych występują z reguły w
układach niżowych.
Wiatr termiczny: dodatkowa składowa wiatru geostroficznego zależna od
nierównomiernego rozkładu temperatury. Wiatr termiczny jest skierowany wzdłuż średniej
izotermy w warstwie między powierzchniami izobarycznymi a chłodniejsze powietrze zalega
po jego lewej stronie.
Wiatr cyklostroficzny: w niskich szerokościach geograficznych mogą istnieć w warunkach
równowagi wyłącznie niże i cyrkulacja cyklonalna. Wiatr będący wynikiem takiej cyrkulacji
nazywamy wiatrem cyklostroficznym. Duży gradient temperatury na powierzchni
odzwierciedla się w silnym wietrze powyżej.
Wiatr ageostroficzny: dodatkowa składowa (wektor) wiatru powstająca w wyniku fluktuacji
układów barycznych. Linie jednakowych tendencji (zmian) ciśnienia nazywamy izallobarami.
Jeśli kierunek wiatru geostroficznego jest zgodny z kierunkiem spadku tendencji ciśnienia
wiatr nasila się i skręca w kierunku obszaru obniżonego ciśnienia. W przypadku odwrotnym
wiatr słabnie i wieje w kierunku podwyższającego się ciśnienia.
Wiatr geotryptyczny: wiatr wiejący w przypadku występowania prostoliniowych izobar, z
uwzględnieniem siły tarcia. Kąt przecięcia przepływu powietrza z izobarami jest tym większy
im większa jest wartość siły tarcia, przy powierzchni ziemi osiąga wartości rzędu 20-30
8
stopni. Podobna sytuacja występuje w układach o zamkniętych izobarach. Wówczas linie
prądu zbiegają się w centrum niżu usiłując go wypełnić i rozbiegają się od środka wyżu.
Cyklogeneza: to inaczej powstawanie niżu. Rozpoczyna się od zaburzenia na stacjonarnym
froncie polarnym. Aby od zaburzenia rozwinął się dojrzały niż, musi wystąpić wiele
korzystnych warunków w środkowej i górnej troposferze.
Fale długie Rossby’ego: Występują w umiarkowanych szerokościach geograficznych.
Granica między chłodnym powietrzem na N i ciepłym na S nie biegnie równoleżnikowo, ale
tworzy kilka tzw. długich fal. Jest ich zwykle 4-6 o długości między 4000 a 8000 km. Fale te
są względnie stacjonarne lub poruszają się bardzo powoli na W lub E.
Fale krótkie: poruszają się na wschód wzdłuż fal Rossby’ego i mają długość mniejszą niż
1000km.
Atmosfera barotropowa: izobary i izotermy są do siebie równoległe. Ponieważ wiatr w
swobodnej atmosferze wieje równolegle do izobar, nie występuje adwekcja chłodu ani ciepła.
Gęstość powietrza jest funkcją wyłącznie ciśnienia. Sytuacja taka ma miejsce w początkowej
fazie cyklogenezy.
Atmosfera baroklinowa: w wyniku pojawienia się zaburzenia (fali krótkiej) linie prądu
zaczynają przecinać izotermy, co powoduje adwekcję chłodu w W części fali i adwekcję
ciepła w jej częsci E. W obszarze adwekcji chłodu rozpoczyna się osiadanie powietrza, z
kolei w obszarze adwekcji ciepła generowany jest ruch wstępujący. Tam gdzie powietrze
osiada, ciśnienie przy powierzchni ziemi wzrasta i zaczyna powstawać dolny wyż baryczny.
W obszarze wznoszenia się powietrza powstaje dolny niż. Równowaga w atmosferze staje się
chwiejna i takie zjawisko nosi nazwę chwiejności baroklinowej. Jej istnienie warunkuje
powstawanie i intensyfikację cyklonów umiarkowanych szerokości geograficznych.
Dywergencja: oś niżu nie jest idealnie pionowa, lecz nachylona ku NW. W górnej
troposferze nad obszarem dolnego niżu barycznego rozwija się obszar rozpływania mas
powietrza. Cyklon dolny pogłębia się tak długo, jak górna dywergencja jest większa od dolnej
zbieżności. W przeciwnym wypadku niż zaczyna się wypełniać i następuje proces jego
zanikania zwany cyklolizą.
Konwergencja: nad dolnym wyżem leży obszar zbieżności, czyli napływania mas powietrza
a oś wyżu nachylona jest w kierunku SW. Wyż rozbudowuje się, jeśli górna dywergencja jest
większa od dolnej konwergencji. Konwergencja i dywergencja są odmianami rodzaju ruchu
nazywanego wergencją (ponadto istnieją jeszcze: rotacja i translacja).
Wirowość: miara rotacji płynu względem osi prostopadłej do powierzchni ziemi.
Wyróżniamy wirowość względną i planetarną. Suma wirowości względnej i planetarnej nosi
nazwę wirowości bezwzględnej. Zmiany wirowości bezwzględnej w atmosferze są
odpowiedzialne za generowanie konwergencji i dywergencji. Wirowość jest ujemna, gdy
generuje krążenie zgodne z ruchem wskazówek zegara, a dodatnia gdy generuje krążenie
przeciwne do ruchu wskazówek zegara. Wirowość względną może generować m in. uskok
wiatru, za planetarną zaś odpowiedzialny jest ruch wirowy ziemi.
Sposoby wymiany ciepła: promieniowanie, przewodnictwo, konwekcja.
9
Temperatura wirtualna: temperatura umowna, jaką powinnoby mieć powietrze suche, aby jego gęstość przy tym samym ciśnieniu równała się gęstości danego powietrza wilgotnego.
Temperatura potencjalna θ: jest zdefiniowana jako temperatura, którą osiągnie układ jeśli
zostanie adiabatycznie sprężony lub rozprężony do ciśnienia referencyjnego p0=1000 hPa.
Temperatura ekwiwalentna: temperatura, którą osiągnęłaby próbka wilgotnego powietrza,
gdyby całą zawartą w niej parę wodną skondensować pod stałym ciśnieniem.
Adiabatyczna zmiana stanu: termodynamiczna zmiana temperatury powietrza bez wymiany
ciepła z otoczeniem. Wykres obrazujący zmiany adiabatyczne temperatury w zależności od
ciśnienia nazywa się adiabatą.
Gradient suchoadiabatyczny temperatury: spadek teperatury z wysokością o 0,997deg C
na 100m spowodowany rozprężaniem wznoszącej się adiabatycznie porcji powietrza. Należy
pamiętać o niekonsekwencji terminologicznej (dodatnie wartości gradientu oznaczają spadek
temperatury). Wykres suchoadiabatycznych zmian temperatury nazywamy adiabatą suchą.
Zmiany temperatury potencjalnej pozwalają określić czy w atmosferze zachodzą procesy
nieadiabatyczne (np. wychładzanie wskutek wypromieniowania, ogrzewanie wskutek
uwalniania ciepła utajonego kondensacji itp.)
Proces pseudoadiabatyczny: udział ciepła utajonego pochodzącego z przemian fazowych
wody powoduje, że zamiast procesu adiabatycznego, w powietrzu nasyconym zachodzi
proces pseudoadiabatyczny lub wilgotnoadiabatyczny. Pseudoadiabatyczne zmiany
temperatury następują, gdy skondensowana para wodna wypada z rozprężającej się porcji
powietrza natychmiast (w postaci opadu), w przypadku gdy produkty kondensacji lub
resublimacji pozostają w porcji powietrza mamy do czynienia z procesem
wilgotnoadiabatycznym. Zwykle procesy wilgotnoadiabatyczne i pseudoadiabatyczne w
atmosferze są utożsamiane, a terminy wilgotno- i pseudoadiabatyczny używane wymiennie.
Poziom kondensacji: wysokość, na której temperatura osiąga punkt rosy (temperatura, przy
której aktualna prężność pary wodnej staje się prężnością nasyconą). Ponad tym poziomem
zmiany temperatury wznoszącego się powietrza mają charakter pseudoadiabatyczny.
Krzywa stanu: wykres rzeczywistych zmian temperatury z wysokością, do poziomu
kondensacji jest to adiabata sucha, powyżej –pseudoadiabata.
Pionowy gradient temperatury (gradient stanu): zmiany temperatury powietrza (otoczenia
porcji powietrza). Pionowy gradient temperatury określa tzw. stratyfikację termiczną
atmosfery, poprzez przebieg tzw. krzywej stratyfikacji, czyli wykresu temperatury w
zależności od wysokości.
Równowaga chwiejna: o przyspieszeniu pionowych ruchów porcji suchego powietrza w
atmosferze decyduje różnica między gradientem suchoadiabatycznym a gradientem stanu.
Równowaga chwiejna występuje, gdy gradient stanu jest większy od gradientu
suchoadiabatycznego. (prosto i obrazowo mówiąc duży spadek temperatury z wysokością)
Analogiczna sytuacja występuje dla powietrza nasyconego, wówczas o równowadze
chwiejnej mówimy, gdy gradient stanu jest większy od gradientu pseudoadiabatycznego.
10
Równowaga stała: ruchy pionowe w atmosferze są tłumione (hamowane), sytuacja taka ma miejsce, gdy gradient stanu jest mniejszy od gradientu suchoadiabatycznego.
Równowaga obojętna: gradienty adiabatyczny i stanu są sobie równe.
Równowaga chwiejna warunkowa: w tej sytuacji równowaga jest stała dla powietrza
suchego ale chwiejna dla wilgotnego. Chwiejność może zatem nastąpić po nasyceniu porcji
powietrza parą wodną. Nasycenie może wystąpić wskutek wzniesienia porcji ponad poziom
kondensacji.
Konwekcja: pionowe przemieszczanie powietrza pod wpływem różnicy gęstości wznoszącej
(opadającej) porcji powietrza w stosunku do powietrza otaczającego.
Konwekcja termiczna: system prądów wstępujących i zstępujących występujących w
warunkach chwiejnej równowagi pionowej atmosfery. Tworzy pulsujące komórki
konwekcyjne ze zorganizowanymi kominami konwekcyjnymi. Przekroczenie poziomu
kondensacji przez powietrze w kominie konwekcyjnym powoduje aktywizację konwekcji
wskutek dostarczenia dodatkowego ciepła (utajonego ciepła kondensacji)
LI: lifted index, czyli podstawowy wskaźnik chwiejności atmosfery. Oblicza się go jako
różnicę między temperaturą powietrza na poziomie 500hPa (w tzw.„połowie atmosfery”) a
temperaturą porcji powietrza podniesionej adiabatycznie z rozpatrywanego poziomu do
powierzchni izobarycznej 500hPa. Ujemne wartości LI wskazują na możliwość wystąpienia
burz, które jeśli wystąpią, są tym gwałtowniejsze im mniejsza wartość LI
CAPE: energia potencjalnie dostępna dla konwekcji. Wyraża się ją w J/kg. Jest polem
powierzchni między krzywą gradientu rzeczywistego i adiabatycznego. Jego rola w praktyce
prognozowania gwałtownej cyrkulacji związanej z konwekcją jest istotna, jako że do wartości
CAPE wprost proporcjonalna jest maksymalna prędkość prądu wznoszącego. \
CI@: bardzo ważny wskaźnik przy prognozowaniu gwałtowności burz. Mówi o ilości energii
potrzebnej do zainicjowania konwekcji, informuje pośrednio o występowaniu tzw. capping
inversion, czyli inwersji nakrywającej, której „przebicie” powoduje miejscową „eksplozję”
konwekcji zasilanej powietrzem z obszaru o znacznej rozciągłości przestrzennej w wyniku
czego jest ona intensywna i może powodować występowanie zjawisk ekstremalnych
LFC: poziom swobodnej konwekcji, poziom podstawy chmur konwekcyjnych. Jest to
wysokość na której zaczyna działać siła wyporu skierowana ku górze i konwekcja może
rozwijać się samoistnie (występuje tzw. konwekcja swobodna).
EL: poziom równowagi, wysokość na której temperatura wznoszącej się porcji powietrza
wyrównuje się z temperaturą otoczenia. Poziom EL jest tożsamy z górną granicą zasięgu
ruchów konwekcyjnych (konwekcji swobodnej) i wyznacza górny zasięg chmury (np.
kowadło chmury Cb). Niekiedy pęd cząstek powietrza jest na tyle duży, że siła bezwładności
powoduje miejscowe przebicie EL i lokalne zwiększenie zasięgu konwekcji nawet powyżej
górnej granicy troposfery w postaci tzw. overshooting tops.
Rozpraszanie Mie: rozpraszanie zachodzące na cząstkach aerozoli o rozmiarach zbliżonych
do długości fali światła widzialnego. Ponieważ na dużych cząstkach wszystkie barwy są
rozpraszane jednakowo, rozpraszanie Mie daje dla obserwatora barwę białą. Rozpraszanie
11
Mie można obserwować na oświetlonych przez Słońce chmurach oraz podczas opadu
mżawki. Biaława barwa nieba podczas braku chmur oznacza duże stężenie pyłu o dużych
rozmiarach.
Rozpraszanie Rayleigh’a: zmiana kierunku promieniowania na mikroskopijnych
cząsteczkach aerozoli lub gazów atmosferycznych. Widmo światła rozproszonego posiada
maksimum przesunięte w kierunku fali odpowiadającej barwie niebieskiej. Dzieje się tak
dlatego, że w widzialnej części widma słonecznego najsilniej rozpraszane są fale krótsze:
błękit i fiolet. Rozpraszanie Rayleigh’a odpowiada za niebieską barwę nieba.
Miraż: zjawisko optyczne polegające na złudzeniu powstającym w wyniku ugięcia
promieniowania w przygruntowych warstwach powietrza o dużym pionowym gradiencie
temperatury powodowanym przez podgrzane lub wychłodzone podłoże. W warunkach takich
dochodzi do dużych pionowych różnic gęstości powietrza i występuje zakrzywienie drogi
promieni świetlnych. Wyróżnia się miraż dolny charakterystyczny dla obszarów pustynnych
(gorących), który pozwala na dostrzeżenie obiektów znajdujących się poza linią horyzontu
(fatamorgana) oraz miraż górny, charakterystyczny dla obszarów polarnych, w przypadku
którego obserwuje się obiekty (np. linię brzegową) podniesione nienaturalnie wysoko.
Fatamorgana daje często obraz odwrócony.
Halo: szereg zjawisk w postaci świetlnego kręgu (lub jego elementów) otaczającego Słońce
lub Księżyc. Halo powstaje wskutek refrakcji (załamania) promieni świetlnych na
kryształkach lodu tworzących chmurę Cs lub Ci. Czasem pierścieniowi halo towarzyszą
słońca poboczne, łuk przysłoneczny, łuki przeciwsłoneczne i inne.
Tęcza: barwny łuk o promieniu 42 stopni, widoczny na tle nieba po przeciwnej stronie
Słońca, kolory tęczy odpowiadają składowym światła, z fioletem wewnątrz i czerwienią na
zewnątrz łuku. Tęcza powstaje gdy promieniowanie bezpośrednie ulega załamaniu i
wewnętrznemu odbiciu na kropelkach deszczu, czasem też mżawki lub chmury. Czasami
można zaobserwować drugą (wtórną) mniej jasną tęczę, znajdującą się na zewnątrz tęczy
właściwej. Tęcza wtórna tworzy łuk o kącie widzenia 50-53° i powstaje w wyniku
dwukrotnego odbicia światła wewnątrz kropli wody. Ponieważ odbicie zachodzi dwukrotnie,
a różnice w kącie rozproszenia światła w zależności od miejsca padania światła na kroplę są
większe, tęcza wtórna jest mniej intensywna i szersza od tęczy pierwotnej. Czasami
występują przepiękne zjawiska tęczowe składające się z szeregu mniej widocznych łuków
znajdujących się wewnątrz tęczy właściwej, a bardzo rzadko również i na zewnątrz łuku tęczy
wtórnej. W łukach tych kolory są położone blisko siebie, tak że trudno w nich rozróżnić pełną
gamę kolorów tęczy. Tęcze takie noszą nazwę wielokrotnych, a ich występowanie nie jest
możliwe do wytłumaczenia przy użyciu optyki geometrycznej układu optycznego jakim jest
kropla wody.Tęcze takie tworzą się w wyniku interferencji promieni światła załamanych pod
mniejszym kątem, bo padły bliżej środka kropli, oraz promieni z maksimum, które uległy
dyfrakcji (teoria Airy'ego). Gdy te dwa promienie po wyjściu z kropli będą w fazie fali,
wzajemnie wzmocnią się (powstaną jaśniejsze kręgi), gdy fale będą miały przeciwne fazy,
wytłumią się (kręgi ciemniejsze). Warunki fazowe zależą od długości fali, dlatego kręgi są
kolorowe.Tęcze wielokrotne są najlepiej widoczne, gdy krople są niewielkie i jednakowej
wielkości. Sam fakt ich występowania był historycznie pierwszą wskazówką, że światło ma
naturę falową, a pierwsze wyjaśnienie tego zjawiska zostało zaproponowane przez Thomasa
Younga w 1804 roku.
12
Tęcza biała: tęcza w postaci białego łuku na mgle lub zamgleniu, zwykle delikatnie obramowanego na zewnątrz barwą czerwoną a od wewnątrz niebieską. Pojawia się dzięki
załamaniu, odbiciu i nieznacznemu ugięciu promieniowania świetlnego na bardzo małych
rozmiarów kropelkach wody.
Gloria: jedna lub kilka serii barwnych pierścieni widzianych przez obserwatora wokół
swojego cienia występującego na mgle lub chmurze złożonej głównie z małych kropelek
wody , rzadko także na rosie. Pierścienie powstają dzięki uginaniu się światła. Cień
obserwatora o dużych rozmiarach, niezależnie od tego czy jest otoczony pierścieniami glorii
czy nie, nazywa się Widmem Brockenu.
Iryzacja: Układy barw, przeważnie zielonych i różowych, często o odcieniach pastelowych,
obserwowane na chmurach, niekiedy pomieszane, czasem w postaci smug prawie
równoległych do brzegów chmur. Inny opis mówi o „lśnieniu kolorami macicy perłowej”.
Przeważnie występuje na krawędziach małej miąższości chmur Ac i As, oddalonych od
Słońca o więcej niż 20 stopni, ale wciąż pozostających w jego pobliżu. Bezpośrednią
przyczyną występowania iryzacji jest dyfrakcja promieni słonecznych na kropelkach wody i
kryształkach lodu o bardzo jednolitych rozmiarach
13