Meteorologia- nauka geofizyczna zajmująca się badaniem zjawisk i procesów zachodzących w atmosferze ziemskiej oraz procesów na powierzchni ziemii, które mają bezpośredni wpływ na procesy atmosferyczne
-met. Dynamiczną- badania ruchów powietrza oraz związanych z nimi przemian energi w atm
-met.synoptyczna-badania procesów atmosf związanych z pogodą i jej przewidywanie
-met.satelitarną-metody obserwacji zjawisk atm i przeprowadzania pomiarów meteorologicznych,wykorzystujące sztuczne satelity Ziemi a także sposoby interpretacji uzyskanych informacji.
Klimatologia: nauka o klimacie,nauka geograficzna
Pogodą nazywamy aktualny stan atm w danym miejscu.składowe:
-temp powietrza
-ciśnienie
-wilgotność
-wiatr (kierunek,prędkość)
-zachmurzenie
-opady
-nasłonecznienie
Czynniki środowiska geograficznego mające wpływ na pogodę:
*ukształtowanie terenu
*szata roślinna
*rodzaj podłoża
*woda
*uprzemysłowienie
Klimat: charakterystyczne dla danego obszaru stany pogody stwierdzane na podstawie długoletnich badań (min 10 lat)
Czynniki kształtujące klimat:
-obieg ciepła
-obieg wilgoci
-cyrkulacje atmosferyczne
Geograficzne czynniki klimatyczne
-szerokość geograf wraz z którą zmienia się oświetlenie
-rozkład lądów i mórz
-wysokość nad poziomem morza
-ukształtowanie terenu
-prądy morskie
-szata roślinna
-pokrywa śnieżna i lodowa
Atmosfera (powietrze atmosferyczne)
Cienka w stosunku do promienia Ziemi powłoka gazowa,otaczająca Ziemię,o ściśle określon właściwościach fizycznych
Gęstość atmosfery:
-maksimum tuż nad powierzchnią Ziemi
-gwałtownie maleje wraz ze wzrostem wysokości
Skład powietrza:
Azot 78%
Tlen 20%
Argon 0,934%
CO2 0,033%
Pozostałe-0,003(zw węgla,siarki,azotu)
-ozon- (10% troposfera,90% stratosfera) stężenie 1 ppm-trujący
Pionowe uwarstwienie atmosfery
Kryterium termiczne
PIONOWY GRADIENT TEMP (γ) zmiana temp powietrza przypadająca na jednostkę odległości w kierunku pionowym
Inwersja temp zjawisko polegające na wzroście temp powietrza wraz ze wzrostem wysokości
Często może występować kilka inwersji jednocześnie. Nie są zjawiskami punktowymi
Gradient temp stał się podstawą wyróżnienia kilku warstw o wyraźnie odmiennych przebiegach temp:
1.troposfera
2.stratosfera
3.mazosfera
4.termosfera
Troposfera wyst 7-18km,mniejsza szerokość geograficzna większa wysokość, zmienia się w zależności od pory roku. Zawiera 75% całkowitej masy atmosfery i prawie cała parę wodną, wszystkie zjawiska związane z pogodą, tworzenie chmur i opadów.Średnia temp na poziomie morza 15°C,obniżanie temp z wysokością średnio o 0,6°C /100m. Górna granica to tropopauza, nieciągłość tropopauzy (pas między 60° i 30° szerokości geograficznej) - wymiana poiwetrza między wyższą warstwą stratosfery.
Warstwa graniczna (mieszania) od pow Ziemi do 2km,zmniejszona w stosunku do wyższej położonej części atm,szybkość wiatru (szorstkość podłoża i intensywne ruchy pionowe)
-warstwa szorstkości lub ruchu laminarnego: wyskość (Zo) zależna od rodzaju pokrycia terenu
Wiatr- wielkość wektorowa, określona przez kierunek, prędkość. Postępowy ruch powietrza.
Rodzaje ruchów powietrza:
-poziome
-pionowe(konwekcyjny, cykloniczny,antycykloniczny)
-pionowe ślizgowe (wślizgowy, ześlizgowy) wzdłuż zboczy górskich i powierzchni frontalnych
-falowe
Kryteria podziału wiatru
-prędkość wiatru
-kierunek wiatru
-obszar pochodzenia
-skala przestrzenna
-wysokość występowania wiatru
prędkość wiatru
Klasyfikacja według Bartuickiego:
-cisza V=0 m/s
-bardzo słabe V=0-2m/s
-słabe V=2-5m/s
-umiarkowane V=5-10m/s
-silne V=10-15m/s
-bardzo silne V>15m/s
Średnia dobowa prędkość wiatru- średnia arytmetyczna ze średnich terminowych
Kierunek wiatru -określa się stroną świata, z której wiatr wieje.
Są trzy sposoby znakowania kierunku wiatru:
- metoda literowa N/NW itp
-Kąt względem N(azymut)
-sektor, z którego wieje wiatr
Te przykłady ukazują nam róże kierunkowe
Róża wiatrów- graficzne przedstawienie rozkładu częstości występowania wiatrów wiejących z poszczególnych kierunków.
Rodzaje róż:
*Róża wiatru kierunkowa-wykres rozkładu częstości występowania wiatru z danego kierunku
*Róża wiatrów prędkościowa- wykres rozkładu częstości występowania wiatru z danego kierunku dla danego przedziału prędkości wiatru
Obszar pochodzenia - wskazuje skąd napływają masy powietrza
Skala przestrzenna - oznacza wielkość obszaru, na który wiatr oddziaływuje (mikroskala, metroskala, globalna skala, synoptyczna skala )
Wysokość występowania wiatru - przy powierzchni ziemi oraz wiejące w wyższych warstwach atmosfery
Powstawanie wiatru
SGC- jest podstawową siłą wprawiającą w ruch cząsteczki powietrza
Siła Coriolisa- siła bezwładności działająca w obracającym układzie odniesienia, skierowana prostopadle do osi obrotu i prędkości ciała w układzie obracającym się
Atmosfera swobodna jest to część atm leżąca powyżej warstwy mieszania.Zanik burzliwości przepływu powietrza.
Stratosfera bardziej rozrzedzona 1000razy mniej wody niż w troposferze,stosunkowo czyste powietrze, wyróżniamy dwie warstwy:
-dolna izotermiczna
-górna inwersyjna (temp wzrasta do ok. 0OC na wys 50-55km)
Stratopauza wys ok. 50-55km
Mezosfera silne pionowe obniżenie temp,mała gęstość,temp obniża się do ok. -80OC (80-85km) procentowy skład tlenu i azotu jest taki sam jak na poziomie morza,ostatnia warstwa,w której skład powietrza jest jednolity
Mezopauza ok. 85km
Termosfera temp wzrasta z wys duże rozrzedzenie powietrza
Egzosfera obszar przejściowy,bardzo duże prędkości atomów i cząsteczek, uwalnianie się z atm i rozprzestrzenianie w przestrzeni międzyplanetarnej,bardzo mała gęstośc materii,cząstki i atomy praktycznie nie zderzają się,średnia droga swobodna cząstek 105m ( w troposferze ok. 10-7m)
Energetyka atmosfery
Promieniowanie strumień energi emitowanej przez układ materialny,proces emisji energi w kierunku szybkich drgań pola elektromagnetyczn
Promieniowanie elektromagnetyczne jest opisywane przez dwie wielkości:
-długość (λ) lub związaną z nią częstotliwością fali (γ)) = λγ
-strumień energii E=1/λ
Promieniowanie ultrafioletowe (bliski nadfiolet)- 200 do 400nm,przenoszenie niedużej ilości energi słonecznej (γ,x),rozrywanie wiązań chemicznych (np. DNA),istotny wpływ na stan górnych warstw atmosfery i na organizmy żyjące na Ziemi
Podział promieniowania UV:
-nadfilet A (UV-A)400-320nm
-B (UV-B)-320-280nm
-C(UV-C)- 280-200nm
Wady:
-UV-C niszczenie białka i chlorofilu (253-254nm), ostry odczyn rumieniowy lub pęcherzowy
-UV-B silne właściwości rumieniotwórcze, silne oddziaływanie na oczy
-UV-A najmniej rumieniotwórcze,przyczyna przedwczesnego starzenia,alergie słoneczne,wzmacnianie odczytu rumieniowego i zwiększanie negatywnych skutków promieniowania UV-B, ryzyko zachorowania na raka, przenika przez szyby, słabo pochłaniane przez chmury, osłabienie wzrostu roślin (380-350nm)
Zalety:
-dezynfekcja,grzyby i bakterie -fale poniżej 280nm
-wytwarzanie wit D w organizmie (UV-B)
Siła słoneczna (Io) ilość energii przenoszona przez powierzchnię 1m2,ustawioną prostopadle do kierunku padania promieni ponad górną granicą atmosfery
Na energię dopływającą ze słońca do Ziemi składa się promieniowanie:
UV(7%)
-VIS(45%)
-IR(48%)
Ziemia emituje promieniowanie długofalowe, podczerwone (λ=4 do 120μm),maksymalna energ przypada na przedział 10 do 15 μm
Wpływ atmosfery na dopływ energi słonecznej do powierzchni Ziemi
Promieniowanie słoneczne i ziemskie przechodząc przez atm oddziaływuje z jej składnikami, w wyniku czego zmienia się natężenie, widmo i kierunek propagacji tego promieniowania. Te zmiany zachodzą w wyniku 3 procesów:
-absorpcja promieniowania
-rozpraszanie promieniowania
-odbicie promieniowania
Gazy jednoatomowe inaczej gazy szlachetne w wyniku absorpcji określonych kwantów promieniowania,ulegają one wzbudzeniu lub dysocjacji,a energia tracona w atm na skutek absorpcji promieniowa nia przez te gazy jest nieznaczna i nie mają one znaczącego wpływu na procesy meteorologiczne
Gazy wieloatomowe cząsteczkowa budowa tych gazów sprawia,że absorbują one duże ilości energii
- w miarę wzrostu prędkości cząstek powietrza wzrasta oddziaływanie siły Coriolisa .Ostatecznie siła gradientu ciśnienia i siła Coriolisa równoważą się i cząstki zaczynają poruszać się ze stałą prędkością równolegle do izobar.Taki wiatr nazywamy wiatrem górnym (statecznym lub geostroficznym)
Wiatr geostroficzny dotyczy przypadku prostoliniowego lub bardzo do niego zbliżonego układu izobar (małe promienie krzywizny).
Wiatry gradientowe (izobary są wyraźnie zakrzywione) (niż lub wyż baryczny). Cząsteczki powietrza poruszają się po koncentrycznych trajektoriach. Podczas takiego ruchu na cząsteczki działa dodatkowo siła odśrodkowa (SO)
W dolnej atm występujące wiatry różnią się zarówno od wiatru gradientowego, jaki i geostroficznego. Nazwano je wiatrami dolnymi lub wiatrami warstwy granicznej. W warstwie granicznej wiatry nie wieją równolegle do izobar, jak w przypadku wiatrów górnych, lecz przecinają je czego przyczyną jest siła tarcia.
Obserwując kierunek wiatru można określić rozkład ciśnienia atm,w oparciu o prawo baryczne wiatru (prawo Buys-Ballota)
Prędkość wiatru dolnego jest zawsze mniejsza od prędkości wiatru górnego dla tego samego poziomu gradientu ciśnień.
Profil prędkości wiatru-Krzywa płaska opisująca empirycznie zależność prędkości średniej wiatru od wysokości n.p.m.
Stateczność atmosfery jest czynnikiem wpływającym znacząco na wartość nad powierzchnią umiarkowanie szorstką w warunkach silnej niesteczności atm wartość jest na poziomie γ=0,1 podczas, gdy w skrajnie statecznych warunkach, dla tego samego terenu γ~ 1,0
Wilgotność powietrza
Para wodna-jeden z najważniejszych składników atm. Występuje głównie w dolnej warstwie ( nie jest rozłożona równomiernie).
Troposfera- prawie cała para wodna, wraz z wysokością ciśnienia pary wodnej szybko maleje;
Para nasycona-(nasycenie powietrza)- max ilości pary wodnej w danej temp, która może znajdować się w powietrzu max ciśnienie (prężność) pary wodnej nasyconej
Zależność prężności pary wodnej od temp. (równanie Clarsiusa- Clapeyrona);
Ciśnienie pary nasyconej rośnie ze wzrostem temp
Sposoby określania wilgotności
- wilgotność bezwzględna
-wilgotność właściwa
-stosunek zmieszania
- niedosyt wilgotności
Wilgotność względna (φ) zależna jest od temp. ponieważ uzależniona jest od max ilości pary wodnej niezbędnej do uzyskania stanu nasycenia powietrza. Dlatego zimą wilgotność powietrza w domu jest znacznie niższa niż na zewnątrz, pomimo tego,że w obu przypadkach mamy do czynienia z tą samą wilgotnością właściwą.
Wilgotność względna powietrza nie określa faktycznej zawartości pary wodnej w atm. lecz wskazuje jak blisko stanu nasycenia znajduje się powietrze.
W przypadku badania procesów zachodzących w atm. bardziej właściwą i użyteczną miarą zawartości pary wodnej jest wilgotność właściwa oraz stosunek zmieszania.
Kondensacja pary wodnej zawartej w atmosferze
Warunki procesu kondensacji pary wodnej;
-całkowite nasycenie powietrza parą wodną
-spadek temp. poniżej temp. punktu rosy tr
-obecność w atm. jąder kondensacji
Proces kondensacji rozpoczyna się w chwili osiągnięcia przez powietrze stanu nasycenia, najczęściej na skutek obniżenia temp. Przy dalszym spadku temp nadmiar pary wodnej ulega skropleniu. Jednak w zupełnie czystym powietrzu
Absorpcja promieniowania
Atm ziemska pochłania średnio 17-25% promieniowania słonecznego
Główne absorbenty:
-cząsteczki pary wodnej
-CO2
- krople wody w chmurach
-cząstki pyłu
-ozon i tlen molekularny
Podstawowe strefy pochłaniania
-para wodna: 0,7-3,2μm (pasma wąskie); 5,5-7,0μm (silne pasmo); λ>17 (szereg pasm rozmytych)
-dwutlenek węgla 2,3-3,0μm;4,2-4,4μm oraz powyżej 12,5μm
-ozon: widmo ostro ograniczone od strony krótkofalowej (ok. 0,3μm)maksimum absorpcji 9,6μm
Rozpraszanie
Rozpraszanie promieniowania czyli zmiana kierunku biegu promieni za ściśle okreśłonego na dowolny,zachodzi podczas przechodzenia promieniowania przez ośrodek niejednorodny optycznie tzn charakteryzuje się rożnymi współczynnikami załamania światła dla różnych punktów ośrodka.
Atmosfera ośrodek mętny,rozpraszają pyły, krople wody,kryształy lodowe zawarte w powietrzu,ale także pojedyncze molekuły czy ich kompleksy.
Rozpraszanie zależy od:
-długości fali
-charakteru ośrodka rozpraszającego
-wielkości, kształtu i przestrzennego rozkładu cząstek rozpraszających
Natężenie promieniowania rozproszonego jest:
-odwrotnie proporcjonalne do λ4 dla małych cząstek rozpraszających (rozpraszanie Rauleigha)
-odwrotnie proporcjonalne od λ dla średniej wielkości cząstek
-praktycznie nie zależy od długości fal dla dostatecznie dużych cząstek rozpraszających (d<1,2μm)
W atmosferze rozpraszane jest ok. 26% promieniowania dochodzącego ze słońca (chmury średnio 15%,pyłu i inne skł powietrza 11%). Znaczna część (2/3) promieniowania rozproszonego dociera do powierzchni ziemi
Odbicie promieniowania
Odbijane jest 26% promieniowania słonecznego
Promieniowanie świetlne odbijane jest :
-od pow chmur (19%)
-przez pyły (6%)
-przez inne skła powietrza (1%)
Promieniowanie zwrotne zaadbsorbowane przez atm promieniowanie Ziemi reemitowane przez atm , w znacznej części powracające do powierz Ziemi
Wielkość promieniowania zależy od zawartości
-pary wodnej w powietrzu 9głównej
-CO2,ozonu,chmur i pyłów
Promieniowanie efektywne różnica między promieniowaniem własnym ziemi a promieniowaniem zwrotnym atmosfery.
Ilość energi docierającej w postaci promieniowania bezpośredniego do płaszczyzny poziomej na powierzchni Ziemi zależna jest od:
-wartości stałej słonecznej (Io)
-współczynnika przezroczystości atm (p)
-kąta padania promieni słonecznych w stosunku do pow ziemi (α)
Promieniowanie rozproszone pochodzi z całego nieboskłonu,znaczący udział w ogrzewaniu ziemi i jej oświetleniu
Natężenie tego promieniowania zależy od
-wysokości słońca nad horyzontem
-przezroczystości atmosfery
Promieniowanie całkowite (nasłonecznienie)
-promieniowanie bezpośrednie ,rozproszone dochodzące do powierzchni ziemi
Udział tych dwóch rodzajów promieniowania zmienia się w zależności od
-położenia słońca
-zachmurzenia
-zanieczyszczenia atmosfery
Bilans cieplny układy Ziemia-Atmosfera
W strefie równikowej bilans cieplny jest dodatni przez cały rok.
W wyższych szerokościach geograf bilans cieplny jest ujemny
Wpływ rodzaju powierzchni ziemi na klimat
Zewnętrzna część ziemi stykająca się z atm:
72% woda,28% lądy
Półkula południowa :81% woda,19%lądy
Półkula północna 60% woda,40%lądy
Strefa międzyrównikowa -obszar zawarty między 30° szerok geograf po obu stronach równika:80% wody,20% lądy
Albedo powierzchni ziemi (a) stosunek ilości energii odbitej do całkowitej energii poromienio-wania krótkofalowego(słonecznego) padającego na tę powierzchnię.
Jednostki albedo - %;0-100 ; [ ] ; 0-1
Wartości albedo dla trzech głównych rodzajów powierzchni ziemi:
a) powierzchnia wody : 4-8% z wyjątkiem okresów gdy wysokość słońca jest mała (znacznie większe niż podane).
b) powierzchnia lądu:15-25% z wyjątkiem pustyń dla których a wynosi 30% lub więcej
c) pokrywa lodowa i śnieżna :60% lub większe
Albedo dla wybranych rodzajów powierzchni:
Świeży śnieg 80-95%
Gleba jasna 22-32%
Asfalt 5-20%
Wysoka trawa 16%
Na ogół albedo powierzchni wzrasta gdy słońce znajduje się nisko nad horyzontem
Planetarne albedo ziemi (albedo ziemi)
Stosunek odbitego i rozproszonego promieniowania słonecznego uchodzącego do przestrzeni międzyplanetarnej do całkowitej ilości promieniowania słonecznego trafiającego do atmosfery.
Rozchodzenie się ciepła w atmosferze
Istnieją trzy sposoby przenoszenia ciepła między obszarami położonymi w małych i dużych szerokościach geograficznych.
1 prądy morskie 15-20% ciepła
2 przemieszczanie pary wodnej niosącej utajone ciepło parowania 20-25% energii
3 przemieszczanie odczuwalnie cieplejszych mas powietrza 55-65% ciepła
Sposoby rozchodzenie się energii cieplnej w atmosferze:
-przewodnictwo cieplne (molekularne)
-turbulencyjna wymiana ciepła-nieuporządkowany chaotyczny ruch pewnych porcji powietrza,występuje zarówno przy pionowych jak i poziomych ruchach powietrza
-konwekcja termiczna-są to uporządkowane pionowe ruchy dużych mas powietrza wywołane nierównomiernym nagrzewaniem się dużych mas powietrza.
Konwekcja powoduje zmiany temp powietrza w ciągu kilku godzin lub jednego dnia
-adwekcja ciepła-są to poziome ruchy mas powietrza,powodujące napływ na dany teren powietrza o innych własnościach,zmiana pogody następuje po upływie jednego lub kilku dni
-przemiany fazowe wody (parowanie,kondensacja)
Składniki pogody
1) Temperatura powietrza miara energii kinetycznej molekuł,wiekość bezpośrednio niemie-rzalna,pomiar temp ma charakter pośredni
Skale temperatury
Skala Celsjusza
Skala Kelvina (skala termodynamiczna)
Skala Fahrenheita-punkt to temp zamarzania mieszaminy salmiaku z lodem,32°F (zamarzanie wody),212°F (wrzenie wody),stosowana w krajach anglosaskich.
Skala Réaumura-punkty stałe takie jak w skalo Celsjusza,odległość między nimi podzielona na 80 części.
WARTOŚCI ŚREDNIE TEMPERATUR
-średnia temp dobowa na podstawie 4 pomiarów,obliczana jako ich średnia ważona
-średnia temp miesięczna -wartość średnich temp dobowych w danym miesiącu
-średnia temp roczna - średnia wartość średnich temp miesięcznych w danym roku.
-średnia temp innych okresów- pory roku, półrocza, dekady
WARTOŚCI EKSTREMALNE
-najniższa i najwyższa temp dobowa-różnica między temp max i min to dobowe wahania temp
-najniższa i najwyższa temp roku- obliczana na podstawie wartości ekstremalnych dobowych, różnica między temp max i min to roczne wahania temp.
ŚREDNIE DATY PRZJŚCIA temp przez określone wartości temp:0;5;10;15°C) oraz długości okresów z temp powyżej lub poniżej wartości progowych,związane z nimi średnie daty rozpoczęcia termicznych pór roku oraz średni czas ich trwania
Termiczne pory roku okresy o pewnych ustalonych wartościach średnich dobowych temp powietrza (td)
Przedwiośnie 0≤ td<5 0 C
Wiosna 5≤td<100 C
Przedlecie 10≤ td<15 0 C
Lato td ≥15 0 C
Polecie 15> td ≥10 o C
Jesień 10> td ≥ 5 o C
Przedzimie 5> td 0 o C
Zima td<0° C
długości okresów termicznych
Dni przymrozkowe tmin <0°C
Dni mroźne tmax < 0
Dni b mroźne tmin < -10
Dni letnie (gorące) tmax >25
Dni upalne (b gorące) tmax >30
Mgła- zbudowana jest z kropelek wodyzbiorowisko produktów kondensacji pary wodnej, powstałym na skutek parowania wody z cieplejszego zbiornika do chłodniejszej atm. w wyniku zetknięcia się dwóch mas powietrza zawierających dużo wilgoci, lecz znacznie różniących się temp( mgła-widoczność do 1km,zamglenie -powyżej 1km)
Zachmurzenie-wielkość pokrycia firmamentu niebieskiego przez chmury.
Kryterium fizycznej budowy chmury wyróżnia chmury;
-wodne (chmury ciepłe)-krople wody, zasobność wody ok. 5g/ m3 }jednorodne
- lodowe-kryształy lodu,uboższe w wodę 1-10mg/m3 }jednorodne
-mieszane- powstawanie opadów atm. } niejednorodne
Rodzaje chmur;
-kłębiaste(-cumulus)
-warstwowe (-stratus)
-deszczowe (-ninbus)
-pierzaste (-cirrus)
Procesy prowadzące do wzrostu wielkości kropel wody;
-Koagulacja (zderzenia)- chmury o budowie jednorodnej zderzenia kropli większych z mniejszymi
-Proces Bergerona (teoria powstawania kryształów lodowych)- chmury niejednorodne, niejednakowa prężność pary wodnej
Rodzaje hydrometeorów;
-deszcz- średnica >0,5mm, mniejsze (u>4m/s)
-mżawka- krople bardzo drobne ok. d<0,5mm
-śnieg- kryształy lodu o rozbudowanej budowie
-krupy śnieżne- kuliste lub stożkowe ziarna (d=2-5mm)
-grad - kulki lub bryly lodu (d>=5-50mm)
-szadź- osad lodu
Usłonecznienie Jest to czas dopływu bezpośredniego promieniowania słonecznego do powierzchni Ziemi;
Zależy od; długości dnia, stopnia zakrycia horyzontu, zachmurzenia
Wyróżnia się usłonecznienia;
-możliwe (czas od wschodu do zachodu słońca) [h]
-rzeczywiste zawsze mniejsze lub równe usłonecznieniu możłiwemu [h] lub % usłonecznienia możliwego
Kompleksowe charakterystyki klimatu
Bioklimatologia- zajmuje się badaniem i oceną wpływu klimatu na org żywe
-temp. ekwiwalentna- łączne działanie temp. i wilgotności powietrza (ciśnienie maleje i temp rośnie- odczucie ciepła się nie zmienia)
-temp efektywna- ujęcie temp, wilgotności i ruchu powietrza
-temp radiacyjno-efektywna - ujęcie temp, wilgotności i ruchu powietrza oraz promieniowania słonecznego
Wskaźniki te charakteryzują klimat odczuwalny uwzględniający wymianę ciepła między organizmem a otoczeniem. W zależności od tego czy utrata ciepła z organizmu jest równoważna jej produkcją w procesach przemiany materii mówimy o stanie komfortu termicznego (przyjemne odczucie ciepła) czy dyskomfortu z powodu ciepła lub chłodu.
-wspołczynnik hydrotermiczny (sielianinowa) - na potrzeby rolnictwa (czas trwania i nasilania okresu posuchy ) ,wiąże wielkość opadow i temp z procesem wegetacji roślin
Okres posuchy-charakteryzuje się wartością k<1,0 co oznacza że roślina zuzywa na parowanie więcej wody niż otrzymuje z opadów
-istota procesów adiabatycznych-bez wymiany ciepła z otoczeniem; w idealnej postaci w atm nie występują (niemożliwe całkowite odizolowanie wybranej porcji powietrza od termicznego wpływu otoczenia); w wyższych warstwach atm można traktować jako adiabatyczne (oddalenie od źródeł ciapła;duża szybkość przebiegu procesów);przy powierzchni ziemi nie przebiegają (intensywny przepływ energi między podłożem i powietrzem),
-normalny pionowy rozkład temp
Gradienty temperatury
-suchoadiabatyczny gradient tamp: s=1°C/100m,
-wilgotnoadiabatyczny gradient temp :w=0,5-0,7°C/100m
Wyróżnia się 3 podstawowe Stany termicznej równowagi atmosfery:
Są one determinowane wzajemnym stosunkiem adiabatycznego i rzeczywistego gradientu temp
-stan równowagi chwiejnej (atm niestabilna) aktualny gradient temp jest większy od suchoadiabatycznego
-stan równowagi obojętnej aktualny gradient temp jest równy suchoadiabatycznemu
-stan równowagi stałej (atm stabilna) rzeczywisty gradient temp jest mniejszy od suchoadiabatycznego
Stany równowagi atm (wg Pasquilla):
1. równowaga bardzo chwiejna
2. równ chwiejna
3. równ nieznacznie chwiejna
4. równ obojętna
5. równ stała
6. równ bardzo stała
Klasy równowagi w Polsce:
1. silnie chwiejna
2. chwiejna
3. lekko chwiejna
4. obojętna
5. lekko stała
6. stała
Rodzaje smug w zależności od pionowego gradientu temperatury:
-smuga pętlowa (równ chwiejna)
-smuga stożkowa (równ obojętna)
-smuga wentylacyjna (równ stała lub inwersja)
-smuga zanieczyszczająca (inwersja poniżej komina)
-smuga wznosząca (inwersja powyżej komina)
Ciśnienie atmosferyczne siła równa ciężarowi pionowego słupa powietrza o poziomej podstawie jednostkowej i wysokości równej grubości atmosfery.Jednostka:paskal (Pa), mmHg.
Ciśnienie atm zmienia się wykłądniczo ze wzrostem wysokości.Redukcja ciśnień do poziomu morza polega na teoretycznym obliczeniu jakie byłoby ciśnienie gdyby zmieniono je nie na rzeczywistej wysokości,ale na poziomie morza.
Redukcja ciśnienia- do poziomu morza polega na teoretycznym obliczaniu jakie byłoby ciśnienie gdyby zmieniono je nie na rzeczywistej wysokości, ale na poziomie morza.
Wzór Babineta umożliwia obliczanie:
- różnicy wysokości dwóch punktów u podstawy i u szczytu rozpatrywanego słupa powietrza, jeśli znane są w nich jednocześnie ciśnienie i temp.
- ciśnienie na określonej wysokości znając ciśnienie i temp. Przy powierzchni ziemi
-ciśnienie na poziomie morza na podstawie pomiaru dokonywanego na rzeczywistej wysokości powyżej tego poziomu
Pionowy gradient baryczny (Gb)- otwartość stopnia barometrycznego [ hPa/m]
Tendencja baryczna- tempo zachodzących zmianach ciśnienia w czasie. Jest to zmiana ciśnienia w ciągu 3h poprzedzających termin pomiaru. Określona jest jej wielkość oraz charakter. (wartość od 0 do 8)
Typowe układy ciśnienia atmosferycznego
Wyż baryczny (układ wysokiego ciśnienia W, ang. H )- obszar wysokiego ciśnienia otoczony ze wszystkich stron przez ciśnienie niższe, izobary linie zamknięte , o wartościach wzrastających ku środkowi.
Na półkuli południowej wiatr wieje:
-wokół wyżu zgodnie z ruchem wskazówek zegara
-w kierunku centrum (antycyklon)
-przynosi po wschodniej i północnej stronie chłodne powietrze, zaś po zachodniej stornie sprowadza z południa stosunkowo ciepłe powietrze
-powietrze opada, układy wysokiego ciśnienia utrzymują się przez długi czas nad danym terenem, przynosi piękną pogodę.
Niż baryczny (układ niskiego ciśnienia; N, ang L)- obszar niskiego ciśnienia, z min. W środku, otoczony ze wszystkich stron przez ciśnienie wyższe; izobary tworzą linie zamknięte, o wartościach malejących ku środkowi.
Na półkuli północnej wiatr wieje;
-wokół niżu przeciwnie do ruchu wskazówek zegara
-w kierunku do centrum (cyklon)
-sprowadza chłodne powietrze na zachód zachód i północ, ciepłe na wschód i południe od niego
-powietrze unosi się ochładza co często prowadzi do kondensacji pary wodnej i powstawania chmur i opadów; różna intensywność ( słaby opad przelotnego deszczu, huraganowe wiatry i duże ilości opadów, często powodzie)
Zatoka niskiego ciśnienia- wydłużona dolina obniżonego ciśnienia, otoczona z trzech stron przez ciśnienie wyższe, a z jednej strony połączona z niżem, w pobliżu osi zatoki leży zwykle front chłodny co daje pogodę pochmurną i deszczową.
Klin wysokiego ciśnienia- otoczony jest z trzech stron przez ciśnienie niższe, a z jednej graniczy z wyżem, w pobliżu osi klina pogoda zawsze poprawia się, po jej przejściu następuje zmiana kierunku napływu powietrza z NW na SW,ale ze względu na pas ciszy na osi klina nie jest tak gwałtowna jak w zatoce.
Siodło baryczne- jest szczególną formą układu ciśnienia, gdy z dwóch stron (przeciwległych) znajdują się obszary ciśnień niższych, zaś z dwóch innych stron ciśnień wyższych.