SKŁAD I BUDOWA ATMOSFERY ZIEMSKIEJ

ATMOSFERA ZIEMSKA gazowa powłoka otaczająca kulę ziemską, złożona z mieszaniny gazów. Poza składnikami gazowymi atmosfera zawiera zmienną ilość składników mineralnych i organicznych (pyły sole bakterie itd.). bierze udział w ruchu obrotowym Ziemi. Jest ściśliwa, wraz z wysokością jej gęstość maleje. Zanika bez wyraźnej górnej granicy. Jej ślady występują jeszcze na wysokości powyżej 20 000 km. Połowa całej masy atmosfery koncentruje się w dolnych 5 km. Masa atmosfery wynosi około 0,000 086% masy Ziemi. Procesy zachodzące w dolnych warstwach atmosfery a w szczególności do wysokości 10-20 km decydują o stanach pogody obserwowanych przy powierzchni Ziemi. Są one przedmiotem badań meteorologii. Atmosfera nie jest jednorodna dzieli się w swym przekroju pionowym na warstwy różniące się właściwościami fizycznymi i występującymi w nich zjawiskami.

POWIETRZE fizyczna mieszanina gazów tworząca atmosferę ziemską. W dolnej warstwie atmosfery zawiera liczne stałe i ciekłe cząsteczki tzw. Aerozole, których głównym źródłem jest powierzchnia Ziemi. Procentowa zawartość suchego powietrza do wysokości 100-120 km nie ulega zmianie wraz ze wzrostem wysokości. Do wysokości 200 km dominującym gazem w powietrzu jest azot . wyżej przeważa tlen głównie w stanie atomowym. Powyżej 1000 km dominuje hel, a w najbardziej zewnętrznej warstwie atmosfery występuje wodór.

Atmosferą nazywamy otoczkę gazową przylegającą do powierzchni Ziemi.

Atmosferę tworzy mieszanina gazów zwana powietrzem.

SKŁAD SUCHEGO POWIETRZA

Powietrze suche nie zanieczyszczone różnymi domieszkami, przy powierzchni Ziemi składa się głównie z AZOTU (78,08%), TLENU (20,96%), ARGONU (0,93%), DWUTLENKU WĘGLA (0,03%), neonu, helu, kryptonu, ksenonu, wodoru, ozonu, metanu i innych gazów występujących w ilościach śladowych.

ROLA PARY WODNEJ I AEROZOLI W ATMOSFERZE
a) para wodna: tworzy warstwy chmur, zapewnia obieg wody w przyrodzie, spada na ziemię w postaci deszczu lub śniegu a nawet gradu, maksymalna zawartość pary wodnej to 4%
b) aerozole: kropelki wody, kryształki lodu- to chyba jedyne nieszkodliwe aerozole. Pozostałe, to głównie składniki zanieczyszczeń: cząsteczki dymu, sadzy, popiołu, pyły wulkaniczne, roślinne oraz pyły pochodzenia przemysłowego.

PARA WODNA jest szczególnym składnikiem atmosfery. Jest jedynym gazem mogącym w warunkach panujących w atmosferze przechodzić w stan stały i ciekły. Para wodna znajdująca się w atmosferze pochodzi z parowania wody w zbiornikach, powierzchni pokrytych lodem i śniegiem, oraz powierzchni lądowych wraz z szatą roślinną. Z powierzchni Ziemi w ciągu roku wyparowuje ok. 520 000 km³ wody. Z tej ilości 86% pochodzi z oceanów, a tylko około 14% wyparowuje z powierzchni lądu.

Zawartość pary wodnej w atmosferze jest bardzo zmienna. Średni czas przebywania wody w atmosferze jest stosunkowo krótki i wynosi około 10 dni. Największa ilość pary wodnej znajduję się w powierzchni przylegającej bezpośrednio do powierzchni parującej. W miarę oddalania się od tej powierzchni ilość pary wodnej zmniejsza się. Średnia zawartość pary wodnej w powietrzu przy powierzchni Ziemi waha się od około 0,2% do około 2,5%. W skrajnych przypadkach może osiągać od 0% do około 3,8-4,1%. Najwięcej pary wodnej występuje w powietrzu okołorównikowym a najmniej powietrzu okolic okołobiegunowych zwrotnikowym.

WARSTWOWA BUDOWA ATMOSFERY:

Nasz planetę otacza powłoka gazowa, którą nazwano atmosferą. Tworzy ja powietrze, którym oddychamy i które stanowi osłonę przed zabójczym promieniowaniem docierającym z przestrzenia kosmicznej.

Atmosfera jest mieszanina dziesięciu rożnych gazów, z przewaga azotu i tlenu. Pozostałe to głownie argon, niewielka ilość dwutlenku węgla, hel i neon. Występują także w atmosferze nieznaczne ilości dwutlenku siarki, amoniaku, tlenku węgla, ozonu i pary wodnej. Obecne są w niej również zanieczyszczenia w postaci gazów, cząsteczek dymu, soli, pyłów i popiołów wulkanicznych.

Budowa atmosfery jest warstwowa. Kryterium podziału to: ciśnienie, gęstość i temperatura gazów, zmieniające się wraz z wysokością. Biorąc za podstawę zmiany temperatury wyróżnia się pięć warstw przedzielonych strefami przejściowymi, zwanymi pauzami.

TROPOSFERA jest warstwa najcieńsza, sięgającą do wysokości 12 km nad Ziemie. Jest to warstwa najcieplejsza, gdyż ogrzewają ja promienie słoneczne odbite od powierzchni Ziemi. W zależności od szerokości geograficznej i pory roku wysokość troposfery waha się od około 7 km nad biegunami do około 17-18 km w strefie równikowej. W szerokościach umiarkowanych górna granica troposfery znajduję się średnio na wysokości 10-12 km. W tej warstwie mieści się praktycznie cała ilość pary wodnej oraz całość zawartych w atmosferze domieszek pochodzących z lito-, hydro-, i biosfery. W miarę oddalania się od Ziemi temperatura spada do około -55^oC w górnej troposferze. Spadek temperatury jest niemal jednostajny o około 0,5-0,6ºC/100 m.. warstwę tę cechuje silny rozwój turbulencji i konwekcji. W troposferze przebiegają główne procesy kształtujące pogodę i klimat.

TROPOPAŁZA warstwa w której kończy się typowa dla troposfery zmiana temperatury wraz z wysokością jest to warstwa przejściowa o grubości z reguły nie przekraczającej 2km.

STRATOSFERA rozciąga się do wysokości 50-55 km nad powierzchnie Ziemi. W dolnej części (12-35km) oznacza się niemal stałą temperaturę a w górnej części (35-55 km) temperatura rośnie wraz z wysokością. Jej górna cześć zawiera ozon tworzący warstwę ozonowa (największa koncentracja ozonu w warstwie od około 20 do około 30 km). Temperatura jest tu wyższa niż w troposferze (do 0^oC), ponieważ ozon zatrzymuje większość szkodliwych promieni nadfioletowych dochodzących ze Słońca. W stratosferze znajduje się znikoma ilość pary wodnej i mogą występować tutaj bardzo rzadko niektóre rodzaje chmur najwyższego piętra, zbudowane z kryształków lodu i przechłodzonych kropelek wody.

STRATOPAUZA występuje na wysokości około 50-55 km jest to kolejna warstwa przejściowa oddzielająca stratosferę od mezosfery.

MEZOSFERA jest to warstwa atmosfery w której ponownie następuje spadek temperatury wraz z wysokością. Jest ona warstwą o miąższości około 35 km, rozciągającą się na wysokości od około 50 do około 80 km. Na górnej granicy mezosfery temperatura wynosi ok. -80ºC.

MEZOPAUZA kolejna warstwa oddzielająca mezosferę od termosfery

TERMOSFERA w niej temperatura rośnie wraz z wysokością, osiągając na górnej granicy położonej na wysokości ok. 800 km, wartość bliską 1000ºC tak wysoka temperatura jest skutkiem pochłaniania promieniowania słonecznego o bardzo małych długo0ściach fal. Termosfera ogólnie biorąc stanowi warstwę zjonizowanego gazu w której wyodrębnia się jeszcze kilka warstw o mniejszej miąższości mających specyficzne cechy fizyczne.

JONOSFERA to warstwa atmosfery w której występuje znaczna ilość swobodnych elektronów i jonów powstałych w wyniku jonizacji atomów i cząstek gazu atmosferycznego. Warstwy jonów odgrywają ważną rolę przy odbijaniu sygnałów radiowych wokół naszej planety. Fale radiowe, wysyłane przez nadajnik, przedostają się przez atmosferę, odbijają się od warstw jonosfery i trafiają ponownie na Ziemię.

EGZOSFERA to zewnętrzna część atmosfery ziemskiej odległa o 600 - 1000 km. W egzosferze nie ma prawie wcale gazów. Trafiają się w niej tylko nieliczne atomy wodoru i helu, które ulatują z pola grawitacyjnego Ziemi w przestrzeń kosmiczną.

ZANIECZYSZCZENIA ATMOSFERY

Zanieczyszczenia atmosfery tworzą substancje gazowe, ciekłe i stałe. Niektóre gazy i ciała stałe mogą w połączeniu z wodą w atmosferze tworzyć roztwory budujące chmurę lub ławicę mgły. Niektóre z substancji zanieczyszczających atmosferę mogą ulec skropleniu, dając zanieczyszczenia w postaci ciekłej. Pomiędzy niektórymi substancjami wodą znajdującą się w powietrzu i gazami budującymi atmosferę może dochodzić do reakcji chemicznych dających w rezultacie zanieczyszczenia wtórne wszystkie zanieczyszczenia znajdujące się na kuli ziemskiej można podzielić na dwie grupy:

• Zanieczyszczenia pochodzenia NATURALNEGO czyli pyły kosmiczne, aerozole pochodzenia morskiego, pyły zwiewane z powierzchni lądowych, pyły i gazy wulkaniczne, mikroorganizmy (bakterie , zarazki, zarodniki roślin, pyłki kwiatowe) martwe okruchy organizmów roślinnych zwierzęcych itp.

• Zanieczyszczenia pochodzenia SZTUCZNEGO są jednym ze skutków działalności gospodarczej człowieka. Szczególny wzrost ich ilości notuję się w ostatnich 12 latach, czyli od momentu rozwoju na dużą skalę przemysłu. Wśród tych zanieczyszczeń znajdują się gazy opary oraz dymy i pyły o najróżniejszych składach chemicznych. Wszystkie one z reguły powstają podczas procesów produkcyjnych, transportu lub przeładunku.

PROMIENIOWANIE I CIEPŁO W ATMOSFERZE

PROMIENIOWANIE: zjawisko wysyłania fal elektromagnetycznych. Polega ono na przekazywaniu energii od jednego ciała do drugiego bez udziału ośrodka materialnego wypełniającego przestrzeń między tymi ciałami. Oprócz promieniowania elektromagnetycznego istnieje promieniowanie korpuskularne. Stanowią je strumienie cząsteczek.

PROMIENIOWANIE SŁONECZNE jest pierwotnym źródłem energii dla Ziemi i jej atmosfery. Maksimum emitowanej energii przypada na fale o długości ok. 0,5μm, a blisko 99% energii na fale o długości 0,25 - 5,0 μm. Prawie całe promieniowanie słoneczne jest promieniowaniem krótkofalowym. Słońce jest także źródłem promieniowania korpuskularnego. Stanowią je strumienie głównie protonów i elektronów rozchodzących się z prędkością 400 - 2000 km·¯¹. Energia tego promieniowania jest około 107potęgi 7 razy mniejsza od promieniowania elektromagnetycznego. Mnie dochodzi ono do powierzchni ziemi. Przyczynia się natomiast do jonizacji powietrza w górnych warstwach atmosfery, wywołuje zorze polarne, wpływa na pole magnetyczne Ziemi.

OGÓLNE WIADOMOŚCI O PROMIENIOWANIU SŁONECZNYM

Promieniowanie słoneczne stanowi główne źródło ciepła dla Ziemi i jej atmosfery, bowiem ciepło płynące z wnętrza Ziemi i dochodzące do niej z innych gwiazd dociera do powierzchni Ziemi znikomych ilościach. Na podstawie wieloletnich badań i obserwacji stwierdzono że Ziemia znajduję się w stanie równowagi cieplnej. Ziemia wraz z atmosferą uzyskuje ciepło w wyniku pochłaniania promieniowania słonecznego, a w wyniku wypromieniowania własnego traci ciepło. Można stąd wysunąć wniosek, że dopływ promieniowania równoważy emisję promieniowania a więc Ziemia wraz z atmosferą znajduję się również w stanie równowagi promieniowania. Promieniowanie dociera do Ziemi w sposób bezpośredni lub pośredni. Docierając bezpośrednio nosi nazwę promieniowania bezpośredniego, a dochodząc do powierzchni Ziemi pośrednio (w postaci rozproszonej) nosi nazwę promieniowania rozproszonego.

PROCESY, KTÓRYM PODLEGA W ATMOSFERZE PROMIENIOWANIE SŁONECZNE

Promieniowanie słoneczne przenikając przez atmosferę ziemską ulega osłabieniu (ekstynkcji). Jest ono spowodowane pochłanianiem i rozpraszaniem części promieniowania przez cząsteczki gazów oraz różne domieszki i zanieczyszczenia znajdujące się w powietrzu atmosferycznym. Pochłaniają one promieniowanie w różnym zakresie widma i różnym stopniu. Pochłaniane powoduję zmianę jakościową energii słonecznej a część jej przekształca się w energię cieplną. Atmosfera pochłania około 15% promieniowania słonecznego docierającego do Ziemi.

Rozpraszanie promieniowania słonecznego polega na zmianie kierunku biegu promieniowania. W wyniku rozpraszania promieniowanie o ściśle określonym kierunku ulega przekształceniu w promieniowanie rozchodzące się we wszystkich kierunkach, promieniowanie rozproszone. Rozproszeniu promieniowania zawdzięczamy światło wtedy gdy nie dociera bezpośrednie promieniowanie słońca czyli np. w dni o dużym zachmurzeniu ogólnym nieba.

W atmosferze ziemskiej rozproszeniu ulega około 25% energii promieniowania słonecznego, z tego około 2/3 osiąga powierzchnie ziemi a 1/3 uchodzi w przestrzeń kosmiczną. W dni bezchmurne promieniowanie rozproszone ma znaczenie niewielkie. Przy całkowitym zachmurzeniu nieba energia słoneczna dociera do powierzchni Ziemi wyłącznie za pośrednictwem promieniowania rozproszonego. Natężenie tego promieniowania rośnie wraz z wysokością słońca nad horyzontem i w południe słoneczne osiąga najwyższą wartość.

Rozproszeniu ulega promieniowanie o różnych długościach fal, lecz im SA krótsze tym silniejszemu ulegają rozproszeniu. W widzialnej części widma słonecznego najsilniej rozpraszane jest promieniowanie mieszczące się w paśmie fioletowym i niebieskim (dlatego właśnie niebo ma zabarwienie niebieskie). Duże cząsteczki zawarte w powietrzu atmosferycznym (pył kropelki wody kryształki lodu itp.) rozpraszają promieniowanie słoneczne, ogólnie biorąc jednakowo. Gdy jest ich dużo, niebo ma barwę bladoniebieską („płowieje”). Intensywność zabarwienia nieba może, więc stanowić wskaźnik czystości powietrza atmosferycznego.

Promieniowanie całkowite, które dochodzi do powierzchni Ziemi, nie jest przez tę powierzchnię w pełni pochłanianie… część energii słonecznej ulega odbiciu od powierzchni Ziemi i nie uczestniczy w procesie jej nagrzewania. Stosunek ilości promieniowania odbitego do ilości promieniowania padającego nosi nazwę albedo, wyrażane jest ono w procentach lub za pomocą ułamka dziesiętnego. Promieniowanie pochłonięte zostaje zużyte na nagrzanie wierzchnich warstw gruntu i wody. W porównaniu z obszarami lądowymi, powierzchnie wodne odznaczają się szczególnymi właściwościami zakresie odbijania promieniowania słonecznego. Zdolność odbijania promieni słonecznych od lustra wody zmienia się w bardzo szerokim zakresie. Gładka powierzchnia wody przy dużym kącie padania promieni słonecznych (>45º”) odbija zaledwie kilka procent promieniowania padającego. Przy niskim położeniu słońca (<5º) wielkość albedo jest natomiast bardzo duża. Różnice w wielkości albedo w zależności od wysokości słońca znacznie się zmniejszają gdy powierzchnia wody silnie faluje.

PROMIENIOWANIE SŁONECZNE CAŁKOWITE NASŁONECZNIENIE NAGRZEWANIE SIĘ POWIERZCHNI ZIEMI

PROMIENIOWANIE SŁONECZNE CAŁKOWITE to suma promieniowania bezpośredniego i rozproszonego. Jego natężenie jest największe latem i w godzinach popołudniowych.

PROMIENIOWANIE SŁONECZNE BEZPOŚREDNIE: dociera do powierzchni Ziemi bezpośrednio od tarczy słonecznej. Jego natężenie wzrasta wraz ze wzrostem wysokości słońca nad horyzontem i wzniesieniem danego punktu nad poziomem morza. Zachmurzenie i zmniejszenie przejrzystości powietrza powoduję zmniejszenie natężenia promieniowania bezpośredniego. Jego maksymalne natężenie notuję się w godzinach popołudniowych i wiosną.

Natężenie bezpośredniego promieniowania słonecznego na powierzchnię poziomą przy różnym kącie padania promieni słonecznych

taka sama wiązka promieni przy kącie padania 30º obejmuję powierzchnię dwukrotnie większą niż przy kacie padania wynoszącym 90º, dlatego intensywność padania jest w pierwszym przypadku mniejsza niż w drugim

PROMIENIOWANIE SŁONECZNE ROZPROSZONE jest wynikiem zmiany kierunku biegu promieni słonecznych niejednorodnym optycznie środowisku, jakim jest atmosfera. Promienie uginają się, załamują i odbijają od drobin gazów od cząsteczek ciekłych i stałych zawieszonych w powietrzu sprawiając że wszystkie one niejako stają się źródłem promieniowania. Silniejszemu rozproszeniu ulegają promienie o mniejszych długościach fal. Natężenie promieniowania rozproszonego maleje wraz z wysokością nad poziomem morza. W dni bezchmurne odgrywa ono niewielką role natomiast przy całkowitym zachmurzeniu nieba energia słoneczna dociera do Ziemi wyłącznie w postaci promieniowania rozproszonego.

NAGRZEWANIE SIĘ POWIERZCHNI ZIEMI Promieniowanie słoneczne stanowi główne źródło ciepła dla Ziemi i jej atmosfery.

NASŁONECZNIENIE (insolacja) to energia promieniowania bezpośredniego i rozproszonego docierająca do dowolnie zorientowanej powierzchni. Zależy od wysokości słońca, zachmurzenia, przejrzystości atmosfery oraz ekspozycji powierzchni. Jest główną przyczyna nagrzewania się powierzchni Ziemi i procesów oraz zjawisk z tego wynikających. Do pomiaru nasłonecznienia służą aktynometry i pyrheliometry.

ALBEDO zdolność odbijania promieniowania słonecznego przez różne powierzchnie. Wyraża się stosunkiem natężenia promieniowania odbitego od danego rodzaju powierzchni do natężenia promieniowania, które do niej dochodzi.

Zdolność odbijania i pochłaniania promieniowania słonecznego przez różne podłoża.

PROMIENIOWANIE POWIERZCHNI ZIEMI I ATMOSFERY

PROMIENIOWANIE ZIEMI nagrzana powierzchnia Ziemi staje się wtórnym źródłem promieniowania. Promieniowanie to zwane niekiedy wypromieniowaniem powierzchni Ziemi, polega na oddawaniu otoczeniu części energii uzyskanej od słońca. Promieniowanie to jest emitowane przez całą dobę. W ciągu dnia jest z reguły większe niż w nocy. Jego wielkość rośnie w miarę wzrostu temperatury powierzchni Ziemi. Efekty obecności tego promieniowania szczególnie wyraźnie dostrzegamy w porze doby, kiedy ustaje dopływ promieniowania słonecznego, więc w nocy. Notuję się wtedy spadek temperatury powierzchni Ziemi, będący właśnie skutkiem wypromieniowania. Przeważająca część promieniowania długofalowego powierzchni Ziemi jest pochłaniana przez atmosferę a ściślej głównie przez znajdującą się w powietrzu parę wodna (w 60%) oraz dwutlenek węgla (w 20%)

Dolne warstwy atmosfery, przepuszczają bez większych przeszkód promieniowanie Słońca o mniejszych długościach fal, zatrzymują znaczną część promieniowania długofalowego powierzchni Ziemi, chroniąc ją w ten sposób przed nadmierna utratą ciepła. Ma to szczególnie ważne znaczenie w porze nocnej, kiedy ustaje dopływ promieniowania słonecznego. Większą ilość energii cieplnej emitowanej przez powierzchnię Ziemi zatrzymuje atmosfera podczas nocy pochmurnej, gdy powietrze zawiera dużą ilość pary wodnej, a stosunkowo niewielka ilość promieniowania długofalowego podłoża zatrzymuje atmosfera podczas nocy bezchmurnej. Noce pogodne cechują więc większe spadki temperatury powietrza i większe wychłodzenie podłoża niż noce pochmurne i wilgotne.

PROMIENIOWANIE ATMOSFERY Promieniowanie długofalowe powierzchni Ziemi jest pochłaniane przez atmosferę, głównie przez zawartą w niej parę wodną i dwutlenek węgla. Ogrzana w ten sposób atmosfera staje się źródłem promieniowania długofalowego. Promieniowanie to rozchodzi się we wszystkich kierunkach. Część promieniowania długofalowego atmosfery (około 70%) dopływa powrotem ku powierzchni Ziemi w postaci tak zwanego promieniowania zwrotnego atmosfery, a reszta uchodzi w przestrzeń międzyplanetarną. Promieniowanie długofalowe atmosfery jest emitowane głównie przez zawartą w atmosferze parę wodną ( w mniejszym stopniu przez dwutlenek węgla ozon i aerozole). Istotny wpływ na wielkość promieniowania zwrotnego atmosfery wywiera obok temperatury powietrza także wilgotność atmosfery.

Występują więc w atmosferze dwa przeciwstawnie skierowane strumienie promieniowania długofalowego. Promieniowanie zwrotne atmosfery jest prawie całkowicie pochłaniany przez powierzchnię Ziemi. Różnice między promieniowaniem powierzchni Ziemi i promieniowaniem zwrotnym nazywa się promieniowaniem efektywnym (promieniowanie efektywne jest to ta ilość energii, którą powierzchnia Ziemi traci w drodze wypromieniowania)

TEMPERATURA POWIETRZA I ROZKŁAD ŚREDNICH ROCZNYCH NA KULI ZIEMSKIEJ

TEMPERATURA jest wielkością fizyczną określającą stopień nagrzania danego ciała

Dopływ promieniowania słonecznego do powierzchni Ziemi cechuje zarysowany bieg dobowy i roczny.

Taki sam rytm zmian wykazuje temperatura podłoża, a w ślad za nią zmienia się w takim samym rytmie temperatura warstw powietrza atmosferycznego stykającego się z podłożem, dla którego podłoże jest głównym źródłem ciepła. Ściśle biorąc przebieg temperatury powietrza w ciągu doby jest kształtowany przez strumień bezpośredniego rozproszonego promieniowania słonecznego oraz przez strumień emitowanego przez całą dobę promieniowania długofalowego powierzchni Ziemi i powietrza atmosferycznego, także poprzez wymianę ciepła między atmosferą, a podłożem.

W przebiegu dobowym temperatura powietrza zmienia się w skład za zmianami podłoża. Dobowy przebieg temperatury powietrza zazwyczaj wykazuje jedno maksimum i jedno minimum. Wzrost temperatury powietrza rozpoczyna się po wschodzie Słońca i trwa do godzin wczesnopopołudniowych. O godzinie 14-15 zwykle osiąga ona maksimum dobowe, po czym następuje jej spadek, trwający aż do godzin wczesnorannych. Wkrótce po wschodzie słońca temperatura powietrza osiąga swoją minimalną wartość w ciągu doby.

Ważnym wskaźnikiem informującym o przebiegu temperatury powietrza ciągu doby jest dobowa amplituda temperatury powietrza. Na jej wielkość wpływa wiele czynników, spośród których pierwszej kolejności trzeba wymienić szerokość geograficzną, zachmurzenie ogólne nieba, porę roku, sąsiedztwo zbiorników wodnych czy orografię terenu.

AMPLITUDA w meteorologii i klimatologii jest to różnica pomiędzy minimalnymi i maksymalnymi wartościami liczb charakteryzujących przebieg danego elementu pogody w odniesieniu do badanego okresu (doby, miesiąca, roku) pojęcie odnosi się również do wahań wartości średnich w badanym okresie.

Roczne amplitudy powietrza, ogólnie biorąc zwiększają się od równika w stronę biegunów. Na tej samej szerokości geograficznej są one większe nad lądami a mniejsze nad obszarami morskimi. Należy jednak podkreślić że istnieją małe roczne amplitudy temperatury powietrza również na obszarach lądowych położonych w znacznej odległości od mórz i oceanów, jeśli nad danym obszarem lądu często zalegają masy powietrza pochodzenia morskiego (obszar Europy Zachodniej). Z kolei nad ocenami obserwuje się zwiększenie rocznych amplitud temperatury powietrza w miejscach nad które często napływają masy powietrza lądowego (zachodnie rejony oceanów na półkuli północnej). Omawiane amplitudy zmniejszają się również wraz z wzrostem wysokości nad poziomem morza.

Zazwyczaj wyróżnia się na kuli ziemskiej cztery zasadnicze typy rocznego przebiegu temperatury powietrza:

• TYP RÓWNIKOWY. Cechuje się małą roczną amplitudą temperatury powietrza, bowiem różnice w dopływie promieniowania słonecznego ciągu roku są niewielkie, a okres jego największego natężenia zbiega się z okresem dużego zachmurzenia i opadów atmosferycznych. Najwyższe temperatury występują po dniach równonocny (w kwietniu i we wrześniu), a najniższe w styczniu i lipcu po dniach przesileń, przesileń okresach najniższego położenia słońca. Średnie roczne amplitudy temperatury powietrza nad oceanami nie przekraczają 3,0ºC a nad lądem 7,0ºC

• TYP ZWROTNIKOWY cechuje się występowaniem jednego maksimum temperatury powietrza po przesileniu letnim i jego minimum temperatury po przesileniu zimowym. W klimacie monsunowym rejonów zwrotnikowych najwyższe temperatury notuje się przed nadejściem monsunu letniego-wilgotnego. Średnie roczne amplitudy temperatury powietrza nad oceanami wynoszą ok. 5ºC a nad lądami dochodzą do 20ºC

• TYP STREFY UMIARKOWANEJ charakteryzuje się jednym maksimum i jednym minimum temperatury powietrza, które występuje odpowiednio po letnim i zimowym przesileniu dnia z nocą. Średnie roczne amplitudy temperatury powietrza nad oceanami dochodzą do około 15ºC, a nad lądami do ponad 40ºC

• TYP STREFY PODBIEGUNOWEJ na obszarach położonych za kołem podbiegunowym najniższe temperatury powietrza notuje się pod koniec nocy polarnej, a maksymalne w połowie lata polarnego. Średnie roczne amplitudy temperatury na ladach osiągają 40-50ºC a nad morzami 20-25ºC

ADIABATYCZNE ZMIANY I PIONOWY ROZKŁAD TEMPERATURY POWIETRZA, RÓWNOWAGA ATMOSFERY,PIONOWE RUCHY POWIETRZA ORAZ PIONOWY ROZKŁAD TEMPERATURY POWIETRZA W TROPOSFERZE

Zmiany temperatury w atmosferze ziemskiej nie muszą być wyłącznie rezultatem wymiany ciepła z otoczeniem. Zmiany temperatury mogą być również wynikiem sprężania lub rozprężania powietrza a więc skutkiem zachodzących zmian ciśnienia w danej objętości powietrza atmosferycznego. Sprężaniu towarzyszy wzrost temperatury powietrza a rozprężaniu jej spadek.

Jeśli unosi się powietrze suche, pozbawione pary wodnej, towarzyszy temu spadek ciśnienia, bowiem rozpręża się a temperatura tego powietrza obniża się o około 1ºC/100m. W przypadku osiadania takiego powietrza a więc przy sprężaniu będzie następował wzrost temperatury tego powietrza również o 1ºC/100 m. dotyczy on wyłącznie opadającej lub unoszącej się objętości powietrza suchego (nie dotyczy powietrza otaczającego tę objętość) objętość jest wynikiem tylko procesów adiabatycznych, dlatego jest nazywanym gradientem suchoadiabatycznym.

Jeśli unosi się powietrze wilgotne, nasycone parą wodną spadek temperatury tego powietrza jest wolniejszy. Na skutek ochłodzenia ulega bowiem kondensacji część pary wodnej, a uwolnione w tym procesie ciepło utajone ogrzewa powietrze. W rezultacie zmniejsza się spadek temperatury tego powietrza wywołany unoszeniem się i rozprężaniem. Wielkość pionowego gradientu w omówionym przypadku wynosi ok. 0,6-0,7ºC/100 m i nosi nazwę gradientu wilgotnodiabatycznego.

Z porównania tych dwóch gradientów wynika, iż gradient suchodiabatyczny jest większy. Pionowy gradient temperatury, który jest miarą zmiany temperatury na 100 m zmiany wysokości w konkretnej masie powietrza, a więc odpowiadający aktualnemu pionowemu rozkładowi temperatury powietrza, nazywa się faktycznym lub rzeczywistym gradientem temperatury.

Porównanie wielkości rzeczywistego gradientu temperatury powietrza z wielkościami gradientów będącymi rezultatem wyłącznie procesów adiabatycznych więc z wielkościami gradientu suchoadiabatycznego i wilgotnoadiabatycznego pozwala określić tak zwany stan termicznej równowagi atmosfery w pionie. Wyróżnia się trzy stany tej równowagi: chwiejną, stałą i obojętną.

W przypadku równowagi chwiejnej gradient rzeczywisty temperatury powietrza jest większy od adiabatycznego. Ten stan równowagi atmosfery jest obserwowany bardzo często. Jest on charakterystyczny dla mas powietrza, które napłynęły z wyższych szerokości geograficznych do niższych, niższych więc chłodnych mas powietrza zalegających nad cieplejszym podłożem. W takiej sytuacji silnie rozwijają się prądy pionowe powietrza.

Również w wyniku nierównomiernego nagrzewania się powietrza od podłoża obserwuje się prądy wstępujące. Następuje to wtedy gdy podłoże w różnych miejscach cechuje różna temperatura, będąca konsekwencją zróżnicowania jego poszczególnych fragmentów zakresie cech fizycznych. Prądom wstępującym (konwekcji termicznej towarzyszą prądy zstępujące, które powstają na obszarze otaczającym prąd wstępujący.

Schemat dopływu powietrza do obszaru, nad którym rozwijają się prądy konwekcyjne

gdy gradient rzeczywisty temperatury powietrza jest mniejszy od gradientu adiabatycznego mówimy, że atmosferę cechuje stan równowagi stałej. Występuje on w sytuacji, gdy ciepłe masy powietrza napływają do wyższych szerokości geograficznych a więc na obszary o chłodniejszym podłożu

Jeśli temperatura danej objętości powietrza będzie na każdej wysokości taka sama jak powietrza otaczającego, to powietrze tej objętości zachowuje się obojętnie, nie wykazuje tendencji ani do opadania ani do unoszenia się. Z sytuacją taką spotykamy się gdy gradient rzeczywisty powietrza jest równy adiabatycznemu. Przypadki takie w rzeczywistości pojawiają się bardzo rzadko. A taki stan obserwowany w atmosferze nosi nazwę równowagi obojętnej.

WODA W ATMOSFERZE

OGÓLNE WIADOMOŚCI O ZNACZENIU I OBIEGU WODY W ATMOSFERZE

Woda,H2O, związek tlenu z wodorem- jest najpowszechniej występującym na naszej planecie związkiem chemicznym. Ilość wody na ziemi szacuje się na około 2,2 x 1018 ton. Jeżeli każdą tonę wody (1m3) zmniejszylibyśmy do rozmiarów główki szpilki i takimi główkami wybrukowali drogę z Ziemi na Księżyc, to jej szerokość wyniosłaby 10 kilometrów (długość- 384,404x106m). Czyż w tej sytuacji nie należy przyznać wodzie pierwszeństwa wśród cieczy na ziemi?

ZNACZENIE WODY W PRZYRODZIE

Zasoby wodne Ziemi szacowane są na około 1,3 do 1,5 mld km³. Wody wszechoceanu stanowią 96,5 % ogólnych zasobów Ziemi. Reszta zaś to wody słodkie, które są podstawą życia na naszej planecie.
A. Saint-Exupery powiedział: „Wodo, nie masz ani smaku, ani koloru, ani zapachu, nie można ciebie opisać, pije się ciebie nie znając ciebie. Nie jesteś niezbędna do życia; jesteś samym życiem”.
Wszyscy się z tym zgodzimy, że gdyby nie pojawienie się wody na ziemi nie byłoby najmniejszej szansy na narodzenie się życia. Niektórzy twierdzą, że życie narodziło się w atmosferze, teorie te jednak zostają odrzucone, ze względu na liczne eksperymenty, które wykazały, że warunki atmosferyczne panujące w okresie narodzin życia były niezwykle niekorzystne.
W dzisiejszych czasach organizmy także potrzebują wody. Jest ona środowiskiem życia wielu organizmów, m.in.: bakterii, pierwotniaków, glonów, ssaków i ryb. Tworzą ekosystemy wodne. Woda stwarza im odpowiednie warunki do odżywiania się i rozwoju, a także dostarcza pożywienia stworzeniom lądowym np. niedźwiedziom i pelikanom.
Bardzo niewielką część zasobów wody słodkiej na Ziemi, tworzą wody biologiczne - czyli te w organizmach żywych. Dla samych organizmów wody te są bardzo ważne. Chciałabym to zobrazować na przykładzie organizmu ludzkiego.
Woda charakteryzuje się wysokimi wartościami pewnych stałych fizycznych. Przede wszystkim ma bardzo wysokie ciepło właściwe. Ze względu na dużą wartość ciepła właściwego wody można w niej zgromadzić duże ilości ciepła. To tłumaczy wpływ mórz i oceanów, a także prądów morskich na klimat. Ciepło zgromadzone w lecie jest następnie oddawane zimą. Podobnie jest z dniem i nocą. Ciepło nagromadzone w dzień jest oddawane w nocy. Dlatego też wybrzeża oceanów mają łagodniejszy klimat i mniejszą amplitudy dobowe, niż rejony położone w głębi lądu.
Duże ciepło parowania wody ma ogromne znaczenie dla organizmu. Nasz stałocieplny organizm nie znosi większych wahań temperatury. W przegrzanym środowisku ciało człowieka się poci. Pot składa się w 99 % z wody, która parując ochładza organizm, a więc pobiera dużą ilość ciepła.
Biologiczne znaczenie wody sprowadza się do pięciu najważniejszych funkcji:
jest podstawą płynów ustrojowych,
reguluje temperaturę, ciśnienie atmosferyczne i pH,
uczestniczy w przebiegu wielu procesów przemiany materii,
utrzymuje odpowiednie wymiary i kształty komórek,
stanowi środek transportu wewnątrzustrojowego oraz środowisko niezbędne do usuwania końcowych produktów metabolizmu i metabolitów szkodliwych.
Woda pełni w organizmie funkcję płynu umożliwiającego usuwanie końcowych produktów metabolizmu; substancji szkodliwych. Związki te są wydalane z moczem. Ponieważ ilość wydalanego moczu u dorosłego, zdrowego człowieka wynosi na dobę 600 do 2500 cm³a do tego dochodzi wydalanie wody oddechem i potem, woda musi być uzupełniana. Ze względu na to zdrowy człowiek powinien spożywać około 2 litry płynu dziennie w postaci pokarmu i napojów.

OBIEG WODY W PRZYRODZIE

Hydrosfera jest wodną powłoka naszej planety. Warunki panujące na Ziemi sprawiają, że woda występuje na niej w trzech stanach skupienia;
ciekłym - w oceanach, morzach i wodach śródlądowych,
stałym - pod postacią lodu i śniegu,
gazowym - jako para wodna w atmosferze.
Masa wody występującej w przyrodzie znajduje się w równowadze dynamicznej. Pod wpływem ciepła słonecznego powierzchnia mórz i oceanów nieustannie paruje. Woda zmienia stan skupienia i masy pary wodnej mieszają się z powietrzem.
Przy dostatecznie dużej wilgotności powietrza i obecności tzw. jąder kondensacji następuje kondensacja, czyli skraplanie pary wodnej do postaci drobniutkich kropelek, które grupują się w widoczne skupienia - chmury.
W wyniku ochładzania na niewielkich wysokościach powietrza zawierającego parę wodną powstają mgły. Chmury, niesione wiatrem przemieszczają się nad powierzchnią lądów mórz i oceanów. W określonych warunkach drobniutkie kropelki łączą się ze sobą w większe krople i opadają na ziemię jako deszcz, śnieg lub grad.
Ziemia wchłania opady atmosferyczne i gromadzi je w postaci wód gruntowych. W niektórych miejscach wody gruntowe wydostają się na powierzchnię i tak powstają źródła. Z nich biorą początek strumyki, te z kolei łączą się ze sobą w większe strumienie i rzeki, które wpadają do morza lub oceanu. W ten sposób zamyka się obieg wody w przyrodzie.
Woda paruje z powierzchni mórz i oceanów, w formie chmur przebywa olbrzymie odległości, aby jako opady atmosferyczne zasilić lad i zbiorniki sródladowe. Nastepnie wsiąkając w glebę, uzupełnia braki w wodach gruntowych i rzekami powraca do morza.
Duże ciepło właściwe i duże ciepło parowania sprawiają, że parowanie wód po wpływem ciepła słonecznego, a także zamarzanie jezior i rzek, oraz topnienie lodów i śniegów na wiosnę odbywa się stosunkowo powoli, nie powodując spustoszeń, jakie musiałyby następować, gdyby procesy te zachodziły szybciej.
Obieg wody w przyrodzie to niezbędny warunek życia na ziemi, kształtuje także powierzchnię planety. Wzgórza i doliny w dużym stopniu zawdzięczają swój wygląd fizycznemu i chemicznemu działaniu wody.
Ciągły obieg wody między kontynentami i oceanami umożliwia także przekazywanie ważnych składników chemicznych.
Nie należy zapominać o mniejszym obiegu wody w przyrodzie . Człowiek dla życia potrzebuje duże ilości wody, którą zużywa na swoje potrzeby. Woda zanieczyszczona przez człowieka powraca do obiegu poprzez oczyszczenie w oczyszczalniach ścieków. Następnie z tych oczyszczalni, jako uzdatniona woda wraca do ponownego użycia przez człowieka w różnych formach życia, produkcji i gospodarki.

Podsumowując możemy mówić o dwóch obiegach wody w przyrodzie. Obieg swobodny i obieg kształtowany przez człowieka. W obu tych obiegach woda jest niezbędnym składnikiem życia na Ziemi, nie można w żaden sposób podważyć jej zasadniczego znaczenia.

Parowanie wody

Woda rozpoczyna swój obieg dostając się do atmosfery wskutek parowania - głównie oceanów, następnie jezior, rzek i wilgotnej gleby, a także za pośrednictwem transpiracji roślin.
Czym jest para wodna( efekt parownia ) - jest to niewidzialna gazowa faza wody. Pod tą [postacią jest ona najobficiej reprezentowana w atmosferze. Para wodna dostaje się do powietrza dzięki parowaniu wody morskiej i słodkiej oraz wskutek transpiracji roślin, opuszcza je natomiast kondensując się w postaci szronu, rosy, bądż cząsteczek tworzących chmury , które następnie opadają w postaci śniegu lub deszczu. Zamiana fazy ciekłej w gazową tzn. parowanie wymaga wkładu pewnej ilości energii, np. w postaci ciepła, któremu nadaje się miano ciepła parowania. Tak, więc procesowi parowania wody towarzyszy proces pobierania ciepła z powietrza bądź z wód, które ulegają jednocześnie ochłodzeniu. Ten zapas ciepła pozostaje zachowany w parze w postaci utajonego ciepła parowania. Gdy para wodna ulega kondensacji w wyniku wzajemnego zbliżenia się cząsteczek, skroplona woda oddaje cały zapas ciepła pobranego przedtem na parowanie. Ciepło to bierze udział w ogrzewaniu powietrza. Ciepło bowiem jest pobierane przez parującą wodę od ciał otaczających a zwracane w procesach kondensacji.
Roczny dopływ pary wodnej do atmosfery na całej planecie odpowiada średnio warstwie wody o grubości 100cm. Wartość tę można obliczyć z danych zawartych w poniższej tabeli, zważywszy że oceany pokrywają około 70% powierzchni ziemi.
Otrzymujemy łatwe równanie :
0,7(powierzchnia oceanów) * 125cm*rok (średnie parowanie oceanów) + 0,3 (pozostała powierzchnia lądów) * 41cm*rok (średnie parowanie dla kontynentów) = 100cm*rok.

Większość parowania zachodzi na ciepłych obszarach równikowych i zwrotnikowych, szczególnie około 20º szer. geogr. pd. i pn. Są to pasy półstałych antycyklonów w których osiadanie przenosi w dół ciepłe suche powietrze. Parę wodną w atmosferze przenoszą w górę turbulencja i prądy konwekcyjne, a w poziomie na duże odległości wiatry. Przy wystarczająco silnym i długotrwałym prądzie wstępującym mogą powstać chmury i opady. Wskutek tego woda wyparowana wraca na powierzchnie ziemi.

Na założeniu równowagi między ilością wody parującą i opadową oparto pojecie BILANSU WODNEGO.
Bilans wodny-to zrównoważenie przybytków i ubytków wody w określonej przestrzeni i czasie. Bilans można sporządzać dla całego kontynentu, a także osobno dla mórz, lądów, dorzecza, zlewni, obszarów administracyjnych.
Bilans wodny można wykonać dla wieloleci, najkrótszym okresem bilansowym jest ROK HYDROLOGICZNY (od 01.11 do 31.10)
Podstawowym bilansem jest BILANS PENCKA

P = H + S + dR
P - opad
H - odpływ
S - straty
dR - różnica retencji na początku i na końcu okresu bilansowego
Bilans poszerzony:
Pa + Pu + Z + R1 =Hp + Hg + Ep + Eg + T + G + R2
Pa - opad atmosferyczny ( opad pionowy: deszcz, śnieg )
Pu - opad utajniony ( opad poziomy: rosa, szadź, )- kondensacja pary wodnej w strefie aeracji
Z - dopływ z zewnątrz
R1 - retencja na początku okresu bilansowego
Hp - odpływ powierzchniowy
Hg - odpływ podziemny
Eg - parowanie z powierzchni gruntu ( ewapotranspiracja )
Ep - parowanie z powierzchni wody
T - transpiracja
G - bezzwrotne zużycie wody przez gospodarkę
R2 - retencja na końcu okresu bilansowego


Średnia zawartość pary wodnej w atmosferze podlega niewielkim zmianom, toteż średnia roczna suma opadów na ziemi musi być równa średniej wartości parowania. W związku z tym średnie roczne opady wynoszą około 1000mm; jest to ilość znacznie przekraczająca zawartość pary wodnej w dowolnym punkcie w atmosferze i w dowolnym momencie.
Parowanie i oddychanie są żródłem zasilania atmosfery w wodę: 84% pochodzi z oceanów, a 16% z kontynentów.
Gdyby średnia zawartość wody w atmosferze spadła od razu w postaci deszczu, spowodowałoby to światowy opad o wartości 2,5cm a jest to dziesięciodniowy zapas opadów. Dziesięć dni trwa również średni czas pobytu cząsteczki wody w atmosferze. Wskazuje to od razu na szybkość obiegu cyklu parowania spływu powierzchniowego i opadów: roczne opady na powierzchnię samych lądów są 30-krotnie większe niż zawartość wilgoci w powietrzu nad lądami w dowolnej chwili.
Rozpatrując większość zasobów wodnych można stwierdzić, że opady na powierzchnie lądów są krytycznym składnikiem ekosystemu gdyż większość słodkiej wody wpada do oceanów, gdzie nie można jej gromadzić. Rozkład różnych postaci opadów na lądach jest nierównomierny i możemy jedynie obserwować cztery główne jego cechy w skali światowej: pierwsza to istnienie maximum równikowego, odchylonego w stronę półkuli północnej; druga, w środkowych szerokościach geograficznych, to występowanie regularnych opadów na zachodnich wybrzeżach kontynentów; trzecia, to istnienie komór wysokiego ciśnienia w wypalonych obszarach podzwrotnikowych, gdzie nie tylko deszcze padają rzadko, ale też występują sporadycznie, i to nie w każdym roku; w końcu czwarta to istnienie strefy podbiegunowej, która staje się pustynią arktyczną, wskutek małej ilości opadów z powodu nagromadzenia się zimnego i suchego powietrza w tych regionach.

Jak powstają deszcze?

Chmury składają się z miliardów maleńkich kropelek wody i kryształków lodu. Pojedyncza chmura może zawierać wiele ton wilgoci. Tylko w sprzyjających warunkach część tej wilgoci spada na ziemię w postaci deszczu.

Kropelki tworzące chmurę powstają wtedy, gdy wilgotne i ciepłe powietrze staje się w wyniku wędrówki ku górze na tyle chłodne, że zawarta w nim para wodna ulega skropleniu. Kropelki, początkowo małe, zbierają się wokół ziaren kurzu oraz innych mikroskopijnych cząstek zwanych jądrami kondensacji. Wznosząc się wraz z prądami powietrza, zderzają się i łączą ze sobą, tworząc stopniowo coraz większe krople. Po pewnym czasie mogą stać się wystarczająco duże, by spaść w postaci deszczu.

Niektóre krople deszczu powstają w inny sposób. Początkowo znajdują się w górnej, zimnej części chmur, gdzie mają postać śniegu lub kryształków lodu, po czym, gdy znajdą się w zalegającym niżej ciepłym powietrzu, topnieją i spadają na ziemię jako deszcz. Prawdopodobnie, co najmniej połowa opadów deszczu powstaje w ten sposób.

Najmniejsze krople deszczu, określane jako mżawka, opadają na ziemię tak powoli, że wydają się stać w powietrzu. Największe mają prawie 6 mm średnicy i spadają z prędkością 8 metrów na sekundę. Niezależnie od rozmiaru, nie mają one nigdy kształtu podobnego do łzy. Większość kropli jest okrągła i tylko największe bywają spłaszczone w dolnej części.
W przyrodzie istnieją dwa sposoby tworzenia się cząsteczek opadów. Pierwszy to proces koagulacji, przez który rozumie się zderzanie i zlewanie kropelek wody spadających z różną prędkością. Zachodzi on dlatego, że większe krople spadają szybciej niż małe i niekiedy zderzają się z nimi. Prawdopodobieństwo zderzenia zależy od stosunków rozmiaru kropelek. Gdy w chmurze są kropelki o średnicy 40-60 ɱm, a większość kropelek ma średnice 20ɱm, częstość zderzeń jest znaczna i rośnie ze wzrostem kropelek dużych. Nie ma wątpliwości, że w stosunkowo małych chmurach konwekcyjnych nad oceanami strefy międzyzwrotnikowej deszcze tworzy się wyłącznie przez koagulacje. Obserwuje się często deszcze z chmur o podstawie około 600m i wierzchołku 3km gdzie temperatura wynosi około +7°C. Koagulacja bierze też udział w tworzeniu opadu w innych chmurach, lecz trudno jest ocenić jej znaczenie, ponieważ działać tu również mogą inne procesy.

Jak powstaje śnieg
Większość opadów atmosferycznych Ziemi ma postać śniegu lub deszczu powstałego ze stopionego śniegu w powietrzu. Badania śnieżynek dowiodły, że są one dużymi kryształkami lodu lub zrostami kryształków. Proces ich powstawania nazywamy inaczej procesem zlodzenia chmur. Opiera się on na warunku współistnienia kryształków lodu i kropelek przechłodzonej wody przy temperaturze ujemnej kryształki rosną kropelki zaś parują. Zachodzi to dlatego, że prężność pary nasyconej nad wodą jest większa niż nad lodem przy tej samej temperaturze ujemnej. Wskutek tego występuje siła ciśnienia przenosząca cząsteczki pary wodnej z kropelek na kryształki. Chmury przechłodzone są w atmosferze zjawiskiem częstym. Pojawienie się w takiej chmurze kryształków lodu, za pośrednictwem efektywnie działających jąder zamarzania, narusza gwałtownie stabilność chmury. Kryształki lodu szybko rosną, a kropelki parują. Duże kryształki po osiągnięciu odpowiedniej wielkości zaczynają spadać (przez chmurę) zderzając się z przechłodzonymi kropelkami i innymi kryształkami. Przez zetknięciu się z lodem kropelki mogą zamarzać a kryształki zlepiać się. W ten sposób tworzą się płatki śniegu. Przy dostatecznie niskiej temperaturze powietrza śnieżynki mogą osiągać grunt. Często jednak powietrze po drodze jest na tyle ciepłe, że śnieżynki topnieją dając opad deszczu. W górach obserwujemy nieraz śnieg w ich wyższych partiach a deszcze w niższych. Tworzące się płatki mogą mieć, zależnie od temperatury i wilgotności powietrza, różne kształty. Powietrze stanowi na ogół 90 procent ich masy, dzięki czemu są doskonałymi izolatorami i świetnie tłumią dźwięk. Oznacza to także, że ilość wody zawarta w 10 - centymetrowej warstwie śniegu jest taka, jak w 1 centymetrze deszczu. Mimo to w wielu rejonach świata śnieg stanowi ważne źródło słodkiej wody.

OGÓLNE WIADOMOŚCI O POWSTAWANIU I KLASYFIKACJI CHMUR

Powstawanie chmur i ich klasyfikacja

Chmura jest skupiskiem produktów kondensacji pary wodnej występujących w powietrzu w postaci kropelek wody lub kryształków lodu. Często chmurę tworzy mieszanina kryształków lodu i kropelek wody. W poszczególnych chmurach mogą występować krople deszczu, śnieg, grad. Ilość wody w chmurach waha się od ułamka grama do kilku gramów w 1 m³. Chmury są przenoszone prądami powietrza nad różne obszary, nad którymi zalega powietrze o różnej wilgotności. W związku z tym obserwujemy często zjawisko zanikania chmur (wyparowują) lub ich narastania. W rezultacie obraz chmur na niebie stale się zmienia. W określonych warunkach fizycznych część produktów kondensacji pary wodnej tworzących chmurę zwiększa swoją objętość i ciężar na tyle, że wypada z chmury w postaci opadu atmosferycznego.

Główne rodzaje chmur

Chmury mają różną budowę. Mogą składać się z różnych produktów kondensacji pary wodnej. Występują na różnych wysokościach i różny jest mechanizm ich tworzenia się. Biorąc pod uwagę kryterium fizycznej budowy chmur, wyróżniamy chmury wodne, lodowe; i mieszane. Wielkość kropel wody w chmurach jest różna. Ich rozmiary są uzależnione od warunków, w których dana chmura się tworzy, i w jakim stadium rozwoju się znajduje. W początkowym stadium rozwoju chmury średnice kropel wody z reguły przekraczają 0,05 mm, a w końcowym mogą dochodzić nawet do 5 mm. Chmury lodowe są złożone wyłącznie z kryształów lodu. W porównaniu z chmurami wodnymi, których zasobność w wodę jest stosunkowo duża (może dochodzić do 5 g w 1 m³), chmury zbudowane z kryształków lodu są w wodę znacznie uboższe, bowiem 1 m³ zawiera średnio od 0,001 - 0,01 g wody. Chmury mieszane, jak sama nazwa na to wskazuje, zawierają zarówno kropelki wody, jak i kryształki lodu. Ich niejednorodna budowa fizyczna sprzyja powstawaniu opadów atmosferycznych. Sześciokątna struktura cząsteczki wody rzutuje na kształt kryształków lodu, które również mają sześciokątną budowę. Niektóre kryształy mają wygląd sześciokątnych słupków, a inne przybierają postać sześciokątnych blaszek. Ze względu na wysokości, na jakich notuje się występowanie chmur, wyróżnia się chmury niskie, średnie i wysokie. W zależności od warunków termicznych panujących w troposferze i od wysokości, na jakiej zalega jej górna granica, wysokości, na jakich tworzą się chmury są różne w różnych szerokościach geograficznych. Wygląd zewnętrzny i budowa chmury są związane ze sposobem jej powstania, a ściślej, ze sposobem ochłodzenia wilgotnego powietrza w obecności jąder kondensacji, który doprowadził do skroplenia pary wodnej. Powstawanie i rozwój chmur jest uwarunkowane procesami zachodzącymi w atmosferze. Wygląd chmury, jej rozmiary pionowe i poziome oraz wysokość, na jakiej się uformowała, są ściśle związane z warunkami fizycznymi panującymi w określonym czasie w atmosferze. Umiejętność rozróżniania chmur umożliwia więc w dużym stopniu poprawne określenie procesów zachodzących w atmosferze i przewidzenie kierunku ich dalszego rozwoju, co nie jest bez znaczenia w sporządzaniu dobrych prognoz pogody. Z uwagi na wygląd zewnętrzny chmur opracowano ich międzynarodową klasyfikację. Uwzględnia ona dziesięć charakterystycznych rodzajów chmur, które stosunkowo często są obserwowane na całej kuli ziemskiej. Nazwy chmur podano w języku łacińskim. W obrębie podstawowych rodzajów wyodrębniono różne gatunki i odmiany chmur. Poszczególne rodzaje chmur występują zazwyczaj na określonych wysokościach. Wyróżnia się trzy główne piętra występowania chmur. W umiarkowanych szerokościach geograficznych troposfera ma miąższość ok. 13 km i maksymalnie na tej wysokości pojawiają się chmury obserwowane w Polsce. Obłoki srebrzyste i nocne obłoki świecące, obserwowane sporadycznie, pojawiają się w wyższych warstwach atmosfery, w stratosferze, a nawet w mezosferze. Piętro wysokie jest położone na wysokości 5 - 13 km. Tworzą się w nim chmury pierzaste (Ci), pierzasto - kłębiaste (Cc) i pierzasto - warstwowe (Cs). Do tych wysokości mogą sięgać także wierzchołki chmur o budowie pionowej, zazwyczaj burzowe (Cb). W piętrze średnim, położonym na wysokości 2 - 7 km, formują się chmury średnie warstwowe (As) i średnie - kłębiaste (Ac). Tego piętra z reguły sięgają wierzchołki chmur kłębiastych (Cu) oraz najwyższe partie chmur warstwowo - deszczowych (Ns). Piętro niskie obejmuje wysokości od 0 do 2 km. Tu znajdują się podstawy chmur o budowie pionowej, kłębiastych (Cu) i burzowych (Cb). Dla tego piętra charakterystyczne jest występowanie chmur warstwowo - deszczowych (Ns), kłębiasto - warstwowych (Sc) oraz niskich warstwowych (St).

Poniżej zamieszczone są odnośniki do informacji o rodzajach i gatunkach chmur. Są to między innymi:

• Chmury pierzaste (cirrus)

• Chmury kłębiaste (cumulus)

• Chmury warstwowe (stratus)

Chmury pierzaste

Chmury pierzaste są zwiastunami zmiany pogody. Zwykle wiszą na błękitnym niebie w postaci włókien, kłębków pierza lub lodowatych chorągiewek. Są delikatne, jak gdyby nadmuchane. Ktoś, kto obserwuje niebo niezbyt uważnie lub też niezbyt zna się na chmurach, przeważnie nie zwraca na nie uwagi. Ponieważ pogoda jest nadal słoneczna i ciepła, wydaje się, że nie ma powodu, aby przejmować się tak niewielkim zachmurzeniem. A jednak chmury pierzaste zasługują na uwagę! Chmury cirrus obserwujemy na niebie także w połączeniu z chmurami cirrocumulus i cirrostratus. Wówczas jednak niebo jest już w znacznym stopniu pokryte chmurami, a przełom w dotychczasowej pogodzie znacznie posunięty. Silne prądy powietrza na wyższych wysokościach zdradzają występujące tam chmury pierzaste, rozciągnięte jak włókna i w swej przedniej części rozwiane przez wiatr. Mówi się wtedy o "cirrusach haczykowatych". Obszarem występowania chmur cirrus są wyższe części atmosfery, od około 6 kilometrów. Tym samym należą one, podobnie jak cirrocumulusy i cirrostratus, do chmur wysokich. Gdy ukazują się na niebie, przedstawiają sobą obraz chmur o bardzo delikatnej budowie. Chmury te, najwyższe w troposferze, są czystymi chmurami lodowymi i składają się wyłącznie z kryształków lodu. W Europie występują także na wysokości powyżej 10 kilometrów. Ich zachowanie jest bardzo interesujące i pozwala wyjaśnić ruchy powietrza w wyższych warstwach troposfery. Wskazują one na wznoszenie się wilgotnego powietrza, w którym na tych wysokościach para wodna krystalizuje, przyjmując postać lodu. Na podstawie ruchu i kształtu chmur cirrus można określić prędkość prądów powietrza. Ponadto chmury cirrus wskazują na kierunek wiatrów górnych, mających znaczący wpływ na przebieg pogody na większym obszarze. Temperatura chmur cirrus wynosi poniżej -40°C. Podstawową przyczyną pojawienia się chmur cirrus jest ich zależność od sytuacji pogodowej zachodniej. Ukazują się przed frontem ciepłym, czasem ich ruch ma charakter gwałtowny. Im większa masa powietrza podlega ruchowi, tym bardziej rozproszone wydają się być chmury pierzaste. Zjawisko to występuje szczególnie wyraźnie na pełnym morzu lub w pobliżu brzegu. W porównaniu do nagłego wtargnięcia chłodnego powietrza przy sytuacji pogodowej zachodniej, ma ono jednak zawsze powolniejszy przebieg i zwłaszcza w głębi lądu może się rozciągnąć na kilka dni. Również podczas napływu zimnego powietrza na jego przodzie "maszerują" chmury pierzaste, które napływają ze znaczną szybkością. Każde obserwowane przekształcanie się cirrusów w warstwę chmur cirrostratus wskazuje na szybkie lub powolniejsze zbliżanie się frontu ciepłego z opadami. Podobnie szybkie pojawianie się chmur pierzastych w połączeniu z ułożonymi gęsto horyzontalnie chmurami cumulus (kłębiastymi) jest odznaką nadciągania chłodnego powietrza z północy lub z północnego - zachodu. Również i w tym przypadku należy się liczyć z opadami, po części silnymi, którym ewentualnie towarzyszą fronty burzowe. Chmury pierzaste mogą się pojawić także podczas ustalonej pięknej pogody. Często przesuwają się później ze wschodu na zachód i w ciągu dnia zanikają. Charakterystyczny jest ich powolny ruch. Występują nawet chmury pierzaste pozornie pozostające na niebie bez ruchu. Z uwagi na słaby w danym momencie prąd górny, umiarkowany ruch własny tych chmur ze znacznej odległości może nie być natychmiast zauważony.

Chmury pierzaste dzielimy na:

• Cirrusy

• Cirrocumulusy

• Cirrostratusy

Cirrus (Ci)

Chmury tego rodzaju maja kształt delikatnych włókien, pasm lub ławic. Nie wykazują cieni. Charakteryzują się jedwabistym połyskiem. Zwykle są obserwowane w postaci dużej liczby delikatnych włókien, mniej lub bardziej zakrzywionych i splątanych. Chmury pierzaste wzniesione wysoko nad widnokręgiem są białe w ciągu całego dnia. W czasie zachodu Słońca zmieniają barwę z białej na żółtą, pomarańczową i czerwoną. Odwrotna sekwencja barw cechuje je w czasie wschodu Słońca. Chmury pierzaste są zbudowane z kryształków lodu.

Cirrocumulus (Cc)

Ten rodzaj chmur tworzy delikatną białawą ławicę, płaty lub cienką warstwę bez cieni złożoną z fragmentów w kształcie zmarszczek, soczewek itp. ułożonych dość regularnie. Zbudowane są prawie wyłącznie z kryształków lodu. Cechuje je niewielka grubość, są na tyle przejrzyste, że można przez nie obserwować Słońce lub Księżyc.

Cirrostratus (Cs)

Chmury tego rodzaju tworzą stosunkowo cienką, białawej barwy, zasłonę o gładkim lub włóknistym wyglądzie. Mogą niebo pokrywać częściowo lub całkowicie, nadając błękitowi nieba mleczny wygląd. Przez chmury są widoczne zarysy Słońca lub Księżyca. Na brzegach tego gatunku chmur mogą występować pasma chmur pierzastych. Chmury cirrostratus są zbudowane głównie z kryształków lodu.

Chmury kłębiaste

Gdy na niebie zbiera się na burzę, stanowi to także sposobność do obserwacji rozwoju chmur kłębiastych. Początkowo są to małe, okrągłe chmurki na błękitnym niebie, które prawie nagle wyrastają na potężne wieżyce chmur. Uważny obserwator może dostrzec, jak wewnątrz tych chmur coś kipi i wrze, a one rosną na niebie coraz wyżej. Są to chmury o bardzo wyraźnie zaznaczających się, ostrych brzegach. Jednakże na górnych brzegach, przy burzliwej pogodzie, utworzone z chmur wieżyce ulegają postrzępieniu. Mówi się wtedy, że chmury kłębiaste "dymią". Nie każda chmura kłębiasta prowadzi jednak do powstania burzy. Latem często obserwujemy na niebie mniej rozbudowane chmury kłębiaste, które tak szybko znikają, jak się pojawiły. Jest to tzw. cumulus pięknej pogody. A oto jeszcze inna przyczyna tworzenia się chmur kłębiastych. Napływ chłodnego powietrza nad ciepły obszar wywołuje potężne ruchy pionowe powietrza. Powstają wtedy również piętrzące się wysoko chmury kłębiaste. Chmury kłębiaste, w przeciwieństwie do chmur warstwowych, mają budowę pionową. Zawdzięczają one swoje powstawanie szybkiemu wznoszeniu się ("bąblom") ciepłego powietrza. Nazywane są też z tego powodu chmurami konwekcyjnymi lub termicznymi. Prądy wstępujące, na przykład w chmurach burzowych, wznoszą ciepłe powietrze na wysokość 6 - 8, a nawet 10 kilometrów. Szczególnie typowa jest struktura tych chmur w górnej części. Tworzone przez nie "baszty", "kopuły" czy "pagórki" połyskują często w świetle słonecznym oślepiająco biało. Od dołu natomiast chmury kłębiaste są szare, często bardzo ciemne, a układ odcieni ich barw jest w przybliżeniu poziomy. Oznaczają one obszar opadów ("poziom kondensacji"). Dla chmur kłębiastych typowe jest szybkie przekształcanie się. Chmury kłębiaste występują na różnych wysokościach. Chmury kłębiaste wpływają silniej niż lodowe cirrusy na bilans promieniowania atmosfery i powierzchni ziemi, ponieważ zmniejszają one przepuszczalność atmosfery zarówno dla promieni słonecznych, jak i fal długich promieniowania podczerwonego. Wysoka zdolność odbijania przez te chmury światła słonecznego powoduje, że w przypadku bardzo gęstych i wysoko sięgających cumulusów około 80 procent promieniowania słonecznego jest odbijane. Właściwości te w pewnym stopniu zależą od stosunku grubości warstwy chmur do jej rozciągłości poziomej. W przypadku "baszt" ich ściany działają jako dodatkowe powierzchnie pochłaniające i emitujące. Tworzenie się chmur kłębiastych możliwe jest przy różnych stanach pogody. Występują one wszędzie tam, gdzie szybkie wznoszenie się ciepłego powietrza prowadzi do tworzenia się chmur, np. krótkotrwałych przedpołudniowych płaskich chmur kłębiastych podczas pięknej pogody, jak też rozbudowanych chmur kłębiastych oznaczających nadciągającą burzę, czy wreszcie chmur deszczowych przy północnym układzie pogody, które towarzyszą napływowi chłodnego powietrza w miejsce masy ciepłego. Cięższe chłodne powietrze wtłacza się pod lżejsze ciepłe powietrze i wypycha je gwałtownie do góry, co powoduje pojawienie się rozbudowanych chmur kłębiastych. Mniejsze, zanikające w ciągu przedpołudnia chmury stanowią potwierdzenie panującej pięknej pogody (letniego wyżu). Dopiero utrzymujące się chmury kłębiaste z coraz bardziej postrzępioną górną częścią, uprzednio szybko rozwijającą się ku górze, zapowiadają zbliżającą się burzę.

Chmury kłębiaste dzielimy na:

• Cumulusy

• Cirrocumulusy

• Cumulonimbusy

• Stratocumulusy

• Altocumulusy

Cumulus (Cu)

Chmury kłębiaste mają wyraźnie zaznaczone kontury. Rozwijają się w kierunku pionowym w kształcie pagórków, kopuł lub wież. Oświetlona promieniami Słońca górna część tego rodzaju chmury jest zazwyczaj lśniąco biała, a podstawa stosunkowo ciemna i pozioma. Chmury kłębiaste składają się z kropelek wody. Kryształki lodu tworzą się w nich, w ich górnych wyraźnie zarysowujący się cykl rozwoju, w którym można wyróżnić kilka ich postaci (rodzajów). Chmury kłębiaste cechuje rozciągłość pionowa z wyraźnie narastającymi (pęczniejącymi) górnymi częściami. Opady z tego rodzaju chmur w naszych szerokościach geograficznych są notowane stosunkowo rzadko. Mogą one powstawać tylko w przypadku, gdy ich rozciągłość pionowa jest bardzo duża. Takie warunki występują przede wszystkim w szerokościach międzyzwrotnikowych i tam występowanie opadów z tych chmur jest zjawiskiem bardzo częstym. Opady powstające z tych chmur mają charakter przelotny, dość często cechuje je duże natężenie.

Cirrocumulus (Cc)

Ten rodzaj chmur tworzy delikatną białawą ławicę, płaty lub cienką warstwę bez cieni złożoną z fragmentów w kształcie zmarszczek, soczewek itp. ułożonych dość regularnie. Zbudowane są prawie wyłącznie z kryształków lodu. Cechuje je niewielka grubość, są na tyle przejrzyste, że można przez nie obserwować Słońce lub Księżyc.

Cumulonimbus (Cb)

Ten rodzaj chmur tworzą potężne, gęste chmury, silnie rozbudowane w kierunku pionowym w kształcie gór lub wielkich wież. Wierzchołek chmury jest zazwyczaj spłaszczony, przybierający postać kowadła lub pióropusza. Chmury kłębiaste deszczowe są zbudowane w dolnej części z kropelek wody, a w górnej z kryształków lodu. Chmury te mogą występować pojedynczo lub tworzyć cały łańcuch. Opady z chmur cumulonimbus mają charakter przelotny i zazwyczaj cechuje je duże natężenie. Z tym rodzajem chmur są związane opady gradu i burze, dlatego niekiedy chmurę tę nazywa się burzową.

Stratocumulus (Sc)

Chmura tego rodzaju przybiera postać ławicy, płata lub warstwy chmur składającej się z zaokrąglonych brył, walców itp. członów, ułożonych dość regularnie, szeregami. Chmury stratocumulus pokrywają często całe niebo i wówczas różnią się od chmur niskich kłębiastych tylko budową falową. Zbudowane są najczęściej z przechłodzonych kropelek wody. Opady z chmur kłębiasto - warstwowych notuje się stosunkowo rzadko, a jeśli się je obserwuje, to są to słabe opady deszczu, śniegu lub krup śnieżnych. Przenikanie światła przez te chmury jest bardzo różne, są fragmenty chmur względnie cienkie, przez które można określić położenie Słońca oraz fragmenty, które zasłaniają Słońce całkowicie.

Altocumulus (Ac)

Warstwa chmur zbudowana z oddzielnych członów przybierających postać płatów lub brył, walców itp. Poszczególne człony mogą się łączyć lub być oddzielone, mogą mieć wygląd rozmyty, a niekiedy włóknisty. Człony chmur są często uporządkowane, tworząc fale lub pasma zorientowane w określonym kierunku. W tym rodzaju chmur występują fragmenty mocniej i słabiej oświetlone, co wyraża się w obserwowanych odcieniach chmur. Najczęściej są zbudowane z kropelek wody, a kryształki lodu pojawiają się w nich tylko w bardzo niskich temperaturach.

Chmury warstwowe

Najwyraźniej chmury warstwowe widoczne są podczas zbliżania się ciepłego powietrza na obszar, w którym panują jeszcze znajdujące się nisko masy chłodnego powietrza. Niebieskie dotąd niebo staje się coraz bledsze, wokół Słońca występuje zjawisko halo. Po paru godzinach pokrywa chmur staje się gęsta i szara. Następnego dnia Słońca prawie już zupełnie nie widać, gdyż niebo zakrywają rozciągające się szare chmury. Mogą one mieć kształt warstwowy lub postrzępiony, ale w niektórych miejscach niekiedy są tak cienkie, że Słońce prześwieca przez nie jak przez mleczną szybę. Wraz ze wzrastającą możliwością opadu kolor nieba staje się coraz bardziej szary, coraz ciemniejszy. Odnosi się wrażenie, że warstwa chmur znajduje się coraz niżej. Podczas opadu lub też po nim dochodzi często do rozerwania chmur. Chmury warstwowe występują także w czasie tworzenia się mgły i to na różnych wysokościach. Chmury warstwowe, czyli stratus, występują albo w wyniku nasuwania się ciepłego powietrza nad chłodne i tworzenia się frontu ciepłego, albo też na skutek silnego ochłodzenia w wyniku wypromieniowania ciepła. Uwarstwienie w chmurach tego typu jest przeważnie stałe. Zarówno wznoszenie ciepłego powietrza, które w wyniku staje się chłodniejsze i tym samym wilgotniejsze, jak i wypromieniowanie ciepła z powierzchni gruntu, na przykład przy jasnej pogodzie zimowej, powoduje silne ochłodzenie powietrza. W obu przypadkach dochodzi do kondensacji, czyli skroplenia pary wodnej i tym samym do tworzenia się chmur. Również i chmury warstwowe występują w trzech wyróżnianych "piętrach" troposfery. Większa zdolność odbijania promieni słonecznych (albedo) przez położone nisko i rozciągnięte poziomo chmury warstwowe wpływa na zmniejszenie dopływu promieniowania. Niskie chmury warstwowe mają tym samym zdolność, w przeciwieństwie do bezchmurnego nieba, do ochładzania atmosfery ziemskiej. Wielkość i rodzaj zachmurzenia są ważne dla klimatu, ponieważ wpływają na zmianę przenoszenia energii poprzez promieniowanie elektromagnetyczne w atmosferze. Chmury warstwowe przynoszą przede wszystkim sytuacje pogodowe zachodnie. Nadciąganie kolejno po sobie chmur cirrostratus, altostratus i nimbostratus oznacza na obszarze niskiego ciśnienia zbliżanie się frontu ciepłego i rozpoczynający się okres złej pogody. Opady wywoływane przez napływ ciepłego powietrza w cieplejszej porze roku są w wielu miejscach znane jako "opady ciągłe". W odpowiednio niższej temperaturze dochodzi do opadów śniegu. Na przedzie frontu ciepłego, tam gdzie ustępuje chłodne powietrze, tworzą się mgły (mgły przedfrontowe). Powstaje lekki lub umiarkowany wiatr. Kierunek wiatru zmienia się stopniowo z południowo - wschodniego, poprzez południowy na południowo - zachodni lub zachodni. Dla przewidywania pogody szczególnie interesujący jest charakter wysokich chmur warstwowych. Jeszcze przed wystąpieniem warstwy chmur cirrostratus obserwator stwierdza zwykle w zachodniej stronie nieba pojawienie się chmur cirrus w kształcie włókien czy pasm. Jest to wczesna wskazówka przewidywanej zmiany pogody. Tworzenie się warstwy chmur cirrostratus, obniżanie się pokrywy chmur i ich przejście w altostratus to pewne oznaki wystąpienia złej pogody najpóźniej następnego dnia.

Chmury warstwowe dzielimy na:

• Stratusy

• Nimbostratusy

• Altostratusy

Stratus (St)

Są to chmury w postaci mglistej, szarej i prawie jednorodnej warstwy przemieszczającej się blisko powierzchni Ziemi. Podstawa tych chmur jest tak nisko położona, że zasłania zwykle wierzchołki wzniesień terenowych lub wysokich budowli. Zbudowane są z małych kropelek wody, a w niskich temperaturach (poniżej -25°C) mogą w tych chmurach występować kryształki lodu. Opady z tych chmur dochodzące do powierzchni Ziemi mają postać mżawki, a w zimie często śniegu ziarnistego lub słupków lodowych.

Nimbostratus (Ns)

To rozległa, niska, ciemnoszara warstwa chmur o niewyraźnie zarysowanej podstawie, dająca zazwyczaj ciągłe opady deszczu lub śniegu. Chmury tego rodzaju cechuje bardzo duża miąższość, niekiedy kilka kilometrów, powodująca, że Słońce jest całkowicie niewidoczne. Chmury te budują kropelki wody (często przechłodzonej) i kryształki lodu. Te ostatnie występują głównie w górnej części chmury. Jednolity i rozmyty charakter chmury uniemożliwia wyróżnienie specyficznych jej gatunków i odmian. Opady powstające z tych chmur zazwyczaj docierają do powierzchni Ziemi i występują w postaci ciągłego opadu deszczu lub śniegu. Chmury nimbostratus powstają często jako efekt transformacji innych rodzajów chmur.

Altostratus (As)

Chmury tego rodzaju tworzą płaty lub warstwy o dużej rozciągłości poziomej, dochodzącej do kilkuset kilometrów oraz znacznej miąższości, nawet do kilku kilometrów. Chmura może niekiedy składać się z wielu warstw ułożonych jedna nad drugą. Ze względu na znaczny stopień jednorodności masy chmury, bardzo trudno wyróżnić w formie chmur charakterystyczne szczegóły. Nie wyróżnia się w tej chmurze poszczególnych jej gatunków. Najgrubsze warstwy chmur zasłaniają całkowicie Słońce. Altostratus jest chmurą dającą opady atmosferyczne. Często występują one w postaci smug poniżej podstawy chmur, w ciepłej porze roku niekiedy wyparowując przed osiągnięciem powierzchni Ziemi. Gdy opady sięgają powierzchni Ziemi, mają charakter ciągły i występują w postaci deszczu lub śniegu. Chmurę prawie zawsze budują jednocześnie kropelki wody i kryształki lodu.

CIŚNIENIE POWIETRZA, OGÓLNA CYRKULACJA ATMOSFERY, MASY POWIETRZA I FRONTY

Ciśnienie atmosferyczne jest wynikiem nacisku masy atmosfery na powierzchnię Ziemi. Ciśnienie maleje wraz z wysokością, gdyż im wyżej od powierzchni Ziemi, tym mniejszy ciężar słupa powietrza. Rozkład ciśnienia na Ziemi uwarunkowany jest nierównomiernym rozkładem temperatury. Nad obszarami ciepłymi, odznaczającymi się wyższą temperaturą, powietrze unosi się ku górze i w dolnej warstwie staje się rzadsze, przez co następuje spadek ciśnienia. Powietrze o niskiej temperaturze jest cięższe, cechuje je wyższe ciśnienie. W atmosferze niskie ciśnienie charakterystyczne jest dla wznoszącego się ciepłego powietrza, a wysokie ciśnienie dla osiadającego powietrza.

W atmosferze mamy, więc do czynienia z obszarami o podwyższonym lub obniżonym ciśnieniu. Można to zobaczyć na mapach ciśnienia, na których za pomocą izobar rysuje się układy baryczne.

Układy ciśnienia na półkuli północnej (strzałki oznaczają kierunek ruchu powietrza)

Do głównych układów barycznych należą:

• niż - na mapach rozkładu ciśnienia zaznacza go układ zamkniętych izobar z ciśnieniem malejącym do środka

• wyż - określa go układ zamkniętych izobar z najwyższą wartością w środku układu

• zatoka niskiego ciśnienia - to obszar obniżonego ciśnienia położony między obszarami o ciśnieniu wyższym

• klin wysokiego ciśnienia - położony jest pomiędzy obszarami o ciśnieniu niższym

Zagęszczenie izobar na mapie informuje o dużych różnicach ciśnienia. Różnice ciśnienia atmosferycznego wywołują naturalną dążność do jego wyrównania. Tak powstaje wiatr, który jest poziomym ruchem powietrza, wywołanym różnicą ciśnienia i przemieszczającym się od obszarów wysokiego do obszarów niskiego ciśnienia. Wiatr wiejąc odchyla się pod działaniem siły Coriolisa (związanej z ruchem obrotowym kuli ziemskiej), na półkuli północnej na prawo, na półkuli południowej na lewo.

Wiatr, prądy wstępujące i zstępujące tworzą ogólne krążenie powietrza atmosferycznego nad powierzchnią Ziemi, nazywane cyrkulacją atmosfery. Jego przyczyną jest nierównomierny dopływ energii do powierzchni Ziemi, powodujący duże różnice temperatury między równikiem i biegunami. Te wywołują różnice ciśnienia atmosferycznego, uruchamiające przemieszczanie się powietrza. Kierunek ruchu mas powietrznych od wyżu do niżu jest odchylany przez siłę Coriolisa i ostatecznie na kuli ziemskiej wytworzyły się stałe strefy ciśnienia: równikowa bruzda niskiego ciśnienia w szerokościach umiarkowanych oraz wyższe okołobiegunowe. Pomiędzy poszczególnymi strefami ciśnienia ukształtowały się odmienne systemy cyrkulacji atmosferycznej. Na cyrkulację wpływa także rozkład oceanów i kontynentów (nad lądami tworzą się latem niże, a w zimie wyże).

Cyrkulacja powietrza

Do stałych wiatrów na Ziemi należą pasaty, wiatry zachodnie w szerokościach umiarkowanych oraz wiatry wschodnie w szerokościach podbiegunowych. Mechanizm powstawania tych wiatrów jest następujący:

• pasaty - są to wiatry wiejące od wyżów podzwrotnikowych do równikowej bruzdy niskiego ciśnienia. W strefie równikowej silnie nagrzane powietrze unosi się do góry, co prowadzi do spadku ciśnienia atmosferycznego. Wznoszące się powietrze oziębia się i na wysokości kilkunastu kilometrów rozpływa się w kierunku biegunów, jednak pod działaniem siły Coriolisa przemieszcza się na prawo na półkuli północnej, a na lewo na półkuli południowej, tzm. z zachodu na wschód. Powietrze to osiada w strefach około 30-35° szerokości geograficznej północnej i południowej, prowadząc do powstania tu strefy wyżów. Osiadające w wyżach powietrze rozpływa się - częściowo w stronę niżu równikowego, częściowo ku wyższym szerokościom. Wiatry wiejące od wyżów podzwrotnikowych w stronę równika to pasaty, wiatry NE na półkuli północnej i SE na południowej. Są to wiatry o bardzo dużej stałości kierunku i prędkości 3-6 m/s.

• wiatry zachodnie - to wiatry wiejące od wyżów podzwrotnikowych ku wyższym szerokościom geograficznym, skręcające na prawo na półkuli północnej i na lewo na południowej, a więc wiejące z zachodu na wschód. Na półkuli północnej są one silnie zniekształcone przez obecność lądów - powierzchni o większej szorstkości, cieplejszej od wody latem i chłodniejszej zimą. Na półkuli południowej natomiast wiatry te są bardzo regularne i osiągają większe prędkości. Znane są tam jako tzw. “ryczące czterdziestki” oraz “wyjące pięćdziesiątki”.

• wiatry wschodnie - wieją od wyżów podbiegunowych w stronę szerokości umiarkowanych. Jest to rozpływ osiadającego nad biegunami chłodnego, ciężkiego powietrza, które pod wpływem siły Coriolisa przemieszcza się ze wschodu na zachód. Na półkuli północnej nad lądami fale tego chłodnego powietrza sięgają czasami daleko na południe: aż do Europy Środkowej i południowych stanów USA.

W górnej troposferze i dolnej stratosferze stwierdzono występowanie tzw. prądów strumieniowych, czyli wiatrów wiejących z prędkością 60-80 m/s, a czasami dochodzącą nawet do 150 m/s. Występują one zwłaszcza nad umiarkowanymi szerokościami geograficznymi.

W strefach kontaktu powietrza o różnych właściwościach tworzy się powierzchnia frontu atmosferycznego. Przy napływie powietrza ciepłego napierającego na chłodną masę mówimy o froncie ciepłym, a przy napływie chłodnego, wypierającego ustępującą masę ciepłego powietrza - o froncie chłodnym.

Zmienne wiatry to sezonowo zmieniające kierunek monsuny, bryzy zmieniające kierunek w cyklu dobowym, podobnie jak wiatry górskie i dolinne.

Wiatry górskie (na górze) i dolinne (na dole)

Monsuny są wiatrami sezonowymi, dwa razy w roku zmieniającymi kierunek na przeciwny. Przemieszczanie się mas powietrza zachodzi latem znad oceanów w stronę lądów, a zimą odwrotnie - znad lądów w stronę oceanów. Za główną przyczynę powstawania tej cyrkulacji uważa się powstawanie sezonowych ośrodków ciśnienia atmosferycznego nad rozległymi powierzchniami lądowymi: wyżu zimą i niżu latem. Monsun ukształtował się przede wszystkim u wybrzeży Azji Południowo-Wschodniej, Azji Wschodniej, północno-wschodniej Australii i wschodniej Afryce (Somalia), głównie w strefie klimatycznej zwrotnikowej, podzwrotnikowej i w niewielkim zakresie w strefie umiarkowanej.

Kierunki wiania wiatru w Azji Południowej - monsun zimowy (po lewej) i letni (po prawej)

Powietrze w troposferze składa się z wielkich objętości (o wymiarach poziomych tysięcy kilometrów) o jednorodnej temperaturze i wilgotności, nazywanych masami powietrznymi. Na kuli ziemskiej wyróżnia się masy powietrzne:

- arktyczne (antarktyczne)	- PA
- polarne	- PP
- zwrotnikowe	- PZ
- równikowe	- PR

Ponadto rozróżnia się powietrze morskie (PAm, PPm i PZm - wilgotne) i kontynentalne (PAk, PPk i PZk - suche), z wyjątkiem równikowego, które wszędzie jest wilgotne. Powietrze morskie latem jest chłodniejsze, a zimą cieplejsze od kontynentalnego.

Masy powietrzne, w wyniku ogólnej cyrkulacji atmosfery, stale przemieszczają się nad kulą ziemską. W wyniku tego masy zmieniają swoje pierwotne właściwości, tj. ulegają transformacji: ogrzewają się lub ochładzają, wzbogacają się w wilgoć lub ją tracą.

Napływające powietrze może być chłodniejsze lub cieplejsze od podłoża.
Powietrze chłodniejsze od podłoża to powietrze chłodne, które od podłoża się ogrzewa. Rozwijają się prądy wznoszące, powstają chmury kłębiaste, mogą wystąpić opady przelotne.
Powietrze cieplejsze od podłoża to powietrze ciepłe, które od podłoża się ochładza. Jeśli powietrze zawiera mało wilgoci, ustala się pogoda bezchmurna, a jeśli jest dostatecznie wilgotne, to powstają niskie chmury warstwowe lub mgły.

Poszczególne typy mas powietrznych są od siebie oddzielone powierzchniami przejściowymi, zwanymi powierzchniami frontowymi. Powierzchnie te są zawsze bardzo silnie pochylone w stronę powietrza chłodniejszego. Linia przecięcia powierzchni frontowej z powierzchnią ziemi nosi nazwę linii frontu. Całość zjawiska to front atmosferyczny.

Rodzaje frontów:

• ciepły - kiedy powietrze ciepłe napływa nad ustępujące powietrze chłodne,

• chłodny - kiedy powietrze chłodne wciska się pod powietrze ciepłe i wypycha je,

• zokludowany - kiedy w wyniku połączenia frontu chłodnego i ciepłego po obu stronach frontu przy powierzchni ziemi jest powietrze chłodne, a powietrze ciepłe jest wyparte do góry.

Przekrój pionowy przez front atmosferyczny: a - ciepły, b - chłodny, c i d - zokludowany o charakterze frontu ciepłego (c) i chłodnego (d)

Każdemu rodzajowi frontu towarzyszą charakterystyczne zmiany pogody.

Front ciepły: przed frontem występuje stopniowy wzrost zachmurzenia, jednostajne opady i spadek ciśnienia atmosferycznego, a po przejściu wzrost temperatury, stabilizacja ciśnienia i rozpogodzenie.

Front chłodny: tuż przed frontem następuje rozwój zachmurzenia z opadami przelotnymi deszczu lub śniegu, niekiedy z burzą, a po przejściu frontu spadek temperatury i wzrost ciśnienia atmosferycznego, później rozpogodzenie.

Front zokludowany: szeroka strefa zachmurzenia występuje przed i za frontem, z nią związane są długotrwałe opady; przed frontem spadek, a za frontem wzrost ciśnienia, temperatura praktycznie się nie zmienia.

Fronty zawsze związane są z niżami. W rzeczywistości niże powstają na frontach dzielących różne typy mas powietrznych, w wyniku zafalowania linii frontu.

Powstawanie i ewolucja cyklonu w umiarkowanych szerokościach geograficznych (na półkuli północnej)

Fala powstała na linii frontu pogłębia się i powstaje rozległy wir - cyklon, w środku którego ciśnienie atmosferyczne szybko spada. Cyklony takie powstają w umiarkowanych szerokościach geograficznych, gdzie przemieszczają się z zachodu na wschód.

KLASYFIKACJA KLIMATU KULI ZIEMSKIEJ

Klimat każdego miejsca i obszaru zależy od łącznego wpływu różnych czynników geograficznych. Są to:

• szerokość geograficzna - wiąze się z nią ilość energii słonecznej dopływającej do powierzchni Ziemi, uwarunkowana wysokością Słońca nad horyzontem w południe oraz długością dnia, a w konsekwencji zróżnicowanie temperatury powietrza; wraz z szerokością geograficzną zmieniają się układy ciśnienia atmosferycznego i kierunek cyrkulacji, co wraz ze zróżnicowaniem temperatury warunkuje strefowy rozkład klimatów na kuli ziemskiej;

• rozkład lądów i mórz - ląd i morze w różnym tempie nagrzewają się i oddają ciepło, a także w różnym stopniu stanowią źródło pary wodnej, jaka może ulec wyparowaniu z podłoża. W wyniku tego klimat kontynentalny odznacza się ciepłym latem i chłodną (często mroźną) zimą, małym zachmurzeniem i niskimi opadami (z maksimum w lecie), podczas gdy w klimacie morskim lata i zimy są łagodne, duża wilgotność powietrza, duże zachmurzenie i wysokie opady w ciągu całego roku;

• wysokość nad poziomem morza - wraz ze wzrostem wysokości spada ciśnienie i temperatura, wzrasta wilgotność powietrza, zachmurzenie i opady, w wyniku czego w górach występują piętra klimatyczne;

• rzeźba terenu - nachylenie zboczy w stosunku do stron świata warunkuje ilość dopływającego promieniowania słonecznego; wystawa zboczy na napływ wilgotnych mas powietrznych wpływa na zwiększenie ilości opadów, podczas gdy na zboczach zawietrznych powstaje tzw. cień opadowy. W dolinach i kotlinach tworzą się zastoiska chłodnego powietrza (inwersje temperatury). W dolinach rozwijają się systemy cyrkulacji lokalnych;

• prądy morskie - wpływają na temperaturę powietrza w swoim sąsiedztwie: prądy ciepłe działają ocieplająco, prądy chłodne ochładzająco. Prądy ciepłe sprzyjają wzrostowi ilości opadów, prądy chłodne - ich zmniejszeniu;

• pokrycie terenu - szata roślinna, pokrywa śnieżna, zabudowa terenu wpływają na klimat obszarów, na których występują - głównie w skali lokalnej.

Na klimat wpływa ponadto działalność człowieka. Zmiany pokrycia terenu, zanieczyszczenia powietrza i dopływ ciepła ze sztucznych źródeł wpływają silnie na klimat lokalny tych obszarów, na powstawanie kwaśnych deszczów, tzw. dziury ozonowej i inne.

Spośród podanych czynników jedynie szerokość geograficzna ma charakter strefowy, pozostałe czynniki natomiast tę strefowość zakłócają. Dlatego na tej samej szerokości geograficznej występują w różnych obszarach klimaty bardzo się od siebie różniące.

Klimat jest to typowy przebieg pogody nad jakimś obszarem, ustalony na podstawie wieloletnich obserwacji. W celu poznania różnorodności klimatów, a także prawidłowości w ich rozmieszczeniu na kuli ziemskiej, opracowano podziały klimatów. W Polsce najczęściej stosowany jest podział (regionalizacja) klimatów autorstwa W. Okołowicza. Regionalizacja ta jest zamieszczona w szkolnych atlasach geograficznych. W regionalizacji tej wyróżniono na każdej półkuli pięć stref klimatycznych, a w obrębie stref wydzielono typy klimatu, różniące się temperaturą, ilością opadów i ich przebiegiem w ciągu roku.

Strefy klimatyczne:

• I Strefa klimatów równikowych - strefę tę charakteryzuje wysoka - powyżej 20°C - średnia temperatura we wszystkich miesiącach. Roczna amplituda temperatury jest niewielka, do kilku stopni, np. na oceanach 1-2°C, na lądach z reguły do 5°C. Opady są najwyższe przy zenitalnym położeniu Słońca. Pory roku wyznacza przebieg opadów w ciągu roku. Blisko równika brak jest wyraźnej pory deszczowej, rozkład opadów w ciągu roku jest równomierny, jedynie przy zenitalnym położeniu Słońca jest ich wzrost. W miarę oddalania się od równika ilość opadów maleje. Pojawia się pora sucha - coraz dłuższa w miarę oddalania się od równika.

• II Strefa klimatów zwrotnikowych - temperatura w najchłodniejszym miesiącu wysoka - od około 20°C do 10°C. Charakterystyczne jest w tej strefie występowanie temperatury wyższej niż w pozostałych strefach oraz duże amplitudy dobowe temperatury. Klimat ten występuje na obszarach wokół zwrotników, gdzie obecność stałych wyżów i związany z nimi zstępujący ruch powietrza ogranicza opady. Jest to najbardziej pustynna i sucha strefa klimatyczna Ziemi. Wyjątkiem jest klimat zwrotnikowy monsunowy, gdzie opady są wysokie w letniej porze roku.

• III Strefa klimatów podzwrotnikowych - jedną z cech różniących klimat podzwrotnikowy od zwrotnikowego jest spadek temperatury w zimie poniżej 10°C, a nawet poniżej 0°C, zwłaszcza w klimatach kontynentalnych. Możliwy jest, więc opad śniegu, nie zalegający jednak na nizinach trwałą pokrywą. Latem temperatura jest wysoka. Opady w tej strefie występują głównie w porze zimowej, z wyjątkiem obszarów monsunowych, gdzie są to obfite opady letnie.
  Właściwy tej strefie jest klimat śródziemnomorski, czyli podzwrotnikowy morski. W tej odmianie lato jest gorące i suche, zima łagodna, z temperaturą średnio około 10 °C. Wykształcił się on głównie w basenie Morza Śródziemnego, ale zbliżona temperatura i opady są również m. in. w Kalifornii, na południowym skraju Afryki, na południu Australii.

• IV Strefa klimatów umiarkowanych - strefa ta występuje w dwóch odmianach - ciepłej i chłodnej. W odmianie ciepłej temperatura w trzech miesiącach letnich przekracza 15°C, a w chłodnej temperatura w dwóch miesiącach letnich waha się od 10 do 15°C, przy czym w klimatach kontynentalnych może osiągać nawet więcej. Opady nie ograniczają się do jednej pory roku - w klimatach morskich są całoroczne, z przewagą na jesieni i w zimie, a w lądowych, przejściowych i monsunowych dominują latem. Tę strefę klimatyczną cechuje duża różnorodność typów klimatu - od morskich i przejściowych do lądowych, monsunowych i pustynnych. Zróżnicowane warunki termiczne w ciągu roku pozwalają wyróżnić co najmniej cztery pory roku (w klimatach przejściowych wyróżnia się ich sześć). Różnice temperatury w lecie i w zimie powodują duże amplitudy roczne - w głębi kontynentów sięgają one powyżej 45°C.

• V Strefa klimatów okołobiegunowych - temperatura w najcieplejszym miesiącu nie przekracza 10°C w klimacie subpolarnym, a w polarnym jest niższa od 0°C. Opady, z przewagą śnieżnych, są pod względem ilości porównywalne z opadami na gorących pustyniach - wynoszą około 250 mm i mniej w ciągu roku.
  Strefa ta odznacza się silnym niedostatkiem oświetlenia, zwłaszcza podczas długiej nocy polarnej. Najsurowsze warunki klimatyczne w tej strefie ma Antarktyda.

Uwzględnione w charakterystyce temperatura powietrza, opady, wraz z typowymi w danej strefie klimatycznej wiatrami są to elementy klimatu. Ich wartości, przebieg w ciągu roku są następstwem oddziaływania zespołu przyczyn, nazywanych czynnikami geograficznymi. Zależności elementów klimatu od czynników geograficznych nazywamy prawidłowościami klimatycznymi. Oto podstawowe prawidłowości klimatyczne na Ziemi:

• wraz ze wzrostem wysokości n.p.m. temperatura powietrza spada średnio o 0,6°C na 100 m wysokości.

• średnia roczna temperatura powietrza wykazuje spadek wraz ze wzrostem szerokości geograficznej o około 0,6°C na 1 stopień szerokości geograficznej

• obszary leżące bliżej oceanów otrzymują większe sumy opadów niż obszary w głębi kontynentów

• w lecie temperatura powietrza nad morzami jest niższa niż nad lądami, w zimie odwrotnie: nad morzami jest znacznie wyższa niż nad lądami

• ciepły prąd morski płynący w pobliżu lądu powoduje wzrost ilości opadów na lądzie, zimny prąd zmniejsza ilość opadów na lądzie

• w strefie równikowej deszcze padają w ciągu całego roku, zaznacza się jednak ich szczególne natężenie w okresach po zenitalnym górowaniu Słońca

• w górach roczne sumy opadów są większe niż na nizinach i wzrastają do pułapu chmur deszczonośnych. Powyżej opady maleją, co nazywamy inwersją opadową.

30

---