ROZKŁAD CIŚNIENIA NA ZIEMI

1. Ciśnienie atmosferyczne to nacisk, jaki wywiera słup powietrza na jednostkę powierzchni.

2. Rozkład temperatur na powierzchni Ziemi bezpośrednio wpływa na ciśnienie atmosferyczne, czyli siłę, z jaką słup powietrza naciska na jednostkę powierzchni Ziemi w wyniku swego ciężaru. Ciepłe powietrze jest lekkie, więc nad obszarami silnie nagrzanymi unosi się do góry, przez co zmniejsza się jego nacisk na podłoże i ciśnienie przy powierzchni ziemi jest niskie. Z kolei nad obszarami o niskich temperaturach powietrze jest zimne i ciężkie. Duży ciężar powietrza nie pozwala mu na unoszenie się, przez co siła jego nacisku na powierzchnię jest duża, co jest równoznaczne z wysokim ciśnieniem atmosferycznym.
   Wartość ciśnienia atmosferycznego mierzy się w hektopaskalach (hPa). 1 hektopaskal to nacisk 100 niutonów na m2 powierzchni. Za normalne ciśnienie atmosferyczne uznaje się ciśnienie powietrza o temperaturze 0°C, mierzone na poziomie morza na szerokości geograficznej 45°, które wynosi 1013 hPa. Na mapach ciśnienie przedstawia się za pomocą izobar, tj. linii o jednakowej wartości ciśnienia. Jeśli izobary tworzą zamknięte kręgi, mamy do czynienia z następującymi ośrodkami barycznymi:
   niż baryczny (cyklon) – występuje, gdy wartości izobar maleją w kierunku środka układu i ciśnienie w jego centrum jest najniższe; Na półkuli północnej wiatr wieje wokół niżu przeciwnie do ruchu wskazówek zegara. Układ niskiego ciśnienia rozwija się w miejscach, gdzie ciepłe i wilgotne powietrze wznosi się z powierzchni Ziemi. Powietrze znajdujące się w pobliżu centrum układu niskiego ciśnienia jest niestabilne. Jako ciepłe i wilgotne unosi się w górę, jednocześnie ochładzając się. Prowadzi to do tworzenia się chmur, oraz często opadów deszczu, lub śniegu. Na półkuli północnej wiatry wiejąc w kierunku od centrum niżu, sprowadzają chłodne powietrze na zachód i północ, zaś ciepłe na wschód i południe od niego.
   wyż baryczny (antycyklon) – występuje, gdy wartości izobar wzrastają ku środkowi, a ciśnienie w centrum układu ma wartość największą; Jest to obszar, gdzie występują zstępujące (opadające) ruchy powietrza. Towarzyszy mu zwykle ustabilizowana, piękna pogoda. W porównaniu do układów niskiego ciśnienia, wyże zwykle zajmują większe powierzchnie, są mniej mobilne i dłużej się utrzymują. Wyże baryczne tworzą są przez ogromne masy osiadającego powietrza. Wraz z osiadaniem powietrza i wzrostem ciśnienia atmosferycznego następuje wzrost temperatury powietrza, oraz spadek jego wilgotności. Ciepłe, zstępujące powietrze powoduje występowanie równowagi stałej w atmosferze. Podczas dnia, dzięki słonecznej pogodzie powierzchnia terenu i dolne warstwy powietrza nagrzewają się silnie, w nocy natomiast dochodzi do znacznej utraty ciepła, dzięki bezchmurnemu niebu. Układy wysokiego ciśnienia charakteryzują się wysokimi dobowymi amplitudami powietrza. Ciepłe powietrze znajdujące się przy powierzchni Ziemi nie wznosi się wysoko. To powstrzymuje proces tworzenia się wysokich chmur. Z tego powodu, w obszarach występowania antycyklonów zwykle mamy do czynienia z pogodą ciepłą i bezchmurną trwającą nawet kilka tygodni. Antycyklony są o wiele większych rozmiarów, niż cyklony i mogą zablokować drogę przemieszczania się niżów. Powoduje to opóźnienie nadejścia gorszej pogody. Na półkuli północnej wiatr wieje wokół wyżu zgodnie z ruchem wskazówek zegara od centrum w kierunku peryferii. W rezultacie, przynosi on po wschodniej stronie tego układu stosunkowo chłodne powietrze z północy; zaś po zachodniej stronie sprowadza z południa stosunkowo ciepłe powietrze. W układach wysokiego ciśnienia nie występują fronty atmosferyczne.

3. Poziomy ruch powietrza spowodowany wyrównywaniem różnicy ciśnienia atmosferycznego nazywamy wiatrem.

Wiatry pozostają pod działaniem siły Corriolisa (na półkuli północnej w prawo na południowej w lewo)

Dążność powietrza do wyrównywania różnic ciśnienia sprawia, że wyże baryczne słabną, natomiast niże wypełniają się. Mimo tego w rozkładzie ciśnień na Ziemi można wyróżnić strefy obniżonego lub podwyższonego ciśnienia utrzymujące się na danym obszarze przez dłuższy okres czasu.

1. Strefy występowania stałych stref wysokiego i niskiego ciśnienia:

1. międzyzwrotnikowa (równikowa) strefa niskiego ciśnienia – w lipcu tworzy rozległą strefę niżową przesuniętą nieznacznie na północ od równika, w styczniu niże – Południowoamerykański, Południowoafrykański i Australijski – łączą się w szerokościach równikowych, tworząc wyraźny pas niskiego ciśnienia;

2. podzwrotnikowa strefa wysokiego ciśnienia – na półkuli północnej tworzą ją w ciągu całego roku Wyż Azorski i Wyż Hawajski, które w styczniu łączą się z Wyżem Wschodnioazjatyckim i Północnoamerykańskim. Na półkuli południowej pas wysokiego ciśnienia tworzą przez cały rok wyże: Południowopacyficzny, Południowoatlantycki i Południowoindyjski wzmocnione w lipcu przez Wyż Australijski;

3. strefa obniżonego ciśnienia umiarkowanych i subpolarnych szerokości geograficznych – jest bardziej zwarta na półkuli południowej, mimo że nie posiada wyraźnych ośrodków niskiego ciśnienia. Na półkuli północnej zwarty pas obniżonego ciśnienia tworzą jedynie w lipcu niże: Islandzki, Aleucki, Północnokanadyjski, Północnoamerykański. W styczniu strefa ta jest rozerwana wyżami: Syberyjskim, Kanadyjskim i Północnoamerykańskim.

4. strefa wyżów okołobiegunowych – wyraźnie występująca w ciągu całego roku, tworzona przez Wyż Grenlandzki i Wyż Antarktyczny.

Strefy te są przyczyną występowania stałych wiatrów na kuli ziemskiej. Należą do nich pasaty charakterystyczne dla szerokości międzyzwrotnikowych, zachodnie wiatry umiarkowanych szerokości geograficznych i wiatry wiejące od biegunów w kierunku niższych szerokości geograficznych.
Wiatry zachodnie są znacznie silniejsze na półkuli południowej gdzie brak barier orograficznych (ryczące czterdziestki).

Wiatry wiejące od biegunów są najbardziej odchylone siłą Coriolisa i są wschodnie.

Najwyższą na świecie wartość ciśnienia atmosferycznego zarejestrowano 19 grudnia roku 2001 w miejscowości Tosontsengel w Mongolii. Ciśnienie atmosferyczne wyniosło wtedy 1086hPa. Najniższe ciśnienie atmosferyczne, wynoszące 870hPa, spowodowane przejściem tajfunu Tip, zanotowano 12 października 1979 roku na Pacyfiku.

1. Oprócz stałych układów ciśnienia związanych z nagrzewaniem się powierzchni Ziemi mamy również do czynienia z niżami i wyżami. (niż islandzki, wyż azorski, wyż syberyjski, niże śródziemnomorskie, niż południowoazjatycki)

• Niż Islandzki (powstający nad Islandią obszar niskiego ciśnienia) przynoszący latem wzrost zachmurzenia, ochłodzenie, wzrost wilgotności i opady, a zimą ocieplenie, mgły i odwilż. Całoroczny, w zimie bardzo rozległy, intensywny zimą a latem mniej intensywny i mniej rozległy.

• Wyż Azorski, przynosi latem pogodę gorącą i burzową, a zimą odwilże. Całoroczny, latem bardziej rozbudowany i sięga do basenu morza śródziemnego.

• Niże śródziemnomorskie w zimie wędrują an wschód i zanikają w Karpatach. Powodują ocieplenie i wzrost wilgotności. Kondensują parę wodną i wywołują deszcz.

W klimacie śródziemnomorskim są ciepłe i wilgotne zimy. Oraz suche i gorące lata.

• Wyż syberyjski - zimne i suche powietrze zalegające w rejonie Azji przez większość roku.Wyż syberyjski jest najsilniejszy w zimie, kiedy temperatura w centrum wyżu wynosi często około -40 °C a ciśnienie atmosferyczne dochodzi do 1040 hPa. W nocy bilans promieniowania jest ujemny. Krótki dzień. Spadki temp. Mróz.

• Niż południowoazjatycki – występuje tylko w lecie monsun letni. W Azji południowowschodniej panuje klimat monsunowy. Wilgotne monsuny w lecie.

Rozkład temperatury na Ziemi

1. Rozkład temperatury na Ziemi zależy od:

• szerokości geograficznej, która wpływa na kąt padania promieni słonecznych , a tym samym na ilość energii słonecznej docierającej do powierzchni Ziemi

• rozkładu lądów i mórz - morze nagrzewa się wolniej, ale wolniej też oddaje ciepło, a więc obszary położone nad morzem latem są chłodniejsze, a zimą cieplejsze od obszarów położonych w głębi lądu

• wysokości nad poziomem morza - wraz ze wzrostem wysokości temperatura powietrza spada średnio o 0,6ºC/100m

• prądów morskich - ciepłe prądy morskie podnoszą temperaturę powietrza na wybrzeżach wzdłuż których płyną, a zimne prądy obniżają temperaturę

• ekspozycji stoków - stoki zwrócone ku równikowi są cieplejsze niż stoki skierowane w stronę biegunów

• pokrycia terenu - barwa podłoża decyduje o albedo (ilości promieniowania słonecznego odbitego od podłoża) - kolory ciemne pochłaniają więcej promieniowania więc temperatura powietrza jest nad nimi wyższa

• zachmurzenia nieba -  duże zachmurzenie nieba powoduje, że w dzień jest chłodniej a w nocy cieplej niż przy niebie bezchmurnym (jest to widoczne zwłaszcza nad obszarami pustynnymi, dla których charakterystyczne są duże dobowe amplitudy temperatur powietrza)

• czynników antropogenicznych- zwłaszcza dużej emisji gazów cieplarnianych oraz zanieczyszczeń pyłowych powietrza, a także dużej ilości sztucznych źródeł ciepła (budynki, samochody itp) oraz pokrycia terenu betonem i asfaltem, które cechują się małym albedem. W efekcie coraz głośniej mówi sie o globalnym ociepleniu, a w skali lokalnej nad obszarami zabudowanymi występuje wyższa temperatura powietrza ("miejska wyspa ciepła")

Wpływ wyżej wymienionych czynników powoduje, że najwyższe temperatury powietrza występują w strefie zwrotnikowej (najwyższa notowana temperatura powietrza: 57,8ºC w Al-Azizija w Libii w roku 1922), a najniższe na Antarktydzie (najniższa notowana temperatura powietrza: stacja Wostok -89,2ºC w roku 1983). Na półkuli północnej ze względu na położenie bieguna północnego na obszarze Oceanu Arktycznego najniższe temperatury notuje się we wschodniej Syberii (Ojmiakon -71ºC w roku 1964).

Roczna amplituda temperatury powietrza to różnica między średnią temperaturą najcieplejszego miesiąca w roku a średnią temperaturą najchłodniejszego miesiąca. Zależy ona głównie od trzech czynników:

• odległości od równika - im dalej od równika, tym roczne amplitudy temperatury są wyższe

• odległości od zbiorników morskich - im dalej od morza, tym roczna amplituda temperatur jest większa

• wysokości nad poziomem morza - im wyższa wysokość bezwzględna, tym roczne amplitudy temperatur są mniejsze

Przyczyn inwersji temperatury może być kilka:

• napływ ciepłego powietrza nad wychłodzone podłoże (i. adwekcyjna);

• wślizgiwanie się powietrza ciepłego na chłodne w strefie frontu atmosferycznego (i. frontalna);

• suchoadiabatyczne ogrzewanie się powietrza zstępującego z wyższych warstw troposfery (i. z osiadania).

OPADY ATMOSFERYCZNE na Świecie

1. Na wielkość opadów mają wpływ następujące czynniki:

• ciśnienie atmosferyczne i związane z nim krążenie powietrza - większe opady są związane z układami niskiego ciśnienia

• odległość od zbiorników wodnych - opady maleją w miarę oddalania się od morza

• wysokość nad poziomem morza - im wyżej tym większe opady - zależność ta występuje jednak tylko do pewnej wysokości (ok. 2000m); potem opady zaczynają się zmniejszać. Zjawisko to nazywamy inwersją opadową

• ukształtowanie powierzchni - stoki dowietrzne otrzymują z reguły większe opady niż zawietrzne, małe opady występują w kotlinach śródgórskich (cień opadowy)

• prądy morskie - wybrzeża wzdłuż których płyną ciepłe prądy morskie (golfstrom) cechują się dużymi opadami, a te wzdłuż których płyną zimne prądy morskie (benguelski, peruwiański) są bardzo suche. Wynika to z występowania w tych miejscach inwersji termicznej (im wyżej tym jest cieplej), a tym samym braku warunków do wznoszenia i adiabatycznego ochładzania się powietrza. Cechą charakterystyczną tych wybrzeży są bardzo częste mgły. Występują tam pustynie nadbrzeżne (zwane mglistymi) np.: Atacama w Ameryce Pd. czy Namib w Afryce

1. Opady na kuli ziemskiej rozmieszczone są w swoistych pasach (które pokrywają się z strefami klimatycznymi)

1. największe opady występują w sąsiedztwie Równika oraz w Azji Południowo-Wschodniej

2. Okolice Równika w Ameryce Południowej, w Afryce i na Archipelagu Malajskim praktycznie przez cały rok nawiedzają codzienne deszcze zenitalne. Z kolei w Azji Południowo-Wschodniej decydujący wpływ na wielkość opadów ma cyrkulacja monsunowa¹

3. Obfite opady deszczu w okolicach równika i w strefie umiarkowanej wynikają z tego, że występują tam niże baryczne, które powodują, iż wznoszące się powietrze ulega schłodzeniu, co sprzyja skraplaniu się pary wodnej.

Stałe układy baryczne powstające na kuli ziemskiej mają główny wpływ na wielkość opadów, a wynikają z ogólnej cyrkulacji powietrza² na kuli ziemskiej (omówiono ją w dalszej części)

1. Cyrkulacja powietrza warunkuje także obszary o najmniejszej ilości opadów (strefa zwrotnikowa i okołobiegunowa). W tych strefach występują ciągłe wyże baryczne i tworzenie się chmur burzowych jest utrudnione.

2. Natomiast opady najmniejsze występują generalnie wzdłuż Zwrotników. Ogrzane nad równikiem i uniesione do góry powietrze ochłodziło się w troposferze i nad zwrotnikami zaczyna opadać na ziemię zwiększając swoją gęstość i ciepło. Opadające i ogrzewające się powietrze nie sprzyja powstawaniu chmur i opadów.

3. W strefie umiarkowanej spotykają się dwie masy powietrze (wiatry wschodnie wiejące z nad biegunów w stronę równika i wiatry wiejące od zwrotników w stronę biegunów). To powietrze jest chłodniejsze więc ogrzewa się i wędruje do góry. Tworzy się cyklon (niż) i w strefie umiarkowanej występują również silne opady.

1. Podział na strefy ze względu na wielkość opadów.

Na rozmieszczenie stref o podobnej ilości opadów wpływa wiele czynnikó. Jednym z nich jest połóżenie geograficzne głównie szerokość geograficzna. Strefy o takich samych opadach rozciągają się właśnie równoleżnikowo, ponieważ duży wpływ na ilość opadów mają stosunki termiczne. Oprócz temperatury wpływ na ilość występujących opadów mają wiatry, odległość od zbiorników wodnych, prądy morskie, ukształtowanie powierzchni i rozkład jej form.
Najobfitsze opady charakteryzują strefę równikową. Strefa klimatu równikowego wybitnie wilgotnego. Występują tam ruchy konwekcyjne powietrza, temperatura cały rok utrzymuje się na podobnej wysokości ok. 25. Występują tu tzw. Deszcze zenitalne, które padają gdy słońce znajduje się w zenicie. Opady roczne to ok. 2000 mm. Descze w tej strefie padają cały rok, a nasilają się w okresach górowania Słońca nad równikiem, kiedy to kąt padania promieni słonecznych jest tu największy. Kotlina Kongo ok. 2000mm, Półwysep Malajski ok. 3000 mm(monsuny) , Nizina Amazonki 2000-3000 mm charakteryzują się takimi właściwościami.
Wraz z oddalaniem się od równika opady maleją. W typie klimatu podrównikowego wilgotnego występuje jedna pora deszczowa i opady kształtują się w granicach 1000-2000 mm. Przyczyną tego jest oczywiście położenie geograficzne i związane z tym zróżnicowanie warunków termicznych. W typie podzwrotnikowym sychym występuje już tylko jesdna pora deszczowa i opady kształtują się w granicach 500-1000 mm.
W strefie klimatu zwrotnikowego opady występują wręcz sporadycznie. Mówi się, że występuje ty jedna pora deszczowa, ale często zdarza się tak, że przez cały rok nie występują ty opady. Przyczyną tego są bardzo (wysokie temperatury, prądy zstępujące oraz występujące tu stałe wyże.)!!!!. Opady wahają się się tu od 100 do 250 mm. Konsekwencją tego jest powstawanie pustyń np. Sahary, Wielkiej Pustyni Piaszczystej, Kalahari czy Atacamy. Mówiąc o pustyni Atacama i Namib nie sposób nie wspomnieć o zimnych prądach morskich, które powodują wybitne osuszenie się tych rejonów oraz głównie w przypadku Atacama położenie w bliskiej odległości od Kordylierów. Bardzo ważny jest również wpływ witrów na opady. Na obszarze Azji Południowo wschodniej występują bardzo obfite opady nawet w szerokościach zwrotnikowych. Jest to związane z wiejącymi tam bardzo wilgotnymi wiatrami okresowymi tzw. Monsunami.
Opady w klimatach podzwrotnikowych występują w okresie jesienno zimowym i kształtują się rózniew w zależności od kontynentalizmu danego obszaru. Z jednej strony opady w wysokości 500 mm w obszarze morza Śródziemnego i Płd. Afryki oraz nawet pustynie np. wyżyna Irańska. Zdrugiej strony opady w wysokości 1000 mm w południowej Australii i Wschodnim wybrzeżu USA.
W strefie klimatów umiarkowanych duży wpływ na opady mają kontynentalizm oraz wiatry. Opady wachają się tu w granicach 500-1000mm i występują w okresie całorocznym , ale przeważnie są obfitsze w lecie. Jednak są obszary gdzie opady wynoszą 250mm i mniej np. Nizina Turańska czy Pustynia Gobi. Przyczyną tego jest skrajny kontynentalizm oraz rozkład formy terenu – Tybet stanowi granicę dla wilgotnych mas powietrza. Oczywiście są też i rejony o wyższych opadach niż ogólnie przyjęte np. południowa część Nowej Zelandii ok. 2000mm.( monsunowa odmiana klimatu). Zachodnie wybrzeża Europy to opady w wysokości 1000mm. Jest to spowodowane wilgotnymi wiatrami zachodnimi oraz morską odmianą klimatu czyli bliskość zbornika wodnego. Obszary klimatów Okołobiegunowych są obszarami o małych opadach. Jest to związane z niskimi temperaturami (brak parowania). Wysokość opadów w tym rejonie to od 100 do 250 mm. Ciepły prąd Zatokowy powoduje jednak podwyższenie temperatur i w konsekwencji opady w rjonie Islandii to 1000mm. Oddzielnie należy rozpatrywać opady w rejonach górskich. W górach opady są wyższe, ale to także zalęży od wiatrów. Jeżeli góry są wyraźną przeszkodą orograficzną dla wiatrów wilgotnych jak np. monsunów.

• - strefa równikowa - roczna suma opadów powyżej 2000 mm. Charakterystyczne dla tej strefy są codzienne popołudniowe obfite opady deszczu. Są to deszcze zenitalne. W związku z dużym nagrzaniem podłoża występują tam silne ruchy konwekcyjne powietrza, prowadzące do powstawania chmur burzowych;

• - strefa podrównikowa - roczna suma opadów 1000-2000 mm. Jest to strefa gorąca z porą deszczową i porą suchą. Pora deszczowa występuje podczas zenitalnego położenia Słońca; -

• strefa zwrotnikowa - roczna suma opadów poniżej 250 mm. Są to obszary związane z występowaniem wyżów podzwrotnikowych. Rozwój chmur jest tam niemożliwy ze względu na osiadające powietrze;

• - strefa monsunowa - jest związana z półrocznym cyklem zmian monsunów. Bardzo duże opady przynosi monsun letni wiejący od oceanu. W czasie monsunu zimowego panuje susza. Roczna suma opadów jest zróżnicowana od 500 mm do 2000 mm i więcej;

• - strefa podzwrotnikowa - roczna suma opadów w granicach 500-1000 mm. Opady występują w zimie, gdy na te obszary napływa wilgotne powietrze polarne. W lecie brak opadów, gdyż tereny te znajdują się pod wpływem wyżów podzwrotnikowych;

• - strefa umiarkowana - roczna suma opadów jest bardzo zróżnicowana. Wielkość opadów zależy od bliskości oceanu. Najobfitsze opady występują na zachodnich wybrzeżach kontynentów (ponad 1000 mm). Najmniej opadów jest we wnętrzach kontynentów (poniżej 500 mm). Większość opadów w strefie umiarkowanej to opady frontalne;

• - strefa okołobiegunowa - roczna suma opadów poniżej 250 mm. Są to równomiernie rozłożone w ciągu roku opady śniegu.

1. Cyrkulacja monsunowa - system wiatrów ogólnej cyrkulacji atmosfery, związany z przemieszczaniem się strefy konwergencji międzyzwrotnikowej w ciągu roku, który charakteryzuje się sezonową stałością niektórych kierunków wiatru i zmianą ich na przeciwny z sezonu na sezon. W lecie wieje w kierunku lądu wilgotny monsun znad oceanu, a w porze zimowej wieje suchy monsun lądowy w kierunku oceanu. Monsuny są charakterystycznymi wiatrami strefy okołozwrotnikowej. Typowym obszarem monsunowym jest południowa i południowo-wschodnia Azja. Przyczyną cyrkulacji monsunowej jest nierównomierne nagrzewanie się sąsiadujących ze sobą dużych obszarów oceanicznych i lądowych. Woda nagrzewa się wolniej od lądu, ale dłużej utrzymuje ciepło. Powoduje to powstawanie monsunów:
   -letniego (morskiego)-latem kontynent azjatycki silnie się nagrzewa. Od niego nagrzewa się powietrze, które unosi się do góry. W ten sposób nad kontynentem tworzy się niż termiczny. Nad oceanem powietrze jest chłodniejsze i wilgotniejsze niż nad lądem-tworzy się tam wyż. Wobec tego ruch przypowierzchniowych warstw powietrza odbywa się z oceanu na ląd.
   Przynosi on nad ląd dużo wilgoci, więc latem często występują opady deszczu. Na drodze monsunu letniego wyrasta w południowej Azji ogromna bariera górska, Himalaje. Po południowych stokach tych gór powietrze wznosi się i ochładza. Zawarta w nim para wodna skrapla się przez co padają tam częste i obfite deszcze.
   -zimowego (lądowego)-w zimie ląd ochładza się bardzo szybko i tworzy się obszar wysokiego ciśnienia (wyż). Wody Oceanu Indyjskiego działają natomiast ocieplająco na zalegające tam powietrze. Unosi się ono do góry. Tworzy się niż baryczny. W konsekwencji zimą monsuny wieją znad Azji ku Oceanowi Indyjskiemu. Są to wiatry chłodne i suche.

2. Cyrkulacja globalna powietrza - Krążenie powietrza nad kulą ziemską jest zależne od ilości promieniowania słonecznego dochodzącego do powierzchni Ziemi i pochłanianego przez ta powierzchnię. Ciepło emitowane przez Ziemię w strefie równikowej jest źródłem konwekcji termicznej powietrza, które unosząc się do góry rozpręża się - jego energia wewnętrzna maleje - powietrze ochładza się adiabatycznie. W górnej częsci troposfery powietrze rozchodzi się w kierunku biegunów i gdyby Ziemia nie obracała się dookoła swojej osi, to masy tego powietrza wędrowałyby w górnej części troposfery do bieguna, gdzie zimne powietrze opadałoby na ziemię i stamtąd przemieszczałoby przy powierzchni Ziemi ku równikowi. Ruch wirowy Ziemi i związana z nim siłą Coriolisa powoduje jednak odchylanie się kierunku przemieszania się mas powietrza na półkuli pólnocnej w prawo, a na południowej w lewo. 

W efekcie wyróżniamy na Ziemi trzy powiązane komórki cyrkulacyjne: 

• komórkę cyrkulacji bezpośredniej Hadleya w strefie międzyzwrotnikowej

• komórkę cyrkulacji wymuszonej Ferrela w umiarkowanych szerokościach geograficznych

• komórkę polarną w strefie okołobiegunowej

1. Cyrkulacja w strefie międzyzwrotnikowej:

Nad równikiem występuje silna konwekcja termiczna wywołana intensywnym ogrzewaniem powierzchni Ziemi przez promieniowanie słoneczne. Powoduje to powstanie w strefie równika stałego układu niskiego ciśnienia. Ciepłe i wilgotne powietrze unosi sie do góry i ochładza się. Para wodna w nim zawarta skrapla się - powstają potężne, rozbudowane pionowo Cumulonimbusy, z których przeważnie codziennie popołudniu występują intensywne opady deszczu połączone z wyładowaniami atmosferycznymi. Deszcze te nazywa się zenitalnymi, gdyż są najbardziej intensywne w okresie zenitalnego górowania Słońca nad równikem. W górnej troposferze powietrze (w tym momencie zimne i suche) rozchodzi się w kierunku biegunów. Siła Coriolisa powoduje, że masy tego powietrza skręcają w kierunku wschodnim. W okolicach zwrotników powietrze to zaczyna opadać na powierzchnię Ziemi (przyczyny to zmniejszanie się grubości troposfery oraz zmniejszenie się średnicy równoleżników). Opadając powietrze zaczyna się sprężać - jego energia wewnętrzna rośnie - staje się coraz cieplejsze, a przy powierzchni Ziemi tworzą się stałe układy wysokiego ciśnienia. Opadanie i ogrzewanie powietrza to czynniki niesprzyjające powstawaniu chmur i opadów, dlatego też strefa zwrotnikowa należy do najsuchszych na Ziemi. Następnie powietrze z wyżów zwrotnikowych kieruje się ku równikowemu niżowi - powstają stałe wiatry pasatowe. Odchylają się one pod wpływem siły Coriolisa i na półkuli pólnocnej tworzą wiatry północno-wschodnie, a na półkuli południowej wiatry południowo-wschodnie. Pasaty są wiatrami stałymi, ciepłymi i albo suchymi (jeżeli wieją np.: z nad Sahary) albo wilgotnymi (jeżeli wieją np.: z nad Oceanu Indyjskiego). Pasaty obu półkul oddzielone sią strefą przejściową zwaną międzyzwrotnikową strefą zbieżności. Jest ona związana z strefą niskiego ciśnienia na równiku. Szerokość międzyzwrotnikowej strefy zbieżności jest większa z reguły nad oceanami. Powoduje to występowanie równikowych stref ciszy.

1. Krążenie powietrza w strefie umiarkowanej

Powietrze osiadające w wyżach zwrotnikowych kieruje sie nie tylko w kierunku równika (tworząc pasaty), ale również w kierunku biegunów. Działająca coraz bardziej siła Coriolisa powoduje szybkie odchylenie tych wiatrów. W efekcie w strefie umiarkowanej występuje obszar stałych wiatrów zachodnich. Są one szczególnie silne na półkuli południowej, gdyż brak tam barier lądowych (żeglarze nazywają te rejony "ryczącymi czterdziestkami" i "wyjącymi pięćdziesiątkami").

W strefach umiarkowanych szerokości geograficznych – w których na szerokości ok. 60° następuje zetknięcie zimnego powietrza, napływającego z wyżów okołobiegunowych, z ciepłym strumieniem powietrza pochodzącego ze zwrotnikowych ośrodków wysokiego ciśnienia. Zimne, ciężkie powietrze wypycha do góry lżejsze, ciepłe masy – powstaje pionowy prąd wstępujący, a przy powierzchni Ziemi tworzy się strefa obniżonego ciśnienia. Ponieważ zimne powietrze porusza się ze wschodu na zachód, natomiast ciepłe w kierunku odwrotnym, w strefie ich styku powstają zawirowania.

Powstaje pas niskiego ciśnienia, który stanowi granicę między cyrkulacją strefy umiarkowanej a cyrkulacją strefy okołobiegunowej. Układ cyrkulacyjny między strefą zwrotnikowego pasa wysokiego ciśnienia, a okołobiegunową strefą niskiego ciśnienia, nosi nazwę komórki Ferrela.

Zjawisko niżów barycznych charakterystyczne dla średnich szerokości nie występuje w obszarach tropikalnych czy w podzwrotnikowych.

Istotną cechą umiarkowanych szerokości geograficznych są częste zaburzenia cyrkulacji związane z powstawaniem, rozwojem, przemieszczaniem się i zanikiem układów barycznych, zwłaszcza niżowych. W strefie tej, szczególnie na półkuli północnej, występuje zmienność kierunków wiatru i w konsekwencji duża zmienność typów pogody. Układy baryczne, pchane przez wiatry zachodnie, mają wyraźną tendencję do przemieszczania się w kierunku wschodnim. Ich trwałość jest stosunkowo niewielka, rzadko przekracza kilkanaście dni.

1. Krążenie powietrza w strefie okołobiegunowej

Na biegunach występują stałe układy wysokiego ciśnienia. Ich powstanie jest związane z bardzo zimnym podłożem, od którego ochładza się powietrze. Staje się on cięższe i opada na powierzchnię ziemi (wyże termiczne). Od wyżów biegunowych wieją w kierunku równika wiatry, które są bardzo silnie odchylane przez siłę Coriolisa (w strefie okołobiegunowej ma ona największą wartość). Tworzy się okołobiegunowy układ wiatrów wschodnich.

Cyrkulacja w obszarach okołobiegunowych jest uwarunkowana termicznie. Niewielka ilość docierającej energii słonecznej powoduje znaczne wychłodzenie powierzchni tych regionów, a co za tym idzie, zalegającego nad nimi powietrza. Stwarza to warunki do prądów opadających i utrzymywania się układów wysokiego ciśnienia. Opadające powietrze odpływa dołem w kierunku niższych szerokości geograficznych. Masy powietrza docierając do okołobiegunowej strefy zbieżności (niskiego ciśnienia) poddane są pionowemu wznoszeniu, po czym powietrze wraca górną troposferą w kierunku biegunów. Taki schemat ogólny panuje w obydwu komórkach okołobiegunowych.

1. Cyrkulacja pasatowa jest to krążenie powietrza w strefie międzyzwrotnikowej. Składa się ze stałych wiatrów: pasatów - wiejących z od zwrotnikowych wyżów do niżu równikowego i antypasatów - wiatrów wiejących w górnej warstwie troposfery znad strefy równikowej ku zwrotnikom.

Proces cyrkulacji pasatowej przebiega następująco:

W pobliżu równika powietrze się ogrzewa i unosi ku górze, w czego efekcie tworzy się okołorównikowa strefa niskiego ciśnienia. W górnej warstwie troposfery powietrze się rozdziela i odpływa w dwóch kierunkach na północ i południe, ku wyższym szerokościom geograficznym, w postaci antypasatu. Wiatry te zakrzywione są przez siłę Corriolisa.

W okolicach 30 - 35º szerokości geograficznej N i S powietrze się ochładza, w wyniku czego staje się cięższe i opada w dół. W konsekwencji tworzy się tu układ wysokiego ciśnienia. Przy powierzchni Ziemi część powietrza odpływa ku wyższym szerokościom geograficznym, a część kieruje się z powrotem w stronę równika, w postaci pasatu. Po dotarciu do równika powietrze ponownie się ogrzewa i cykl się powtarza.

Istnienie cyrkulacji pasatowej jako pierwszy stwierdził Hadley w XVIII wieku, który stworzył pierwszy model cyrkulacji atmosfer. Stąd też obszar do około 30º szerokości geograficznej N i S nazywa się komórką cyrkulacji bezpośredniej Hadley'a.

pasaty – na półkuli północnej są to wiatry północno-wschodnie, a na półkuli południowej, południowo-wschodnie

Atmosfera ziemska – powłoka gazowa otaczająca planetę Ziemię, utrzymywana przy powierzchni przez grawitację planety. Ogrzewa ona powierzchnię Ziemi dzięki efektowi cieplarnianemu i zmniejsza różnice temperatur między stroną dzienną i nocną. Pozwala także na istnienie różnorodnego życia na Ziemi, dostarczając substancji niezbędnych do jego podtrzymania i chroniąc przed promieniowaniem ultrafioletowym.

Skład chemiczny powietrza suchego w warstwie przypowierzchniowej (do około 100 km wysokości):
- azot - 78,08%
- tlen - 20,95%
- argon - 0,93%
- inne gazy (neon, hel, metan, krypton itp.) - 0,01%

Wyróżniamy kolejno następujące warstwy:

• TROPOSFERA- warstwa przylegająca do powierzchni Ziemi o grubości średniej około 10-12 km. Najcieńsza jest nad biegunami - 7 km, a najgrubsza w strefie międzyzwrotnikowej - do 18 km. Grubość troposfery w okolicy równika zmienia się w cyklu rocznym - warstwa ta jest zawsze najgrubsza w pobliżu miejsca zenitalnego górowania Słońca. W warstwie tej temperatura maleje jednostajnie ze wzrostem wysokości o 0,6^oC/100m i na górnej granicy troposfery osiąga wartość od -55°C (nad obszarami podbiegunowymi) do -80°C (nad obszarami równikowymi); troposfera zawiera ponad 99% znajdującej się w atmosferze pary wodnej, toteż wszystkie procesy związane z kondensacją pary wodnej zachodzą niemal wyłącznie w tej warstwie. Ciśnienie atmosferyczne maleje wraz z wysokością osiągając na granicy z tropopauzą wartość około 200 hPa.

• STRATOSFERA- warstwa rozciągająca się nad troposferą do wysokości około 50 km. Dolna część stratosfery jest warstwą o prawie stałej temp. (od -45° do -75°C), w górnej (od wys. 20-25 km) temperatura powietrza, wskutek pochłaniania promieniowania słonecznego (cząsteczki ozonu O₃pochłaniają promieniowanie nadfioletowe i rentgenowskie), wzrasta wraz z wysokością przekraczając wartość 0°C; ilość pary wodnej w stratosferze jest niewielka, nie występują w niej chmury, jednak niekiedy na wys. 20-30 km obserwuje się obłoki iryzujące. W stratosferze występuje prawie cały ozon atmosferyczny, a jego największa kumulacja występuje na wyspokości od 20 do 35 km (gdyby cały ozon atmosferyczny sprowadzić do poziomu morza, czyli normalnego ciśnienia atmosferycznego, to utworzyłby on warstwę o grubości kilku milimetrów). Warstwę tą nazywamy ozonosferą.

• MEZOSFERA- sięga do wysokości 80-85 km i cechuje się szybkim spadkiem temperatury do około -90^oC, a nawet do -120^oC. Ciśnienie atmosferyczne wynosi w tej warstwie zaledwie około 1 hPa. Występuje tu silna turbulencja cząsteczek powietrza.

• TERMOSFERA- sięga do wysokości około 500-600 km od powierzchni Ziemi. Temperatura rośnie wraz z wysokością i w górnej części osiąga wartości wyższe niż 1500^oC. Przyczyną jest pochłanianie promieniowania słonecznego przez tlen atomowy, który jest głownym składnikiem powietrza na tej wysokości. W dolnej częsci termosfery znajduje się jonosfera. Powietrze jest w niej silnie naelektryzowane. Naelektryzowane cząsteczki powietrza odbijają fale radiowe - umożliwiają łączność radiową między miejscami bardzo odległymi od siebie. Oddziaływanie wiatru słonecznego na jony powietrza wywołuje zjawisko zorzy polarnej.

• EGZOSFERA- najbardziej zewnętrzna warstwa atmosfery ziemskiej składająca się głównie z wodoru i helu. Następuje tu wymiana materii między Ziemią a przestrzenią kosmiczną (cząstki powietrza osiągają duże prędkości i mogą ulatywać w kosmos). Temperatura spada do bliskiej zera bezwzględnego (-273^oC)