Pogoda - chwilowy stan atmosfery na pewnym obszarze określony przez ukł. powiązanych ze sobą elementów i zjawisk meteorologicznych. Do tych elementów należą : temp. powietrza, jego wilgotność, zachmurzenie, opad oraz ciśn. atmosferyczne i wiatr, a do zjawisk - mgły, burze i zamglenia.

Typy pogody - gdy określany stan pogody utrzymuje się nad jakimś miejscem przez kilka dni z małymi w ciągu doby zmianami, mówimy wówczas, że występuje określony typ pogody np. antycyklonalnej (wyżowej), słonecznej i suchej, gorącej latem, mroźnej zimą lub cyklonalnej (niżowej), pochmurnej i deszczowej, ciepłej odniżowej zimą, chłodnej latem. Typ pogody obrazuje zazwyczaj stan atmosfery nad większym obszarem np. regionem, krajem, pozostającym w zasięgu jednorodnej masy powietrza albo jednakowego kuł. cieśn. (kuł. barycznego).

Klimat - wieloletnie obserwacje stanów atmosfery wykazały, że typy pogody występujące nad danym obszarem (w seriach dla pór roku i powtarzających się z roku na rok) to wieloletni układ charakterystyczny dla danego obszaru. Stanów pogody obserwowanych w ich naturalnym następstwie w dostatecznie długim okresie czasie co najmniej 10 lat­). Układ taki jest wynikiem współdziałania promieniowania słonecznego, cyrkulacji atmosfery, obiegu wody i czynników geograficznych : szerokość, rozkład lądów i mórz, wysokość n.p.m., szata roślinna.

Meteorologia i klimatologia - zajmuje się zagadnieniami z pogodą i klimatem. Wspólny jest przedmiot badań stanu atmosfery lecz różne metody badawcze.

Meteorologia - (meteoron z greckiego-występowanie w powietrzu). Nauka o zjawiskach i procesach fizycznych zachodzących w atmosferze ziemskiej. Ze względu na przedmiot badań jakim jest powłoka gazowa. Meteorologia wchodzi w skład nauk geofizycznych. Bada stany atmosfery i zachodzące zmiany, poszukuje przyczyn i prawidłowości. W przebiegu korzysta z obserwacji instrumentalnych i wizualnych. Jej gałąź to meteorologia synoptyczna (z greckiego synopticos-opar mający okiem wszystko naraz) analizuje zaobserwowane w konkretnym momencie stany pogody na dużym obszarze, a po ustaleniu zmian , jakie w nich zaszły w ciągu minionych kilku godzin, stara się drogą ekstaporacji przewidzieć spodziewany ich przebieg najbliższym czasie czyli postawić prognozę pogody.

Klimatologia - to nauka klimacie a więc o wieloletnim układzie stanów pogody, charakterystycznych dla danego obszaru na kuli ziemskiej. Materiał wyjściowy (obserwowanie elementów meteorologicznych) i przedmiot badań (układów stanów pogody) wiąże klimatologię z meteorologią. Na chwilowe i wieloletnie układy pogody wpływają takie składniki : środowiska przyrodniczego jak wys. n.p.m., rzeźba terenu, gleba i barwa, wody i szata roślinna. Z kolei procesy modelujące rzeźbę, obieg wody i jej ilość zależą od klimatu i szaty roślinnej. Klimatologia jest jedną z nauk geograficznych, których przedmiotem badań są wszystkie elementy środowiska przyrodniczego.

Klimatolog - zestawia wieloletnie ciągi obserwacyjne poszczególnych elementów meteorologicznych, przeprowadza ich analizę, wykorzystuje przy tym metody statystyczne, graficzne i kartograficzne. Na podstawie tych opracowań można w sposób szczegółowy scharakteryzować klimat dla danego miejsca czy obszaru.

Agrometeorologia - jest jedną z najmłodszych nauk, powstała bowiem w ostatnich kilkudziesięciu latach.

Meteorologia rolnicza (agrometeorologia) - jest nauką badającą warunki meteorologiczne mające wpływ wzrost, rozwój i plonowanie roślin uprawnych, produkcję zwierząt gospodarczych. Przedmiotem badań jest tu przyziemna warstwa powietrza i wyższe warstwy atmosfery, a także warstwa gleby w której są korzenie roślin i drzew.

Skala przestrzenna klimatu. Dotychczas przy stosowaniu pojęcia „klimat” nie braliśmy pod uwagę jego skali przestrzennej. Tymczasem badane „przestrzenie geograficzne”, których klimatem jesteśmy zainteresowani mogą bardzo różnić się rozmiarami oraz swymi specyficznymi cechami. Z tego względu zachodzi potrzeba sprecyzowania i uszeregowania pojęcia klimatu przy przechodzeniu do coraz wyższych jednostek geograficznych.

Makroklimat - reprezentuje zespół cech klimatycznych w dużej skali przestrzennej, a więc np. strefy, kontynentu, kraju czy regionu. Stanowi on jakby sumę klimatów mniejszych jednostek, na które wpływają czynniki geograficzne już w „mezoskali”.

Mezoklimat - (klimat miejscowy lub lokalny) stanowi kolejny, niższy stopień hierarchii podziału. Obiektem badań są tutaj jednostki geograficzne, jak dolina rzeczna, wzgórze, kompleks leśny, miasto.

Topoklimat - obrazuje w obrębie określonego mezoklimatu drobne, wynikające z położenia, różnice w warunkach atmosfery danego fragmentu powierzchni, np. w klimacie lokalnym doliny wyróżniamy topoklimat jej dna, zboczy o przeciwstawnych ekspozycjach, a w mezoklimacie miasta topoklimat ulic różnie usytuowanych, placów itp.

Mikroklimat - odzwierciedla już w „mikroskali” wybitnie lokalnej bardzo dobre oddziaływania środowiska na warunki atmosferyczne. W odniesieniu np. do klimatu lokalnego lasu możemy mówić o mikroklimacie runa leśnego, mikroklimacie powierzchni czynnej tj., zew. powierzchni koron, wystawionej najbardziej na nagrzanie w ciągu dnia i wychłodzeniu w nocy. W klimacie miasta wyróżniamy mikroklimat stron słonecznych i nie słonecznych ulic, placów, ulic zadrzewionych i pozbawionych roślinności, mikroklimat dziedzińców itp.

Ważne są tzw. pomiary gradientowe, określające zmiany elementów w pionie, często uwzględniane są pomiary : 0; 0.25; 0.50; 1.5 i 2.0 m. nad poziom gruntu. Terminy obserwacji są zagęszczone dla uchwycenia dobowego przebiegu elementów. Obserwacje prowadzi się bądź punktowo, tzw. obserwatory przebywające stale w określonych, odpowiednio dobranych punktów, bądź patrolowo-obserwatorzy dokonują pomiaru. W kolejnych punktach wyg. ustalonej dla każdego marszruty, często z powrotem do punktu wyjściowego. Wystarczają okresy krótkie, np. w kilku dniowych seriach, przy różnych typach pogody i w różnych porach roku.

Wpływ środowiska przejawia się najsilniej w najniższych przygruntowych warstwach powietrza, mniej więcej w warstwie o miąższości 1.6-2.0 m. W związku z tym niektórzy autorzy pojęcie mikroklimatu odnoszą tylko do przygruntowej warstwy powietrza, nie wprowadzają żadnego ograniczenia powierzchniowego. Nie wydaje się to słuszne, bowiem i w tej warstwie możemy wyróżnić szereg mikroklimatów, np. w odniesieniu do charakteru podłoża : bagna, wydmy, łąki, łanu zboża itp., a w odniesieniu do człowieka : małego dziecka (poniżej 1m.) i dorosłego człowieka (powyżej 1.5 m.) ; cechy tych mikroklimatów będą między sobą różnić się dość znacznie. W warstwach wyższych, ponad 2 m., różnice mikroklimatyczne zmieniają się dość szybko, dlatego obserwacje wykonywane na standardowej wysokości 2 m. są na ogół uznawane za reprezentatywne dla doliny, jako charakteryzujące jej warunki w skali mikroklimatu. Dla badań w skali makro-, topo- i mikroklimatu konieczne są obserwacje specjalne, nastawione na określone zadania.

SKŁAD ATMOSFERY

Powietrze jest fizyczną mieszaniną gazów, tzn. jego składniki nie działają na siebie chemicznie. Ponadto zawiera w sobie domieszki gazowe, ciekłe i stałe, których zawartość ulega zmianie pod względem ilości i jakości w czasie i przestrzeni.

Powietrze suche i czyste (bez domieszek) ma przy powierzchni ziemi w jednostce objętości skład : azot (78.08 %), tlen (20.95 %), argon (0.93 %), dwutlenek węgla (0.03 %), neon (0.002 %), hel, krypton, wodór, ksenon, ozon.

Trzy pierwsze składniki zajmują 99.96 % w jednostce objętości powietrza; zawartość dwutlenku węgla średnio wynosi 0.03 % jednak w warstwie przyziemnej ulega dość dużym wahaniom. Na pozostałą objętość, stanowiącą zaledwie 0.01 % składa się szereg wymienionych wyżej gazów, występujących w znikomych ilościach, rzędu tysięcy, a nawet mln. części %.

Dobowe i roczne wahania dwutlenku węgla. W ciągu dnia stężenie dwutlenku węgla maleje (min.) na skutek fotosyntezy i turbulencji (mieszanie powietrza). W nocy rośnie (max.) gdyż ustaje fotosynteza i zanikają ruchy powietrza, a dopływ tego gazu z gleby wzrasta. Zimą - spadek fotosyntezy powoduje mdx. ilość dwutlenku węgla w przygruntowej warstwie. W ciepłej porze roku objawia się min. dwutlenku węgla, a to dlatego, że duże jego ilości są zużywane w procesie fotosyntezy.

Między 1959-1969 wzrostowa tendencja dwutlenku węgla.

Interesujący jest fakt, że gazy o najmniejszej zawartości tj. para wodna, dwutlenek węgla odgrywają najważniejszą rolę w kształtowaniu się pogody i klimatu. Azot i tlen odgrywają ważną rolę w procesach biologicznych natomiast w procesach fizycznych, pasywną.

Gazy cieplarniane : para wodna, dwutlenek węgla i metan, choć występują w atmosferze w ilościach śladowych, odgrywają najważniejszą rolę w kształtowaniu się pogody i klimatu. Para wodna poza postacią gazową w atmosferze występuje w postaci ciekłej i stałej.

Do domieszek atmosfery należą stałe-unoszące się w powietrzu, zwane aerozolami. Są to pyły organiczne (pyłki roślin, zarodniki grzybów i bakterii) i nieorganicznych : cząstki dymu, sadzy, popiołu wyzwalane w produkcji przemysłowej, ogrzewnictwie, motoryzacji : gazy spalinowe, oraz przy wybuchach wulkanów, cząstki soli z rozbryzgiwania się fal morskich. Do szkodliwych domieszek należą produkty rozpadu radioaktywnego : awarie elektrowni jądrowych, próbne wybuchy bomb atomowych, termojądrowych powodujących skażenie atmosferyczne.

PIONOWA BUDOWA ATMOSFERY

Zgodnie z uchwałą Komisji Aerologicznej Światowej Organizacji Meteorologicznej w 1961 r. został przyjęty podział oparty gł. na termicznej strukturze atmosfery, a więc na spadku, stałości lub wzroście temp. z wysokością. Licząc od powierzchni ziemi wyróżniono warstwy atmosfery : - troposfera, wysokość 10-11 km., w której temp. obniża się z wysokością ok. 0.6^o/100 km.; od 15^o, tj. średnia wartość temp. dla całej powierzchni ziemi na poziomie morza, od -55^o, jaką osiąga na wysokość średnio 11 km. i gdzie spadek nagle się urywa. Dotychczasowe emisje gazów cieplarnianych mogą wpływać zmiany klimatyczne w przyszłości. System klimatyczny nie reaguje na emisję natychmiast. Jeżeli nie podejmiemy żadnych działań w celu redukcji emisji tych gazów konsekwencje tego mogą okazać się bardzo poważne dla wielu ekosystemów.

Średnie roczne temp. ziemi 15^oC bez atmosfery - 23^o

Podstawowymi charakterystykami fizycznymi stanów gazów Py : - gęstość - ciśnienie - temperatura

Gęstość Opierając się na pracach Boyla-Mariotter'a, Gay-Lussaca, na równaniu Clapeyrona (P=gRt) ; gęstość powietrza jest wprost proporcjonalna do ciśnienia i odwrotnie proporcjonalna do temperatury absolutnej pomnożonej przez stałą gazową R (dla powietrza suchego i czystego 2.5703)

g = p/(R*t)

Gęstość powietrza wyznacza się z równania stanu gazu mierząc : temp., wilgotność, ciśnienie. Gęstość maleje wraz ze spadkiem ciśnienia i wys. n.p.m. , a wzrasta ze spadkiem temperatury. W dolnej 5 km. warstwie atmosfery zawarta jest połowa ogólnej masy atmosfery, a w warstwie 20 km. 9/10 ogólnej masy atmosfery.

Ciśnienie atmosferyczne Jest to ciężar słupa powietrza o wysokości równej długości warstwy atmosfery i o podstawie jednostkowej. Wg. prawa Daltona ciśnienie mieszaniny fizycznych gazów równa się sumie ciśnień poszczególnych składników mieszaniny. Jednostki ciśnienia stosowane w meteorologii : mb, mm Hg, hPa 1 mb = 1 hPa 1 mm Hg = 4/3 mb (1,33 mb) 1 mb = 3/4 mm Hg (0,75 mm Hg) Zróżnicowane ciśnienia na przestrzeni - poziomie - przedział tych zmian 935 hPa (dotyczy niżu) - 1035 hPa (wyż > 1025 układ wysokich ciśnień)

W lecie nad lądami, ciepłe masy unoszą się do góry przy powierzchni powstaje niż, słabo się nagrzewa w lecie nad oceanami woda (większe temp.), powietrze jest chłodniejsze i częściej występują wyże (ukł. wysokich ciśnień). Odwrotnie w okresie zimy Wielkość zmian ciśnienia w ciągu 3 h. poprzednich nazywa się tendencją baryczną. Może być ujemna (ciśnienie spada), dodatnia (wzrost ciśnienia). Troposfera nie jest jednorodna.

MASY POWIETRZA I FRONTY ATMOSFERYCZNE.

Masy powietrza charakteryzują się tym, że zajmują duży obszar rozciągłości poziomej rzędu kilku tysięcy km., nieraz wielu mln. km². wewnątrz, którego występują mniej więcej jednakowe pionowe zmienności temp., wilgotności, stopnia zanieczyszczenia.

Obszary źródłowe - mas powietrza mają na ogół jednolite podłoże, są nimi najczęściej oceany lub wielkie lądy. Masy powietrza zyskują w obszarze źródłowym mniej więcej jednorodne cechy fizyczne, które traci lub zmienia z biegiem czasu i w miarę przemieszczania się nad innym rodzaju podłożem.

Ze względu na ładunek ciepła uzyskiwany przez atmosferę w różnych strefach szerokości wyróżniamy 4 podstawowe rodzaje mas.

PA - powietrze arktyczne na półkuli północnej i południowej PP - powietrze polarne (w naszej szerokości umiarkowanej) PZ - powietrze zwrotnikowe PR - powietrze równikowe

Każda z wymienionych mas powietrza ma właściwe dla siebie przedziały zmian temp., wilgotności.

Biorąc pod uwagę wpływ obszaru źródłowego i drogę masy nad różnym podłożem (woda - ląd) decydującym o zawartości wilgoci w powietrzu mówimy o typie mas morskich [n] lub kontynentalnych [k], z wyjątkiem mas PR gdyż są one stale bardzo wilgotne.

Proces poziomego przemieszczania się mas powietrza nosi nazwę adwekcji. Proces zmian pierwotnych cech fizycznych nosi nazwę transformacji mas.

Fronty główne występują pomiędzy podstawowymi masami powietrza; między PA a PP - front arktyczny, PP a PZ front polarny.

W sferze równikowej jest front symboliczny, zwany linią zbieżności dwóch mas powietrza.

Występują fronty drugorzędne lub wtórne, które oddzielają tego samego rodzaju, jednak o różnych cechach np. wilgotne P Pn od suchych P Pk, bądź ciepłe P Pn w zimie od chłodnych P Pk w tej samej porze roku.

Fronty są to sfery rozdzielające masy powietrza o różnych właściwościach fizycznych. Uwidacznia się tu skok o właściwościach poszczególnych elementów pogody i wyraża zmianę jej charakteru. Szerokość tych stref jest rzędu kilku, kilkunastu km., długości rzędu tysięcy km., w pionie sięga do kilku km., nieraz obejmuje całą troposferę.

Front ciepły tworzy się wtedy, gdy powietrze ciepłe napiera na powietrze chłodne i jako lżejsze wślizguje się wzdłuż klina wstępującego powietrza chłodnego.

Front chłodny powstaje gdy powietrze chłodne atakuje wycofujące się powietrze ciepłe, jako cięższe utrzymuje się przy powierzchni ziemi wypychając jednocześnie ku górze powietrze ciepłe.

Przejściom każdego z takich frontów towarzyszą wyraźne, charakterystyczne zmiany pogody.

Masy powietrza włączone w skomplikowany układ ruchów powietrza zwany ogólną cyrkulacją atmosferyczną wędrują znad obszarów źródłowych na wielkie odległości.

Powietrze chłodne wycofuje się ciągnąc ogon. Powietrze napływające jest ciepłe i lekkie, unosi się do góry, tworzą się chmury wysokie, piętra średniego od As, występuje opad.

200 - 400 km. - na froncie ciepłym

Prądy konwekcyjne - chmury kłębiaste i chmury deszczowe (Cb); miąższość 7 - 11 km.; opad przelotny, intensywny z wyładowaniami atmosferycznymi, opad gradu

Badania atmosfery. Wg. Kaczorowskiej badania są prowadzone w poziomie i pionie w przyziemnej warstwie, na podstawie obserwacji i pomiarów na stacjach meteorologicznych (lądowe lub morskie). W pionie dokonuje się przy pomocy balonów, wysyłanych ze stacji aerologicznych. Te pomiary wykonuje się od 10 - 30 km. - balon z zawieszoną radiosondą (temp., ciśn., wilgotność - podaje te wartości za pomocą sygnałów radiowych) - balon z sondami transoceanicznymi (podaje wartość elementarne nad obszarami niezamieszkałymi) - rakiety meteorologiczne od 40 - 200 km. pomiary przekazywane są drogą radiową; 1960 krąży satelit meteorologicznych, zaopatrzone są w kamery i przekazują na powierzchnię ziemi drogą sygnałów radiowych i telewizyjnych wiadomości o warunkach meteorologicznych panujących na naszej kuli ziemskiej. Badania satelitarne.

PROMIENIOWANIE

Jest specyficzną formą przekazywania energii pod postacią elektromagnetyczną, bez udziału środowiska materialnego. Każde ciało o temp. wyższej od zera bezwzględnego promieniuje, o intensywności i jakości tego powietrza zależy od temp. ciała emitującego energię, im jego temp. jest wyższa tym fale wzbudzone są krótsze.

W meteorologii i klimatologii interesuje nas ten podział widma, w którym promień pojawia się pod postacią światła i ciepła, a mieści się w znacznie węższym zakresie długości fal od tys. części μm do setki μm. Długość λ = 4,0 μm dzieli ten zakres na promienie krótkofalowe (o λ<4,0 μm) i długofalowe (o λ>4,0 μm).

Promieniowanie słońca jest istotnym i praktycznie jednym źródłem energii na powierzchni ziemi i jej atmosfery.

Do powierzchni ziemi dochodzi zaledwie jedna dwumiliardowa część energii wysyłanej przez słońce we wszystkich kierunkach, część ta wystarcza aby podtrzymać na ziemi życie organiczne wymagające światła i ciepła.

Promieniowanie słoneczne jest przyczyną cyrkulacji powietrza i wód oceanicznych, gdyż nierównomiernie nagrzanie różnych fragmentów powierzchni naszej planety wywołuje różnice temp. i ciśnienia, a w ich konsekwencji ruch powietrza i wody. Obieg wody w różnych jej fazach g, c, s, wiąże się także z dopływem energii słonecznej.

Promienie słoneczne charakteryzuje się długością fali λ i natężenie to wyrażane jest w μm (mikrometrach) 10^-6 μm.

Widmo słoneczne na górnej granicy atmosfery w 99% mieści się w przedziale 0,1μm < λ < 4,0 μm., a więc w zakresie promieniowania krótkofalowego, w tym promieniowanie ultrafioletowe uv obejmuje przedział 0,1 < λ < 0,40 71 %; promieniowanie widzialne 0,4 < λ < 0,76 46 %; podczerwone λ > 0,76 47 %

Stała słoneczna. Natężenie promieniowania słonecznego na górnej granicy atmosfery, a więc jeszcze bez jej wpływu, albo też na powierzchni ziemskiej przy założeniach absolutnej przeźroczystości atmosfery oraz średniej odległości ziemi od słońca nosi nazwę stałej słonecznej - symbol I_o. Termin „stała” należy rozumieć w sensie niezależności od procesów zachodzących w atmosferze, (pochłanianie i rozpraszanie) może ona podlegać pewnym zachodzącym drobnym wahaniom ze względu na zmienną zdolność emisji słonecznej I_o= 1,98 [cal/cm²min] = 1381,4 [Wm^-2]

Natężenie promieniowania słonecznego. Natężeniem promieniowania słonecznego nazywamy ilość energii (cal) jaką otrzymuje jednostka powierzchni (cm²) ustawionej prostopadle do biegu promieni, w ciągu jednostki czasu (min). Oznaczamy je symbolem I z mianem [cal cm^-2min^-1]. Obecnie definiuje się natężenie promieniowania słonecznego jako stosunek masy strumienia energetycznego do powierzchni. Ilość energii wyrażamy w J na powierzchnię m² w czasie s.

1 [cal m^-2 min^-1] = 4,1868 [J] * 0,0001 [m^-2] * 60 [s^-1] = 697,7 [W m^-2]

W warunkach naturalnych rzadko mamy do czynienia z promieniami padającymi prawie prostopadle, przeważnie są nachylone pod c μm > kąta w stosunku do rozpatrywanej powierzchni.

Natężenie promienia padającego bezpośrednio na powierzchnię poziomą maleje proporcjonalnie do sin. kąta padania promieni : Ih = I* sin H Ih - natężenia promieniowania na powierzchnię poziomą ; I*- natężenie promieniowania na powierzchnię prostopadłą do padających promieni ; h - kąt padania promieni słonecznych (na równiku 90^o)

Rano, wieczorem, a także w zimie jest mniej nagrzana ziemia niż w południe w lecie.

Na drodze od trasy słonecznej do powierzchni ziemi promieniowanie ulega osłabieniu. W czasie przenikania przez atmosferę promieni słonecznych ulega stopniowemu osłabieniu w skutek pochłaniania i rozproszenia promieni słonecznych przez składniki i zanieczyszczenie powietrza atmosferycznego. Powoduje to, że natężenie promieniowania bezpośredniego docierającego do powierzchni ziemi jest zawsze < od stałej słonecznej. Zmienia się też skład widmowy promieni; promieniowanie o różnej długości fal są bowiem w atmosferze niejednakowo pochłaniane i rozproszone (para wodna 0-4 % dwutlenku węgla).

Azot - pochłania min. ilości promieniowania słonecznego głównie w nadfioletowej części widma. Większą rolę odgrywa tlen, który w wyższych warstwach atmosfery absorbuje krótsze pasma promieniowania nadfioletowego. Powoduje to dysocjację cząstek tlenu na atomy. W tej warstwie atmosfery występuje też tlen atomowy. Dzięki temu powstaje ozon O₃, który silnie absorbuje przede wszystkim nadfioletowe promienie słoneczne, które od 290-300μm wstrzymują jego dopływ do powierzchni ziemi. Para wodna i dwutlenek węgla choć występują w małej ilości i to głównie w dolnej warstwie atmosfery silnie pochłaniają promieniowanie w obszarze podczerwieni. Szczególnie silnym absorbentem promieniowania w długofalowej części widma jest para wodna. W atmosferze występują ponadto nie selektywne pochłaniacze promieniowania słonecznego w małym obszarze widma promieniowania przez ciała stałe zawieszone (rozproszone) w powietrzu (aerozol).

Atmosfera ziemska pochłania ok. 15 - 20 % bezpośredniego promieniowania słonecznego docierającego do jej górnej granicy.

1). promienie słoneczne na górnej granicy atmosfery 2). przy bezchmurnym niebie dla ϕ - 51^o docierające do powierzchni ziemi 3). średnie wieloletnie sumy promieniowania słonecznego całkowitego we Wrocławiu

Natężenie promieniowania bezpośredniego stanowi tę część energii promienistej, która dociera do powierzchni ziemskiej bezpośrednio od słońca pod postacią promieni równoległych (bez rozproszonych). Jego natężenie zależy od wysokości słońca nad horyzontem, a więc wykazuje przebieg dobowy i roczny. W przebiegu rocznym max. natężenie promieniowania bezpośredniego w południe należałoby spodziewać się w lecie, kiedy wznosi się najwyżej nad horyzontem, a min. w zimie tymczasem, najintensywniejsze promieniowanie obserwowane jest na wiosnę na skutek największej wówczas przeźroczystości powietrza. Ze wzrostem wysokości n.p.m. natężenia promieniowania bezpośredniego rośnie gdyż zmniejszają się zwięzłości atmosfery, jej przeźroczystość. Dlatego w górach opalamy się łatwiej i prędzej niż na nizinach.

Promieniowanie rozproszone. Natężenie jego określa ilość energii otrzymywana przez 1 cm² powierzchni poziomej w ciągu1 min. Efekt cieplarniany - tego rodzaju promieniowanie jest niewielkie. Natężenie promieniowania zmienia się w ciągu dnia, rośnie do południa w miarę wzrostu wysokości słońca, a maleje po południu . Zmienia się ono w miarę wzrostu wysokości n.p.m., ponieważ mniej jest cząstek rozproszonych, im wyżej powietrze jest czystsze.

Promieniowanie słoneczne całkowite. Promieniowanie całkowite jest sumą promieniowania bezpośredniego i rozproszonego padających na powierzchnię poziomą. Jest to całkowite promieniowanie słoneczne docierające do ziemi, osiąga max. w godz. południowych, a max. roczne występuje w lecie. Bezpośrednie i rozproszone promieniowanie słoneczne docierające do powierzchni ziemi nie jest całkowicie przez nią pochłaniane, część jego odbija powierzchnia ziemi, a wartość odbitego promieniowania słonecznego zależy od barwy, rodzaju ciał i ich właściwości fizycznych.

Promieniowanie słoneczne odbite wyrażamy poprzez albedo (tj. stosunek ilości promieniowania odbitego na określoną powierzchnię, wyrażony w %, lub częściach jedności od 0 - 100 %). Albedo dla : wilgotnego czarnoziemu 8 %; świeżo spadłego śniegu 75 - 80 %; wody przy niskim położeniu słońca 70 %, przy wysokim 5 %; ziemi ocenia się na 30 %, a wg. pomiarów satelitarnych albedo ziemi (tzn. powierzchnia ziemi + atmosfera wynosi ok. 28 %); świeżej trawy dochodzi od 19 - 25 %. Rośliny odbijają w głównej mierze promienie zielone i podczerwone. Odbijanie pierwszych nadaje roślinności zielone zabarwienie, a odbijanie drugich chroni je przed nadmiernym nagrzaniem.

Odbijanie pochłonięte K↓ - K↑ = K K↓ - promieniowanie całkowite; K↑ - promieniowanie odbite; K - promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię ziemi jest całkowite promieniowanie słoneczne pomnożone przez K↓ (1-A)^α [albedo], całość promieniowania pochłoniętego przez powierzchnię ziemi ocenia się na ok. 40 % promieniowania słonecznego dochodzącego do górnej granicy atmosfery

Energia promieniowania słonecznego całkowitego pochłonięta przez powierzchnię

ziemi zamienia się w energię cieplną. Ogrzane powierzchnia ziemi promieniuje do atmosfery i w przestrzeń międzyplanetarną . Występuje w postaci promieniowania długofalowego. Wskutek stosunkowo niskiej temp. powierzchni ziemi promieniowanie jej mieści się całkowicie w obszarze podczerwieni. Jest to więc promieniowanie długofalowe, trwa ono bez przerwy dzień i noc. Jego wielkość rośnie wraz ze wzrostem temp. powierzchni ziemi, szczególnie wyraźnie zaznacza się w nocy ( brak promieni słonecznych), przy braku chmur oraz przy małej zawartości pary wodnej i pyłu w powietrzu.

Promieniowanie atmosfery (l ↓) promieniowanie powierzchni ziemi pochłaniane jest przez dolną troposferę, przez parę wodną i dwutlenek węgla. Dużą rolę w nie selektywnym podłożu tego promieniowania odgrywają chmury, mgły i cząstki stałe. Na skutek pochłaniania promieniowania ziemi i część promieniowania słonecznego oraz otrzymywania ciepła można określić turbulencyjne mieszanie powietrza i kondensacji pary wodnej zawartej w powietrzu atmosferycznym, ogrzewają się i z kolei same promieniują. Przewyższająca część promieniowania atmosferycznego dociera do powierzchni ziemi, reszta uchodzi w przestrzeń międzyplanetarną. Promieniowanie atmosferyczne skierowane do powierzchni ziemi nosi nazwę promieniowania zwrotnego atmosfery < l . Jest to promieniowanie długofalowe. Powierzchnia ziemi pochłania je niemal w całości i uzyskuje w ten sposób dodatkową ilość ciepła. Dochodzi ono głównie z dolnych warstw atmosfery i rośnie wraz ze wzrostem zachmurzenia i grubości chmur. Gdyby nie atmosfera i jej zwrotne promieniowanie doszło by do szybkiego ochładzania powierzchni ziemi i średnia równa jej temp. wyrażałaby nie + 15^o lecz - 23^o, jest to tzw. efekt szklarniowy (cieplarniany), atmosfera przepuszcza promienie krótkofalowe od warstwy ziemi a tarczą słońca, zatrzymuje długofalowe.

Zależność kąta padania promieniowania słonecznego od rzeźby terenu, w górach natężenie niewielkie, usłonecznienie małe i może docierać tylko promieniowanie rozproszone (świt i zmierzch-odbija się w wyższych warstwach atmosfery i dochodzi do ziemi).

Promieniowanie efektywne (L). W nocy do powierzchni ziemi dociera tylko promieniowanie zwrotne atmosfery, zazwyczaj jest mniejsze od promieniowania ziemi. Powierzchnia ziemi ochładza się, a ubytek energii cieplnej jest większy niż przychód. Promieniowanie efektywne jest różnicą pomiędzy promieniowaniem ziemi a promieniowaniem zwrotnym atmosfery. Zgodnie ze wzorem L = L ↑ - L ↓ (zwrotne promieniowanie z powierzchni ziemi) [cal/cm²min]

Bilans promieniowania. Zestawienie przychodów i rozchodów energii drogą promieniowania. Oblicz się go : Q = K ↓ - K ↑ + L ↓ - L ↑ Q - saldo; K ↓ - całkowite promieniowanie słoneczne; K ↑ - promieniowanie odbite (albedo); L ↓ - zwrotne promieniowanie atmosfery; L ↑ - wypromieniowane promieniowanie z powierzchni ziemi radiacyjne (bilans promieniowania - promieniowanie różnicowe) K ↓ - K ↑ = K (Promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię ziemi) Bilans promieniowania krótkofalowego.

L ↑ - L ↓ = L (promieniowanie efektywne) Bilans promieniowania długofalowego czyli Q = K - L

Noce (bezchmurne) promieniowanie efektywne jest dość duże, straty są duże, przy zachmurzeniu są niewielkie. Pogoda słoneczna (dzień i noc) - wartość promieniowania efektywnego dość duża.

Od bilansu promieniowania zależą warunki cieplne powierzchni gleby i przygruntowych warstw powietrza. W ciągu dnia bilans promieniowania jest (+), a zatem przychód przeważa nad rozchodem, w ciągu nocy, kiedy nie ma przychodu, bilans przybiera wartość (-). W przebiegu nocnym; w północnym ciepłym bilans (+), w północnym zimnym w ciągu roku bilans = 0 .

Bilans cieplny powierzchni ziemi. zestawienie ilości energii cieplnej otrzymywanej i traconej przez tę powierzchnię na drodze wymiany. Zasadniczą pozycję przychodową (dochodową) w równaniu bilansu cieplnego powierzchni czynnej, stanowi część promieniowania pochłoniętego przez powierzchnię ziemi. Energia zamienia się w energię cieplną - Q, która następnie jest zużywania na różne procesy zachodzące stale w atmosferze i w jej podłożu, a przede wszystkim na granicy atmosfery i podłoża w tzw. warstwie granicznej. 1). Ciepło to jest oddawane atmosferze, drogą wymiany turbulencyjnej przyczyniając się do wzrostu temp. powietrza, oznaczamy go - A. 2). Przenoszone w głąb podłoża drogą przewodnictwa, powoduje również wzrost temp. podłoża. 3). Zużywana jest na parowanie z powierzchni czynnej, oznaczamy - E (utajone ciepło parowania). 4).Wypromieniowane bezpowrotnie w przestrzeń pozaziemską w postaci promieniowania efektywnego.

Wspomnieć można o niewielkich ilościach ciepła zużywanych w procesie fotosyntezy (5 % ), parowania (40 - 60 %).

Każdy z tych składników równania może mieć wartości dodatnie (+) lub ujemne (-), w zależności od kierunku danego strumienia ciepła, za (+) przyjęto, te które odnoszą się do strumienia do powierzchni czynnej, za (-) przyjęto, kiedy strumień skierowany jest od powierzchni czynnej (straty na wypromieniowanie).

Zgodnie z prawem zachowania energii bilans cieplny = 0 zależy od pogody, pory dnia i roku.

Równanie bilansu cieplnego. Q + G + A + LE = 0 [cal cm^-2min^-1] [ W/m²]

Q - wymiana ciepła przez promieniowanie; G - wymiana powierzchni ziemi a głębszymi powierzchniami gleby; A - wymiana ciepła między powierzchnią ziemi a atmosferą (promieniowanie jawne); LE - wymiana ciepła w trakcie przemian falowych (promieniowanie-straty ciepła i wody), kondensacji-zyski (ciepło nagromadzone oddane w procesie kondensacji).

Zależy od temp. powierzchni ziemi i gleby.

Dobowy i roczny przebieg temp. powietrza. Przy bezchmurnej i bezwietrznej pogodzie temp. wykazuje wyraźny przebieg dobowy, z jednym max. ok. godz. 14 i z jednym min. tuż przed wschodem słońca. Zakłócenie tego przebiegu może nastąpić pod wpływem następujących czynników : zachmurzenia, opadów, wiatru (może spowodować adwekcję chłodniejszych mas powietrza). Różnica między najwyższą a najniższą temp. w ciągu doby nazywa się dobową amplitudą powietrza lub gleby. Różnica pomiędzy średnimi miesięcznymi temp. mierząc najcieplejsze i najzimniejsze nazywa się amplitudą roczną temp. Wielkość amplitudy temp. zależy od pory roku, szerokości geograficznej, zachmurzenia, położenia względem wód ( na wody mniejsze, niż nad nie porośniętymi). Ukształtowanie terenu- w formach wypukłych amplituda się zmniejsza, w wklęsłych rośnie.

Temp. wierzchniej warstwy w zależności od pokrycia, w środku lata w słoneczny dzień (widoczne max. i min.)-K (asfalt ogrzewa się, bardzo szybko traci, beton najmniejsze w środku nocy), gleba bez pokrycia.

Las (min. później, max. przesunięte), trawa, jeziora (noc nie zimne, dzień wilgotne, gorące) - dobowe amplitudy małe.

Im dłuższe okresy wartości temp. są uśrednione , wykresy są wygładzone (wartość miesięczna).

W zależności od celu przyjmuje wartości uśrednione, jeżeli chodzi o uchwycenie nieokresowych stanów temp. (pór przejściowych). Zimna Zośka temp. rośnie od maja do lipca (związane z adwekcją zimnych mas powietrza - gwałtowne ochłodzenie - mogą występować opady śniegu, przymrozki).

Wrzesień - polska złota jesień - cieple powietrze z Europy pd., związany z układem - wyżem morskim (ok. Hiszpanii) - mamy powietrze zwrotnikowe - ciepłe.

Roczny przebieg temp. w klimacie kontynentalnym i morskim, max. letnie i zimowe (położenie względem wód lub kontynentów, średnie wartości, pn. Francja nie ma przymrozków w zimie 8^oC, latem 16^oC). Klimat przejściowy (między morskim Europy Zach., a kontynentalnym Europy Wsch.).

Roczny przebieg temp. powietrza : - równikowy (25^oC) - roczny 1 - 2^o - zwrotnikowy ( listopad, grudzień 22^oC - najchłodniejsze, temp.35^oC, amplituda 10^oC - umiarkowany morski - amplituda 8^oC - w Polsce 18^o,19^oC (Słubice) - 23^oC wsch. - Jakuck 20^oC (z zach. na wsch. rośnie kontynentalizm rocznej amplitudy powietrza)

Klimat gleby (dobowy i roczny przebieg temp. gleby). Powierzchnia gleby w dzień ogrzewa się znacznie silniej niż powietrze, a w nocy silnie się ochładza, średnia temp. gleby jest wyższa od temp. powietrza, min. temp. gleby występuje niemal w tym samym czasie co temp. powietrza, a max. wcześniej ok. 1 - 1,5 godz. O ile powierzchnia gleby ogrzewa się i ochładza się to w miarę wzrostu głębokości spadek i wzrost temp. jest znacznie mniejszy. Dobowa amplituda temp. gleby maleje ze wzrostem głębokości i zanika na 80 - 100 cm. Na dobowy przebieg temp. gleby największy wpływ wywiera wymiana ciepła pomiędzy glebą a atmosferą , wymiana zachodzi przez przewodnictwo i ruchy konwekcyjne (główne). Roczny przebieg temp. gleby charakteryzuje się najniższymi wartościami I, II, najwyższe VII, VIII. Roczny przebieg temp. gleby ma wpływ pokrywa śnieżna ponieważ pod nią jest zawsze wyższa niż na powierzchni bez śniegu. Opady atmosferyczne wywierają wpływ na temp. gleby, w okresach mokrych temp. jest niższa niż w okresach suchych. Warunki termiczne na podstawie charakterystyki np. okresy przymrozkowe. Przymrozek - na dzień przyjmuje temp. min. od 0^oC przy powierzchni ziemi, przy czym średnia dobowa zmierzone do 2 m. powyżej 0^oC. Najgroźniejsze przymrozki - V, VI i wczesną jesienią IX, X. W meteorologii przymrozki adwekcyjne, radiacyjne (duże wartości promieniowania efektywnego - po wsch. słońca), łączone (adwekcyjne i radiacyjne). Zmniejszyć przymrozki - urządzenie nawadniające, palenie opon.

Termiczne pory roku : Zima okres średnich dobowych temp. t ≤ 0^o Przedwiośnie 0^o < t < 5^o Wiosna 5^o ≤ t ≤ 15^o

Lato t > 15^o Jesień 5^o ≤ t ≤ 15^o Przed zimie 0^o < t < 5^o Okres wegetacji t ≥ 5^o

W klimacie kontynentalnym zima, krótka wiosna, lato krótkie, znowu zima.

Ciepło właściwe wody jest pięciokrotnie większe od ciepła właściwego gleby, oznacza to, że jedna cal. ogrzeje 1 g. wody o 1^oC, a równocześnie 1 g. piasku o 5^oC.

PROCESY ADIABATYCZNE I STANY RÓWNOWAGI TERMICZNEJ

Procesy adiabatyczne - są to zmiany temp. wewnątrz pewnej masy powietrza, bez wymiany ciepła z otoczenia, zachodzące na skutek zmian ciśnienia i objętości tej masy powietrza.

Z ośrodka gęstszego do rzadszego traci energię. Cieplna poprzez rozprężanie, odkładana wynosi 0,6^o 100 m. Powietrze nienasycone parą wodną 10^o na 100m. W powietrzu nasyconym spadek temp. wynosi 0,5^oC na 100 m. Mniejszy spadek temp. powietrza, wilgotności powodowany jest przez kondensację, wydziela się ciepło kondensacji.

Pionowy gradient temp. - różnica temp. powierzchni na jednostkę wysokości.

Różnica temp. wznoszonego lub opadającego powietrza suchego nazywa się gradientem adiabatycznym, powietrze nasycone parą wodną gradientem wilgotno adiabatycznym.

Zmiany temp. zależą od wznoszenia lub opadania - ośrodek gęstszy → rzadszy temp. spada, ośrodek rzadszy → gęstszy temp. rośnie.

W zależności od gradientu adiabatycznego i pionowego gradientu termicznego w atmosferze wyróżniamy 3 etapy równowagi termicznej : równowagi obojętnej, chwiejnej, stałej. a). Jeżeli pionowy gradient temp. (bez ruchu powietrza) = gradientowi adiabatycznemu wznosząca się masa powietrza będzie na każdej wysokości miała temp. = temp. otaczającego powietrza co oznacza, że ciężar tej masy będzie = ciężarowi właściwemu powietrza otaczającego, dalszy ruch powietrza będzie niemożliwy tj. stan równowagi obojętnej.

Równowaga obojętna występuje dość rzadko w atmosferze. temp. są jednakowe γ = γ_s γ_s = 1^o/100 m γ = 1^o/100 m b). Jeżeli pionowy gradient temp. > od adiabatycznej to wznoszące się coraz cieplejsze i lżejsze powietrze w stosunku do sąsiednich mas będzie się unosiło coraz gwałtowniej 0do góry, ruch będzie wstępujący. Jest to stan równowagi chwiejnej - sprzyjający prądom wstępującym. c). Jeżeli natomiast spadek temp. w otaczającym powietrzu jest < od gradientu adiabatycznego to masa wstępującego powietrza będzie zimniejsza od gęstniejszego i cięższego, ruch będzie zstępujący przy równowadze stałej typowej dla wyżu. powietrze ogrzewa się, para wodna nie ma możliwości do tworzenia chmur opadowych (stratus i mgły). Równowaga stała. pustynie - występuje strefa stałych wyżów, rośliny uzyskują wodę z rosy.

Równowaga chwiejna γ > γ_s γ_s = 1^o/100 m γ_s= 1,5^o/100 m jest on typowy dla niżu czyli cyklonu (momentami przechodzi w cumulonimbus)

Inwersja temp. (inwerto - odwracam) - tj. wzrost temp. powietrza ze wzrostem wysokości.

Pionowy gradient temp. ma znaczenie - o ile spadek temp. wraz ze wzrostem wysokości w troposferze uważa się za normalny, to występujące w niej inwersje są stanem odwróconym w stosunku do normalnego. Mieszanie powietrza i jego ruch przeciwdziała im.

Rodzaje: - niskie - wysokie - osiadania (ok. zwrotnikowe szerokości) - frontalne - np. inwersja frontu ciepłego

inwersja frontalna w strefie frontu ciepłego

powietrze chłodne wycofuje się niechętnie pod wpływem ciepłej masy powietrza, chłodniejsze tworzy taras, po którym ciepłe wspina się do góry.

Inwersje niskie tworzą się w czasie ciepłych, bezwietrznych, bezchmurnych nocy. Są wynikiem silnego wypromieniowania ciepła z gruntu - ucieczka ciepła jest bardzo duża. Wytwarza się stan równowagi stałej, który przeciwdziała prądom konwekcyjnym sprzyja gromadzeniu się pyłów i zanieczyszczeń w przygruntowej warstwie pow. Sprzyja im urozmaicona rzeźba terenu - w dolinach tworzą się mrozowiska - kotliny chłodu - ograniczony jest ruch powietrza. Inwersje wysokie występują gdy są chmury niskie i w nich dużo jest zanieczyszczeń powietrza, inwersja występuje w wyższych warstwach atmosfery - powyżej chmur, z powierzchni wypromieniowuje ciepło i tworzy się inwersja - przy powierzchni ruchy turbulencyjne.

WYMIANA WILGOCI - OBIEG WODY W PRZYRODZIE.

W powietrzu atmosferycznym woda znajduje się w postaci pary wodnej. Para wodna przedostaje się do atmosfery w wyniku parowania z powierzchni wodnych i lądowych, transpiracji roślin, sublimacji pokrywy śnieżnej i lądowej występuje w postaci stałej, intercepcja (przez powierzchnię roślin). W atmosferze parują cząsteczki chmur i mgieł. Powierzchnia oceanów i mórz dostarcza rocznie do atmosfery ok. 86 %, a lądy 14 % pary wodnej. W procesie wymiany pary wodnej pomiędzy powierzchnią ziemi a atmosferą przeważa strumień skierowany ku górze, zawartość pary wodnej w przyziemnej warstwie powietrza jest największa , a decyduje o niej rodzaj powierzchni parującej oraz intensywność pionowego i poziomego przemieszczania tej pary wodnej związana z warunkami meteorologicznymi (temp., ciśnienie atmosferyczne, prędkość wiatru). Adwekcja decyduje też o zawartości pary wodnej, morskie powietrze przenosi większe ilości pary wodnej. Duże znaczenie pary wodnej związane z przemianami fazowymi. Te właściwości wody warunkuje wiele procesów fizycznych w atmosferze i glebie (para wodna 0 - 4 % to jednak ma duże znaczenie klimatotwórcze, m. in. zmianie stanów skupienia wody towarzyszy wydzielanie i pobieranie dużych ilości ciepła z otoczenia.

Para wodna - występuje najobficiej w dolnej warstwie atmosfery (dlatego, że jest najcieplej) zwłaszcza na styku powierzchni parującej a więc oceanami, gruntem i szatą roślinną . Zawartość pary wodnej w atmosferze 1,5 km., 50 %, w troposferze 99 % całej zawartości.

Zmiany wilgotności bezwzględnej powietrza wraz ze wzrostem wysokości wg. Humphreysa

WYSOKOŚĆ KM.	WILGOTNOŚĆ TRAW	WILGOTNOŚĆ TRAW
	LATO	ZIMA
0	10,2	3,0
3,0	3,3	0,9
10,0	0,04	0,02

Na zamknięty cykl obiegu wody w przyrodzie składają się powiązane procesy : 1). parowanie otwartych powierzchni wodnych i z gór, transpiracja roślin 2). unoszenie pary wodnej ku górze drogą ruchów konwekcyjnych (pionowych)

i turbulencyjnych chaotycznych 3). przenoszenie pary wodnej na wielkie odległości dzięki ruchom poziomym wraz z masami powietrza zmiany cech fizycznych następują w czasie drogi - transformacja mas powietrza (wilgotne się osusza) 4). kondensacja, skraplanie pary wodnej - która rozpoczyna się od nasycenia, stan ten następuje przy spadkach temp. Duże skupisko drobnych kropelek wody w wolnej atmosferze tworząc mgły i chmury 5). narastanie elementów chmury (kropel, ziaren, płatków itp.) do takich rozmiarów, że siła ciężkości przeważa nad innymi siłami wprawiającymi powietrze w ruch, następuje wypadanie tych produktów dających opad 6). gdy osiągnie powierzchnię ziemi następuje nim zasilanie wód stojących i płynących - spływ po powierzchni gruntu, wsiąkanie w głąb, w gruncie występuje przepływ podziemny, a miejscami woda wypływa na powierzchnię w postaci źródeł, gdy wnika ponownie parowanie Intensywność ogniw cyklu zależy od dopływu ciepła i cyrkulacji atmosfery oraz charakteru podłoża. Wielkość parowania zależy od powierzchni terenu, jeżeli jest gładka - parowanie małe, szorstka - duże.

temp. i niedosyt są symetryczne kiedy wzrasta jedno, wzrasta drugie, wilgotność względna

całkowite zachmurzenie wilgotność pogoda bezchmurna temp.

Prężność pary nasyconej w różnych temp. En m Hg -30 - 0,4 30 - 41,8 E mb ciśnienie pary wodnej zależność proporcjonalna

Ogniwa obiegu wody w przyrodzie : - atmosfera - parowanie, kondensacja, opady - powierzchnia - intercepcja, spływ powierzchniowy, infiltracja - gleba - wilgotność gleby, potencjał wodny, siła ssąca, ruch wody - roślina - absorpcja przez kałuże, przepływ przez roślinę, transpiracja

PAROWANIE

Polega na przechodzeniu cząstek pary wodnej, które odrywają się od powierzchni wilgotnych ciał stałych i przenikają drogą dyfuzji do otoczenia. Przy opuszczaniu środowiska wodnego cząstki wody muszą pokrywać siły wzajemnego przyciągania i opór powierzchni (błonki powierzchni) to zapas energii własnej będzie czerpiąc je z otoczenia tj. tzw. utajone ciepło parowania, które jest zmagazynowana w parze wodnej i zostaje oddawana otoczeniu w procesie kondensacji, skraplania w tej samej ilości, w której jest pobierana [jednostka ciepła w m²min^-2, jednostka strat wody mm].

Zależy od : - temp. otoczenia i ciała promieniującego - wilgotności powietrza (niedosyt > parowania) - prędkość wiatru (przenoszenie wody > niedosyt) - ciśnienia atmosferycznego

Wzrost temp. i wiatru wzmaga parowanie, natomiast wysoka wartość wilgotności i ciśnienia zmniejsza parowanie.

Rodzaje parowania (proces fiz.) 1. Z wolnej powierzchni wodnej (duży zbiornik wodny). 2. Z gleby. 3. Transpiracji (parowanie biologiczne). 4. Ewapotranspiracji.

Parowanie terenowe; z gleby; z wody; z roślin na danym obszarze.

Ewapotranspiracja - potencjalna lub rzeczywista.

Parowanie potencjalne (max. możliwe) - jest to ilość wody, która mogłaby być odprowadzana w postaci pary wodnej do atmosfery gdyby powierzchnia graniczna między atmosferą a jej podłożem była stale wilgotna (woda jest nieograniczona). Zakłada się, że istniejące warunki meteorologiczne (temp., niedosyt wilgotności, zachmurzenie, prędkość wiatru) jak i właściwości geometryczne podłoża (roślinność jest w tej samej fazie rozwoju) fizyczna struktura geometryczna, albedo, temp. powierzchni czynnej powstaje niezmieniona.

Parowanie potencjalne można wyznaczyć różnymi metodami. Istnieją dwie główne metody - bezpośrednia (pomiarowe), pośrednie (obliczeniowe).

SPOSOBY POMIARU PAROWANIA. Bezpośrednie aparatura - dość trudna w obsłudze, długie pomiary. Pomiar strat wody z wapienia ewaporometr lub strat wody z uzupełniającej monolitami gleby z roślinnością, lizymetrów. Pośrednie - oparte na równaniach fizycznych strat lub na metodach opisujących lub symulujących proces parowania.

TRANSPIRACJA. Parowanie wody z roślin jest procesem fizjologicznym regulującym pracę aparatu szparkowego w roślinie. Natężenie transpiracji zależy od pogody, natężenie światła, zawartości wody w tkankach liści, cech gatunkowych roślin. Rośliny pobierają z gleby więcej wody niż potrzebują dobudowy tkanek. Na produkcję substancji organicznej, w procesie fotosyntezy roślina zużywa 1-1,5% całości pobieranej wody, reszta ok. 90% wykorzystywana jest w procesach życiowych regulujących temp. za pomocą receptorów szparkowych oraz transport składników pokarmowych i wyparowywana jest do atmosfery.

METODY OKREŚLANIA WIELKOŚCI PAROWANIA. I. M.BILANSU CIEPLNEGO.

LE = Q - G -A [w/m²] E - parowanie, Q - bilans promieniowania (pomierzona wielkość), G - wymiana ciepła między powierzchnią a głębszymi warstwami gleby, A - strumień ciepła między powierzchnią ziemi a atmosferą, L - ciepło utajone parowania.

II. M. BILANSU WODNEGO.

Ew = P - H [mm] Ew - parowanie [mm], P - opad atmosferyczny [mm], H - odpływ [mm]

Wzór empiryczny Schnucha : E = kd
E - miesięczna suma parowania [mm], k - współczynnik empiryczny ustalony dla każdego miesiąca na podstawie pomiarów ewaporometrem Wilda, d - średni niedosyt wilgotności powietrza [hpa], v - średnia miesięczna prędkość wiatru [m.*sek^-1]

Wzór Baca: E_dek =
+4T E - suma dekadowa parowania [mm], d - średni dekadowy niedosyt wilgotności powietrza [hpa], v - średnia dekadowa prędkość wiatru [m.*sek^-1], T - suma dekadowa całkowitego promieniowania słonecznego [kcal*cm^-2]

E - zależy od kształtu powierzchni parującej

E < E < E

E zależy od stanu wody

E wód < E woda przechłodzona

KONDENSACJA PARY WODNEJ. Proces polegający na przejściu wody ze stanu gazowego w ciekły lub bezpośrednio ze stanu gazowego w stały.

Proces sublimacji. Przyczyną kondensacji jest obniżenie temp. do punktu rosy co świadczy o pełnym nasyceniu powietrza parą wodną (poczytać)

Warunkiem koniecznym kondensacji jest: 1. t < td (temp. pkt. rosy) 2. Obecność jąder kondensacji

Jądra kondensacji - cząstki drobne, zawieszone w powietrzu, na których następuje skraplanie pary wodnej. Najbardziej aktywne jądra kondensacji to: higroskopijna część soli morskiej, dostająca się wskutek rozbryzgiwania się fal morskich, w miarę oddalania się od powierzchni gruntu liczba zawieszonych cząstek szybko maleje.

Przyczyny kondensacji.

1). Adiabatyczne ochłodzenie powietrza (zmiana temp. bez wymiany ciepła z otoczenia): a). Przy turbulencyjnym i konwekcyjnym wznoszeniu się powietrza (różnica temp., zmiana szorstkości powierzchni) b). Przy wślizgiwaniu się powietrza wzdłuż powierzchni frontalnych c). Na grzbietach fal atmosferycznych powstających na granicy dwóch wilgotnych mas o różnej temp. 2). Ochładzania się powietrza na skutek: a). Wypromieniowania cieplnego (długofalowego) z powierzchni ziemi do wyższych i chłodniejszych warstw atmosfery b). Zetknięcia się ciepłych i wilgotnych mas powietrza z ochładzającej się ziemi i przedmiotów znajdujących się na niej c). Parowanie z powierzchni cieplejszej do środowiska chłodniejszego

Pierwotnymi produktami kondensacji, sublimacji są: kropelki i kryształki, z których powstaje rosa (temp. „+”) lub szron (temp. „−”), mgły i zamglenia oraz chmury, struktura mgły i chmury jest zasadniczo taka sama, lecz przyczyny ich powstawania jak również zasięg i wysokość, na jakich występują są różne.

Chmury:

- wodne (kropelkowe) - wodne (krystaliczne) - mieszane

Chmury jednorodne nie dają opadu, opad występuje z chmur pierzastych.

Geneza chmur: wygląd chmur zależy od warunków jakie panowały w momencie ich powstawania. Wyróżniamy typy genetyczne: - konwekcyjne - tworzą się przy chwiejnej stratyfikacji (równowaga chwiejna, stała, obojętna)

Cb, Cn - chwiejna, prądy wstępujące

- falowe - Ac soczewkowate

- ślizgowe wznoszenia - stratusy, tworzą się przy równowadze stałej lub przy ruchu wślizgowym po powierzchni frontalnej.

Każda chmura burzowa ma kila okresów opadowych

Cb, Ns - opad

Opady spadające na powierzchnię ziemi

Powstawanie opadów atmosferycznych.

Gdy elementy chmur osiągną takie rozmiary, że grawitacja przewyższa motoryczne siły poziome i pionowe, wówczas spadają na powierzchnię ziemi w stanie ciekłym, stałym zależnie od temp. Jakie są przyczyny narastania kropel i kryształków wodnych.

Efekt wzajemnego łączenia się kropel przy zderzeniach jest niewielki ponieważ na skutek sprężystości ulegają odbijaniu (jednoimienne ładunki). Większe znaczenie ma tzw. dyfuzja czyli samorzutne przechodzenie jednych elementów na in. Dużą rolę odgrywa wielkość, kształt i jakość elementu chmur. Zasadnicze znaczenie przypisuje się procesowi Bergenona-Findejsena.

Duże znaczenie ma fakt, że w chmurach mieszanych para wodna nasycona względem kropel wody staje się przesycona względem kryształków wodnych, powoduje to szybki wzrost kryształków wodnych kosztem kropelek wodnych. W chmurach leżących powyżej izotermy 0^° kropelki wody przechłodzone mogą wyst. dosk. Kryształków lądowych w przedziale od -10^°do 20^° przy czym wyst. przepływ kropelek wody.

W tym przedziale temp. większe jest ciśn. pary wodnej na wodę, kropelki wody szybko parują, a wyparowana woda powiększa kryształki wody, które osiągają wielkość wystarczającą do wypadnięcia z chmur.

W trakcie wypadania kryształki na trasie zwiększają swoją obj. poprzez oblepianie w trakcie zderzenia z kropelkami wody. Przy przekroczeniu izotermy 0^° dalej następuje ten proces zwiększania obj. kropel.

Rodzaje opadów:

Deszcz - rozmiary kropelek są różne 0,5-5,0 mm. Max. 7-8 mm.

Mżawka - < 0,5 mm. (5)

Śnieg - opad kryształków lodu gdy temp. powietrza jest bliska 0^° kryształki się zwiększają i łatwo się zlepiają, dając duże płaty. Podstawową formą tego opadu są gwiazdki sześcioramienne (woda krystalizuje w ukł. sześciokątnym) o niezwykle pięknym ornamencie.

Śnieg z deszczem - występuje przy temp. ok. 0^°C.

Krupy śniegu - opad białych bryłek o śr. 2-5 mm.

Grad - opad w postaci stałej z chmur Cb, większe grudki od 0,5-50,0 mm.

Pokrywa śnieżna - jest efektem opadów w postaci stałej przy trwale ujemnych temp. Tworzą bardziej lub mniej zwartą grubą powłokę utrzymującą się przez dłuższy i krótszy czas. Ma ona wpływ na kształtowanie się temp. i zapewnienie wilgoci w glebie i przyziemnej warstwy powietrza. Chroni glebę i niską szatę roślinną przez wymarzanie dzięki przewodnictwu cieplnemu. Kumuluje zapasy wody stanowiące na wiosnę zapasy wody dla wegetacji. Bywa dla terenów o urozmaiconej rzeźbie przyczyną powodzi wiosennych.

Zamieć śnieżna - jest przenoszeniem śniegu przez silny wiatr bez równoczesnego opadu śniegu.

Zawieja śnieżna - opad śniegu + porywisty wiatr.

RUCH POWIETRZA ATMOSFERYCZNEGO.

Nierówny dopływ en. do ziemi powoduje niejednakowe nagrzanie, różne temp. przy powierzchni ziemi powodują powstawanie różnicy ciśn., a te są przyczyną powstawania ruchów powietrza (warunki termiczne, baryczne - przyczyną powstawania ruchu powietrza).

Uśredniony ruch powietrza, cyrkulacja powietrza.

Jeżeli ziemia byłaby jednorodna i nie wykonywałaby ruchu obrotowego ruch powietrza byłby prosty (po południkach). Tak nie jest wskutek różnorodności podłoża, obrotu ziemi dookoła słońca (powstają zmienne warunki termiczne i ciśn.).

Siły powodujące ruch mas powietrza: Siła Conolisa płd. - lewo, pn. - prawo. Odchyla wszystko co jest w ruchu powietrza, od kierunku gradientu ciśn. Różnica ciśn. na jednostce odległości - pionowy prąd przy czym w kierunku prostopadłym do izobary największego skoku ciśn.

Podział na lądy i oceny - powstaje regionalna, lokalna cyrkulacja atmosfery.

↓↓↓ wiatry ↓↓↓ cyklonalne ↓↓↓ zmienne ↓↓↓

str. ciśń. b. niskiego

↑↑ przewaga ↑↑ wiatrów ↑↑ lądowych ↑↑

↓↓ zwrotnikowy ↓↓ pas ↓↓ ciśń. ↓↓

pasaty ↓↓ str. ciśn. b. wysokiego

↑↑ równikowy ↑↑ pas ↑↑ ciśn. ↑↑

pasaty ↑↑ str. ciśn. b. niskiego

↓↓ zwrotnikowy ↓↓ pas ↓↓ ciśn. ↓↓

przewaga ↓ wiatrów ↓ zach. ↓ str. ciśn. b. wysokiego

↑↑ wiatry ↑↑ cyklonalne ↑↑ zmienne ↑↑

↑ wiatry ↑ wsch. ↑

Schemat ogólnej cyrkulacji atmosf. Schemat izobar na kuli ziemskiej

Mechanizm tworzenia się pasatu:

Ciepłe lekkie powietrze unosi się do góry na równiku i rozchodzi się w dwóch kierunkach na skutek Floriolisa skręca się na pewnej wysokości powietrze jest wychłodzone i zstępuje do dołu (ruch zstępujący - wyże) występuje stała strefa wysokich ciśń.

EL NINO - dzieciątko zw elim, powstające w sposób niemożliwy do przewidzenia, a związanym z prądem morskim, który pojawia się w okresie Bożego Narodzenia.

Z głębin morza wydostają się na powierzchnię chłodne masy powietrza tworząc prąd poprzeczny wobec ruchu pasatu, który powoduje, że ciepłe masy powietrza, które nie dopłynęły do Ameryki pd. dopływają i powodują katastroficzny wzrost temp. wody (połowy sardynek) ok. Ekwadoru, Chile, Peru.

Zmiana temp. 17-20^°C, woda ma temp. 25^°C powstają cyklony.

Siły powodujące wiatr:

1.Siła gradientu ciśn. Izobary podobnie jak poziomice biegnące gęsto na mapie świadczą o dużych różnicach ciśn. pomiędzy sąsiadującymi obszarami, a rozmieszczone w duże odległości od siebie odpowiadają różnicom niewielkim. Różnice ciśn. wywołują wiatr czyli poziome przemieszczanie się powietrza.

Przy dużych różnicach ciśn. wiar jest silny, przy małych słaby.

Za jednostkę odległości przyjmuje się na 100 km.

Największe gradienty występują w cyklonach tropikalnych. Gdy cząsteczki zależni od gradientu ciśn. wówczas podążałyby najkrótszą drogą od miejsca o ciśn. wyższym do miejsca o ciśn niższym.

Tymczasem z chwilą wystąpienia wiatru pojawiają się e inne bodźce zmieniające jego pierwotny kierunek i aktualną prędkość.

Tajfun

2. Siła Coriolisa - od dawna stwierdzono, że każde ciało ulega odchyleniu od pierwotnego kierunku uzasadnił to Coriolis (matematyk francuski), straty wynikają z ruchu obrotowego ziemi dookoła osi ujął tę zależność na wzór i ustalił, że F odchylające jest w każdej chwili prostopadły do kierunku ruchu i odchylające od niego na pn. na prawo południkowe, odchyleniom tym ulegają również cząstki powietrza, które wraz z całą masą atmosf. współ. w ruchu obrotowym

np. S → SSW - SW -WSW i W

siła Coriolisa ma postać F = 2ω*v*sinϕ

ω - prędkość kątowa obrotu ziemi

v - prędkość ruchu cząstek

ϕ - szerokość geograficzna

Rośnie ona ze wzrostem szerokości geograficznej przy wzroście ϕ i v. Największa jest na biegunie sin 90^°=1, najmniejsza jest na równiku a sin 0^°=0

3. Siła tarcia wywołana jest różnicą szer. podłoża i działa hamująco na prędkość ruchu. Najwcześniej występuje przy powierzchni ziemi i w miarę npm. malejąco działa do 100 m., dlatego dolna warstwa atmosf. - warstwą tarciową. Siła tarcia odchyla wiatr o ok. 35^° w lewo, przeciwdziała sile gradientu i Coriolisa (G i F).

4. Siła odśrodkowa występuje przy ruchu krzywoliniowym i jest skierowana na zew. toru krzywizny. Wartość jej wzrasta proporcjonalnie do kwadratu prędkości wiatru i jest tym większy, im mniejszy jest promień krzywizny toru.

Baryczne prawo wiatru.

Znane jako reguła Boys-Balkota, który ustalił, że jeżeli staniemy tyłem do wiejącego wiatru na pn. niskie ciśn. znajdujemy po lewej str. z przodu, a wys. nieco z tyłu. Siły wywołujące i modyfikujące masy powietrza.

Omówimy rodzaje ruchów wiatru wyst. przy powierzchni.

Ruch laminarny (w przyrodzie nie wyst.)

Turbulencja - dynamiczna

Wiatry obrotowe (Indie) ruch komeksyjny

Monsun zimny monsun letni

Bryza

Dzień

Noc odwrotnie

Wiatr Bee występuje przy wybrzeżu, występuje w nocy, wiatr opadający

Wiatr dolin dzień noc odwrotnie

Wiatr górski

Fen (halny)

γ_w - wilgotna, dowietrzna

γ_s - suche, zawietrzna

Siła wiatru zależy od różnicy ciśn. pomiędzy wyżem a niżem.

Wpływ wiatru na drzewa rosnące najbliżej wybrzeża mają pozycje horyzontalne.

Korzystny wpływ wiatru: najkorzystniejsze są wiatry umiarkowane o v 2%

1. Ułatwia zapylanie (u roślin wiatropylnych przenosi nasiona, zwiększa ich zasięg terytorialny).

2. Wzmacnia system korzenny roślin i drzew.

3. Zapobiega tworzeniu się inwersji termicznych i zmniejsza groźbę przymrozków radiacyjnych.

4. Wczesną wiosną przyspiesza zanik pokrywy śnieżnej i zmurszania gleby umożliwiając wcześniej przystąpienie do prac polowych.

5. W czasie żniw przyspiesza sianie, zbiór.

Niekorzystny wpływ wiatru (wiatr o bardzo dużym natężeniu):

1. Powoduje obniżenie koncentracji CO₂, oraz zamykanie aparatu szparkowego roślin, hamuje lub doprowadza do zaniku fotosyntezy.

2. Zwiększa intensywność oddychania roślin co może być przyczyną spadku plonu.

3. Zwiększa parowanie ET_p przez co straty wody powodują więdnięcie i wysychanie roślin, a ⊂ się żyzność przy ⊃ erozji.

4. W okresie zimy przenosi śnieg odsłaniając doliny, które zamarzają.

5. W sadach owocowych w czasie kwitnienia drzew < intensywność wydzielania nektaru, strąca owoce, łamie gałęzie, a niekiedy drzewa.

UKŁAD CIŚNIEŃ.

Fronty gł. - występują pomiędzy podstawowymi masami powietrza.

Np. pomiędzy PA a PP występuje front arktyczny, pomiędzy PP i PZ front polarny. W obu tych nazwach jest charakter mas zimniejszych odznaczających się większą aktywnością.

Fronty - są to strefy nieciągłości. W masy powietrza różnych właściwościach fiz. Uwidacznia się tam skok w wartościach poszczególnych elementach pogody i wyraża zmianą w jej charakteru. Szerokość tych stref jest rzędu - kilku, kilkunastu km. dł. Rzędu tys. km., w pionie sięga do kilku km., czasem obejmuje całą troposferę.

Masy powietrza włączone w skomplikowany ukł. ruchów powietrza zwany ogólną cyrkulacją atmosf., wędrują znad obszarów źródłowych na wielkie odległości i przebywając nad jakimś obszarem kształtują pogodę.

Przejściom każdego z frontów towarzyszą wyraźne, charakterystyczne zmiany pogody.

Teoria tworzenia się niżu - falowa, Wietles.

Chłodne powietrze na górze, ciepłe na dole - rozdziela je linia frontu - tworzy się fala, zamykają je izobary - niż w stadium „młodości”.

Niż „dojrzały” - powietrze ciepłe ucieka do góry tworzy się więcej izobar zamkniętych, fala zawęża się - chłodne powietrze zajmuje większą powierzchnię - które staje się coraz mniejsze

50 km/h chłodne - prędkość

30 km/h ciepłe - prędkość

w centrum niżu najmniejsze ciśn., ku peryferiom ciśn. wzrasta.

Niż „starzejący się” - front chłodny dogonił front ciepły, nastąpiło zwarcie - okluzja, front zokludowany, wyciek ciepłego powietrza jest niewielki i oddalony od centrum bardzo daleko, niż się wypełnia - starzeje.

Następnie faza początkowa.

Niże tworzą się na frontach głównych - polarny, arktyczny przede wszystkim między całymi rodzinami

Najpierw ten w czasie starzenia, dojrzały, młodości i tworzenia się.

NIŻ - CYKLON.

Jest to na ogół zamknięty układ izobar, w którym ciśn. atmosf. rośnie od centrum ku peryferiom.

Poziome ruchy powietrza są od peryferii do centrum - a więc zbieżne - a pionowe od powierzchni ziemi do góry.

W czasie wznoszenia się powietrza następuje jego adiabatyczne ochładzanie, a zawarta w nim para wodna ulega kondensacji.

Tworzą się chmury: przy ruchu konwekcyjnym

Cu i Cb, a przy ruchu wślizgowym

Chmury stratus (Cs, As, Ns,St)

Pogoda w niżu jest pochmurna i deszczowa, chłodna latem, a ciepła w zimie.

POGODA NA FRONTACH.

Pogoda w strefie frontu ciepłego.

Napływające powietrze cieplejsze wślizgując się wzdłuż powierzchni frontowych na powietrze chłodniejsze, oziębia się adiabatycznie i ulega kondensacji. W wyniku tego na czele tej masy powstają chmury pierzaste i warstwowe, od Ci i Cs a następnie As aż do Ns. Chmury warstwowo deszczowe dają zwykle ciągłe opady deszczu lub śniegu, przy czym strefa opadów przed linią frontu i rozciągają się śr. na 200-400 km. Front ciepły przynosi pogodę pochmurną latem, a w zimie odwilż i opady śniegu. Pierwszym, ważnym w praktyce wskaźnikiem zbliżania się tego frontu są pojawiające się chmury pierzaste przechodzące, w miarę przemieszczania się tego frontu, chmury warstwowo - pierzaste, potem w chmury średnie warstwowe lub średnie pierzaste, a następnie w deszczowe.

Pogoda w wycinku ciepłym.

W centrum wycinka jest pogoda pochmurna i deszczowa, chmury frontu ciepłego i chłodnego spotykają się ze sobą.

Przemieszczając się na pd. przechodzi deszczowa w mglistą, na peryferiach w pd. części wycinka pogoda jest słoneczna (bezchmurna) i są wysokie temp.

Chmury pierzaste i pierzasto kłębiaste - zmiana pogody, dalej chmury altostratus, opad ale drobny - może nie dolecieć do powierzchni ziemi, bo wyparuje, towarzyszą mu pod nim nimbostratus - daje ciągły opad deszczu.

200-400 km. strefa opadów.

Pogoda w strefie frontu chłodnego.

Napływające zimne i gęstsze powietrze ciężkie wypiera gwałtownie do góry ciepłe i lekkie powietrze powodując tworzenie się wzdłuż przedniej str. frontu silne rozbudowane chmury kłębiaste deszczowe (Cb), którym w okresie letnim towarzyszą deszcze przelotne o charakterze ulewnym, często z burzami, niekiedy grad, a w zimie obfite opady śnieżne i zawieje a niekiedy burze. Przemieszczanie się tego frontu jest na ogół szybsze (50 km/h) niż ciepłego (30 km/h), dlatego szybsze są również zmiany pogody. Przed nadejściem frontu chodnego ciśn. szybko spada, a temp. wzrasta, zwiększa się też niekiedy bardzo znacznie prędkość wiatru i porywistość. Po przejściu tego frontu występują opady burzowe, zwykle krótkotrwałe, temp. spada, ciśn. stopniowo wzrasta i zmniejsza się powoli prędkość wiatru.

OBIEG WODY W PRZYRODZIE CD.

Mgły - stanowią środowisko produktów kondensacji, zawieszone w powietrzu, sięgające w miejscu obserwacji do powierzchni ziemi.

Ze względu na różne przyczyny ich powstawania wyróżniamy:

1. Mgły radiacyjne - wywołane silnym ochłodzeniem powierzchni ziemi, gruntu lub pokrywy śnieżnej na skutek nocnego wypromieniowani ciepła. Ich zasięg pionowy jest rzędu kilkunastu do kilkudziesięciu m. Sprzyjają ich powstawaniu pogodne i słabo wietrzne noce i ranki po wsch. słońca, mgły te przeważnie zanikają. Najczęstsze są w jesieni i zimie. Tworzą smugi na niż. w pobliżu bagien, zagłębieniach terenowych, na polanach leśnych; nie spotyka się ich nad korytami dużych rzek, gdzie utrzymują się turbulencyjne ruchy powietrza wobec cieplejszej powierzchni wody w nocy.

2. Mgły zmieszania - powstają w przyziemnej warstwie powietrza, gdy ciepłe, wilgotne powietrze oceaniczne miesza się powoli z chłodnym, mniej wilgotnym lądowym. Ten rodzaj mgły jest często obserwowany na przełomie jesieni i zimy w zach. i środkowej części Europy, na wybrzeżach Morza Płn. i Bałtyckiego. Mgły zmieszania są też częstym zjawiskiem w strefie polarnej w okresie lata, gdy cieplejsze powietrze z wybrzeży zmiesza się z chłodnym znad topniejących lądów.

3. Mgły adwekcyjne - wywołane są napływaniem ciepłego i wilgotnego powietrza nad wychłodzoną powierzchnię ziemi - lądową lub wodną. Ich zasięg pionowy jest rzędu setek m. Występują przy adwekcji wilgotnego powietrza z szerokości niższych do wyższych, w zimie - znad cieplejszego morza nad chłodny ląd, w lecie znad ciepłego lądu w kierunku chłodnego morza; nad oceanami - znad obrzeżów wód cieplejszych nad chłodniejsze. W szerokościach umiarkowanych najczęściej obserwowane są nad lądami późną jesienią i zimą, a nad morzami - wiosną i latem.

4. Mgły parowania - wywołane parowaniem cieplejszej, swobodnej powierzchni wodnej, unoszenie się pary wodnej i jej kondensacją w chłodniejszym powietrzu. Charakterystyczne są dla jesiennych wieczorów i nocy nad jeziorami i dużymi rzekami.

5. Smog - (ang. smoke - dym, fog - mgła), przyjęte powszechnie angielskie określenie specyficznego rodzaju mgły miejskiej, powstałej ze zmieszania się zwykłej mgły z dymem i spalinami. Tworzy niebezpieczne dla życia ludzkiego zjawisko w wielkich ośrodkach przemysłowych przy niesprzyjających warunkach meteorologicznych - częste adwekcje powietrza wilgotnego, lub topograficzne - zagłębienia terenu.

OPADY ATMOSFERYCZNE.

„Opady” inaczej „hydro - meteory” (zjawiska związane z wodą w atmosferze), produkty kondensacji pary wodnej nie tylko spadające na powierzchnię ziemi, ale również unoszące się w powietrzu i osiadające na przedmiotach.

Opady osiadające - osady.

1. Rosa - pojawia się, gdy powierzchnia ziemi i przedmioty w bliskim jej sąsiedztwie na skutek wypromieniowania ciepła ochłodzą się do temp. pkt. rosy (t = td). Warstewka powietrza przylegająca do nich ochładza się również para wodna w nim zawarta ulega kondensacji i osiada w postaci bardzo drobnych kropelek wody, na powierzchni gleby, liściach, skał, trawie, powierzchniach przedmiotów. Warunkiem są pogodne, bezwietrzne wieczory i ranki w ciepłym półroczu. W szerokościach umiarkowanych osad rosy daje śr. rocznie 10-30 mm. opadu.

2. Szron - zbiór kryształków lodowych, często przybierających postać igiełek, które osiadają na trawie, gruncie, i na różnych prawie poziomych przedmiotach. Osad ten powstaje w analogicznych warunkach jak rosa, tylko przy ujemnych temp.

3. Sadź - srebrzystobiały krystaliczny nalot w postaci łatwo osypujących się nici, występujący na gałęziach drzew, przewodach telekomunikacyjnych, siatkach itp. Pojawia się w różnych porach doby, w czasie mroźnej pogody w momencie napływu ciepłego powietrza i wilgotnego, powoduje powstawanie mgły. Przechłodzone jej kropelki zetknąwszy się z wyziębionymi powierzchniami zamarzają i zapoczątkowywują dalszą krystalizację, która w efekcie daje tę piękną postać osadów. Szczególnie obficie występują w terenach górskich.

4. Gołoledź - to gładki, przeźroczysty lub matowy osad lodowy występujący na powierzchni gruntu, gałęziach drzew, przewodach telekomunikacyjnych, na samolotach, w wyniku osiadania mgły lub spadania opadu złożonego z silnie przechłodzonych kropel o temp.-10 do -12°C. Grubość warstwy gołoledzi sięga nieraz wielu cm., powodując łamanie się drzew i wywracanie się słupów trakcyjnych, pod wpływem ciężaru lodu osiadłego na gałęziach i przewodach.

Uproszczone równanie bilansu wodnego.

P = H + E + R [mm]

P - suma opadów

H - odpływ w okresie bilansowania

E - parowanie

R - zmiana retencji

Okresy krytyczne w życiu roślin.

Rośliny potrzebują wody przez cały swój okres wegetacji, jednak w pewnych fazach rozwojowych, odpowiadających na ogół max. przyrostowi masy, potrzeby te są większe niż kiedy indziej. W tych fazach zwanych okresami krytycznymi nawet niezbyt duży i przejściowy niedobór wody może niekorzystnie wpłynąć na plonowanie roślin.

Potrzeby wodne roślin uprawianych ocenia się często na podst. tzw. opadów optymalnych tj. opadów najbardziej korzystnych dla plonowania tych roślin w określonych warunkach klimatycznych i glebowych. Opady optymalne w zestawieniu z rzeczywistymi pozwalają na dany w pewnym przybliżeniu niedobór opadu dla poszczególnych roślin i regionów kraju.

Posuchy - są określane za pomocą różnych kryteriów, zwykle w sposób dość dowolny. Okresy posuszne (sezony, mies.) charakteryzowane są częstsze podst. niedoborów opadów wyznaczonych w stosunku do potrzeb wodnych roślin uprawnych lub w stosunku do opadów optymalnych.

Hohendorf - do rolniczo suchych zaległych mies. w okresie wegetacji mające mniej niż 50-60 mm. opadu.

W klimatologii posuchy atmosf. bywają wyznaczone na podst. niedoborów opadów w stosunku do sum śr. wieloletnich (normalnych).

Z. Kaczorowska przyjęła następujące kryterium:

Rok, sezon, mies.	Suma opadów w %
		Dla roku i sezonu	Dla mies.
Normalny (przeciętny)	90 - 110	>75
Suchy	75 - 89	50 - 75
Bardzo suchy	50 - 74	25 - 49
Skrajnie suchy	<50	<25

Dość często stosowana metoda.

Metoda ta ma tę zasadniczą wadę, że nie wiąże opadów z potrzebami wodnymi roślin uprawnych.

Posuch i jej natężenie sklasyfikował też Schmuck (1969) na podstawie serii dni bezopadowych jako funkcję dł. Okresu bezopadowego.

Na podst. tego kryterium wyróżnił on:

• posuchę (9 - 17 dni)

• umiarkowaną posuchę (18 - 28 dni)

• dł. umiarkowaną posuchę (ponad 28 dni bezopadowych)

Bardziej kompleksowym i przydatnym dla rolnictwa wskaźnikiem suchości klimatu jest, tzw. stopień suchości określany na podst. wartości P - E (opad minus parowanie). Dla otrzymania współ. zabezpieczania w wodę (K) Sielaninow zaproponował dzielić sumę opadów mies. (P) przez sumę temp. (∑t) tego mies. zmniejszonych dziesięciokrotnie, tzn.

K =

Jako posuszny uważa się okres, w którym współ. K jest mniejszy od 1,0 a więc kiedy roślina traci więcej wody w skutek parowania niż zyskuje z opadów. Natomiast okres 2K mniejszy od 0,5 strata na parowanie ponad dwukrotnie przekracza zysk wody z opadów klasyfikuje się jako intensywną posuchę (suchą).

Opady o dużym natężeniu (deszcze ulewne - nawalne) występują z chmur burzowych, trwają krótko kilka minut, a niekiedy kilka godzin. Natężenie zmniejsza się gdy jej czas trwania wydłuża się. Pojawiają się na ogół w miesiącach ciepłych

(czerwiec, lipiec, sierpień), w godzinach wczesno popołudniowych (14 - 16).

Znaczenie wody w życiu roślin.

Woda zapewnia roślinie:

• prawidłowy wzrost i rozwój roślin

• surowiec do wytwarzania masy organicznej

• intensywna fotosynteza przebiega przy dużym uwodnieniu komórek

• jedna roślina kukurydzy lub słonecznika wyprodukowuje około 200 l. wody w okresie wegetacji

• niedobór wody w glebie wywołuje deficyt w bilansie wodnym rośliny zakłócając prawidłowy przebieg procesów życiowych, powoduje to spadek plonów a nawet klęskę nieurodzaju

• rośliny korzystają przede wszystkim z wody glebowej, ale także z osadów: rosy i mgły oraz intercepcji

• nadmiar wody w glebie jest szkodliwy dla roślin uprawnych

• woda wypełniając przestwory glebowe pozbawia roślinę tlenu

• gniją korzenie roślin

• rozwijają się pierwotniaki i grzyby pasożytnicze

• zboża rosną w słomę i stają się podatne na rdzę i inne choroby, wylegają

• okopowe gniją na polu i po zbiorze

• wzrasta zachwaszczenie pól

• nawozy zostają wymywane

Długotrwałe deszcze:

• zakłócają kolejność prac polowych

• w czasie żniw bardzo duże straty trwałe, wyleganie zbóż, niszczenie gleby i erozja.

---