Podstawy Meteorologii i Klimatologii

egzamin 26 czerwca 2013

Meteorologia – nauka o powłoce gazowej otaczającej kule ziemską, czyli nauka o atmosferze. Bada procesy i zjawiska w niej zachodzące. Bada także stany atmosfery i zachodzące w nich zmiany, poszukuje przyczyn tamtych zmian i wyjaśnia je, zajmuje się prawidłościami rządzącymi ich przebiegiem. Należy do nauk geofizycznych, gdyż w swoich badaniach wykorzystuje prawa fizyki.

Klimatologia – nauka badająca jeden z elementów środowiska geograficznego – klimat. Przeciwnie do meteorologii jest nauką geograficzną. Zestawia się wyniki obserwacji meteorologicznych za okres wieloletni, przeprowadza ich analizę przy zastosowaniu na szeroką skalę metod statystycznych, graficznych i kartograficznych. Wykonane w ten sposób opracowania dostarczają w miarę wszechstronnych danych o klimacie wybranego miejsca lub obszaru. Pozwalają wydzielić na kuli ziemskiej różnych typów klimatów i wyjaśnić przyczyny ich uformowania.

Pogoda – chwilowy stan zespołów elementów meteorologicznych (atmosfery), przede wszystkim temperatury i wilgotności powietrza, zachmurzenia, opadów atmosferycznych, prędkości oraz kierunku wiatru. (Chromow,1977)

Klimat – wieloletni układ stanów pogody charakterystyczny dla danego obszaru kuli ziemskiej. (definicja tradycyjna, Kaczorowska, 1986)

Szum klimatyczny – niestałość związana z warunkami klimatycznymi.

System klimatyczny

• Atmosfera (otoczka gazowa Ziemi, najbardziej zmienna)

• Hydrosfera (woda w stanie ciekłym)

• Kriosfera (woda w stanie stałym)

• Litosfera (obejmuje kontynenty wraz z masywami górskimi, basenami oceanicznymi, osady i gleby)

• Biosfera (pokrywa roślinna, fauna i flora kontynentalna i oceaniczna – czuła na zmiany klimatu)

Rzędy stacji meteorologicznych w Polsce

I rząd – stacje synoptyczne (pomiary całodobowe)

II rząd – stacje synoptyczne (operatory automatyczne)

III rząd – stacje klimatologiczne

IV rząd – posterunki meteorologiczne (temperatura i opady)

V rząd – posterunki opadowe

Skład atmosfery – podstawowe składniki gazowe atmosfery ziemskiej (N₂, O₂, H₂O)

Ozon (O3) w atmosferze ziemskiej

• Ch. F. Schobein wprowadził nazwę ozon do atmosfery

• Ozon pochłania najsilniej promieniowanie ultrafioletowe o zakresie długości fal (0,22 – 0,29 um)

• Z całkowitej masy ozonu, 90% znajduje się w stratosferze (tzw. dobry ozon) a 10% w troposferze (zły ozon)

• Zawartość ozonu mierzy się w dobsonach.

Dwutlenek węgla CO₂

Zasoby w gigatonach
Roślinność
Gleby
Atmosfera
Oceany
paliwa kopalne

Zanieczyszczenia powietrza

1. Pochodzenia naturalnego (90%)

- pyły kosmiczne

- pyły zwiewane z powierzchni lądowych

- pyły i gazy wulkaniczne

- mikroorganizmy – bakterie

- zarodniki roślin

- pyłki kwiatowe

- martwe okruchy organizmów roślin i zwierząt

1. Pochodzenia sztucznego (10%)

- wynik działalności człowieka (antropogeniczne)

Budowa atmosfery ze względu na skład chemiczny:

• Homosfera – stały skład chemiczny (oprócz pary wodnej i tzw. gazów śladowych), budują ją głównie cząsteczki obojętne elektrycznie, sięga ok 80 km

• Heterosfera – powyżej 80 km, spada udział cięższych cząsteczek tlenu i azotu na korzyść mniejszych helu i wodoru.

Budowa atmosfery ze względu na rozkład temperatur:

• Troposfera – sięga 7-9 km nad obszarami polarnymi, a 15-18 km nad równikiem

• Stratosfera – sięga do wysokości 50 – 55 km

• Mezosfera – sięga do 85 km

• Termosfera – do 20 000 km, dzieli się na jonosferę i egzosferę

- jonosfera (do 800 – 1000 km)

- egzosfera (do 20 000 km)

Masy powietrza – duża objętościowa część troposfery (powietrza) o rozmiarach poziomych rzędu kilku tysięcy kilometrów, a pionowych rzędu kilku kilometrów, których cechy fizyczne, jak np. temperatura i wilgotność powietrza odznaczają się względnie dużą jednorodnością. Kształtują się gdy dana masa powietrza zalega długo nad jednorodnym podłożem (ocean, kontynent) i nabiera cech fizycznych charakterystycznych dla tego podłoża. Masy powietrza przemieszczają się.

Klasyfikacja termiczna mas powietrza

• Ciepłe masy

- przemieszczają się z niższych do wyższych szerokości geograficznych

- zimą z nad oceanu nad ląd

- latem z lądu nad ocean

• Chłodne masy

- przemieszczają się z wyższych do niższych szerokości geograficznych

- w zimę z nad oceanu nad ląd

- latem z lądu nad ocean

Klasyfikacja geograficzna mas powietrza

• Powietrze arktyczne lub antarktyczne (PA)

• Powietrze polarne (PP) charakterystyczne dla umiarkowanych szerokości

• Powietrze zwrotnikowe (PZ)

• Powietrze równikowe (PR)

Każdy z wymienionych rodzajów mas powietrza w zależności od charakteru podłoża w obszarze źródłowym, jest wyróżniany przymiotnikiem „morskie” lub „kontynentalne”. W ten sposób przyjęto podział na:

• PAm – powietrze arktyczno morskie

• PAk – powietrze arktyczno kontynentalne

• PPm – powietrze polarno morskie

• PPk – powietrze polarno kontynentalne

• PZm – powietrze zwrotnikowo morskie

• PZm – powietrze zwrotnikowo kontynentalne

Dla powietrza równikowego (PR) nie wyróżniono podziału na morskie i kontynentalne.

Promieniowanie słońca, Ziemi i atmosfery (pojęcia)

Promieniowanie elektromagnetyczne słońca – podstawowa forma przekazu energii cieplnej

Promieniowane korpuskularne słońca – oddziaływuje głównie na warstwy atmosfery i nie dociera do powierzchni Ziemi.

Promieniowanie słońca jest promieniowaniem temperaturowym o wielkości którego decyduje temperatura ciała emitującego i jego zdolność emisyjna. Otrzymując to promieniowanie, powierzchnia Ziemi i atmosfera również emitują promieniowanie temperaturowe lecz o innych długościach fal.

Natężenie promieniowania słonecznego to ilość energii cieplnej [ J ] jaką otrzymuje jednostka powierzchni [ m² ] ustawiona prostopadle do biegu promieni w ciągu jednostki czasu.

Stała słoneczna – natężenie energii słonecznej dochodzącej do górnej granicy atmosfery na płaszczyznę jednostkową ustawioną prostopadle do padania promieni w jednostce czasu.

Skład widmowy promieniowania słonecznego

• Promieniowanie krótkofalowe – promieniowanie o zakresie fal do 4 um.

• Promieniowanie długofalowe – promieniowanie o zakresie fal dłuższym niż 4 um.

Promieniowanie bezpośrednie – promieniowanie to pochodzi bezpośrednio od tarczy słonecznej. Jest to wiązka promieni równoległych. Mierzy się je na powierzchnie prostopadłą do biegu promieni słonecznych.

Promieniowanie rozproszone – jest jednakowe we wszystkich kierunkach i dociera do Ziemi ze wszystkich stron. Dzięki temu zjawisko widzimy ciała różne od słońca i gwiazd.

Rozpraszanie – polega na zmianie kierunku promieniowania na mikroskopijnych cząsteczkach aerozoli lub gazów atmosferycznych.

Absorpcja (pochłanianie) – proces zatrzymywania przez ciało padającej na nie energii promienistej.

Promieniowanie całkowite – suma promieniowania bezpośredniego i rozproszonego. Jego natężenie określa się dla powierzchni poziomej.

Albedo – stosunek ilości promieniowania odbitego (lr) do promieniowania padającego (lc) na daną powierzchnie. Najczęściej wyrażane w % lub w postaci ułamka.

A = lr / lc * 100%

Wartość Albedo zmienia się w szerokim zakresie. Zależy przed wszystkim od rodzaju i bary powierzchni odbijającej promieniowanie.

Z ogólnego strumienia promieniowania odbija się część.

Pozostała część zostaje pochłonięta przez powierzchnie Ziemi.

W porównaniu z obszarami lądowymi, powierzchnie wodne odznaczają się szczególnymi właściwościami w zakresie promieniowania słonecznego. Zdolność odbijania od lustra wody zmienia się w szerokim zakresie w zależności od kąta padania promieni słonecznych.

Bilans promieniowania powierzchni Ziemi

• Mieści się w niewidzialnym zakresie widma podczerwieni

• Wyraźny przebieg dobowy i roczny

• Promieniowanie emitowane jest przez całą dobę

• W ciągu dnia jest większe niż w nocy

• Powierzchnia Ziemi w przybliżeniu promieniuje jak ciało doskonale czarne

• Prawo Stefana – Boltzmana (do obliczania promieniowania ziemskiego)

Rola chmur w bilansie

• Blokują docieranie promieni słonecznych (negatywne)

• Tworzą warstwę ograniczającą utratę ciepła z Ziemi (pozytywne)

Amplituda temperatur – różnica między dobowym maksimum i minimum temperatury.

Promieniowanie atmosfery

• Atmosfera nagrzewa się od promieniowania słonecznego i ziemskiego

• Ogrzana atmosfera wysyła promienie podczerwone

• Zwrotne promieniowanie atmosfery – promieniowanie rozchodzi się we wszystkich kierunkach (ok. 20% wraca do powierzchni Ziemi).

Promieniowanie efektywne

• Zwrotne, mniejsze od promieniowania ziemskiego

• Jest to różnica między promieniowanie powierzchni Ziemi a promieniowaniem zwrotnym

• Mierzy się je za pomocą pyrgeometru

Temperatura gleby

1. Czynniki kształtujące warunki termiczne.

• Promieniowanie słońca (szerokość geograficzne, pora roku, przezroczystość atmosfery)

• Właściwości cieplne gruntu (skład gruntu, zawartość wody i tlenu)

• Ekspozycja powierzchni gruntu (kąt nachylenia, orientacja stron świata)

• Pokrywa terenu (szara roślinna, śnieżna)

• Parowanie, kondensacja, turbulencja i prądy konwekcyjne (parowanie ochładza grunt, kondensacja pary wodnej ociepla grunt)

1. Rozchodzenie się ciepła w gruncie

• Opisują je prawa Fouriera

okres wahań temperatury jest stały w całym profilu gruntu, tzn. nie zmienia się z głębokością
amplituda wahań temperatury zmniejsza się wraz z głębokością
maksima i minima temperatury ulegają opóźnieniu, które powiększa się proporcjonalnie do głębokości

1. Dobowe i roczne przebiegi temperatury powierzchni czynnej

• Temperatura gruntu ma wyraźny przebieg dobowy (minimum temperaturowe pół godziny po wschodzie słońca i maksimum w godzinach 13 – 14.)

• Amplitudy

• Zmiany w przebiegu rocznym

Termika zbiorników wodnych

• W gruncie zachodzi wymiana ciepła drogą przewodnictwa cząsteczkowego.

• W wodzie dużą rolę odgrywają turbulencje (falowanie i prądy) oraz konwekcja ciepła (ochłodzone wody opadają w dół, a ciepłe wody napływają z dołu do góry)

Powierzchnia Ziemi zyskuje ciepło w wyniku promieniowania całkowitego, zwrotnego, przez ciepło atmosfery oraz z głębi warstwy gruntu, wody, a dodatkowo w wyniku kondensacji pary wodnej.

Proces wymiany ciepła między podłożem a atmosferą

1. Drogą promieniowania

- droga własnego promieniowania powietrza

- pochłanianie przez powietrze promieniowania słonecznego

- pochłanianie promieniowania przez powierzchnie oraz warstwy atmosfery

b) Przewodnictwo cieplne między powierzchnią Ziemi a powietrzem

Proces wymiany ciepła w atmosferze

• Drogą promieniowania, tj. drogą własnego promieniowania powietrza oraz pochłaniania przez powietrze promieniowania słońca, promieniowania powierzchni Ziemi i innych warstw atmosfery.

• Parowania i następująca po nim kondensacja lub krystalizacja pary wodnej

• Zmiany adiabatyczne

Zmiany adiabatyczne – zmiany temperatury wywołane jedynie zmianami ciśnienia w danej objętości powietrza, które nie są uzależnione od wymiany ciepła.

• Gradient suchoadiabatyczny – spadek temperatury o 1˚ / 100 m – powietrze suche, pozbawione pary wodnej

• Gradient wilgotnoadiabatyczny – spadek temperatury o 0.6 – 0.7 ˚ / 100 m – powietrze wilgotne, nasycone parą wodną. Spadek jest wolniejszy, gdyż kondensująca się para wodna dostarcza ciepło i ogrzewa powietrze (ciepło utajone).

Stany równowagi w atmosferze

Porównując wielkość rzeczywistą gradientu temperatury powietrza z wielkością gradientów będących rezultatem wyłącznie procesów adiabatycznych, a więc wielkościami gradientów suchoadiabatycznych i wilgotnoadiabatycznych, możemy określić tzw. pionowe stany równowagi w atmosferze.

• Równowaga chwiejna – gradient rzeczywisty temperatury powietrza jest większy od adiabatycznego.

• Równowaga stała – gradient rzeczywisty temperatury powietrza jest mniejszy od adiabatycznego.

Przebieg dobowy temperatury powietrza

Przebieg dobowy temperatury powietrza zmienia się w ślad za temperaturą powierzchni. Wzrost temperatury powietrza rozpoczyna się wraz ze wzrostem temperatury gruntu (o 15 minut później) – po wschodzie słońca. Maksimum temperaturowe występuje około godziny 14.00, a minimum w godzinach wczesno rannych.

Woda w atmosferze

• Woda zajmuje ok. 2/3 powierzchni Ziemi

• Ma dużą pojemność ciepła co oznacza że pochłanianie lub oddawanie przez wodę znacznych ilości ciepła nie powoduje dużych zmian.

• Największa gęstość wody występuje w temperaturze 4 ˚.

Para wodna w atmosferze

• Parowanie zachodzi w każdej temperaturze.

• Parowanie może występować w zbiornikach wodnych, gruncie, szacie roślinnej.

• Para wodna może transportować ciepło które uwalnia się w procesie kondensacji.

Parowanie rzeczywiste – faktyczna ilość wyparowanej wody na danym obszarze.

Parowanie potencjalne – maksymalne możliwe parowanie, nie ograniczone zapasami wilgoci.

Parowanie zależy od temperatury powierzchni, aktualnego stopnia nasycenia powietrza parą wodną, od ruchu powietrza nad powierzchnią parującą i od ciśnienia atmosferycznego.

Do wyparowania 1 g wody zużywana jest energia 2514 J ciepła. Jest to tzw. ciepło utajone zwracane w procesie kondensacji (skraplania).

Ciśnienie pary wodnej (e) - ciśnienie cząsteczkowe jakie wywiera para wodna znajdująca się w powietrzu [ hPa ].

Ciśnienie maksymalne pary wodnej (E) – największe ciśnienie pary wodnej nasyconej względem płaskiej powierzchni wodnej w danej temperaturze powietrza [ hPa ].

Wilgotność względna (f) – stosunek aktualnego ciśnienia pary wodnej do maksymalnego w danej temperaturze [ % ].

Niedosyt wilgotności (Δe) – różnica między maksymalnym ciśnieniem pary wodnej i aktualnym w danej temperaturze [ hPa ].

Wilgotność bezwzględna (a) – ilość gramów pary wodnej w jednostce objętości powietrza. Wyraża się ją w [ g / cm³ ]

e – ciśnienie pary wodnej [ hPa ]

T – temperatura powietrza [ K ]

Wilgotność właściwa (q) – ilość gramów pary wodnej w 1 kg powietrza wilgotnego. Wyznacza się ją w [ g / kg ].

p – ciśnienie atmosferyczne [ hPa ]

e – ciśnienie pary wodnej

Dobowy przebieg wilgotności względnej

Dobowy przebieg zależy od dobowego przebiegu aktualnej prężności pary wodnej i dobowego przebiegu prężności pary nasyconej. Ten ostatni parametr zależy od temperatury powietrza i dlatego przy jednocześnie małych zmianach dobowych prężności aktualnej pary wodnej, wilgotność względna ma przebieg dobowy w przybliżeniu do przebiegu dobowego temperatury powietrza. Przy spadku temperatury wilgotność względna rośnie.

Roczny przebieg prężności pary wodnej jest równoległy do rocznego przebiegu temperatury. Latem zawartość pary wodnej jest większa niż zimą. Roczna amplituda prężności pary wodnej jest tym większa im większa jest roczna amplituda temperatur.

Zmiany wilgotności wraz z wysokością

• Wraz ze wzrostem wysokości, zawartość bezwzględna pary wodnej zmniejsza się analogicznie do zmian ciśnienia atmosferycznego i gęstości powietrza

• Wilgotność względna zmienia się z wysokością z mniejszą regularnością niż prężność pary wodnej

Kondensacja pary wodnej w atmosferze – przejście wody ze stanu gazowego w ciekły.

Ochładzanie powietrza może odbywać się w sposób następujący:

• Ma miejsce najczęściej adiabatycznie

• W wyniku wznoszenia się powietrza w procesie turbulencji powietrza

• W wyniku wznoszenia się powietrza w postaci prądów konwekcyjnych

• Wznoszenie się mas powietrza na frontach atmosferycznych

• Wznoszenie się mas powietrza na przeszkodach górskich

• Radiacyjne wychłodzenie

• W wyniku nasunięcia się ciepłego powietrza nad wychłodzoną powierzchnie Ziemi

Chmury

Widoczny zbiór małych kropelek wody lub kryształków lodu, lub czasami kropelek wody i kryształków lodu jednocześnie zawieszonych w swobodnej atmosferze.

Podział chmur ze względu na:

• Budowa fizyczna – jednorodne (wodne lub lodowe) lub niejednorodne.

• Mechanizm powstawania – konwekcyjne, pochodzenia turbulencyjnego, wślizgowe (frontu ciepłego), orograficzne

• Wysokość – (0-2 km niskie), (2-7 km średnie), (5-13 km wysokie)

Powstawanie chmur:

• Konwekcyjne – w wyniku nagrzania podłoża i ruchów wznoszących

• Wewnątrzmasowe – wewnątrz mas powietrza

• Frontowe – na granicach mas powietrza

Zachmurzenie

Podstawowa informacja dotycząca chmur to określenie stopnia zakrycia nieba „zachmurzenie”. Jest oceniane w sposób wizualny (na oko). Miarą wielkości zachmurzenia są ósme części sklepienia niebieskiego czyli oktanty. (1/8, 2/8, 3/8, 4/8, 5/8, 6/8, 7/8, 8/8). Dawniej skala miała 10 wielkości.

• Przebieg dobowy zachmurzenia zależy od rodzaju chmur występujących nad danym obszarem.

• Przebieg roczny zachmurzenia związany jest z typem klimatu któremu podlega miejsce obserwacji.

Opady atmosferyczne i osady

Powstawanie opadów – powstają gdy przynajmniej część elementów z których składa się chmura (lód lub woda) zaczyna rosnąć. Gdy elementu chmury stają się tak duże, że opór powietrza i jego ruch nie mogą ich utrzymać, zaczynają „wypadać” z chmur.

• Chmury o wznoszeniu wślizgowym – dają ciągłe opady o średnim natężeniu, są długotrwałe i obejmują duże obszary

• Chmury kłębiasto-deszczowe – dają przelotne, ulewne opady deszczu, są krótkotrwałe lecz o dużym natężeniu

Przebieg dobowy opadów

• Typ kontynentalny – maksimum na godziny popołudniowe, minimum – północ

• Typ nadbrzeżny – maksimum na godziny nocne, minimum na popołudniowe

• Typ monsunów zwrotnikowych

• Typ śródziemnomorski – jedna pora deszczowa (4 mies) i jedna sucha (8 mies)

• Typ wewnątrzkontynentalny – szerokości umiarkowane

• Typ morski – szerokości umiarkowane

• Typ monsunowy – szerokości umiarkowane

• Typ polarny

Pokrywa śnieżna (cechy)

• Mała gęstość (ok. 0.1 g / cm³)

• Duże albedo (od 50% do 90%)

• Duża zdolność emisyjna

Linia wiecznych śniegów

• Wysokość powyżej której przez cały rok występuje pokrywa śnieżna

• Więcej śniegu zalega niż się topi

• Linia zależy od warunków termicznych jak i ilości opadów

Deszcz - opad kropel wody o średnicy ponad 0.5 mm lub mniejszej

Śnieg – opad kryształków lodu tworzących często delikatne, rozgałęzione formy w postaci sześcioramiennych gwiazdek, o średnicy do 12 mm i czasem większej i łączących się w większe skupiska.

Grad – opad przezroczystych lub częściowo przezroczystych albo całkowicie nieprzezroczystych cząstek lodu o kształcie kulistym, nieregularnym, rzadziej stożkowatym o średnicy 5 – 50 mm. Opad gradu przynoszą chmury burzowe (Cumulonimbus), a więc grad występuje najczęściej latem.

Rosa – osad kropel wody na przedmiotach tworzący się w wyniku kondensacji pary wodnej z otaczającego powietrza.

Szron – osad lodu na przedmiotach który powstaje podobnie jak rosa, ale w temperaturze poniżej 0˚C.

Szadź – osad lodu powstający na skutek zamarzania przechłodzonych kropelek mgły lub chmury na przedmiotach o temperaturze poniżej 0˚C.

Gołoledź – gładki, zwarty, na ogół jednorodny, przezroczysty osad lodu, który powstaje w wyniku zamarzania przechłodzonych kropelek deszczu lub mżawki na powierzchniach o temperaturze ok. 0˚C.

Mgła – zawiesina bardzo małych (mikroskopijnych) kropelek wody, zmniejszająca widzialność poziomą na wysokości oczu obserwatora poniżej 1 km.

Rodzaje mgieł:

• Adwekcyjne – tworzą się w ciepłych masach powietrza napływających nad chłodne podłoże

• Radiacyjne (niskie i wysokie) . Przyziemne, występujące tylko nad lądem w pogodne i bezwietrzne noce. Wywołane nagłym wychłodzeniem gruntu lub śnieżnej pokrywy.

• Z parowania

• Przedfrontowe

• Zboczowe

Wywoływanie opadów (sztuczne)

• Posypywanie chmur suchym lodem – z zawartością CO₂. Powietrze ulega ochłodzeniu, tworzą się kryształki lodu naturalnego i w wyniku rozprzestrzeniania się w chmurze dają opad.

• Obsiewanie środkiem chemicznym (Jodek srebra AgJ)

• Metoda zakraplania chmury

Ciśnienie atmosferyczne

Siła parcia słupa powietrza o wysokości równej wysokości atmosfery od dolnego poziomu aż do jej górnej granicy o powierzchni jednostkowej [ hPa ]. Im wyżej tym ciśnienie niższe.

• mm Hg (milimetry słupa rtęci) – jednostka związana z konstrukcją barometru rtęciowego

• jednostki fizyczne bezwzględne:

Przelicznik
1 bar
1 mb
1 hPa

• Bar, mb – oparte o układ CGS

• Pa, hPa – związana z układem SI

Układy baryczne

• Wyż (antycyklon) – obszar wysokiego ciśnienia, w którym najwyższe ciśnienie panuje wewnątrz układu (zamkniętej izobary). Wyż wiąże się z dobrą pogodą.

• Niż (cyklon) – obszar niskiego ciśnienia, w którym najniższe ciśnienie panuje wewnątrz układu (zamkniętej izobary). Występują w nim układy frontów atmosferycznych i wiąże się ze złą pogodą (zachmurzenie, opady oraz burze).

• Zatoka – układ niskiego ciśnienia otoczony z obu stron przez obszar wysokiego ciśnienia, w którym nie występują zamknięte izobary.

• Klin – układ wysokiego ciśnienia otoczony z obu stron przez obszar niskiego ciśnienia, w którym nie występują zamknięte izobary.

• Siodło – obszar w którym stykają się dwa układy niskiego ciśnienia (niże lub zatoki) z dwoma układami wysokiego ciśnienia (wyżami lub klinami).

1. niż (cyklon)

2. wyż (antycyklon)

3. zatoka niskiego ciśnienia

4. klin wysokiego ciśnienia

5. siodło

Wiatr

Poziomy ruch powietrza. Charakteryzuje się go podając jego kierunek i prędkość. Średnia prędkość wiatru przy powierzchni wynosi 5 – 10 m/s. Czasami jednak w potężnych wirach atmosferycznych i przy powierzchni Ziemi prędkości mogą osiągać nawet 50 m/s. W prądach strumieniowych ponad 100 m/s.

• Prędkość wiatru wyraża się w m/s, km/h, węzły (knots, mile/h)

• Rozróżnia się średnią prędkość wiatru i chwilową prędkość wiatru (porywy)

Kierunek wiatru – kierunek z którego wieje wiatr, azymut punktu na horyzoncie.

• 8 głównych kierunków

• 8 półwiatrów

• 16 ćwierćwiatrów

Róża wiatrów – obecnie mająca znaczenie czysto dekoracyjne

N – północny (north)

S – południowy (south)

E – wschodni (east)

W – zachodni (west)

Siły kształtujące wiatr

1. Gradient baryczny – powstawanie wiatru jest związane z nierównomiernym rozkładem ciśnienia (występujące poziome różnice ciśnienia).

Wiatr zawsze wieje z wyżu do niżu po najkrótszej drodze, inne siły mogą tylko hamować jego ruch lub odchylać go od gradientu.

1. Siła Coriolisa – wpływ ruchu obrotowego Ziemi. Wiatr porusza się po linii ale jest odchylany od osi ruchu.

2. Siła Tarcia – hamuje i zmienia kierunek wiatru. Wytracona energia zmienia się w ciepło i zostaje bezpowrotnie utracona. Jest skierowana w stronę przeciwną do ruchu wiatru.

3. Siła odśrodkowa – jeśli ruch powietrza jest krzywoliniowy występuje ta właśnie siła.

Rodzaje wiatrów

1. Wiatr geostroficzny – najprostsza postać ruchu powietrza, równomierny ruch prostoliniowy bez udziału siły tarcia. Wieje zgodnie z izobarami.

2. Wiatr gradientowy – wiatr wiejący w swobodnej atmosferze, powyżej warstwy tarcia, zgodnie z izobarami.

• Ruch w wyżu jest zgodny z ruchem wskazówek zegara

• Ruch w niżu jest przeciwny do ruchu wskazówek zegara

• Na półkuli południowej (S) jest odwrotnie.

1. Wiatr geotryptyczny – równomierny, prostoliniowy ruch powietrza przy występowaniu siły tarcia. Powinny się równoważyć trzy siły; Coriolisa, tarcia i gradientu. Nie wieje zgodnie z izobarami.

Wpływ przeszkód terenowych na wiatr

• Mogą powodować zmiany kierunku wiatru

• Modyfikują jego prędkość

• Wiatr omija przeszkodę bokami albo przepływa nad nią

• Przemieszczanie się powietrza ponad przeszkodami orograficznymi przyczynia się w czasie jego wstępującego ruchu do zwiększania zachmurzenia oraz występowania opadów na stronie nawietrznej (?).

Dobowy przebieg prędkości i kierunku wiatru

• Prędkość wiatru – maksimum ok. godziny 14.00, minimum w nocy lub rano

• Od wysokości 500 m przebieg prędkości wiatru jest odwrotny

• Nad morzem jest również odwrotnie niż nad lądem

Fronty główne (klimatologiczne)

• Front arktyczny (PA)

• Front antarktyczny (PA)

• Front polarny (PP)

• Front równikowy (zwrotnikowy) (PZ, PR)

Front atmosferyczny – rozdziela dwie różniące się właściwościami masy powietrza. W zależności od genezy frontu wyróżniamy kilka rodzajów.

Front ciepły – masa ciepłego powietrza nasuwa się nad chłodną. Wiąże się z rozległą strefą zachmurzenia (głównie warstwowego) i nieco węższą (ale równie rozległą) strefą opadów ciągłych.

Front chłodny – masa chłodnego powietrza podchodzi pod ciepłą i wypierdala ją do góry. W strefie (linii) frontu powstają burzowe chmury Cumulonimbus. Front chłodny wiąże się w z krótkotrwałymi ale gwałtownymi opadami deszczu. Porusza się szybciej od ciepłego i zajmuje mniejszy obszar.

Front zokludowany (okluzji) – występuje gdy front chłodny i wędrujący przed nim front ciepły łączą się. Uczestniczą w nim trzy masy powietrza (jedna ciepła i dwie chłodne wypychające ciepło ku górze).

Front stacjonarny – front zalegający długo nad jakimś obszarem. Przemieszcza się bardzo powoli gdyż masy powietrza po obu stronach frontu przemieszczają się w przeciwnych kierunkach (lub w tym samym ale z różną prędkością).

Rodzaj frontu	Oznaczenie
ciepły
chłodny
zokludowany
stacjonarny

Niż i wyż atmosferyczny

Cyklogeneza – proces powstawania niżu rozpoczynający się od zaburzenia na stacjonarnym froncie polarnym przy korzystnych warunkach w troposferze.

Pogoda w niżu

• Wiatr wzmaga się i zmienia kierunek

• Większe zachmurzenie i opady

• Spadek ciśnienia i sekwencja chmur pojawiająca się na zachodzie

• Najpierw front ciepły, potem chłodny

Pogoda w wyżu

• Słonecznie, bezchmurnie, wysoka temperatura (lato)

• Pochmurnie z mgłami lub słonecznie i bezchmurnie ale mroźno, szadź (zima)

Wyże przemieszczają się ku niskim szerokością geograficznym.

Cyrkulacja atmosferyczna (prądy powietrzne)

Niskie szerokości (komórka Hadleya)

• Silnie rozbudowane prądy konwekcyjne

• Przemieszczanie się górą troposfery (antypasat) w kierunku biegunów dochodząc do ok. 30˚ szerokości geograficznej gdzie osiadając przemieszczają się w kierunku równika dołem (pasaty).

Średnie szerokości (komórka Farrela) – wznoszą się w pobliżu 60˚ szerokości geograficznej i opadają przy zwrotnikach.

Bieguny (komórka polarna) – wznoszą się na ok. 60˚ szerokości geograficznej i opadają przy biegunach.

Cyrkulacja atmosfery ciąg dalszy

Pasaty – na ogół stałe, wschodnie o umiarkowanych prędkościach (5 – 8 m/s), więjące na każdej półkuli po zwróconej ku równikowi stronie strefy podzwrotnikowej wysokiego ciśnienia.

Antypasaty – umiarkowanie ciepłe, stałe prądy powietrza o kierunku zachodnim, wiejące w strefie równikowej na wysokości ok. 2000 – 3000m, transportujące gorące powietrze od równika w kierunku zwrotników, gdzie na skutek ruchu Ziemi, zmieniają kierunek na wschodni, po czym jako pasat wracają w kierunku równika.

Międzyzwrotnikowy pas zbieżności – strefa przejściowa między systemami cyrkulacji półkuli północnej i południowej.

El Nino – anomalia pogodowa, powstająca gdy wiejące ze wschodu pasaty słabną i następuje zahamowanie upwellingu (zjawisko podnoszenia się oceanicznych wód głębinowych).

• Wzrost temperatury wód i wilgotności na zachodnim wybrzeżu Ameryki Południowej

• Intensywne, często katastrofalne opady w Andach

• Hamowanie opadów nad Azją południowo – wschodnią i północną Australią powodując suszę

• Podniesienie temperatury powietrza (topnienie wiecznych śniegów i zanikanie lodowców)

Cyrkulacja powietrza w strefie pozazwrotnikowej

Cechą jest intensywna działalność cyklonalna, czyli stałe powstawanie, rozwój i przemieszczanie się w atmosferze niżów.

Niże pozazwrotnikowe

• Duże rozmiary (2 – 3 tys. km średnicy)

• Początkowo są rozwinięte tylko w dolnej troposferze

• Z przodu podwyższone temperatury (dopływ z niższych szerokości), a z tyłu obniżone (dopływ powietrza z niższych szerokości)

Cyrkulacja monsunowa

Monsun – układ wiatrów, które zmieniają swój kierunek na przeciwny w zależności od pory roku. Są to wiatry sezonowe między oceanem a lądem.

• Monsuny zwrotnikowe

• Monsuny pozazwrotnikowe

Cyklony tropikalne

Przemieszczające się nad oceanem najintensywniejsze energetycznie zjawiska cechujące atmosferę, związane z układem niskiego ciśnienia w którym nie występują fronty atmosferyczne.

• W pewnych przypadkach (1/10) zaburzenia zwrotnikowe powodują potęgowanie prędkości wiatrów do 20 m/s i więcej.

• Obszar zaburzenia to kilkaset kilometrów

• Sztormy tropikalne – wiatr od 18 do 33 m/s

• Huragany tropikalne- wiatr powyżej 33 m/s

Obszary powstawania i występowania cyklonów tropikalnych:

• Półkula północna (Morze Żółte, Filipiny, Ocean Spokojny na zachód od Meksyku)

• Półkula południowa (Ocean Spokojny na wschód od Gwinei i Australii, Ocean Indyjski)

Pogoda w cyklonach tropikalnych:

• Temperatura w cyklonie tropikalnym jest podwyższona w stosunku do otaczającej

• Silna aktywność burzowa

• Może wywoływać rekordowe prędkości wiatrów

• Może wywoływać rekordowe ilości opadów

Trąby powietrzne i wodne

Trąby powietrzne - silne wiry powietrzne powstające w chmurze burzowej Cumulonimbus mające połączenie zarówno z chmurą burzową jak i z powierzchnią Ziemi.

• Gwałtowne zmiany prędkości wiatrów (od 90 do 180 m/s) powodujące tzw. fale uderzeniowe.

• Gwałtowne zmiany ciśnienia wewnątrz wiru (20 – 25 hPa). Powstaje próżnia zasysająca (podnosząca) różne przedmioty. Trąba działa podobnie jak odkurzacz.

• Olbrzymie prędkości pionowe 180 m/s.

Wyróżniamy trąby lądowe (na lądzie) i wodne (nad akwenami wodnymi).

Tornada

• Tworzą się w Ameryce Północnej (40 - 45˚N)

• Chłodne masy powietrza z północy spotykają się z ciepłymi z południa

• Występują najczęściej wiosną i na początku lata w godzinach popołudniowych

• Tornado wiąże się z chmurami Cumulonimbus (superkomórkami burzowymi) i zjawiskami (chmurami) Mammatus

Teoretycznie nazwa trąby powietrznej jak i tornada może być używana wymiennie, jednak określenie „tornado” przyjęło się w Ameryce Północnej ze względu na swoją niszczycielską siłę i kolosalne chmury (superkomórki burzowe) w których powstają.

W Polsce stosuje się raczej określenie „trąba powietrzna”.

Wiatry lokalne

• Charakterystyczne tylko dla określonych obszarów geograficznych, są różnego pochodzenia.

• Mogą stanowić miejscowe zaburzenia prądów ogólnej cyrkulacji atmosfery pod wpływem orografii i topografii terenu (?)

Bryza

• Wiatry wiejące na wybrzeżach mórz i dużych jezior zmieniające w ciągu doby wyraźnie swój kierunek

• W dzień bryza wieje od morza w kierunku lądu (do kilkuset metrów w głąb)

• W nocy bryza wieje w kierunku morza

• Prędkości wiatru rzędu 3 m/s, a na obszarach zwrotnikowych większe

Procesy i czynniki klimatotwórcze

• Obieg ciepła

• Obieg wilgoci (?)

• Ogólna cyrkulacja atmosfery

Czynniki geograficzne klimatu

1. Szerokość geograficzna – zależy od niej strefowość klimatów

2. Wysokość nad poziomem morza – ciśnienie spada a w raz z nim temperatura

3. Rozmiary lądów i mórz

- podział na klimat morski i kontynentalny

- zakłócenia strefowości

Klimat morski

- małe amplitudy roczne

- opóźnienie w występowaniu T_min i _Tmax

- chłodne lata, łagodne zimy

- duże zachmurzenie i opady (głównie zimą)

Klimat kontynentalny

- duże amplitudy dobowe i roczne

- upalne lata, ostre zimy

- przewaga opadów letnich

1. Orografia terenu – oprócz wysokości nad poziomem morza, wpływ ma także kierunek i wysokość pasm górskich, ekspozycja stoków względem stron świata, szerokość i stromość stoków

2. Prądy morskie

3. Szata roślinna i pokrywa śnieżna

- roślinność zmniejsza amplitudy dobowe temperatury gruntu i obniża średnią temperaturę

- śnieżna pokrywa zmniejsza utratę ciepła z gruntu

Notatki są z pewnością niekompletne i co do niektórych rzeczy nie jestem pewien (szczególnie w dziale o promieniowaniu i temperaturach). W razie wątpliwości polecam zajrzeć do książki i nie mieć pretensji w razie niepowodzenia . Korzystasz na własną odpowiedzialność. Kto chodził na wykłady ten wie jak trudno było cokolwiek zapisać.