METEOROLOGIA I KLIMATOLOGIA
TEMPERATURA POWIETRZA
PROCESY KONWEKCYJNE
Temperatura charakteryzuje stan cieplny dowolnego cia a.
W sensie meteorologicznym jest to stopie ogrzania
powietrza pod wp ywem ciep a doprowadzonego za
po rednictwem przewodnictwa cieplnego.
Temperatura powietrza  jeden
z podstawowych elementów
meteorologicznych, okre laj cy stan
cieplny atmosfery.
Rozk ad temperatury na Ziemi zale y od:
szeroko ci geograficznej (k t padania promieni s onecznych)
rozmieszczenia l dów i oceanów
cyrkulacji atmosferycznej*
pr dów morskich
ukszta towania powierzchni
albeda - rodzaju pod o a zachmurzenia
szaty ro linnej (cie )
*szczegó owo omówione na kolejnym wyk adzie
Transport ciep a od powierzchni ziemi
Konwekcja- ruch powietrza w uk adzie pionowym.
Polega na wznoszeniu lub opadaniu powietrza.
Rozk ad temperatury w pionie i ruchy pionowe powietrza
Temperatura powietrza obni a si wraz ze
wzrostem wysoko ci n.p.m.
Im wy ej wznosimy si w troposferze, tym
zimniejsze powietrze nas otacza.
Mo emy to odczu np. wspinaj c si na wysok
gór .
W normalnych warunkach, w najni szej cz ci atmosfery, troposferze,
powietrze bli ej powierzchni ziemi jest cieplejsze ni wy ej.
Dzieje si tak dlatego, e powietrze ogrzewa si od nagrzanej
powierzchni ziemi a tak ogrzane powietrze, unosi si do góry w wyniku
konwekcji. Unosz ce si powietrze och adza si w wyniku przemiany
adiabatycznej (wy ej jest mniejsze ci nienie). Czasami w wyniku
zjawisk zachodz cych w atmosferze dochodzi do odwrotnego uk adu
temperatur ni zazwyczaj tworz c inwersje.
Pionowy gradient temperatury  zjawisko zmiany temperatury wraz
z wysoko ci w atmosferze a tak e wielko okre laj ca zmian
temperatury w atmosferze ziemskiej, przypadaj c na jednostk
wysoko ci.
Zazwyczaj jest wyra any w stopniach Celsjusza na 100 metrów
wysoko ci (�C/100 m).
Gradient temperatury mi dzy dwoma punktami (1) i (2) okre lony jest
równaniem:
gdzie:
 gradient temperatury,
T  temperatura,
z  wysoko .
W meteorologii, przy analizie ruchu powietrza zak ada si , e powietrze
wznosz ce si lub opadaj c podlega przemianie adiabatycznej.
Przemiana adiabatyczna (proces adiabatyczny)  proces
termodynamiczny, podczas którego wyizolowany uk ad nie nawi zuje
wymiany ciep a, lecz ca o energii jest dostarczana lub odbierana
z niego jako praca.
W atmosferze przemiana adiabatyczna zachodzi w wyniku wznoszenia
si lub opadania mas powietrza.
Podczas wznoszenia w wyniku zmniejszania si ci nienia nast puje
och adzanie masy powietrza, podczas opadania powietrze ogrzewa si .
Zjawisko to odpowiada za pionowy gradient temperatury, zwi kszone
opady w górach od strony wiatru, ogrzewanie powietrza oraz
zmniejszone opady po zawietrznej stronie gór.
Wyst puj cy gradient zale y od wilgotno ci powietrza. W zale no ci
od niej, mo e wyst pi :
GRADIENT TEMPERATURY
SUCHOADIABATYCZNY
 równy oko o 1 �C/100 m, ma miejsce gdy powietrze ma wilgotno
na tyle ma , e nie zachodzi w nim skraplanie ani parowanie kropelek
wody
GRADIENT TEMPERATURY
WILGOTNOADIABATYCZNY
 równy oko o 0,6 �C/100 m, ma miejsce gdy powietrze jest nasycone
par wodn a podczas wznoszenia zachodzi skraplanie pary wodnej; jest
on mniejszy od gradientu suchoadiabatycznego, poniewa rozpr aj ce
si wraz ze wzrostem wysoko ci powietrze pobiera ciep o skraplania od
pary wodnej przemieniaj cej si w kropelki wody
Gradient umo liwia okre lenie stanu równowagi
w atmosferze.
W zale no ci od wielko ci gradientu powietrze znajduje
si w stanie równowagi:
sta ej (ok. 0,5 �C/100 m)
chwiejnej (ok. 1,2 �C/100 m)
oboj tnej (ok. 1 �C/100 m)
 eby zrozumie zagadnienie równowagi atmosfery nale y pozna
podstawow zasad dotycz c relacji pomi dzy powietrzem ciep ym a
ch odnym.
Powietrze cieplejsze jest mniej g ste od powietrza
ch odniejszego, mniej g ste znaczy l ejsze - z tego
faktu wynika e powietrze cieplejsze w otoczeniu
powietrza ch odniejszego unosi si gdy jest od niego
l ejsze.
Z drugiej strony, powietrze ch odniejsze jest bardziej
g ste od powietrza cieplejszego, bardziej g ste znaczy
ci sze - z tego faktu wynika e powietrze ch odniejsze
w otoczeniu powietrza cieplejszego opada gdy jest od
niego ci sze.
Wyró nia si trzy stany równowagi atmosfery:
stan równowagi chwiejnej (atmosfera niestabilna)
wyst puje je li aktualny gradient termiczny jest wi kszy od sucho
adiabatycznego (1 st. C / 100 m), tzn. spadek temperatury wynosi
np. 1,2 st. C / 100 m. Ka dy blok powietrza w tym stanie atmosfery
b dzie si stale unosi , gdy zawsze b dzie cieplejszy od otoczenia. Taki
stan atmosfery najcz ciej ma miejsce w warstwie atmosfery przy
powierzchni ziemi w upalny i s oneczny dzie .
POWIETRZE SUCHE
POWIETRZE WILGOTNE
W tym przypadku warstwa
Ró nica temperatur pomi dzy otoczeniem
powietrza b dzie si stale unosi ,
a unosz c si mas powietrza jest mniejsza
gdy zawsze b dzie cieplejsza od
ni w przypadku powietrza wilgotnego
otoczenia. Taki stan prowadzi do
- objawia si to s absz zdolno ci do
powstawania chmur i opadów
wnoszenia si tej masy powietrza.
stan równowagi sta ej (atmosfera stabilna)
wyst puje kiedy aktualny gradient termiczny jest mniejszy od wilgotno
adiabatycznego (0,5 st. C / 100 m), tzn. spadek temperatury wynosi np.
0,3 st. C na 100 m wzniesienia; w takich warunkach ka da paczka
powietrza i tego suchego i tego wilgotnego stanie si ostatecznie
ch odniejsza od otoczenia i zacznie opada (brak warunków do
konwekcji).
POWIETRZE SUCHE
POWIETRZE WILGOTNE
Powietrze unosi si , ale W tym przypadku powietrze
tylko do wysoko ci 300 m - uniesie si tylko na wysoko
ma poziomie 400 m zacznie ok. 100 m i zacznie opada ,
opada gdy stanie si gdy na tym poziomie jest ju
ch odniejsze od otoczenia. ch odniejsze od otoczenia
Procesy prowadz ce do powstania równowagi chwiejnej
Ka dy proces, który powoduje powstawanie ch odniejszego powietrza na wi kszych
wysoko ciach i cieplejszego na mniejszych przyczynia si do zmniejszenia
stabilno ci atmosfery.
ogrzewanie powietrza od gruntu - s o ce ogrzewaj c grunt ogrzewa powietrze przy
nim zalegaj ce, a to powoduje, e powietrze ciep e znajduje si w dolnej warstwie
atmosfery poni ej ch odnego.
ciep a adwekcja przy gruncie - nap yw ciep ego powietrza nad dany obszar
powoduje podwy szenie temperatury przy powierzchni ziemi.
ch odna adwekcja w wy szych warstwach atmosfery - nap yw ch odnego powietrza
w górne warstwy atmosfery powoduje, e powietrze jest tam ch odniejsze od tego
poni ej.
Procesy prowadz ce do powstania równowagi sta ej
Ka dy proces, który powoduje powstawanie cieplejszego powietrza na wi kszych
wysoko ciach i ch odniejszego na mniejszych przyczynia si do zwi kszenia
stabilno ci atmosfery.
och odzenie z wypromieniowania - wyst puje podczas spokojnych i bezchmurnych
nocy, kiedy powietrze przy gruncie och adza si szybciej ni warstwy powy ej (na
skutek wypromieniowania ciep a) i w rezultacie ch odniejsze powietrze zalega przy
gruncie.
ch odna adwekcja przy gruncie - nap ywaj ce zimne powietrze powoduje szybszy
spadek temperatury przy gruncie ni na wi kszych wysoko ciach.
ciep a adwekcja w górnych warstwach atmosfery - kiedy ciep e powietrze nap ywa
na wy sze warstwy atmosfery i powoduje podwy szenie temperatury na wi kszych
wysoko ciach (podczas gdy poni ej temperatura jest ni sza).
Inwersja temperatury (inwersja termiczna lub po prostu inwersja) to
w meteorologii zjawisko atmosferyczne polegaj ce na wzro cie temperatury
powietrza wraz z wysoko ci .
Ze wzgl du na wysoko wyst powania inwersje, dzieli si na inwersje
w atmosferze swobodnej (górne), oraz inwersje przyziemne (dolne).
Zjawisko to mo e wywo ywa inne efekty w atmosferze, które mog by
widoczne np. gromadzenie si mg y lub ró nice w zanieczyszczeniu
atmosfery. Inwersje zalegaj ce przez d u szy czas mog wp ywa na
intensyfikowanie si zjawiska smogu nad obszarami o du ej emisji
zanieczyszcze .
Inwersje przyziemne
radiacyjna  powstaje podczas bezwietrznych i bezchmurnej nocy, g ównie
po zachodzie s o ca. Po dniu pod o e i powietrze przy ziemi jest ogrzane,
pod o e wypromieniowuje (st d nazwa radiacyjne) swoje ciep o do
kosmosu, szybko och adzaj c si , powietrze wypromieniowuje ciep o
znacznie wolniej. W warstwie tu przy powierzchni, powietrze staje si
wtedy ch odniejsze ni znajduj ce si ponad nim powietrze uprzednio
ogrzane.
orograficzna  charakterystyczna dla dolin górskich. Jest to pewien wariant
inwersji radiacyjnej, powietrze och odzone w wyniku wypromieniowania
ciep a z ziemi sp ywa ze zbocz górskich, na dno doliny
adwekcyjna  powstaje, gdy nad wych odzon powierzchni ziemi nap ywa
cieplejsze powietrze. Warstwa powietrza granicz ca z powierzchni ,
och adza si , a powietrze powy ej pozostaje ciep e.
niegowa  powstaje, gdy powietrze cieplejsze och adza si od niegu
Inwersje w atmosferze swobodnej
osiadania  powstaje w efekcie osiadania mas powietrza w wy u. Górne
warstwy powietrza przemieszczaj c si w dó , spr aj si , a zatem,
zwi ksza si ich temperatura i w rednich wysoko ciach, powstaje
warstwa powietrza cieplejszego ni powietrze poni ej.
turbulencyjna  powstaje na skutek mieszania si powietrza wywo anego
silnymi zawirowaniami powietrza. Zawirowania te mog tworzy si na
nierówno ciach terenowych lub przy silnym wietrze.
frontowa  wyst puje we frontach atmosferycznych, zw aszcza we froncie
ciep ym, gdy masa ciep ego powietrza w lizguje si na mas powietrza
zimnego. Na styku tych mas, obecna jest warstwa inwersji.
pasatowa  wyst puje w pobli u zwrotników, gdzie zachodz silne pr dy
zst puj ce. Opadaj c, powietrze szybko si ogrzewa, co powoduje efekt
analogiczny do inwersji osiadania.
tropopauzy  zatrzymanie spadku temperatury z wysoko ci
spowodowane kontaktem z cieplejsz stratosfer .
Pomiary temperatury
Termometr jest to przyrz d s u cy do pomiaru
temperatury w sposób po redni, poprzez rejestracj
wybranej, a zale nej od temperatury wielko ci
fizycznej np.
rozszerzalno ciepln cieczy (termometry rt ciowe i alkoholowe),
gazów (termometry gazowe) i cia sta ych (zw aszcza bimetali -
termometry deformacyjne),
termiczne zmiany oporno ci elektrycznej (termometry elektryczne),
termiczne zmiany napi cia kontaktowego metali (termopara),
pr dko ci rozchodzenia si fali akustycznej (termometry akustyczne),
podatno ci magnetycznej paramagnetyka (termometry magnetyczne,
wykorzystywane do pomiaru bardzo niskich temperatur),
widma wiec cego cia a (termometry optyczne, inaczej pirometry, do
pomiaru wysokich temperatur).
POMIAR TEMPETATURY POWIETRZA
Termometr mierzy zawsze temperatur w asn !!
Od nas zale y co i z jak dok adno ci b dzie
mierzy .
Umieszczenie go w klatce meteorologicznej chroni go przed
bezpo rednim promieniowaniem s onecznym.
Klatka musi by bia a aby
zminimalizowa ogrzewanie przez
padaj ce promieniowanie s oneczne.
Klatka ma budow umo liwiaj c
swobodny przep yw powietrza. W ten
sposób powietrze wymienia energi
ze zbiorniczkiem termometru
Skala Kelvina - jest podstawow jednostk temperatury uk adu SI,
powsta a przez przyporz dkowanie punktowi potrójnemu wody warto ci
równej 273,16 K.
Za warto zerow tej skali przyj to temperatur zera absolutnego.
Jednostk temperatury w tej skali jest kelwin (1K).
Tc = Tk - 273,15 Tk = Tc + 273,15
Punkt potrójny wody (273,16 K = 0 C) - czy temperatura wrzenia wody
(100 C) pod ci nieniem 101325 N/m3 (1 atmosfery fiz.)
Skala Celsjusza - jest oparta na dwóch punktach sta ych:
0oC - temperaturze topnienia lodu przy ci nieniu normalnym
i 100oC - temperaturze wrzenia wody przy ci nieniu j.w.
Jednostk temperatury w tej skali jest jeden stopie Celsjusza (1C).
Pocz tkowo skala Celsjusza by a okre lana na podstawie cieplnych
zmian obj to ci rt ci, nast pnie po wielu udoskonaleniach
przekszta cono j w Mi dzynarodow Praktyczn Skal Temperatur.
Skala Fahrenheita - by a pocz tkowo oparta na dwóch punktach
sta ych:
0oF - temperatura topnienia mieszaniny niegu i salmiaku)
i 100oF, b d cej naturaln temperatur cia a ludzkiego.
Obecnie skal Fahrenheita definiuje si przez przyporz dkowanie
0oC warto ci 32F oraz 100C - 212F.
Jednostk temperatury w tej skali jest jeden stopie Fahrenheita.
Zwi zek pomi dzy temperatur w skali Celsjusza i Fahrenheita ma
posta :
Tf = 32 + Tc Tc = (Tf - 32)
Temperatura
wrzenia wody
Temperatura cia a ludzkiego
Temperatura pokojowa
Temperatura zamarzania wody
Temperatura absolutnego zera
Wymogi WMO dotycz ce
pomiarów temperatury
0.1 oC dla potrzeb klimatologii, meteorologii synoptycznej, morskiej,
hydrologii
0.1 oC dla potrzeb meteorologii lotniczej
0.5 oC warto ci ekstremalne temperatury dla potrzeb klimatologii i
meteorologii synoptycznej
0.2 oC temperatura powierzchni wody (SST) dla potrzeb klimatologii
0.1 oC temperatura powierzchni wody (SST) dla potrzeb meteorologii
synoptycznej
W celu wyeliminowania naturalnej zmienno ci drobnoskalowej
temperatury oraz szumów przyrz du dokonuje si u redniania.
Przyjmuje si okres 1 minuty jako najkrótszy do u redniania
temperatury powietrza.
Klatka meteorologiczna - jest
drewnian a urow konstrukcj ,
zawsze jest pomalowana na bia o
(co ma j chroni przed
nagrzewaniem si od promieni
s onecznych) i umieszczona w
ogródku meteorologicznym. Jej
konstrukcja sprawia, e przyrz dy
pomiarowe znajduj si na
standardowej wysoko ci 2 m nad
poziomem gruntu.
Klatka zapewnia cie i
jednocze nie swobodny przep yw
powietrza. (Nale y pami ta , e
pomiarów temperatury oraz
wilgotno ci nie wykonuje si w
pe nym s o cu). Drzwiczki do
klatki znajduj si od pó nocnej
strony.