OBIEG WODY W PRZYRODZIE. W powietrzu atmosferycznym woda znajduje się w postaci pary wodnej. Para wodna przedostaje się do atmosfery w wyniku parowania z powierzchni wodnych i lądowych, transpiracji roślin, sublimacji pokrywy śnieżnej i lądowej występuje w postaci stałej, intercepcja (przez powierzchnię roślin). W atmosferze parują cząsteczki chmur i mgieł. Powierzchnia oceanów i mórz dostarcza rocznie do atmosfery ok. 86 %, a lądy 14 % pary wodnej. W procesie wymiany pary wodnej pomiędzy powierzchnią ziemi a atmosferą przeważa strumień skierowany ku górze, zawartość pary wodnej w przyziemnej warstwie powietrza jest największa , a decyduje o niej rodzaj powierzchni parującej oraz intensywność pionowego i poziomego przemieszczania tej pary wodnej związana z warunkami meteorologicznymi (temp., ciśnienie atmosferyczne, prędkość wiatru). Adwekcja decyduje też o zawartości pary wodnej, morskie powietrze przenosi większe ilości pary wodnej. Duże znaczenie pary wodnej związane z przemianami fazowymi. Na zamknięty cykl obiegu wody w przyrodzie składają się powiązane procesy : 1). parowanie otwartych powierzchni wodnych i z gór, transpiracja roślin 2). unoszenie pary wodnej ku górze drogą ruchów konwekcyjnych (pionowych) i turbulencyjnych chaotycznych 3). przenoszenie pary wodnej na wielkie odległości dzięki ruchom poziomym wraz z masami powietrza zmiany cech fizycznych następują w czasie drogi - transformacja mas powietrza (wilgotne się osusza) 4). kondensacja, skraplanie pary wodnej - która rozpoczyna się od nasycenia, stan ten następuje przy spadkach temp. Duże skupisko drobnych kropelek wody w wolnej atmosferze tworząc mgły i chmury 5). narastanie elementów chmury (kropel, ziaren, płatków itp.) do takich rozmiarów, że siła ciężkości przeważa nad innymi siłami wprawiającymi powietrze w ruch, następuje wypadanie tych produktów dających opad 6). gdy osiągnie powierzchnię ziemi następuje nim zasilanie wód stojących i płynących - spływ po powierzchni gruntu, wsiąkanie w głąb, w gruncie występuje przepływ podziemny, a miejscami woda wypływa na powierzchnię w postaci źródeł, gdy wnika ponownie parowanie Intensywność ogniw cyklu zależy od dopływu ciepła i cyrkulacji atmosfery oraz charakteru podłoża. Ogniwa obiegu wody w przyrodzie : - atmosfera - parowanie, kondensacja, opady - powierzchnia - intercepcja, spływ powierzchniowy, infiltracja - gleba - wilgotność gleby, potencjał wodny, siła ssąca, ruch wody - roślina - absorpcja przez kałuże, przepływ przez roślinę, transpiracja
PAROWANIE Polega na przechodzeniu cząstek pary wodnej, które odrywają się od powierzchni wilgotnych ciał stałych i przenikają drogą dyfuzji do otoczenia. Przy opuszczaniu środowiska wodnego cząstki wody muszą pokrywać siły wzajemnego przyciągania i opór powierzchni (błonki powierzchni) to zapas energii własnej będzie czerpiąc je z otoczenia tj. tzw. utajone ciepło parowania, które jest zmagazynowana w parze wodnej i zostaje oddawana otoczeniu w procesie kondensacji, skraplania w tej samej ilości, w której jest pobierana [jednostka ciepła w m2min-2, jednostka strat wody mm]. Zależy od : - temp. otoczenia i ciała promieniującego - wilgotności powietrza (niedosyt > parowania) - prędkość wiatru (przenoszenie wody > niedosyt) - ciśnienia atmosferycznego Wzrost temp. i wiatru wzmaga parowanie, natomiast wysoka wartość wilgotności i ciśnienia zmniejsza parowanie. Rodzaje parowania (proces fiz.) 1. Z wolnej powierzchni wodnej (duży zbiornik wodny). 2. Z gleby. 3. Transpiracji (parowanie biologiczne). 4. Ewapotranspiracji. Parowanie terenowe; z gleby; z wody; z roślin na danym obszarze. Ewapotranspiracja - potencjalna lub rzeczywista. Parowanie potencjalne (max. możliwe) - jest to ilość wody, która mogłaby być odprowadzana w postaci pary wodnej do atmosfery gdyby powierzchnia graniczna między atmosferą a jej podłożem była stale wilgotna (woda jest nieograniczona). Parowanie potencjalne można wyznaczyć różnymi metodami. Istnieją dwie główne metody - bezpośrednia (pomiarowe), pośrednie (obliczeniowe). SPOSOBY POMIARU PAROWANIA. Bezpośrednie aparatura - dość trudna w obsłudze, długie pomiary. Pomiar strat wody z wapienia ewaporometr lub strat wody z uzupełniającej monolitami gleby z roślinnością, lizymetrów. Pośrednie - oparte na równaniach fizycznych strat lub na metodach opisujących lub symulujących proces parowania. TRANSPIRACJA. Parowanie wody z roślin jest procesem fizjologicznym regulującym pracę aparatu szparkowego w roślinie. Natężenie transpiracji zależy od pogody, natężenie światła, zawartości wody w tkankach liści, cech gatunkowych roślin. Rośliny pobierają z gleby więcej wody niż potrzebują dobudowy tkanek. Na produkcję substancji organicznej, w procesie fotosyntezy roślina zużywa 1-1,5% całości pobieranej wody, reszta ok. 90% wykorzystywana jest w procesach życiowych regulujących temp. za pomocą receptorów szparkowych oraz transport składników pokarmowych i wyparowywana jest do atmosfery.
KONDENSACJA PARY WODNEJ. Proces polegający na przejściu wody ze stanu gazowego w ciekły lub bezpośrednio ze stanu gazowego w stały. Proces sublimacji. Przyczyną kondensacji jest obniżenie temp. do punktu rosy co świadczy o pełnym nasyceniu powietrza parą wodną (poczytać) Warunkiem koniecznym kondensacji jest: 1. t < td (temp. pkt. rosy) 2. Obecność jąder kondensacji Jądra kondensacji - cząstki drobne, zawieszone w powietrzu, na których następuje skraplanie pary wodnej. Najbardziej aktywne jądra kondensacji to: higroskopijna część soli morskiej, dostająca się wskutek rozbryzgiwania się fal morskich, w miarę oddalania się od powierzchni gruntu liczba zawieszonych cząstek szybko maleje.
Przyczyny kondensacji. 1). Adiabatyczne ochłodzenie powietrza (zmiana temp. bez wymiany ciepła z otoczenia): a). Przy turbulencyjnym i konwekcyjnym wznoszeniu się powietrza (różnica temp., zmiana szorstkości powierzchni) b). Przy wślizgiwaniu się powietrza wzdłuż powierzchni frontalnych c). Na grzbietach fal atmosferycznych powstających na granicy dwóch wilgotnych mas o różnej temp. 2). Ochładzania się powietrza na skutek: a). Wypromieniowania cieplnego (długofalowego) z powierzchni ziemi do wyższych i chłodniejszych warstw atmosfery b). Zetknięcia się ciepłych i wilgotnych mas powietrza z ochładzającej się ziemi i przedmiotów znajdujących się na niej c). Parowanie z powierzchni cieplejszej do środowiska chłodniejszego Pierwotnymi produktami kondensacji, sublimacji są: kropelki i kryształki, z których powstaje rosa (temp. „+”) lub szron (temp. „−”), mgły i zamglenia oraz chmury, struktura mgły i chmury jest zasadniczo taka sama, lecz przyczyny ich powstawania jak również zasięg i wysokość, na jakich występują są różne.
CHMURY: - wodne (kropelkowe) - wodne (krystaliczne) - mieszane Chmury jednorodne nie dają opadu, opad występuje z chmur pierzastych. Geneza chmur: wygląd chmur zależy od warunków jakie panowały w momencie ich powstawania. Wyróżniamy typy genetyczne: - konwekcyjne - tworzą się przy chwiejnej stratyfikacji (równowaga chwiejna, stała, obojętna) Cb, Cn - chwiejna, prądy wstępujące - falowe - Ac soczewkowate - ślizgowe wznoszenia - stratusy, tworzą się przy równowadze stałej lub przy ruchu wślizgowym po powierzchni frontalnej. Każda chmura burzowa ma kila okresów opadowych Cb, Ns - opad
Opady spadające na powierzchnię ziemi
Powstawanie opadów atmosferycznych. Gdy elementy chmur osiągną takie rozmiary, że grawitacja przewyższa motoryczne siły poziome i pionowe, wówczas spadają na powierzchnię ziemi w stanie ciekłym, stałym zależnie od temp. Jakie są przyczyny narastania kropel i kryształków wodnych. Efekt wzajemnego łączenia się kropel przy zderzeniach jest niewielki ponieważ na skutek sprężystości ulegają odbijaniu (jednoimienne ładunki). Większe znaczenie ma tzw. dyfuzja czyli samorzutne przechodzenie jednych elementów na in. Dużą rolę odgrywa wielkość, kształt i jakość elementu chmur. Zasadnicze znaczenie przypisuje się procesowi Bergenona-Findejsena. Duże znaczenie ma fakt, że w chmurach mieszanych para wodna nasycona względem kropel wody staje się przesycona względem kryształków wodnych, powoduje to szybki wzrost kryształków wodnych kosztem kropelek wodnych. W chmurach leżących powyżej izotermy 0° kropelki wody przechłodzone mogą wyst. dosk. Kryształków lądowych w przedziale od -10°do 20° przy czym wyst. przepływ kropelek wody. W tym przedziale temp. większe jest ciśn. pary wodnej na wodę, kropelki wody szybko parują, a wyparowana woda powiększa kryształki wody, które osiągają wielkość wystarczającą do wypadnięcia z chmur. W trakcie wypadania kryształki na trasie zwiększają swoją obj. poprzez oblepianie w trakcie zderzenia z kropelkami wody. Przy przekroczeniu izotermy 0° dalej następuje ten proces zwiększania obj. kropel.
MGŁY Mgły - stanowią środowisko produktów kondensacji, zawieszone w powietrzu, sięgające w miejscu obserwacji do powierzchni ziemi.
Ze względu na różne przyczyny ich powstawania wyróżniamy:
OPADY ATMOSFERYCZNE. „Opady” inaczej „hydro - meteory” (zjawiska związane z wodą w atmosferze), produkty kondensacji pary wodnej nie tylko spadające na powierzchnię ziemi, ale również unoszące się w powietrzu i osiadające na przedmiotach. Rodzaje opadów: Deszcz - rozmiary kropelek są różne 0,5-5,0 mm. Max. 7-8 mm. Mżawka - < 0,5 mm. (5) Śnieg - opad kryształków lodu gdy temp. powietrza jest bliska 0° kryształki się zwiększają i łatwo się zlepiają, dając duże płaty. Podstawową formą tego opadu są gwiazdki sześcioramienne (woda krystalizuje w ukł. sześciokątnym) o niezwykle pięknym ornamencie. Śnieg z deszczem - występuje przy temp. ok. 0°C. Krupy śniegu - opad białych bryłek o śr. 2-5 mm. Grad - opad w postaci stałej z chmur Cb, większe grudki od 0,5-50,0 mm. Pokrywa śnieżna - jest efektem opadów w postaci stałej przy trwale ujemnych temp. Tworzą bardziej lub mniej zwartą grubą powłokę utrzymującą się przez dłuższy i krótszy czas. Zamieć śnieżna - jest przenoszeniem śniegu przez silny wiatr bez równoczesnego opadu śniegu. Zawieja śnieżna - opad śniegu + porywisty wiatr.
Opady osiadające - osady.
|
Bilans wodny - jest to zestawienie obiegu wody w przyrodzie na poszczególnych obszarach (np. dorzecze, zlewisko itd.), z rozróżnieniem na przychody i rozchody (odpływy). Mierzy się go, biorąc pod uwagę ilość opadów na danym terenie, odpływ powierzchniowy i podziemny z danego terenu, parowanie. Do obliczania bilansu wodnego stosuje się "Równanie bilansu wodnego Pencka" P=H+E+ΔR gdzie P - opady; H - odpływ (podziemny, powierzchniowy); E - parowanie; ΔR - zmiana retencji (retencja powierzchniowa, podziemna)
MASY POWIETRZA
Masa powietrza - fragment troposfery (duża objętość powietrza) o względnie jednorodnych właściwościach fizycznych, w tym zwłaszcza temperaturze i wilgotności, ukształtowanych nad określonym typem podłoża.
FRONTY ATMOSFERYCZNE Jeśli dwie masy powietrza różniące się właściwościami fizycznymi, a szczególnie temperaturą, zetkną się ze sobą, to powstaje między nimi cienka warstwa przejściowa, którą nazywamy powieszchnią frontową lub frontem atmosferycznym. Obszar przecięcia się wymienionej warstwy z powieszchnią Ziemi nazywamy linią fontu. W obszarze tej warstwy występują duż poziome gradienty elementów meteorologicznych, zwłaszcza temperatury oraz zmienia się kierunek i prędkość wiatru. Duże, nierzadko skokowe zmiany poziome temperatury powodują powstanie w strefie fronyowej pionowego ruchu powietrza, który jest z kolei przyczyną dużego zachmurzenia i opadów. Fronty atmosferyczne powstają na ogół pod wpływem określonych ruchów w atmosferze,. zbliżających do siebie masy powietrza o różnych temperaturach. Ponadto muszą istnieć i wzrastać poziome gradienty temperatury powietrza, warunkujące powstanie frontu zamiast stopniowego przechodzenia jednej masy powietrza w drugą. Takie tworzenie się frontu nazywa się frontogenezą, a zanikanie frontu nosi nazwę frontolizy. Podział frontów. Fronty atmosferyczne mogą być stacjonarne, czyli nie wykazujące wyraźnego ruchu lub ruchome. Do najważniejszych stacjonarnych frontów atmosferycznych należą tzw. główne fronty atmosferyczne - arktyczny, polarny i zwrotnikowy, stanowiące planetarne strefy frontowe. W froncie stacjonarnym trudno jest określić typowy przebieg pogody; poszczególne odcinki tego frontu mogą charakteryzować się odmiennymi warunkami pogodowymi.Fronty ruchome można podzielić na ciepłe, chłodne i zokludowane. Front ciepły - jest warstwą przejściową między ustępującym powietrzem chłodnym a nasuwającym się nań powietrzem ciepłym, charakteryzującą się przy tym małym kątem nachylenia względem powierzchni Ziemi. Przy froncie ciepłym powietrze cieplejsze, wślizgując się wzdłuż powierzchni frontowej na powietrze chłodniejsze, oziębia się adiabatycznie i ulega kondensacji. W wyniku tego powstają chmury pierzaste i warstwowe, od Ci i Cs poprzez As aż do Ns. Chmury warstwowe deszczowe dają zwykle ciągłe opady deszczu lub śniegu, przy czym strefa opadów występuje przed linią frontu i rozciąga się średnio na 200 - 400 km. W układzie frontu ciepłego przy równowadze chwiejnej mogą powstawać również chmury kłębiaste deszczowe i powodować ulewy oraz burze. Front ciepły przynosi pogodę pochmurną, deszcze, a w zimie odwilż i opady śniegu. Front zimny - jest to warstwa przejściowa między ustępującym powietrzem ciepłym a napływającym dołem powietrzem chłodnym. Powietrze chłodne przemieszcza się dołem do przodu, a powietrze ciepłe cofa się przed nim lub zostaje przez powietrze chłodne wypchane do góry. Wskutek wpływu tarcia czoło szybko przemieszczającego się przy ziemi chłodnego powietrza ma kształt tępego klina, wobec czego powierzchnia frontowa, w odróżnieniu od frontu ciepłego, wznosi się stromo. Wypierane gwałtownie do góry ciepłe powietrze powoduje tworzenie się wzdłuż przedniej strony frontu silnie rozbudowanych chmur kłębiastych deszczowych, którym w lecie towarzyszą deszcze przelotne o charakterze ulewnym, często z burzami, niekiedy grad, a w zimie obfite opady śnieżne i zawieje. Przed nadejściem frontu chłodnego ciśnienie szybko spada, a temperatura wzrasta, zwiększa się też niekiedy bardzo znacznie prędkość i porywistość wiatru. Po przejścu tego frontu występują opady burzowe, zwykle krótkotrwałe, temperatura spada, ciśnienie stopniowo wzrasta i zmniejsza się powoli prędkość wiatru. Front okluzji - jeśli szybciej przemieszczający się front chłodny dogoni znajdujący się przed nim front ciepły, wówczas wycinek ciepły niżu coraz bardziej się zwęża w kierunku poziomym i w końcu dochodzi do połączenia obu frontów przy powierzchni Ziemi, w wyniku czego powstaje tak zwany front złożony, czyli okluzja. Podczas okluzji ośrodek niskiego ciśnienia utworzony w szczytowej strefie wycinka ciepłego oddziela się, a ciepłe powietrze tego wycinka zostaje wypchane do górnej części troposfery. Począwszy od tego stadium niż zaczyna słabnąć, na powierzchni Ziemi stopniowo wypełnia się i w końcu zanika.
PODSTAWOWE UKŁADY BARYCZNE:
RODZAJE WIATRÓW:
Wiatry lokalne:
SIŁY POWODUJĄCE WIATR 1.Siła gradientu ciśn. Izobary podobnie jak poziomice biegnące gęsto na mapie świadczą o dużych różnicach ciśn. pomiędzy sąsiadującymi obszarami, a rozmieszczone w duże odległości od siebie odpowiadają różnicom niewielkim. Różnice ciśn. wywołują wiatr czyli poziome przemieszczanie się powietrza. Przy dużych różnicach ciśn. wiar jest silny, przy małych słaby. Za jednostkę odległości przyjmuje się na 100 km. Największe gradienty występują w cyklonach tropikalnych. Gdy cząsteczki zależni od gradientu ciśn. wówczas podążałyby najkrótszą drogą od miejsca o ciśn. wyższym do miejsca o ciśn niższym. Tymczasem z chwilą wystąpienia wiatru pojawiają się e inne bodźce zmieniające jego pierwotny kierunek i aktualną prędkość. Tajfun 2. Siła Coriolisa - 4. Siła odśrodkowa występuje przy ruchu krzywoliniowym i jest skierowana na zew. toru krzywizny. Wartość jej wzrasta proporcjonalnie do kwadratu prędkości wiatru i jest tym większy, im mniejszy jest promień krzywizny toru. CYRKULACJA W UKŁADZIE WYŻOWYM I NIŻOWYM WIATRY UKŁADÓW BARYCZNYCH - są to poziome ruchy powietrza zwiiązane z występowaniem układów niżowych i wyżowych, stanowiących podstawowe układy iobar. W niżach powietrze zmierza od peryferii do centrum układu niżowego, a w wyżach - od centrum ku peryferiom układu wyżowego, zgodnie z kierunkien spadku ciśnienia. Siła Coriolisa i siła tarcia sprawiają jednak, że przy powieszchni Ziemi, na półkuli północnej, wiatry w niżu zbaczają w prawo od swego kierunku i przemieszczają się do centrum niżu nie najkrótszą drogą, tj. prostopadle do izobar, lecz po torze lewoskrętnej krzywej, odwrotnie do ruchu wskazówek zegara. W wyżu powietrze dążąc od centrum układu, wskutek wpływu siły Coriolisa i siły tarcia również zbacza w prawo od kierunku gradienitu i przy powieszchni Ziemi, na półkuli północnej, przemieszcza się tym razem po torze prawoskrętnej krzywej zgodnie z ruchem wskazówek zegara. W niżu występuje zbieżność, czyli konwergencja, a w wyżu - rozbieżność, czyli dywergencja, lini prądu powietrza. Oba zjawiskam - zbieżności i rozbieżności kierunku lini prądu - wywierają istotny wpływ na przebieg pogody. Zbieżny kierunek lini prądu w dolnej warstwie niżu wywołuje wstępujący ruch powietrza, a w ślad za tym duże zachmurzenie i częste opady atmosferyczne. Rozbieżny kierunek lini prądu w dolnej warstwie wyżu powoduje zstępujący ruch powietrza i związane z tym małe zachmurzenie oraz brak opadów.
KLIMAT POLSKI
FAZY ROZWOJU NIŻU BARYCZNEGO:
Stadia rozwojowe cyklonów
|
|
|
|