Atmosfera powłoka gazowa Ziemi (lub innych ciał niebieskich). Gazy składające się na atmosferę utrzymują się wokół kuli ziemskiej wskutek sił gra­witacji i uczestniczą - jako całość w jej w ruchu obrotowym. Gęstość atmosfery zbliża się do zera na wysokości ok. 1500 km. wysokość tę przyjmuje się za umowną górną granicę atmosfery. Mie­szaninę gazów atmosfery ziemskiej nazywamy powietrzem. Przyziemną warstwę atmosfery. pod­legającą bezpośrednim oddziaływaniom powierzchni ziemi (w szczególności sił tarcia. wpływa­jących na prędkość wiatru) nazywamy warstwą graniczną (tarciową). Wyżej rozciąga się tzw. wol­na (swobodna) atmosfera.

Klimat długookresowy charaktery­styczny reżim pogody na określonym ob­szarze, uwarunkowany bilansem ciepl­nym, cyrkulacją atmosf., cechami pod­łoża atmosfery i działalnością ludzką . Przy opisie k. należy uwzględnić śred­nie wielkości (z okresu przynajmniej 30 lat) elementów meteorologicznych (gl. ciśnienie atmosf., wiatr, temperatura, wilgotność, opady), odchylenia od śred­niej i częstości tych odchyleń, wielkoś­ci skrajne oraz ich przebieg roczny; nale­ży także scharakteryzować warunki pogodowe podczas typowych sytuacji synoptycznych z podaniem ich często­ści. W zależności od skali przestrzen­nej wyróżnia się makroklimat (obszar o rozmiarach setek km), mezoklimat (ki­lometry do dziesiątków km.), i mikrokli­mat (poniżej l km). K. wykazuje zmien­ność w czasie udokumentowaną za­równo przez dane historyczne, jak i do­wody dostarczane przez inne dyscypliny nauk przyrodniczych nawet z odległych epok geol. Badaniem k. zajmuje się kli­matologia.

Pogoda ciągle zmieniający się stan atmosfery. Pogodę w danym miejscu w danym momencie opisuję się kompleksem wartości wybranych elementów meteorologicznych i występujących zjawisk atmosferycznych. Elementy meteorologiczne: temp, wilgot, wielkość zachmurzenia, widzialność, kierunek, prędkość wiatru, inne.

Klimatologia bada klimat w różnych skalach czasowych i przestrzennych. Podstawy badań klimatologicznych są wieloletnie (50-80 lat) serie obserwacji i pomiarów wykorzystanych na stacjach meteorologicznych. Na ich podstawie wylicza się średnie wartości wybranych Ele. meteorologicznych i średnie częstości występowania, wybranych zjawisk atmosferycznych. Klimatologia zajmuje się badaniem prawidłowości zmian i ich przyczyn oraz zróżnicowaniem klimatu w przebiegu czasowym i w różnych wysokościach na kuli ziemskiej. Wyniki badań pozwalają na prognozowanie zmian klimatu i naparowanie człowieka na te zmiany.

Mapa synoptyczna blankiet na którym zaznaczone są kontury kontynentów, granice państw, ważniejsze rzeki, jeziora, łańcuchy górskie, oraz miejscowości w których zlokalizowano stacje meteorologiczne z naniesionymi krążki stacji opisane numerami. Wokół krążka stacji nanosi się elementy meteorologiczne i symbole zjawisk meteorologicznych które są jednakowe na całym świecie.

Meteorologia (fizyka atmosfery) bada zjawiska i procesy zachodzące w atmosferze i tych wszystkich procesów zachodzących na pow. Ziemi, które w bezpośredni sposób wpływają na procesy atmosfery. M. bada budowę i skład atmosfery wszelkiego rodzaju promieniowaniem występującym w układzie Słońce, Ziemia, atmosfera, wymiana ciepła i wilgoci, przemianami fazowymi wody, poziomym i pionowymi ruchami powietrza, zjawiskami optycznymi, elektrycznymi i akustycznymi, występującymi w atmosferze, pływem warunków pogody i klimatu na życie na i działalność człowieka na Ziemi oraz wpływem działalności człowieka na przebieg procesów i występowanie zjawisk w atmosferze (melioracja klimatu).

Środowisko geo zespół warunków przyrodczniczych występujących na określonym obszarze wpływających na rozwój społeczno-gospodarczy i ulegających ciągłym zmianą pod wpływem sił przyrody i działalności człowieka. W jego skład wchodzą wszystkie elementy tworzące atmosferę, hydrosferę, litosferę, biosferę. W skład nauk geograficznych wchodzą meteorologia i klimatologia.

Temp punktu rosy temp przy której aktualna prężność pary, zawartej w powietrzu, staje się prężnością pary nasyconej.

Zjawisko pogodowe wszelkiego rodzaju zjawiska: mgły, zamglenia, burze, zawieje, zamiecie

Względna grubość warstwy grubość warstwy danego gazu zebranego z całej atmosfery na poziomie morza przy warunkach: temp=15C, cienienie 1013hPa. Do składników zmiennych zaliczamy: parę wodną, tlenki węgla, siarki, azotu, metan, ozon, freony, których zawartość w powietrzu jest zmienna i zależy od procesów fizyczno chemicznych zachodzących w atmosferze wywołanych przyczynami naturalnymi: wybuchy wulkanów, gejzerów, pożarów lub też czynnikami antropogenicznymi związanymi działalnością człowieka. Składniki te powodują występowanie zjawisk lub procesów w różnych skalach: 1.w skali globalnej- efekt cieplarniany (szklarniowy) 2.w skali regionalnej

jest to zjawisko kwaśnych opadów atmosferycznych. 3.w skali lokalnej zjawisko smogu atmosferycznego.

Warstwowa budowa atmosfery ze względu na właściwości termiczne w atmosferze wyróżnia się szereg warstw: Troposfera jest najniższą i najcieńszą warstwą atmosfery. Górna jej granica zmienia się w zależności od pory roku i od szerokości geograficznej. Nad biegunami sięga ona do 7 km w zimie i do 9 km w lecie. W umiarkowanych szerokościach geograficznych od 10 km w zimie do 13 km w lecie. Nad równikiem zasięg troposfery waha się od 15 do 18 km przez cały rok. Zróżnicowana grubość troposfery wynika z różnic nagrzewania się obszarów leżących na różnych szerokościach geograficznych oraz różnej wartości siły odśrodkowej działającej na cząsteczki powietrza.

Tropopauza izotermiczna warstwa atmosfery ziemskiej o grubości ok. 1 - 2 km, tworząca strefę przejściową między troposferą a stratosferą. Nad biegunami rozciąga się na wysokości od ok. 6-8 km, w szerokościach umiarkowanych do 10-12 km, a nad równikiem podnosi się do 15-17 km. Jej położenie zależy również od pory roku - latem znajduje się wyżej. Temperatura w warstwie tej sięga do - 55°C.

Stratosfera druga od dołu warstwa atmosfery ziemskiej, położona nad troposferą, a pod mezosferą. Zaczyna się od wysokości ok. 15-20 km nad powierzchnią Ziemi, a kończy na wysokości ok. 45-55 km. W dolnej części stratosfery panuje prawie stała temperatura powietrza, począwszy od wysokości 30-50 km temperatura ROŚNIE wraz ze wzrostem wysokości. Temperatura w górnej części wzrasta do O stopni Celcjusza. W niej znajduje się warstwa ozonowa, która odpowiada za filtrowanie promieni ultrafioletowych docierających do Ziemi ze Słońca. Stratosfera skupia około 21% masy powietrza. Występują w niej chmury iryzujące (perłowe). Mezopauza cienka izotermiczna warstwa atmosfery ziemskiej znajdująca się na wysokości 80-90 km oddzielająca mezosferę od leżącej wyżej termosfery. W mezopauzie temperatura powietrza wynosi około -100°C a ciśnienie około 5 hPa. Termosfera warstwa atmosfery ziemskiej zaczynająca się na wysokości ok. 85 km nad powierzchnią Ziemi i sięgająca do ok. 500-600 km. Termosfera położona jest nad mezosferą i pod egzosferą.

Termosfera jest warstwą atmosfery Ziemi sięgającą od mezopauzy czyli ok. 80km do ok. 500km. W warstwie tej występuje jednostajny wzrost temperatury powietrza z wysokością do ok. 1000 C, powodowany oddziaływaniem Słońca. Występuje tu duża jonizacja cząstek bombardowanych wiatrem słonecznym. Strefa, gdzie zjonizowane cząstki utrzymują się przez dłuższy czas nazywana jest jonosferą.

Egzosfera zewnętrzna warstwa atmosfery Ziemi. Egzosfera zwana jest inaczej sferą rozpraszania, sferą dyssypacji. Dolna granica egzosfery rozpoczyna się powyżej 600 km, natomiast jej zewnętrzna, górna granica jest określona na około 2 tysięcy km. Powyżej tej wysokości rozpoczyna się otwarta przestrzeń kosmiczna. Temperatura w egzosferze zbliżona jest do ok. -270°C.

W podziale fizycznym atmosfery wyróżnia się: 1.homosferę w której do wysokości 80 km skład powietrza nie ulega zmianie 2.heterosferę występuje powyżej 80km i w warstwie tej wraz z wysokością spada zawartość tlenu wzrasta zawartość azotu.

W podziale elektrycznym wyróżnia się jonosferę złożoną z kilku warstw występują 60-370 km. Zjonizowana cząsteczka powietrza tej warstwie powoduje odbijanie fal elektromagnetycznych co umożliwia łączność radiową na Ziemi.

Energia w atmosferze głównym źródłem energii na Ziemi jest krótkofalowe promieniowanie słoneczne. Słońce zachowuje się jak ciało doskonale czarne o temp. Około 6000K. Wysyła ono promieniowanie w szerokim zakresie długości fal z tym iż przy przejściu przez atmosferę znaczna część jego energii jest pochłaniania przez gazy tworzące powietrze. Do Ziemi dochodzi promieniowanie widzialne i bliskie podczerwieni. Są to fale o długości 4-0,8 µm maximum energii przypada 0,5 µm. Ten podział długości fal promieniowania słonecznego nosi nazwę okna atmosferycznego. Ogrzana przez energię słoneczną powierzchnia Ziemi sama zachowuje się jak ciało doskonale czarne o temp ok. 300K i emituje fale podczerwone (długofalowe) do atmosfery. Maxiumu energii przypada na fale o długości do 11 µm. Emisja ta jest podstawą występowania na Ziemi zjawiska szklarniowego i umożliwiła powstanie na naszej planecie życia organicznego.

Sposoby wymiany ciepła pomiędzy podłożem a atmosferą.

Ogrzana przez Słońce powierzania Ziemi przekazuje zalegającym nad nią warstwą powietrza energie cieplną zarówno w poziomie jak i w pionie.

1.poczłanianie promieniowania w atmosferze Ogrzana przez krótkofalowe promieniowanie słoneczne, powierzania Ziemi sama staje się źródłem promieniowania długofalowego podczerwonego. Występujące w atmosferze gazy (szklarniowe): para wodna, CO2,CH4, zon, freony, podtlenek węgla promieniowanie to pochłaniają i zamieniają na energię cieplna, która ogrzewa warstwę powietrza w której ona występują. Ogrzanie w ten sposób staje się wtórnym źródłem emisji promieni podczerwonych, których część skierowana do góry jest bezpowrotnie tracona w przestrzenia kosmicznej zaś część skierowana do dołu tzw. promieniowanie zwrotne , ogrzana przyziemna warstwa powietrza o 32-33C Powoduje to iż rzeczywista temperatura powietrza wynosi +15C a nie jak wynika z bilansu promieniowania -17C,-18C co umożliwia rozwój życia na Ziemi.

2.bezpośrednie przewodnictwo cieplne Polegająca na bezpośrednim styku cząsteczek powietrza i podłoża i przepływie między nimi energii cieplnej. Sposób ten ma zasięg do kilkunastu cm przy powierzchni Ziemi.

3.Przemiany ciepła na drodze konwekcji i turbulencji ruchy konwekcyjne Są to uporządkowane wstępujące↑ lub stępujące↓ pionowe ruchy powietrza wywołane nierównomiernym ogrzaniem się podłoża. W zależności od barwy, wilgotności oświetlania przez słońce różne rodzaje podłoża ogrzewają się w różnym stopniu i tempie. Obszary które ogrzewają się relatywnie szybko (obszary termiczne) oddają część swojej energii cieplnej cząsteczką powietrza co prowadzi do powstawania nad nimi strat uporządkowanych ruchów wstępujących, zaś nad obszarami relatywnie chłodniejszymi powstają straty ruchów konwekcyjnych i występują najwyraźniej w ciepłej porze roku, przy wyżowej, bezchmurnej i bezwietrznej pogodzie. Konwekcja swym zasięgiem obejmuje całą troposferę.

Turbulencja Oddziaływanie nierówności terenu podłoża na kierunek i prędkość przemieszczających się cząstek powietrza . turbulencja swym zasięgiem obejmuje 2-3 kilometrową warstwę przyziemną atmosfery.

4. Przemiany fazy wody Woda w układzie Ziemi atmosfera znajduje się w ciągłym obiegu związanym z przemianami gazowymi: para wodna, ciecz, stan stały. Z powierzchni Ziemi woda wyparowuje i zachodzi pobór ciepła parowania. Wilgotne powietrze unosi się do góry trafia w warstwy o temp. niższej, para wodna kondensuje i powstają krople wody. Wydziela się ciepło kondensacji. Unoszone kropelki do góry wody na pewnej wysokości zamarzają (krystalizują) i wydziela się ciepło krystalizacji (zamarzania). Po osiągnięciu maksymalnych rozmiarów rozpoczyna się ich spadek ku Ziemi trafiają w warstwy cieplejsze mogą ulec topieniu przy poborze ciepła z zewnątrz. W zależności od prędkości spadania, temp. powietrza, wyparowana z Ziemi woda wraca na jej powierzchnię w formie ●*,▲Przemiany fazowe wody są najbardziej wydajnym procesem transportu olbrzymich ilości ciepła i wilgoci obejmują one swym zasięgiem całą troposferę.

Zasady graficznego opracowania map synoptycznych Na mapach synoptycznych wykreśla się linie łączące punkty o tych samych wartościach ciśnienia zwane izobarami. Dają nam one obraz pola barycznego i położenie centrów układów. W centrach niżów wpisujemy dużą czerwoną literę N. W centrach wyżu wpisujemy dużą niebieską literę R. Na mapach liniami przerywanymi wykreśla się centra spadku i wzrostu ciśnienia. W centrach spadku ciśnienia wpisuje się dużą czerwoną literę S. W centrach wzrostów ciśnienia wpisuje się dużą niebieską literę R. Na każdej stacji na mapie pod ww wyszukujemy symboli opadów ciągłych: ●,*. Symbole te pogrubiamy kolorem zielonym zaś strefę opadów ciągłych obramowujemy linią falistą i zamalowujemy na zielono.

Dobowe i roczne zmiany temperatur Ponieważ w wyniku przechylenia osi obrotu kuli ziemskiej względem powietrzni ekliptyki o kąt 65,5° w ciągu całego roku następuje zmiana ilości dopływającej do danego regionu energii słonecznej. Oraz ze względu na fakt iż w ciągu nocy dopływ promieni słonecznych do tego rejonu jest uniemożliwiony obserwuje się dobową i roczną zmianę wartości temperatury. W przebiegu dobowym wartość minimalna temperatury obserwowana jest

przy wschodzie słońca, wartość maxymalna w godzinach 14-15 i po zachodzie słońca jest spadek temperatury. Przebieg zarówno zmian dobowych ja ki rocznych ma charakter sinusoidalny z tym iż amplituda zmiana temperatury jest uzależniona od wielkości zachmurzenia zarówno w skali doby jak i w skali roku. Przy niebie bezchmurnym w okresie nocy Ziemia intensywnie się ochładza zaś w ciągu dnia ulega maksymalnemu ogrzaniu po przez promienie słoneczne. W przypadku tym obserwuje się dużą amplitudę dobowych zmian temperatury. Przy dużej ilości chmur blokują one w nocy ucieczkę ciepła z powierzchni Ziemi, zaś w ciągu dnia ograniczają dopływ energii słonecznej przez co warunki zmian temperatury ulegają wyraźnemu spłaszczeniu.

Pionowa zmiana temperatury Przy opisywaniu zmian temp wybranych porcji powietrza w czasie jego ruchów pionowych przyjmuje się iż zachodząca miedzy wybraną objętością powietrza a otoczeniem- procesy, są procesami aniabotycznymi. Proces ten zachodzi bez wymiany energii z otoczeniem w myśl równania: pV=RT. Przy ruchu powietrza suchego do góry lub w dół wartość zmian jego temp opisywana jest przez tzw. sucho adiabatyczny niżowy gradient temperatury γs=1°C/100m. W przypadku powietrza wilgotnego występuje w nim para wodna oraz krople wody. Przy ruchu do góry powietrze ulega rozprzężeniu, adiabatycznemu ochłodzeniu, para wodna kondensuje wydziela się ciepło kondensacji, które ogrzewa unoszącą się objętość powietrza. W przypadku ruchu do dołu powietrze trafia w warstwy o gęstości większej, ulega sprężeniu, adiabatycznemu ogrzaniu zaś zawarte w nim kropelki wody ulegają wyparowaniu. W obu tych przypadkach zmiany temperatury przy ruchu poziomym będą mniejsze od 1°/100m i ich wartość opisuje tzw. wilgotno adiabatyczny poziom gradientu temp γw=0,2-0,9°C/100m. im powietrze jest bardziej wilgotne tym pionowa zmienna temp będzie mniejsza. Wartość γ określa się na podstawie poziomych sondaży atmosfery. Stacje te w terminach 0, 12 wysyłają do atmosfery balony o średnicy 2,3m napełnione wodorem (ze względu na koszt rzadko helem) do których przymocowane są sądy aerodynamiczne. Jest to kartonowe opakowanie o rozmiarach dłoni dorosłego człowieka, wewnątrz którego znajduje się czujniki pomiarowe: 1.ciśnienia 2.temp i wilgotności 3. dekoder 4.nadajnik radiowy. Co 30 sek po starcie czujniki wykonują pomiar których wyniki są wysyłane drogą radiową do stacji odbiorczej. W ciągu całego czasu lotu balon jest również śledzony prze radar co umożliwia określenie kierunków wiatrów na określonych wysokościach nad danym rejonem.

Warstwy hamujące W atmosferze przeważają sytuacje gdy wraz ze wzrostem temp powietrza obniża się średnio o 6,5°C na 1km. Od tego rozkładu są jednak wyjątki gdy temp jest stała wraz ze wzrostem wysokości lub wzrasta warz ze wzrostem wysokości. W 1 przypadku mówimy o izotermach zaś w przypadku 2 o inwersji termicznej. Obie te warstwy mają wspólną nazwę warstw hamujących gdyż utrudniają lub uniemożliwiają rozwój konwekcji termicznej a tym samym prowadza do powstawania dużych stężeń antropogenicznych zanieczyszczeń atmosfery przy powierzchni Ziemi.

Ze względu na wysokość występowania inwersja i izotermie dzielimy na:

1.dolną (przygruntowe)

2.górną (uniesioną).

Inwersje górną dzielimy:

1.turbulencyjne

2.osiadania

3.frontowe

Ze względu na fizyczne warunki powstawania inwersje dolną dzielimy:

1.radiacyjne

2.adwekcyjne mieszane.

Inwersja radiacyjna (z wypromieniowaniem) występuje najczęściej nocą w przygruntowej, kilku lub kilkunastmometrowej warstwie powietrza podczas pogody bezchmurnej i bezwietrznej lub ze słabym wiatrem. Powstaje na wskutek silnego nocnego wypromieniowania ciepła z przyziemnych warstw podłoża. Inwersja ta zanika najczęściej po wschodzie słońca i ogrzaniu się podłoża. Latem występuje głównie w zagłębieniach, obniżeniach terenowych, natomiast zimą występuje nad pokrywą śnieżną podczas bezchmurnej pogody wyżowej. Ponadto inwersję radiacyjną obserwuje się na powierzchnią chmur warstwowych np. Stratus lub Stratocumulus.

Inwersja adwekcyjna występuje podczas napływu ciepłych mas powietrza nad wychłodzone podłoże np. wiosną na topniejącą pokrywę śniegową. Zasięg pionowy może obejmować od kilkudziesięcu do kilkuset metrów.

Inwersja mieszane występują w przejściowych porach roku przy jednoczasowym oddziaływaniu czynnika radiacyjnego i adwekcyjnego.

Inwersja turbulencyjna powstaje na skutek mieszania się powietrza wywołanego silnymi zawirowaniami powietrza. Zawirowania te mogą tworzyć się na nierównościach terenowych lub przy silnym wietrze.

Inwersja osiadania występuje głównie w ośrodkach wysokiego ciśnienia i zajmuje dość rozległy obszar o średnicy kilkuset kilometrów. Inwersja ta związana jest z występowaniem górnych warstwach atmosfery prądów zstępujących. Opadające powietrze ulega sprężeniu i adiabatycznemu ogrzaniu. Pod warstwą inwersyjną tworzy się często w okresie jesienno-zimowym warstwa podinwersyjnych chmur Stratus. Ponadto warstwa inwersyjna jest bardzo wysuszona, wskutek adiabatycznego sprężania (patrz poniższy rysunek).

Inwersja frontowa związana jest z ciepłym frontem atmosferycznym, nad ustawioną ukośnie do powierzchni ziemi płaszczyzną frontową znajduje się ciepłe powietrze, a pod nią powietrze cięższe, chłodne.

Stan równowagi termodynamicznej mas powietrza Przy diagnozowaniu i prognozowaniu występowania zjawisk w atmosferze niezbędnym jest znajomość stanu równowagi termodynamicznej występującej w danym rejonie mas powietrza. W meteorologii wyróżnia się 3 stany równowagi:

1 chwiejny

2.stały

3.obojętny

Stan równowagi chwiejnej (atmosfera niestabilna) Występuje jeśli aktualny gradient termiczny jest większy od sucho adiabatycznego (1 st. C / 100 m), tzn. spadek temperatury wynosi np. 1,2 st. C / 100 m. Każdy blok powietrza w tym stanie atmosfery będzie się stale unosić, gdyż zawsze będzie cieplejszy od otoczenia. Taki stan atmosfery najczęściej ma miejsce w warstwie atmosfery przy powierzchni ziemi w upalny i słoneczny dzień.

Stan równowagi stałej (atmosfera stabilna) Występuje kiedy aktualny gradient termiczny jest mniejszy od wilgotno adiabatycznego (0,5 st. C / 100 m), tzn. spadek temperatury wynosi np. 0,3 st. C na 100 m wzniesienia; w takich warunkach każda paczka powietrza i tego suchego i tego wilgotnego stanie się ostatecznie chłodniejsza od otoczenia i zacznie opadać (brak warunków do konwekcji).

Stan równowagi obojętnej Występuje gdy aktualny gradient termiczny jest pośredni między sucho adiabatycznym (1 st. C / 100 m) a wilgotno adiabatycznym (0,5 st. C / 100 m) - wynosi np. 0,6 st. C / 100 m. Taki stan atmosfery jest najczęściej spotykany. Wnoszenie nienasyconego powietrza w tym stanie najczęściej powoduje front atmosferyczny lub topografia terenu (góry) jeśli powietrze to jest dostatecznie wilgotne, na pewnym poziomie staje się nasycone - dochodzi do kondensacji, powstają chmury (opady). Taki proces często powoduje letnie burze i opady.

Pole baryczne na mapach synoptycznych nanoszone są wielkości symbole elementów meteorologicznych i zjawisk. Jednym z nich jest wartość ciśnienia atmosferycznego podawana z dokładnością do 0.1 hPa na mapach wykreśla się linie biegnące pofalowane łączące punkty o tej samej wartości ciśnienia zwanej izobarami ich rozkład obrazuje pole baryczne którego znajomość jest niezbędna przy diagnozie i prognozie warunków atmosferycznych w wybranym rejonie W polu barycznym można wyróżnić kilka charakterystycznych frontów do których zaliczamy: Siodło baryczne układ 2 niżów i 2 wyżów na krzyż, Niż (cyklon) jest to potężny wir mas powietrza przemieszczający się w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara ze składową Q centrum układu zbieżność mas powietrza ku centrum niżu powoduje iż w jego obszarze wytwarza się strefa ruchów wstępujących unoszące się powietrze trafia w warstwy o gęstości mniejszej ulega rozprężeniu adiabatycznemu ochłodzeniu para wodna kondensuje co prowadzi do rozległych zwartych systemów w zachmurzeniu. Wysunięte części niżu są nazwane zatokami niskiego ciśnienia w osiach zatok występują fronty atmosferyczne. Wyż (antycyklon) jest to potężny wir masy powietrza z najwyższym ciśnieniem w centrum w którym masy powietrza przemieszczają się zgodnie z ruchem wskazówek zegara za składową Q peryferyjnej części układu.

Ubytek mas powietrza przy powierzchni ziemi w centralnej części wyżu jest kompensowany przez osiadanie mas powietrza z wyższych warstw atmosfery. Powietrze osiadając trafia w warstwy o gęstości większej ulega sprężeniu adiabatycznemu ogrzaniu co prowadzi do wyparowania kropel wody i zanikania chmur w związku z tym przez okres całego roku w obszarach wyżowych obserwuje się pogodę

bezchmurna lub o małym zachmurzeniu, w lecie upalno w zimie bardzo mroźno. Wydłużoną część wyżu nazywamy klinem wysokiego ciśnienia.

Masy powietrza nazywamy olbrzymią jego objętość o jednakowych właściwościach fiz tj: temp, pionowy gradient temp, wilgotność, przeźroczystość, stan równowagi termodynamicznej. Rodzaj i intensywność występujących zjawisk atmosferycznych i inne. Ażeby powstała jednakowa masa powietrza powietrze musi się unosić nad tym samy rodzajem podłoża kontynent lub ocean w tej samej szer geogr. przez okres o 3 - 5 dni. Obszary, w których tworzą się jednorodne masy powietrza noszą nazwę obszarów źródłowych. Ze względu na ich położenie geogr. wyróżnia się następujące masy powietrza: 1.Powietrze równikowe - powstaje w szer od 10ºN - 10ºS 2.Powietrze zwrotnikowe - powstaje w szer 10º - 30º na obu półkulach 3.Powietrze polarne - 30º - 60º 4.Powietrze arktyczne (antarktyczne) - powyżej 60º na obu półkulach.

Ze względu na położenie powstaje dana masa powietrza wyróżnia się masy morskie i masy kontynentalne do Polski określone masy powietrza napływają z określonych kierunków PAm z N, PAk z NE, PPk z E, PzK z SE, PZm z SW, PPm z W i NW.

Klasyfikacjia termiczna: M ciepła jest to taka masa powietrza, która napływa na dany obszar i przynosi ocieplenie sama zaś ulega ochłodzeniu od podłoża. M chłodna to masa, która napływają nad dany obszar przynosząc ochłodzenie sama zaś ulega ogrzaniu od podłoża. M lokalna jest to mas, która pozostaje w stanie równowagi termodynamicznej z podłożem.

W przedziale termodynamicznym: Masa stała jest to masa w których właściwości fizyczne w szczególności zaś pionowy gradient temp utrudnia lub uniemożliwia rozwój konwekcji termicznej w związku z tym w masach tych wyst inwersje termiczne w porze chłodnej mgły adwekcyjne i niskie chmury warstwowe zaś prz słabym wietrze dochodzi do dużych koncentracji antropogenicznych zanieczyszczeń atmosfery przy powierzchni ziemi. Masa chwiejna której właściwości fizyczne w szczególności zaś pionowy gradient temp sprzyja intensywnemu rozwojowi konwekcji termicznej co powoduje transport dużej ilości ciepła i wilgoci do troposfery. W wyniku czego obserwuje się rozwój chmur kłębiastych Cumulus i Cumuluonimbus z których występują przelotne opady atmosferyczne burz i porywy wiatrów. W masach chwiejnych w skutek intensywnego mieszania nie obserwuje się podwyższonych stężeń antropogenicznych zanieczyszczeń powietrza

Front atmosferyczny wąska strefa przejściowa rozdzielająca masy powietrza o różnych właściwościach fiz. W strefach frontów atmosferycznych dochodzi do gwałtownych zmian: temp, pionowego gradientu temp, ciśnienia atmosferycznego, wilgotności, kierunku i prędkości wiatru oraz występują rozbudowane strefy zachmurzenia i związanych z nimi zjawisk pogody. Kulę ziemską opasają 2 gł. fronty atmosferyczne: 1.Gł. front arktyczny dzielący chłodne powietrze Arktyki (PP) od cieplejszego (PP) 2.Gł. front polarny oddzielający chłodne powietrze polarne os ciepłego powietrza zwrotnikowego (PZ). Ponieważ masy powietrza w skutek działania różnych sił znajdujących się w ciągłym ruchu przemieszczeniu ulegają również dzielące je fronty atmosferyczne w zależności od kierunku przemieszczania się mas powietrza wyróżnia się na frontach gł ciepłe i chłodne ich odcinki. Jeśli za frontem gł napływa masa ciepła wówczas jest to ciepły odcinek frontu gł pot front ciepły. Front ciepły powstaje w sytuacji, gdy masa powietrza posiada większą prędkość od ustępującej masy chłodnej. Wślizg masy ciepłej wzdłuż powierzchni frontowej prowadzi do jej rozprężania adiabatycznego rozprężania kondensacji pary wodnej i powstaniu zwartego systemu chmur frontowych. Szerokość strefy zachmurzenia jest rzędu 800 - 1000km rzadziej do 1200 km. Grubość tych chmur może obejmować całą troposferę 10 - 12 km z chmur tych występuje ciągły opad deszczu i śniegu z deszczem i śniegu w chłodnej porze roku, którego strefa może mieć szerokość 500 700km. Front chłodny powstaje w syt gdy napływająca chłodna gęsta masa pow ma prędkość ruchu większą niż ustępująca masa ciepła. Powoduje to wślizg masy chłodnej pod masę ciepła i jej wypychanie do góry wzdłuż pow frontowej. Unoszące się do góry powietrze ciepłe rozpręża się i ochładza adiabatycznie, co prowadzi do kondensacji pary wodnej i powstawania chmur. Ze względu na prędkość przemieszczania się masy chłodnej wyróżnia się 2 rodzaje frontów chłodnych: 1.Front chłodny opóźniony (I rodz.), który najczęściej wyst w chłodnej porze roku 2.Front chłodny przyspieszony (II rodz.) wyst w ciepłej porze roku.

System zachmurzenia na froncie chłodnym opóźnionym jest prawie odwróceniem zachmurzenia na froncie ciepłym z tym że mogą na nim występować Cumulonimbus. Strefa zachmurzenia i związanych z nią opadów na froncie chłodnym, jest większa i wynoszą odpowiednio: 500 - 700km i 400 - 600km strefa opadów.

Front chłodny przyśpieszony to strefa silnie wypiętrzonych chmur kłębiastych Cunulonimbus dających krótkotrwałe (0,5 - 1h) przelotne intensywne opady deszczu i gradu, burze i silne porywy wiatrów. Po przejściu lini frontu obserwuje się kilkugodzinny (3 - 5) okres nieba bezchmurnego, po czym mogą wystąpić kolejne burze i opady atmosferyczne.

Woda w atmosferze Przestrzeń, której na ziemi wyst woda nazywana jest Hydrosferą. Obejmuje ona znaczną część atmosfery i ogólną część Litosfery. Hydrosfera to: oceany, morza, rzeki, jeziora, bagna lodowce, pokrywa śnieżna, wody podziemne i woda atmosferyczna. Są to wszystkie wody niezwiązane fiz ani chem ze skałami skorupy ziemskiej, które mogą się przemieszczać pod wpływem sił ciężkości lub ciepła.

Do chwili obecnej nie stwierdzono ze 100% pewnością źródła pochodzenia wody na ziemi. Istnieje kilka hipotez mniej lub bardziej prawdopodobnych.

Hipoteza solama zakłada iż podczas reakcji termo - jądrowych przemian wodoru w hel zachodzących na słońcu emitowane są do atmosfery jądra atomów wodoru czyli dodatnio naładowanych protonów. W atmosferze wychwytują wolne elektrony, co prowadzi do powstawania atomów wodoru, te zaś wchodzą w reakcję z tlenem tworząc cząstki wody. Obliczenia wskazują, iż takiej ilości wody kosmicznej przebywa ok. 1,5 tony/rok, co w ciągu ok. 4,5 mld lat istnienia ziemi wypełniło morza i oceany.

Hipoteza geochemiczne Kolejna hipoteza wiąże pochodzenie wody z działalności wulkanicznej podczas której z wnętrza ziemi wydobywają się olbrzymie ilości gazów m.in. para wodna. W miarę stygnięcia pow ziemi para wodna kondensowała powstawały chmury występowały z nich opady wypełniając morza i oceany. Jest to tzw.

hipoteza H. Rubey.

Woda jest jednym z podstawowych ognisk, które umożliwiły rozwój życia.

Posiada dużą wartość ciepła właściwego, wysoka lepkość i znaczne napięcie powierzchniowe Dzięki za wszystko i czemu jest dobrym rozpuszczalnikiem. W przyrodzie występuje w 3 stanach skupienia ciekłym, stałym i gazowym. Zaś procesy przejść fazowych związane są z pobieraniem lub oddawaniem ciepła. Z pow ziemi woda wyparowuje do momentu osiągnięcia prężności nasycenia, wart prężności nasycenia wzrasta wraz ze wzrostem temp powietrza. Prężność nasycenia nad pow lodu jest nieznacznie mniejsza, od prężności nasycenia nad pow czystej chem wody. Prężność nasycenia nad pow zakrzywioną jest większa od prężności nasycenia nad płaską pow wody. Wartość prężność nasycenia wzrasta wraz z krzywą czyli ze spadkiem średnicy kropel wody. Prężność nasycenia nad pow roztworu jest mniejsza niż nad pow czystej chem wody, dlatego drobne kropelki roztworu noszą nazwę jąder kondensacji. Jądra takie powstają w olbrzymich ilościach podczas sztormów, przy pękaniu bąbelków piany morskiej, wówczas do atmosfery dostają się kryształki chlorku sodu i wapnia dające początek powstawaniu kropel wody. Zróżnicowanie prężności pary nasyconej sprawia, że w powietrzu, w którym wyst para wodna nasycona względem płaskiej pow czystej chem wody małe kropelki znajdują się w otoczeniu pary wodnej nienasyconej i będą wyparowywały, zaś kryształki lodu i krople roztworów znajdują się w otoczeniu pary wodnej przesyconej i będą zwiększały swoje rozmiary w skutek kondensacji pary wodnej. Zależności te odgrywają podstawową rolę w powstawaniu kropel wody tworząc chmury kryształów gradu i opadów atmosferycznych. Podstawowymiprocesami obiegu wody w atmosferze jest parowanie i kondensacja pary wodnej są mgły, zamglenia i chmury.

Mgła jest to efekt kondesacji pary wodnej w przyziemnej warstwie atmosfery w postaci kropelek wody, kryształków lodu lub ich mieszaniny jednocześnie ograniczając widoczność przy pow ziemi poniżej 1km. W przypadku, gdy widzialność zawiera się w przedziale 1 - 10km mówimy wówczas o zjawisku zamglenia. Ze względu na ograniczoną widzialność, czyli na intensywność mgły dzielimy na:

1.Bardzo gęste (widzialność poniżej 50m)

2.Gęste (50 - 200m) 3.Umiarkowane (200 - 500m)

4.Rzadkie (500 - 1000m).

Ze względu na miejsce powstawania mgły dzielimy na:

1.Wewnątrz masowe - powstające w jednorodnych masach powietrza

2.Frontowe - powstające w strefach frontów atmosferycznych.

Ze względu na fiz mechanizm powstawania mgły dzielimy na: radiacyjne, adwekcyjne, mieszana, zboczowe i z wyparowywania.

Mgły radiacyjne (z wypromieniowania) są zjawiskiem lokalnym powstają nad obszarami o wilgotnym podłożu podczas bezchmurnych i bezwietrznych nocy najczęściej w ciepłej i przejściowych porach roku. Ziemia w nocy wypromieniowując swoje ciepło w postaci fal podczerwonych ulega wychłodzeniu co prowadzi do kondensacji pary wodnej i powstają mgły. Mgły takie zanikają w kilka godzin po wschodzie słońca w skutek ogrzania podłoża lub tez przy wzroście prędkości wiatru przechodzą w niskie podinwersyjne chmury Stratus.

Mgły adwekcyjne (napływowe) wyst najczęściej w chłodnej porze roku podczas napływu ciepłych wilgotnych morskich mas powietrza nad wyziębione podłoże. Mgły takie obejmują zwykle znaczne obszary, mogą one trwać od kilku do kilkunastu godzin.

Mgły mieszane wyst podczas działania jednocześnie czynnika radiacji i adwekcji. Mgły tego typu mogą się utrzymywać przez kilka kolejnych dni, słabnąć w ciągu dnia i intensyfikując się w nocy.

Mgły zboczowe powstają w terenach pofalowanych podczas wymuszonego ruchu wilgotnego powietrza po zboczach do góry gdzie ulega ono rozprężeniu adiabatycznemu wychłodzeniu, co prowadzi do kondensacji pary wodnej.

Mgły z wyparowywania powstaje w nocy lub w chłodnej porze roku nad ciepłymi panującymi powierzchniami wód /kalafior/

Chmura widoczny efekt kondensacji pary wodnej w postaci kropelek wody, kryształów lodu lub ich mieszaniny jednocześnie zawieszonych w swobodnej atmosferze (powyżej 30m)

Ze względu na wygląd procesy prowadzące do [wstawania budowę fiz i wyst zjawiska atmosferyczne Światowa organizacja meteorologiczna WNO dokonała klasyfikacji chmur:

Nazwa	skrót	Nazwa pol.
Cirrus	Ci	Pierzasta
Cirrocumulus	Cc	Pierzasto - kłębiasta
Cirrostratus	Cs	Pierzasto - warstwowa
Altocumulus	Ac	Średnia kłębiasta
Altostartus	As	Średnia warstwowa
Nimbostratus	Ns	Warstwowa deszczowa(opadowa)
Stratocumulus	Sc	Warstwowo kłębiasta
Stratus	ST	Warstwowa
Cumulus	Cu	Kłębiasta
Cumulonimbus	Cb	Kłębiasta deszczowa)opadowa

Ze względu na wysokość występowania chmur podzielono je na piętra. Zasięg poszczególnych pięter na kuli ziemskiej jest zmienny i zależy od szer geogr. umiarkowanych Polska wyrażamy:

1.Piętro niskie - do 2km

2.Piętro średnie 2 - 7km

3.Piętro wysokie 5 - 12km:

Ch piętra niskiego: stratus i stratocumulusy.

Ch piętra średniego: altocumulus chmura altosstratus „gro” swej objętości ma w piętrze średnim zaś wierzchołki sięgają pietra wysokiego. Chmura nimbostratus „gro” swej objętości posiada w piętrze średnim i jej wierzchołki sięgają pietra wysokiego zaś podstawa występuje w piętrze niskim.

Ch piętra wysokiego: cirrus, cirrostratus, cirrocumulus, tzw chmury rozwoju pionowego cumulus i cumulonimbus powstają w piętrze niskim i w czasie rozwoju przechodzą przez piętro średnie i wierzchołki mają w piętrze wysokim.

Ze względu na fiz mechanizmy powstawania wyróżnia się chmury kłębiaste powstają w masach powietrza o równowadze chwiejnej.

Chmury warstwowe powstają w masach powietrza o równowadze stałej.

Chmury orograficzne powstają po zawietrznej stronie łańcuchów górskich.

Chmury kłębiaste występują w postaci wierz wskazujących tendencję do rozwoju pionowego mają zwykle płaską podstawę i srebrzysto - białe ostro zarysowane krawędzie boczne. Są to chmury Cumulus i Culumonibus którym towarzyszą intensywne przelotne opady atmosferyczne, burze i silne porywy wiatrów.

Chmury warstwowe tworzą ciągłą o różnej grubości szarą warstwę postrzępioną rozmytą podstawe, z której występują opady ciągłe. W największej skali chmury te są obserwowane są w strefach frontu atmosferycznych gdzie ich układ Ci, Cs As Ns może mieć rozpiętość 800 - 1000km chmury warstwowe mogą się też tworzyć w masie chłodnej w strefach opadów atmosferycznych oraz unoszące się przy wzroście prądami wiatru są to chmury niskie warstwowe ST.

Chmury orograficzne (falowe) powstają po zawietrznej stronie gór w obrębie oddziaływania foliograficznych.

Procesy klimatotwórcze na kuli ziemskiej ma kształtowanie klimatu kuli ziemskiej wpływają liczne procesy zachodzące w atmosferze. Niektóre z nich przebiegają również na styku powierzchni ziemi - atmosfera lub atmosfera - przestrzeń kosmiczna.

Podstawowy wpływ na kształtowanie klimatu ziemi wywierają 2 procesy:

1.Obieg ciepła

2.Obieg wilgoci

Podstawowym źródłem energii na kuli ziemskiej jest energia słoneczna dochodząca do ziemi w postaci promieni słonecznych (krótkofalowych), którego ok. 30% jest odbijane lub pochłaniane przez atmosferę. Pozostała część jest pochłaniana przez pow ziemi i i dolną część atmosfery. Ponieważ kula ziemska krąży wokół słońca zaś jej oś obrotu jest nachylona do powierzchni ekliptyki pod kątem ok. 66,5º w ciągu całego roku następuje zmian kąta padania promieni słonecznych na pow ziemi. Oprócz tego istotny wpływ na ilość dochodzącego do ziemi ciepła wywiera długość trwania dnia i nocy. W szerokościach okołorównikowych występują niewielkie różnice czasu trwania dni i nocy. Wraz ze wzrostem szer geogr., szczególnie w szer umiarkowanych obserwuje się wyraźny wzrost długości trwania dnia w porze ciepłej zaś w nocy w porze chłodnej. W szerokościach okołobiegunowych występuje zjawisko polarnych dni i nocy trwających od kilku do kilkunastu tygodni. W związku tym ilość dochodzącej do ziemi energii słonecznej waha się do 80w/m² w strefach okołobiegunowych do 280 w/m² w szerokościach okołorównikowych.

Na bazie wart bilansu promieniowania na pow ziemi wydzielono 5 stref:

1Strefa obejmuje pas szerokości wokół równika od 25ºN - 25ºS. zajmuje ona ok. 40% pow ziemi i wykazuje wyraźną nadwyżkę promieniowania słonecznego (znacznie dodatnie wart bilansu).

2Strefa szerokości umiarkowanych na obu półkulach leżące w szer od 25º - 50º. Każda z tych stref zajmuje ok. 18% pow ziemi. W strefach tych wraz ze wzrostem szer geogr. obserwuje się przejście z dodatnich na ujemne wartości bilansu promieniowania i tak znaczne jego zmiany są przyczyną zachodzenia gwałtownych procesów w atmosferze i powstawania układów barycznych, wyst frontów atmosferycznych i związanych z nimi zjawisk stref atmosferycznych.

3. 2Strefy około biegunowe wyst w szerokościach powyżej 50º, każda z nich zajmuje ok. 12% pow ziemi i charakteryzuje się ono wyraźną ujemna wart bilansu promieniowania.

Strefowy rozkład wart bilansu promieniowania znajduje swoje odzwierciedlenie w występowaniu stref klimatycznych na kuli ziemskiej i różnego typu klimatów.

Na obieg wilgoci składają się procesy parowania wody, kondensacji pary wodnej, powstawanie kryształów lodu ich topnienia, powrotu wody na ziemię w formie opadów deszczu mżawki, gradu, wsiąkania wody i jej spływu. Istotną rolę odgrywa tu również adwekcja pary wodnej przenoszonej wraz z masami powietrza nad podłoża wilgotnego nad podłoże suche (kontynentalny). Na wielkość parowania tym samym wilgotność powstających mas powietrza decydujący wpływ obok dostępności wody wywiera dopływ energii słonecznej. Dość dobrym obrazem wielkości parowania i wilgotności powietrza jest wysokość rocznych opadów atmosferycznych atmosferycznych poszczególnych rejonach kuli ziemskiej. Obieg ciepła i wilgoci w skali globalnej na kuli ziemskiej jest sterowany przez ogólną cyrkulację atmosfery.

Wtórna analiza map synoptycznych

Celem wtórnej analizy map synoptycznych jest wczesna analiza procesów zachodzących w atmosferze mających wpływ na kształt warunków pogody w określonym przedziale czasu nad wybranym obszarem. Podczas jej prowadzenia analizie podlegają materiały archiwalne aktualne i prognostyczne uzyskane na podstawie opracowań modeli matematycznych. Wykorzystuje się przyziemne i z poziomów wyższych mapy synoptyczne, diagramy termodynamiczne pionowe przekroje atmosfery zdjęcia satelitarne wyniki badań radiolokacyjnych oraz info uzyskane od załóg samolotów z powietrza Przy prowadzeniu wtórnej analizy materiałów synoptycznych, synoptyk powinien uwzględnić typowe przebiegi procesów fizycznych zachodzących w atmosferze, oraz lokale warunki fizyczno-geograficzne mające wpływ na przebieg procesów zachodzących w atmosferze. Wtórna analiza map synoptycznych składa się z 2 etapów:

1.Analizy sytuacji synoptycznej

2.Analiza warunków pogody.

Przy analizie sytuacji synoptycznej uwzględnia się: pole ciśnienia, masy powietrza, fronty atmo.

Przy analizie pola ciśnienia należy uwzględnić:

-rodzaj układu barycznego, lub jego część pod wpływem którego znajduje się wybrany obszar.

-stadium rozwoju układu barycznego

-położenie obszarów wzrostów i spadków ciśnienia

-kierunki prędkości przemieszczania się układu barycznego

-typy mas powietrza przenoszone przez dany układ baryczny

-rodzaje frontów atmosferycznych obecnych w układzie lub na jego peryferiach

Przy analizie mas powietrza należy uwzględnić:

-określić geograficzny typ napływającej w wybrany rejon masy powietrza

-określić termiczne, termodynamiczne i wilgotnościowe charakterystyki masy powietrza

-określić wiek następujący w danym rejonie masy powietrza

-ocenić sytuację synoptyczną w wybranym rejonie w kategorii: sytuacja wewnątrz masowa, sytuacja frontowa

Przy analizie frontów atmosferycznych należy uwzględnić:

-określić rodzaj występującego w wybranym rejonie frontu atmo

-określić poziome i pionowe rozmieszczenie strefy frontowej oraz strefy związanych z frontem zjawisk atmosferycznych

-określić możliwości ewolucji strefy frontowej i związanych z nią zjawisk atmosferycznych w wyniku ich dobowego przebiegu lub oddziaływania lokalnych warunków fizyczno-geograficznych

W meteorologii do określania równowagi termodynamicznej mas powietrza wykorzystuje się diagramy termodynamiczne, jednak na podstawie info zawartych na mapie przyziemnej można z dużym prawdopodobieństwem oceniać układ właściwości termiczne mas powietrza:

1. Jeżeli w danym rejonie występują chmury niskie stratus, chmury średnie altocumulus i wysokie stratus oraz opady ciągłe deszczu, śniegu, mżawka, mgły lub silne zamglenia, jak również występuje cisza lub słaby wiatr wówczas mamy podstawy sądzić iż w rejonie tym występuje masa powietrza o równowadze stałej.

2. Jeżeli w danym rejonie występują chmury kłębiaste cumulus, cumulonimbus, opady przelotne deszczu, śniegu, burze i silny wiatr wówczas mamy podstawy sądzić iż w danym rejonie występuje masa powietrza o równowadze chwiejnej.

Ogólna cyrkulacja atmosfery

Procesami obiegu ciepła i wilgoci w skali globalnej na Ziemi steruje ogólna cyrkulacja atmosferyczna. Wynika ona z nie równomiernego rozkładu ciśnienia i stanowi ją zespół zróżnicowanych w czasie i przestrzeni poziomych i pionowych ruchów powietrza. Ruchy te mogą trwać od kilku godzin do kilku dni i obejmują odległości os setek do tysięcy km. Na bazie analizy map klimatycznych opracowanych do całej Ziemi dla okresu masy ciepłej i chłodnej stwierdzono duże rozkłady centrów układów barycznych oraz kierunków i prędkości wiatrów.

Na bazie tego stwierdzenia klimatolodzy opracowali szereg modeli ogólnej cyrkulacji atmosfery które obrazują rozkład stref poziomych i pionowych ruchów powietrza oraz kierunków dominujących wiatrów. Dotychczas opracowane modele nie przedstawiają w sposób ścisły reakcje występujących ruchów powietrza. W uproszczonym modelu ogólnej cyrkulacji atmosfery wyróżnia się:

1. Równikowa bruzda niskiego ciśnienia- ciąg niżów opasających kulę ziemską wzdłuż równika w strefie których wstępujące prądy powietrza prowadzą do powstania sięgających wierzchołkami wysokości 20 - km chmur cumulonimbus. Dających czasem bardzo intensywne opady deszczu i durzy

2. Strefa pasatów występuje w szerokościach 30°N-30°S.

3. Podzwrotnikowa strefa wysokiego ciśnienia występująca na każdej półkuli w szerokościach 30°-40°

4. Strefy wiatrów zachodnich występujących na obu półkulach w szerokościach 40°-60°.

5. Strefy niskiego ciśnienia w szerokościach umiarkowanych występujące w pobliżu równoleżników 60° na obu półkulach. W strefach tych ze względu na intensywną cyrkulację powietrza cyklonalną występowanie frontów atmo zachodzą intensywnie procesy atmo.

6. Strefy wyżów około biegunowych Nad powierzchnią ziemi występują 2 strefy ruchów występujących

Zanieczyszczenia atmosfery

Za zanieczyszczenia atmosfery uważa się wszystkie jej czynniki które zniekształcają naturalny skład powietrza czystego. Ich ilość jest z reguły śladowa nie mniej zanieczyszczenia atmosfery odgrywają decydującą rolę w zjawiskach w skali globalnej (efekt szklarniowy), regionalnej (kwaśne opady atmo) lokalnej (smog atmo). Dostające się do atmo zanieczyszczenia przemieszczają się wraz z masami powietrza na odległości setek i tysięcy km. Zaś w pionie sięgają do wys ok. 22km. Warstwa ta obejmująca troposferę i dolną cześć stratosfery nosi nazwę aerosfera.

Ze względu na źródło pochodzenia zanieczyszczeń atmo wyróżnia się:

-zanieczyszczenia pochodzenia naturalnego

-zanieczyszczenia pochodzenia antropogenicznego (sztucznego)

Do naturalnych źródeł zanieczyszczeń atmo zaliczamy:

-pyły i gazy emitowane podczas działalności wulkanicznej

-aerozole i gazy emitowane z powierzchni mórz i oceanów

-popioły pochodzenia naturalnego powstałe podczas pożarów lasów, stepów i wypalania traw

-fenozole powstające podczas rozkładu substancji organicznych

-cząsteczki roślinne (zarodniki), grzyby, pyłki kwiatowe

-organizmy żywe (wirusy, bakterie, pierwotniaki)

Do najbardziej wydajnych antropogenicznych źródeł zanieczyszczenia atmo zaliczamy:

-procesy pozyskiwania energii z paliw kopalnych i przemysłowych:

+metalurgiczny

+chemiczny

+petrochemiczny

+samochodowy

+materiałów budowlanych

+górnictwo

+trans samochodowy

+rolnictwo

+hodowle (wypalanie pól i emisja CH4 z farm hodowlanych)

Emisja zanieczyszczeń ze źródeł naturalnych znacznie przewyższa emisje ze źródeł antropogenicznych z tym iż emisja antropogeniczna jest znacznie groźniejsza gdyż obejmuje substancje z zasady i dużej toksyczności, odbywa się na małych obszarach zazwyczaj gęsto zaludnionych. Wg. szacunków UNESCO przemysłowa emisja ze źródeł antropogenicznych na półkuli północnej przewyższa ok. 30 krotnie emisję na półkuli południowej. Rolnicza antropopresja na półkuli północnej przewyższa 3-5 razy emisje z półkuli południowej. Emitowane do atmo zanieczyszczenia występują jako mieszanina składników ciekłych, stałych i gazowych tworzących razem aerozol. Aby daną mieszaninę uznać za aerozol musi ona występować w takim stopniu rozdrobnienia by utrzymywała się w powietrzu dzięki ruchom Browna lub prędkość opadania była mniejsza od 5m/Specyficzną formą zanieczyszczenia atmosfery jest smog atmo.

Smog atmo duża koncentracja zanieczyszczeń atmo powstająca w obszarach o dużej emisji przy słabej wentylacji (wiatr słaby/ cisza) i przy sprzyjających warunkach atmo. Wyróżnia się 2 podstawowe rodzaje smogu atmo:

1.Smog typu londyńskiego (siarkowy, kwaśny, czarny)

2.Smog typu Los Angeles (fotochemiczny)

Smog typu londyńskiego powstaje w sytuacji spalania olbrzymich ilości niskich jakościowo gatunków paliw o znacznej zawartości siarki. Powstają wówczas tlenki siarki, które rozpuszczają się w aerozolach kwasów siarkowego i siarkawego. Sadza i pyły odgrywają rolę katalizatora.

Smog fotochemiczny powstaje w obszarach dużym natężeniu ruchu samochodowego. Emitowane do atmo spaliny przy bardzo słabym wietrze i braku zachmurzenia pod wpływem promieni słonecznych ulegają reakcjom chemicznym które w efekcie prowadzą do powstawania bardzo toksycznych substancji ozonu i nitroolefin. W związku z wprowadzaniem w skali globalnej ograniczeń w używaniu zasiarczonych paliw oraz powszechnym stosowaniem instalacji odsiarczania i odpylania spalin obserwuje się tendencje do coraz rzadszego i o mniejszej intensywności występowania smogu siarkowego oraz w związku z intensywnym rozwojem trans samochodowego coraz częstsze i większe występowanie smogu fotochemicznego. Powstanie smogu wiąże się z dużymi utrudnieniami w funkcjonowaniu org żywych w szczególności ludzi z grupy podwyższonego ryzyka. Smog z reguły w sposób istotny ogranicza widzialność co zmniejsza bezpieczeństwo ruchu drogowego. Niszczy infrastrukturę, elewację budynków, zabytki, odzież itp.

Meteorologiczne uwarunkowania rozprzestrzeniania się antropogenicznych zanieczyszczeń atmosfery

W ostatnich 10-leciach podpisano wiele międzynarodowych umów i konwencji mający na celu ograniczenie zanieczyszczeń od atmo. Mają one doprowadzić do zmniejszenia intensywności efektu szklarniowego, zaniku warstwy ozonu i występowanie kwaśnych opadów. Skutkuje to powszechnie likwidacją małych, lokalnych, zacofanych technicznie źródeł emisji zanieczyszczeń i instalowaniem nowych zbiorczych optymalnie usytuowanych i odpowiednio wyposażonych technicznie kominków. Komin działa jak dysza gdyż emituje zanieczyszczenia z określoną prędkością wylotową, która jest regulowana przez obroty wentylatora i dopasowywana systematycznie do aktualnych warunków atmosferycznych w szczególności do: prędkości wiatru na poziomie wylotu komina oraz występowania wysokości podstawy inwersji termicznych. Oprócz tego emitowane z komina gazy są zwykle podgrzewane do temp 180-200°C. W sytuacji takiej na cząstki emitowanych zanieczyszczeń oddziaływają 2 siły:

siła bezwładności związana z wartością prędkości wylotową oraz siła wyporu związana z podgrzewaniem spalin. Efektem działania tych sił jest początkowo po opuszczeniu komina pionowy ruch wstęgi spalin po czym w skutek sił tarcia turbulencji i mieszania się spalin z otoczeniem następuje stopniowe ich wychłodzenie i tor ich ruchu łagodnym łukiem przechodzi w przemieszczanie poziome. Przy opisie technicznych parametrów komina wyróżnia się jego: h- rzeczywistą wysokość komina, Δh- przewyższenie efektywne (pionowa odległość miedzy poziomem wylotu komina, a średnim poziomem przemieszczania się smugi zanieczyszczeń. H- efektywna wysokość komina. W interesie ekologii jest osiągnięcie jak największych wartości efektywnej wysokości kominów gdyż w sytuacji takiej zanieczyszczenia przemieszczają się zgodnie z kierunkiem i prądem wiatru na znaczne odległości co sprzyja ich rozcieńczeniu w znacznej objętości powietrza a tym samym nie powoduje dużych stężeń przy powierzchni Ziemi. Wartość stężeń antropogenicznych zależy prędkości wiatru. En wzrost prędkości wiatru w przybliżeniu prowadzi do n-krotnego spadku stężenia antropogenicznych zanieczyszczeń atmosferycznych. Na rozprzestrzenianie się zanieczyszczeń w atmosferze bardzo istotny wpływ wywiera sam fakt występowania inwersji temperatury oraz relacja pomiędzy wysokością jej występowania a wartością efektywnej wysokości komina. W sytuacji gdy wysokość podstawy inwersji jest większa od efektywnej wysokości komina wówczas smuga emitowanych zanieczyszczeń ulega odbiciu od podstawy inwersji i wraca w bliskiej odległości od punktu emisji do powierzchni ziemi prowadząc do dużej koncentracji zanieczyszczeń (sytuacja nie korzystna dla organizmów na ziemi). W przypadku gdy efektywna wysokość komina jest większa od wysokości podstawy inwersji wówczas smuga zanieczyszczeń przebija podstawę inwersji i przemieszcza się nad nią zgodnie z kierunkiem i prądu wiatr na tej wysokości. Przy Ziemi wówczas powietrze nie jest zanieczyszczone, zaś zanieczyszczenia ulegają stopniowemu rozcieńczeniu w znacznej odległości od punktu emisji (sytuacja korzystna dla organizmów na ziemi). W zależności od stanu równowagi termodynamicznej powietrza smuga zanieczyszczeń przyjmuje różnorakie kształty. W masie powietrza o równowadze chwiejnej smuga zanieczyszczeń ze względu na występowanie wstępujących i wstępujących ruchów powietrza przyjmuje kształt sinusoidy lub pełznącego węża. Występująca w takiej masie konwersja termiczna powoduje intensywne mieszanie się cząsteczek zanieczyszczeń z otaczającym powietrzem i szybki spadek ich stężeń. W masie o równowadze obojętnej przy braku pionowych ruchów powietrza smuga zanieczyszczeń przemieszcza się w kierunku dokąd wieje wiatr stopniowo zwiększając swoje rozmiary przyjmuje kształt poziomo ułożonego stożka. W masie o równowadze stałej przemieszczająca się smuga zanieczyszczeń jest wąska, wykazuje wyraźne granice i dochodzi do powierzchni ziemi w znacznej odległości od punktu emisji. Na wielkość stężeń zanieczyszczeń atmosfery przy powierzchni ziemi ma wpływ szereg czynników:

Wielkość emisji im jest ona większa tym koncentracja zanieczyszczeń przy ziemi wzrasta proporcjonalnie.

Wysokość efektywna komina wraz z jej wzrostem obserwuje się spadek stężeń zanieczyszczeń w każdej odległości od punktu emisji.

Kierunek wiatru przy przewadze w Polsce ruchów wiatrów maksymalnego stężenia zanieczyszczeń obserwowane są na wschód i południowy wschód od punktu emisji.

Prędkość wiatru jej wzrost powoduje intensywniejsze rozmieszczenie smugi zanieczyszczeń w większej objętości powietrza a tym samym szybszy spadek ich stężeń.

Turbulencja jej intensywność zależy od prędkości wiatru oraz pory doby i pory roku. Maksymalny jej rozwój obserwuje się latem w ciągu dnia. Wzrost jej intensywności prowadzi do szybkiego spadku stężeń zanieczyszczeń. Przy turbulencji silnej maksimum stężeń zanieczyszczeń obserwuje się w odległości 3-5 H. zaś przy turbulencji stałej odległość ta jest rzędu 50 H. Ponieważ stężenia zanieczyszczeń atmosfery zależą przede wszystkim od 2 czynników zmiennych w czasie tj. prędkość wiatru i intensywność turbulencji oraz od wielkości emisji obserwuje się wyraźne, czasowe ich przebiegi. Przebieg dobowy wykazuje maksimum stężeń zanieczyszczeń w godzinach porannych i wtórny ich wzrost w godzinach wieczornych. W nocy na skutek spadku wielkości emisji oraz w godzinach popołudniowych. przy najintensywniejszej turbulencji stężenia zanieczyszczeń spadają. Przebieg dobowy najwyraźniej obserwuje się w zimie przy bezchmurnej, bezwietrznej pogodzie wyżowej.

Przebieg tygodniowy wykazuje wzrost stężeń zanieczyszczeń od poniedziałku do piątku i spadek w okresie weekendu ze względu na wstrzymanie lub ograniczenie produkcji przez wiele zakładów przemysłowych.

Przebieg roczny to maksimum stężeń zanieczyszczeń w okresie chłodnym co jest związane z sezonem grzewczym i minimum stężeń w lecie co wynika z maksymalnego rozwoju turbulencji i konwersji termicznej. Przebieg nieokresowy związany jest z zamykaniem lub otwieraniem zakładów przemysłowych modernizacja zakładów, zmianami profilu produkcji, wahaniami technicznymi, pożarami i innymi przyczynami.

Efekt szklarniowy głównym źródłem energii na kuli ziemskiej jest krótkofalowe promieniowanie o długości fal poniżej 4µm. W skład tego promieniowania wchodzi przede wszystkim promieniowanie widzialne w zakresie fal 0,4-0,75µm, oraz bliska podczerwień 0,70-4µm. Promieniowanie krótkie 0,1-0,4µm leży w paśmie UV i jest w bardzo dużym stopniu pochłaniane przez ozon zawarty w stratosferze. Ok. 30% promieniowania krótkiego jest odbijanych prze atmosferę i powierzchnię ziemi, zaś ok. 70% jest absorbowanych i powoduje ogranie ziemi oraz dolnej części troposfery. Ogrzana w ten sposób powierzchnia ziemi sama staje się źródłem promieniowania długofalowego, podczerwonego, które jest pochłaniane przez tzw. gazy szklarniowe (cieplarniane) i zamieniane na energię cieplną. Ciepło to powoduje ogrzanie warstwy powietrza w której wstępują gazy szklarniowe co z kolei powoduje iż ogrzana warstwa powietrza sama staje się źródłem promieni długofalowych podczerwonych emitowanych do góry (i energia ta jest bezpowrotnie tracona w przestrzeni między planetarnej) oraz do dołu w formie tzw. promieniowania zwrotnego, które powoduje wzrost temp o ok. 33°C. Gdyby nie było w atmosferze gazów szklarniowych , temp powierzchni ziemi wynosiła by ok. -18°C, zaś realnie wynosi ona +15°C. Ten wzrost temp nosi nazwę efektu szklarniowego (cieplarnianego) i jego występowanie w sposób naturalny umożliwiło rozwój życia biologicznego na Ziemi. Prowadzone od ponad 100 lat ciągłe obserwuje się meteorologiczne wykazały wzrost średniej temp przy powierzchni ziemi o ok. 0,8-1°C. Ostatnie 100 lat to intensywny rozwój przemysłu oraz systematyczny szybki wzrost emisji zanieczyszczeń antropogenicznych do atmo. W wyniku szczegółowych działań powiązano wzrost emisji zanieczyszczeń z intensyfikacją efektu szklarniowego. Przewiduje się iż do 2100 r. wg. rożnych źródeł temp powietrzni ziemi może wzrosnąć od 1-4°C. Poszczególne gazy wywierające różny wpływ na występowanie efektu szklarniowego. 65% efektu szklarniowego powoduje naturalny składnik atmosfery jakim jest para wodna. Pozostała część to oddziaływanie pozostałych gazów szklarniowych. W ok. 33°C wzrośnie temp powierzchni ziemi. Udział poszczególnych razów wynosi: Para wodna: 20,6°C, CO2 7,2°C ozon 2,4°C, podtlenek azotu 1,4°C, metan i freony 0,8°C, razem 33,2°C ogólny wzrost temp. Przewidywany kilku stopniowy wzrost temp powietrza doprowadzi do bardzo istotnych zmian warunków klimatycznych i warunków życia na kuli ziemskiej. Ocieplenie w skali globalnej już objawia się gwałtownym topnieniem czasz lodowych na biegunach i zanikiem lodowców w górach. Uwolnienie olbrzymich ilości słodkiej wody doprowadzi do średniego wzrostu poziomu wody w morzach i oceanach o 50 cm z tym iż w zależności od szerokości geograficznej wzrost ten będzie się wahał 10-80cm. Doprowadzi to do zalania olbrzymich obszarów przybrzeżnych i zaniku niskich wysp i atoli koralowych na oceanach. Ok. 50% ludności świata, 15 z 20 największych miast świata oraz olbrzymie zasoby infrastruktury i dóbr materialnych jest skoncentrowanych w strefie wybrzeży. W znacznej części zasoby te mogą ulec zniszczeniu lub zawaleniu. Do najbardziej wrażliwych miejsc na kuli ziemskiej należą arterie dużych rzek: Nilu w Egipcie, Padu we Włoszech, Gangesu w Bangladeszu, Jangcy i Huanghoe w Chinach, Mekongu w Wietnamie, Indusu w Pakistanie, Nigru w Nigerii, Panamy, Orinoko, Amazonki w Am. Południowej, Missisipi w Am. Północnej. Doprowadzenie olbrzymich ilości wody o innej temp doprowadzi od zmiany ogólnej cyrkulacji wód w oceanach i zmian warunków klimatycznych w skali całej kuli ziemskiej. Ograniczenie wód oceanów o kilka stopni przyspieszy proces parowania z ich powierzchni. Spowoduje to wzrost zachmurzenia ogólnego i wzrost wysokości opadów atmo z tym iż ich rozkład będzie bardzo nierównomierny. Największe ocieplenie przewiduje się nad oceaniami półkuli południowej, tu też w zależności od ogólnych warunków cyrkulacji atmosfery i lokalnych warunków fizyczno-geograficznych powstaną strefy nieustannie zalewane porze z intensywne opady prowadzące do ich zabagnienia oraz strefy o opadach minimalnych podlegające procesom stepowienia i pustynnienia. W efekcie doprowadzi to do ograniczenia powierzchni mogących być wykorzystywanych w celach rolniczych i hodowli a tym samym ograniczaniu zasobów żywności w skali globalnej. Efekt szklarniowy doprowadzi również do przesunięcia stref klimatycznych ku biegunom i znacznego ograniczenia kontrastów miedzy nimi. Już obecnie obserwuje się przemieszczanie się ciepłolubnych roślin i zwierząt z szerokości międzyzwrotnikowych do szerokości umiarkowanych. Podobnie szybko przenoszone są choroby tropikalne. Obecnie ze względu na zanik czasz lodowych zagrożone jest dalsze istnienia białych niedźwiedzi polarnych. W Polsce oprócz zmian klimatu zagraża nam zalanie niskich części wybrzeża, szczególnie w rejonach ujść Wisły i Odry.

Mity efektu cieplarnianego 1.Straszenie zanikiem lodowców jest przesadą, stopienie całej pokrywy lodowej jest na Antarktydzie musiało by potrwać ok. 15 tyś lat. 2.Nie ma jednoznacznych dowodów do głównej roli CO2 w intensyfikacji efektu cieplarnianego. Do tej pory nie określono w jakim stopniu przyczynia się do tego działalność człowieka. 3. W obliczeniach dotyczących efektu szklarniowego nie uwzględnia się skutków wybuchów pożarów oraz wulkanów, wg. specjalistów amerykańskich w latach 80-tych częstotliwość i zasięg pożarów wzrósł 4 krotnie =, zaś wulkany emitują podobną ilość CO2 jak działalność człowieka. Nie określono do końca roli jaką odgrywają kropelki wody i kryształki lodu występujące w atmo w bilansie cieplnym ziemi a tym samym w przyspieszeniu i intensyfikacji efektu szklarniowego.

Zanik warstwy ozonu Ozon jest gazem powstającym w atmosferze w skutek wyładowań elektrycznych lub rozpadu cząsteczek tlenu pod wpływem oddziaływania promieni słonecznych. Tworzy się również przy mechanicznym rozbijaniu kropel wody. Odgrywa w atmo 2 diametralnie różne role. Przy powierzchni ziemi jest jednym z głównych składników smogu fotochemicznego zaś w stratosferze w warstwie zwanej ozonosferą, odgrywa role bardzo pozytywną, pochłaniając promienie UV i chroniąc w ten sposób życie organiczne na ziemi. Ozon gaz bardzo aktywny i toksyczny dla organizmów żywych. Jest rozpuszczalny w wodzie, zasadach i tłuszczach nienasyconych. Jest 1,7 razy cięższy od powietrza, u ludzi podrażnia oczy i drogi oddechowe, wywołuje kaszel, ból głowy, senność, prowadzącą w efekcie końcowym do pobrzęku płuc i zatrucia organizmu. Ilość ozonu w atmo wyraża się w Dobsonach, 1mm warstwy ozonu w warunkach naturalnych=100 Dopsonó. Ubytek warstwy ozonu o 20% od wartości średniej dla danej szerokości geograficznej i pory roku nosi nazwę dziury ozonowej. W wyniku pomiarów stężeń ozonu stwierdzono ich wahania w zależności od szerokości geograficznej i pory roku jak również stwierdzono sezonowe anomalne spadki zawartości ozonu, najczęściej w regionach biegunów. W 1985r. po raz pierwszy wykryto dziurę ozonową nad Antarktydą. Podczas tamtejszej wiosny tj. we wrześniu i październiku stwierdzono spadek zawartości ozonu o napad 40% w stosunku do zawartości średniej. W kolejnych latach obszar objęty spadkiem zawartości ozonu zwiększył swoją powierzchnię i np.: w 1992r. powierzchnia dziury ozonowej była 65 razy większa niż obszar Polski. Normalny poziom ozonu wynosi tam 280-300 dopsonów zaś wiosną 1992r. spad do 105 dopsonów. Wiosną 2006r. pojawiła się nad Antarktydą rekordowo duża dziura ozonowa o powierzchni 27,4 mil km2 czyli o powierzchni większej niż Ameryka Północna. Zaś stężenie ozonu wynosiło 85 dopsonów, 1/3 normy. Również nad obszarem Polski obserwuje się wahania zawartości ozonu i np.: w kwietniu 1993r. zawartość ozonu wynosiła 280 dopsonów przy średniej ok. 400 dosponów. Naukowcy przy pomiarach stężeń ozonu zaobserwowali jednocześnie wzrost koncentracji w obszarach dziury ozonowej freonów i halonów, oc sprzyjało stwierdzeniu iż związki te mogą być przyczyną rozpadu cząsteczek ozonu. Freony są to substancje nieaktywne chemicznie, bardzo trwałe i niepalne. Ich wykorzystanie rozpoczęto w latach 50-tych przy rozpylaniu trucizn nad lasami Afryki i Azji podczas walki z komarami i malarią. Są one również wykorzystywane (obecnie coraz mniej) w przemyśle chłodniczym, urządzeniach klimatycznych, przy produkcji kosmetyków, lakierów, lekarstw i środków czyszczących w przemyśle komputerowym. Związki ten mogą przebywać w atmosferze od 10-550 lat. W wyniku oddziaływania promieni słonecznych podczas reakcji fotochemicznych ulegają one rozpadowi uwalniając atomu chloru i bromu, które wchodząc w reakcje z cząsteczkami ozonu prowadzą do ich rozpadu i powstawania dziury ozonowej. O3+Cl+e=O2+ClO ClO+O2+E=2O2+Cl. W wyniku badań stwierdzono iż dziury ozonowe najintensywniej i regularnie tworzą się w okresie zimy nad biegunami ziemi. Związane jest to z występowaniem w tych regionach w zimie stacjonarnych układów wysokiego ciśnienia. Najmniejsze ilości ozonu powstają w atmo w szerokości międzyzwrotnikowych i zgodnie z prądami ogólnej cyrkulacji atmo są przenoszone w kierunków biegunów nad lodowymi czapami w okresie zimy tworzą się stacjonarne potężne układy wysokiego ciśnienia które blokuje przez całą zime dopływ Świerzych partii powietrza szerokości międzyzwrotnikowych, zaś zawarte w powietrzu nad biegunami cząsteczki freonów i halonów powodują w tym czasie rozpad cząsteczek ozonu i pogłębienie się dziury ozonowej. Ubytek warstwy ozonu odbija się daleko idącymi następstwami zdrowotnymi na ziemi. Oszacowano iż ubytek w zawartości 1% prowadzi do 2-3% wzrostu intensywności promieni ultrafioletowych. Wzrost intensywności UV powoduje osłabienie odporności na choroby wirusowe, pasożytnicze, oraz prowadzi do degeneracji materiałów DNA i zachorowań na nowotwory. W samych USA obserwuję się ok. 300 tyś przypadków rocznie zachorowań na raka skóry. W tym ok. 12 tyś ludzi rocznie umiera. Intensywne promieniowanie UV przyspiesza również starzenie się zgrubień, przebarwień i zmarszczek skóry, powoduje ono również zaczerwienienie i podrażnienie spojówek prowadzą do katarakty i zaćmy. Szacuje się iż na całej ziemi żyje 40-50 mln ludzi którzy bezpowrotnie utracili lub mają bardzo uszkodzony wzrok w skutek oddziaływania UV. Intensywne promieniowanie UV przenika na ok. 20-30 w głąb wód mórz i oceanów ograniczając produkcję planktonu będącego jednym z podstawowych odniw naturalnego łańcucha pokarmowego.

Klimat aglomeracji miejsko przemysłowej W związku z intensywnym rozwojem przemysłu w ciągu ostatnich 3 lat na świecie wystąpiły tendencje do koncentracji zakładów przemysłowych oraz osiedli mieszkaniowych stosunkowo małej odległości od siebie. Doprowadziło to w skutek emisji zanieczyszczeń do środowiska do znacznych modyfikacji klimatu i warunków życia w obszarach aglomeracji miejsko przemysłowej. W obszarach tych b. dużą rolę odgrywają emisje, antropogenicznych zanieczyszczeń atmo (gazy, pyły) ciepła, hałasu i promieniowania elektromagnetycznego. W obszarach aglomeracji obserwuje się b. istotne pogorszenie jakości powietrza. W centralnych miejscach miast w rejonie skrzyżowań arterii komunikacyjnych występuje 3-5 krotnie przekroczenie dopuszczalnych norm stężeń zanieczyszczeń. Jest to związane z intensywnym ruchem samochodowym. W centrum miast udział zanieczyszczeń pochodzenia komunikacyjnego wynosi: CO 80%, NOx 75%, CH 60%, pyły 30%, Pb 85%, SO2 15%. Do zanieczyszczeń tych dochodzą równocześnie zanieczyszczenia emitowane z instalacji przemysłowych i ciepłownictwa. Powoduje to iż nad obszarami aglomeracji miejsko przemysłowych występuje tzw. kopuła zanieczyszczeń. Jest to olbrzymia objętość zanieczyszczonego powietrza w kształcie balonu, przesuwanego w kierunku dokąd niesie wiatr. Emisje zanieczyszczeń powodują osłabienie intensywności promieniowania słonecznego dochodzącego do powierzchni ziemi. Osłabienie to jest rzędu 10% w lecie i wzrasta do 20-30% w okresie zimy. Związane jest to ze znacznym wzrostem zużycia paliw w okresie grzewczym. Spada również ilość godzin z pogodą słoneczną np.: na wyżynie mazowieckiej średnia roczna godzin z pogodą słoneczną wynosi powyżej 1600. Na peryferiach Warszawy jest to wartość 1550, zaś w centrum miasta 1450 w ciągu roku. Ze względu na dużą koncentrację zakładów przemysłowych, źle izolowanych budynków oraz linii przesyłowych energii cieplnej w obszarach dużych miast obserwuje się zjawisko miejskiej wyspy ciepła. Polega ono na fakcie iż centralne części dużych miast wykazują temp średnioroczną wyższą 2-5°C od części peryferyjnych. Miejska wyspa nie jest zjawiskiem stałym lecz tworzy się przy sprzyjających warunkach meteorologicznych i dużej emisji ciepła antropogenicznego. Najwyraźniej jest ona obserwowana w okresie zimy przy wyżowej bezchmurnej i bezwietrznej pogodzie. Wówczas lokalne różnice temp pomiędzy centralnymi i peryferyjnymi częściami dużych miast mogę dochodzić do kilkunastu stopni. Bezpośrednim skutkiem występowania miejskiej wyspy ciepła jest zjawisko bryzy miejskiej. Ogólnie zabudowa miejska powoduje średnio o ok. 30% zmniejszenie prędkości wiatru w porównaniu z obszarami otwartymi. Jednak zróżnicowanie stopnia ogrzewania podłoża w obszarze dużych miast powoduje powstanie wtórnego systemu cyrkulacji powietrza i transport mas powietrza z chłodnych peryferii ku cieplejszemu centrum. Zbieżność mas powietrza w centrum części miasta powoduje powstawanie strefy ruchów wstępujących i transport do góry pary wodnej co skutkuje wzrostem wielkości zachmurzenia i podwyższeniem średniej rocznej wysokości opadów atmo. Pokrycie znacznych obszarów miast zabudową i powierzeniami sztucznymi spowodowało szybkie odprowadzenie wód opadowych przez systemy kanalizacji w efekcie ogranicza możliwość parowania wody i obniża wilgotność powietrza 5-10%.

Wielkość zmian elementów klimatycznych na obszarze dużego miast

Elementy klimatu	Stopień zmienności
Substancje zanieczyszczające jądra kondensacji cząstki domieszki gazowe	do10 razy większe do10 razy większe do5-25 razy więcej
Promienie słoneczne całkowite na powierzchnią poziomą ultrafioletowe zimą ultrafioletowe latem czas trwania promieniowania słonecznego	0-20% mniejsze 30% mniejsze 5% mniejsze 5-15% krótsze
Zachmurzenie	5-10% większe
Mgły zimą latem	100% większe 30% większe
Opady suma roczna liczba dni z opadem powyżej 5mm opad śniegu na zawietrznym końcu miasta opad śniegu w centrum miasta burze	5-15% więcej 10% więcej 10% więcej 5-10 więcej 10-15% więcej
Temp powietrza wartość średnia roczna wartość minimalna zimą wartość max latem	0,5-3,0°C 1,0-2,0°C 1,0-3,0°C
Wilgotność względna, wartość średnia roczna	6% mniejsza
Prędkość wiatru wartość średnia max prędkość w porywach liczba dni z ciszą	20-30% mniejsza 10-20% mniejsza 5-20% większa

Oddziaływanie elementów klimatu na ekosystem miasta

Elementy klimatu miasta	Oddziaływanie
	Korzystne	Niekorzystne
Miejska wyspa ciepła	Zmniejszenie częstotliwości inwersji dolnych, podniesienie pułapu inwersji, złagodzenie bodźców termicznych zimą wiosną i jesienią	Silne obciążenie układu termoregulacyjnego człowieka latem, utrata naturalnej bodźcowości klimatu
Bryza miejska oraz miejski system ruchów powietrza	Napływ czystego powietrza z zewnątrz, poprawa warunków przewietrzenia	Napływ zanieczyszczonego powietrza z obszarów uprzemysłowionych, możliwy efekt tunelowy
Opady stmo	Oczyszczenie powietrza z zanieczyszczeń	Wzrost zanieczyszczeń wód gruntowych, wzrost ilości wypadków drogowych

Elementy melioracji ekoklimatu miasta

Elementy	Możliwe skutki oddziaływania
Rodzaj i układ zabudowy	Obniżenie temp powietrza, intensyfikacja przewietrzania, ograniczenie hiperwentylacji
Zieleń	Regularna wentylacja gazowa, produkcja tlenu, obniżenie temp powietrza, podwyższenie wilgotności, wymuszenie cyrkulacji lokalnej między powierzchniami kontrastowymi termicznie
Powierzchnie wodne	Zmniejszenie lub redukcja wyspy, ożywienie mikrocyrkulacji wskutek kontrastu termicznego, obniżenie sum opadów w związku z lokalnym zahamowaniem chwiejności atmo, wahanie niskich prądów prostopadłych do kierunku doliny rzecznej

---