1. Pionowa struktura atmosfery - kryteria, warstwy.

Powierzchnia ziemi otoczona jest powłoką gazową - atmosferą, która bierze udział w ruchu obrotowym ziemi. Jest ona ściśliwa, jej gęstość zmniejsza się wraz z wysokością i atmosfera stopniowo znika bez wyraźnej granicy.

Rozróżniamy: troposferę (80% masy atm., gazy maja duże stężenie, z wys. maleje ciśn. 1mm Hg co 11m; temp. ok. 1⁰C na 100m, duża ruchliwość gazów),stratosferę (do 50km, bardziej rozrzedzona, mały % pary wodnej, p=const. i niskie, jet-steen, warstwa ozonowa), mezosferę (na dole +10⁰C a na górze -70⁰C, b. rozrzedzona), jonosfera (80-800km, gazy występ. w postaci jonów = i -, b. wysoka temp., zjawisko zurz polarnych).

Połowa całej masy koncentruje się w dolnych 5 km, ¾ - 10 km, 0,9 - dolnych 20 km. Istnienie atm. można stwierdzić jednak na b. dużych wysokościach - na podstawie obserwacji dok. za pomocą rakiet można wnioskować, że nawet do 20 000 km.

2. Równanie statyki, pionowy rozkład ciśnienia.

Prawo opisujące zmianę ciśnienia atm. przy nieskończenie małym wzroście wysokości: dp=-gρdz lub -(1/ρ)*(dp/dz)-g=0. Podstawowe równ. statyki otrzymano przy zał. pionowej równowagi atmosfery. Może się zdarzyć, że wypadkowa sił ciężkości i siły gradientu ciśn. ≠0. W tym przypadku równanie to nie będzie bezwzględnie ścisłe, lecz w dużym przybliżeniu.

Pionowy rozkład ciśn. atm. zależy od ciśnienia na dole i pionowego rozkładu temperatury powietrza. Ciśnienie zmniejsza się w stosunku geometrycznym, podczas gdy wysokość zwiększa się w stosunku arytmetycznym. Średnie wieloletnie ciśn. na poziomie morza dla Europy to 1014 mb, a na wys. 100 km ciśnienie wynosi zaledwie części milibara. Ciśnienie zmienia się nie tylko z wysokością, na jednym i tym samym poziomie jest ono również nie wszędzie jednakowe. Ponadto w każdym miejscu atm. ciśn. stale zmienia się w czasie, a więc stale zmienia się jego rozkład również w całej atmosferze.

3. Równanie stanu dla powietrza suchego i wilgotnego. I i II zasada termodynamiki.

Układ termicznie jednorodny znajduje się w stanie równowagi jeżeli spełnione jest równanie stanu pewnego stanu równowagi tego układu. 1 zasada termod.: zmiana energii wew. układu termod. równa jest sumie ciepła dostarczonego i pracy wykonanej nad układem. Układ znajdujący się stanie równowagi dynamicznej ma funkcje stanu zwaną temperaturą. 2 zasada termod.: Pewne zmiany stanu równowagi ukł. termod. nie dadzą się zrealizować bez przepływu ciepła. Entalpia jest nieujemna w procesach adiabatycznych (adiabatyczne procesy - brak wymiany ciepła).

4. Procesy politropowe i adiabatyczne.

Adiabatyczne procesy w zupełnie czystej postaci w atm. w zasadzie nie występują: żadna masa powietrza nie może być całkowicie odizolowana od termicznych wpływów jej otoczenia. Jeżeli jednak proces atmosferyczny przebiega dość szybko i wymiana ciepła w tym czasie jest mała, to zmianę stanu można z wystarczającym przybliżeniem uważać za adiabatyczną.

Jeżeli pewna masa powietrza w atm. rozpręża się adiabatycznie to panujące w niej ciśn. atm. maleje i wraz z nim maleje temperatura. Przy adiabatycznym sprężaniu masy jest odwrotnie - ciśn. i temp. rosną. Te zmiany temp. nie związane z wymianą ciepła zachodzą na skutek przemiany wew. energii gazu w pracę, lub pracy w energię.

Proces politropowy to proces termodynamiczny gazu doskonałego, podczas którego ciepło własne gazu zostało stałe.

5. Def. wilgotności powietrza, temperatury: potencjalnej, wirtualnej, ekwiwalentnej, pktu rosy.

Zawartość pary wodnej w powietrzu nazywa się wilgotnością, która charakteryzowana jest przez prężność pary wodnej i wilgotność względną. Ponadto do charakterystyki zawartości pary wodnej w atm. korzysta się z temperatury punktu rosy - temp. przy której zawarta w powietrzu para wodna mogłaby powietrze nasycić. Im mniejsza jest różnica między temp. rzeczywistą a temp. punktu rosy, tym powietrze jest bliższe stanu nasycenia.

Niech na pewnej wysokości w atm. znajduje się powietrze o ciśnieniu p i temp. T. Gdyby powietrze to opadło suchoadiabatycznie do poziomu, na którym panuje ciśn. standardowe (1000mb) - maiło by temperaturę potencjalną. Temp. potencjalną można wyznaczyć z dost. dokładnością jeżeli znana jest wysokość, na jakiej się znajduje. Powietrze opadając, jeśli nie jest nasycone, ogrzewa się o 1⁰C/100m. Przy zmianie stanów powietrza, odbywających się zgodnie z prawem suchoadiabatycznym temp. potencjalna powietrza nie ulega zmianie.

Temperatura wirtualna - temp. jaką miałoby powietrze suche gdyby jego gęstość była równa gęstości powietrza wilgotnego pod tym samym ciśnieniem; T_V=(1+0,61q)T.

Ekwiwalentna...

Temp. punktu rosy to temp. do jakiej należy oziębić powietrze, aby para wodna w nim zawarta stała się parą nasyconą względem płaskiej powierzchni wody.

6. Ciśnienie pary nasyconej - diagram fazowy.

Jednocześnie z odrywaniem się drobin od powierzchni wody lub gruntu zachodzi proces odwrotny - ich przychodzenie z powietrza do wody lub do gruntu. W przypadku osiągnięcia stanu równowagi między ilością drobin, przechodzących z powierzchni wody lub gruntu do powietrza a ilością drobin powracających z powietrza na powierzchnię wody lub gruntu, parowanie ustaje: odrywanie się drobin i ich powracanie nadal trwa, lecz po prostu kompensuje się - jest to stan nasycenia. Ciśnienie (prężność) nasyconej pary wodnej wzrasta ze wzrostem temperatury, tzn., że przy wyższej temp. powietrze może zawierać więcej pary wodnej niż przy niższej temp.

7. Klasyfikacja chmur, rodzaje opadów, struktura chmur.

Pod względem budowy chmury dzielą się: - wodne, mogą istnieć przy temp. zarówno dodatnich jak i ujemnych; - mieszane, składające się z przechłodzonych kropelek wody i kryształków lodu; - lodowe, skład tylko kryształki lodu.

Międzynarodowa klasyfikacja chmur dzieli je na: Cirrus (Ci), Cirrocumulus (Cc), Cirrostratus (Cs), Altocumulus (Ac), Altostratus (As), Nimbostratus (Ns), Stratocumulus (Sc), Stratus (St), Cumulus (Cu) i Cumulonimbus (Cb).

W pewnych warunkach z chmur wypadają kropelki wody lub kryształki lodu, tak duże, że nie mogą utrzymać się w atm. w stanie zawieszonym. Opady można podzielić na: ciągłe (Ns, As), przelotne (Cb), roszące (St, Sc). Wśród rodzajów opadów wyróżniamy: deszcz, mżawka (zimą - śnieg ziarnisty), śnieg, krupy śnieżne i lodowe (Ns, Cb), słupki lodowe, deszcz lodowy, grad (Cb).

W wyniku kondensacji wew. atmosfery powstają skupienia produktów kondensacji - kropelek wody i kryształków lodu. Nazywane są one chmurami. Rozmiary elementów chmurowych są tak małe, ich ciężar równoważy się siłą tarcia, jeszcze wówczas, gdy mają małą prędkość opadania. Jednak ruch turbulencyjny powietrza powoduje, że te bardzo małe kropelki i kryształki nie opadają wcale na ziemię. Chmury są przenoszone przez prądy powietrza. Jeżeli wilgotność względna w otaczającym chmury powietrzu zmniejsza się, chmury parują.

8. Przyczyny kondensacji pary wodnej w atmosferze, jądra kondensacji, powstawanie opadów.

Powietrze osiąga stan nasycenia zazwyczaj podczas spadku jego temperatury. Para wodna, której ilość jest niewystarczająca do nasycenia powietrza, z chwilą spadku temp. do temp. punktu rosy staje się nasycona. Kiedy stan ten zostaje osiągnięty, przy dalszym spadku temp. część pary wodnej staje się zbyteczna i ulega kondensacji, tj. przechodzi w stan ciekły lub stały.

Powstawanie przy kondensacji kropelek wody w atmosferze odbywa się zawsze na tzw. jądrach kondensacji. Jeżeli zarodnik kropelki powstaje bez jądra, jest on wówczas chwiejny; drobiny łączące się w zespoły natychmiast rozpadają się ponownie. Rola jądra kondensacji polega na tym, że - dzięki swym właściwościom higroskopijnym - zwiększa stabilność powstałego zarodnika kropelki. Domieszki aerozoli w powietrzu odgrywają przeważnie rolę jąder kondensacji. Powstawanie jąder kondensacji: rozbryzg fal morskich, wietrzenie skał, pożary leśne, wybuchy wulkanów, zanieczyszczenia z kominów, ciała radioaktywne, zarodniki roślin.

Opady powstają gdy przynajmniej część elementów, z których składa się chmura, z jakichkolwiek przyczyn zaczyna rosnąć. Z chwilą, gdy elementy te stają się na tyle ciężkie, że opór powietrza i jego ruchy wstępujące nie mogą więcej utrzymać ich w stanie zawieszonym, zaczynają one wypadać z chmur w postaci opadów. Wzrost kropelek nie może powstawać w wyniku kondensacji; może zaś: przez wzajemne łączenie się kropelek, strącanie jednych kropel przez inne, spadające. W przypadku lodu - wzrost może być spowodowany na drodze sublimacji.

9. Masy powietrza, fronty atmosferyczne, układy ciśnienia, typy pogody w nich.

W procesie ogólnej cyrkulacji atm. powietrze troposfery rozczłonkowuje się na poszczególne masy powietrza, które przez mniej lub bardziej długi okres czasu zachowują swoje indywidualne właściwości, przemieszczając się z jednych obszarów Ziemi na drugie. W kierunku poziomym masy powietrza mają rozciągłość rzędu tysiąca i więcej km. Temp., wilgotność itp. masy powietrza są odbiciem właściwości tego jednorodnego podłoża, na którym masa jako całość ukształtowała się. Następnie przemieszczając się nad inny obszar Ziemi, masy przenoszą charakterystyczne dla nich stany pogodowe. Rodzaje masy powietrza: arktycznego (na płd. - antarktycznego), polarnego, zwrotnikowego i równikowego. Podczas przemieszczania się mas powietrza z jednych obszarów na inne zachodzi transformacja mas powietrza. Masy powietrza napływające z nad chłodniejszych obszarów Ziemi nad cieplejsze to masy chłodne, przynoszą ochłodzenie, same jednak ocieplają się powodując: wysokie grad. temp., Cu i Cb, przelotne opady. Masy powietrza napływające nad obszary chłodniejsze - masy ciepłe; przynoszą ocieplenie, same się ochładzają, małe grad. temp., St, mgły.

Masy powietrza oddzielone są jedna od drugiej stosunkowo wąskimi strefami przejściowymi, silnie nachylonymi do powierzchni Ziemi - są to fronty atmosferyczne. Długość tych stref wynosi tysiące kilometrów, szerokość natomiast zaledwie dziesiątki kilometrów. Do góry fronty sięgają do wysokości kilku kilometrów, nierzadko - do samej stratosfery. Główne fronty: pomiędzy powietrzem arktycznym a polarnym - front arktyczny, polarnym a zwrotnikowym - polarny, zwrotnikowym a równikowym - zwrotnikowym. Wstępujące ruchy powietrza w strefach frontowych powodują powstawanie rozległych układów chmur, które dają opady obejmujące duże obszary. Olbrzymie fale atmosferyczne pow3stające w masach powietrza po obydwóch stronach frontu powodują powstawanie zaburzeń atmosferycznych - niżów i wyżów - decydujących o cechach pogody.

10. Promieniowanie słoneczne: widmo, stała słoneczna, natężenie przy ziemi.

Obszary widma: nadfioletowy (7% promieniowania słonecznego), widzialny (46%), podczerwony (47%). Porównując widmo ciała doskonale czarnego i widmo słoneczne, można oszacować temperaturę słońca (ok. 5875 K).

Stała słoneczna to gęstość strumienia energii promieniowania słonecznego docierającego od słońca do powierzchni prostopadłej względem promieni słonecznych leżącej poza granicami atmosfery przy średniej odległości Ziemi od słońca. Termin „stała” należy rozumieć w ten sposób, że wielkość ta nie zależy w tym przypadku od pochłaniania promieniowania i od jego rozpraszania przez atmosferę. Zależy natomiast wyłącznie od zdolności emisyjnej Słońca i odległości Ziemi o Słońca.

Natężenie promieniowania zmienia się odwrotnie proporcjonalnie do kwadratu odległości, wartość stałej słonecznej w ciągu roku ±3,5%. Zgodnie z umową międzynarodową przyjmuje się jej wartość 1,98 cal/cm² min.

11. Siły ciężkości, gradientu ciśnienia, Coriolisa i tarcia.

Ciało (powietrze) poruszające się w obracającym się układzie (powierzchnia Ziemi) współrzędnych otrzymuje względem tego układu dodatkowe przyspieszenie, zwane siłą Coriolisa, skierowane pod kątem prostym do kierunku prędkości poruszającego się ciała. Pozioma składowa siły C. skierowana jest na półkuli płn. na prawo względem kierunku prędkości, a na płd. - na lewo. Siła Coriolisa na Ziemi A=2 sinV, gdzie  - kątowa prędkość obrotowego ruchu Ziemi,  - szer. geogr., V - prędkość ruchu wiatru. Widać, że na równiku jest ona równa zero, a na biegunach osiąga 2V.

Siła Coriolisa przy ruchu powietrza może zrównoważyć siłę gradientu ciśnienia.

Miarą nierównomierności w rozkładzie ciśnienia jest poziomy gradient ciśnienia. Powietrze dąży od wysokiego ciśnienia ku niskiemu po najkrótszej drodze; jest to właśnie kierunek grad. ciśnienia. Powietrze otrzymuje tym większe przyspieszenie, im większy jest grad. ciśn - powoduje on więc powstawanie wiatru i zmienia jego prędkość. Wszystkie inne siły, występujące przy ruchach powietrza, mogą jedynie hamować ten ruch i odchylać go od kierunku gradientu. Odnosi się on do jednostki objętości. G=-(1/ρ)*(∂p/∂n).

Na ruch powietrza w dolnych warstwach atmosfery wpływa także siła tarcia. Istniejącemu już ruchowi daje ona ujemne przyspieszenie, zmniejsza prędkość, zmienia kierunek ruchu. Największa jest przy powierzchni Ziemi. Wraz ze wzrostem wysokości siła tarcia maleje, na poziomie 1000 m staje się nieznaczna i można ją pomijać - nazywa się to poziomem tarcia. Od poziomu tarcia do powierzchni Ziemi - warstwa tarcia. Siła tarcia w tej warstwie spowodowana jest tym, że powietrze porusza się nad chropowatą pow. Ziemi i prędkość cząsteczek powietrza stykających się z powierzchnią jest zmniejszona. Cząstki o zmniejszonej prędkości w procesie wymiany turbulencyjnej trafiają w wyżej leżące warstwy, a z góry na ich miejsce napływają cząstki o większej prędkości, a ta zostaje zmniejszana przez styczność z powierzchnią Ziemi.

12. Wiatr geostroficzny, gradientowy.

Z teoretycznego punktu widzenia, najprostszą postacią ruchu powietrza jest równomierny ruch prostoliniowy bez tarcia. Ruch taki, w którym siła odchylająca nie jest równa zeru, nazywa się wiatrem geostroficznym. Na półkuli północnej wiatr geostrof. wieje wzdłuż izobar, pozostawiając niskie ciśnienie z lewej strony. Prędkość tego wiatru jest wprost proporcjonalna do wartości gradientu ciśnienia. Im grad. jest większy, czyli im gęściej przebiegają izobary, tym silniejszy jest wiatr. V_G=(1/2 ρ sin)*(∂p/∂n). W rzeczywistości wiatr w swobodnej atmosferze odchyla się od izobar w tę czy inną stronę, lecz o bardzo nieduży kąt, rzędu kilku stopni. Jego prędkość nie jest ściśle równa prędkości wiatru geostroficznego, chociaż jest do niej zbliżona. Bliskość wiatru rzeczywistego w swobodnej atm. do wiatru geo. pozwala z dost. przybliżeniem ustalić prędkość i kierunek górnego wiatru rzeczywistego w oparciu o rozkład ciśnienia atmosferycznego.

Teoretyczny przypadek jednostajnego ruchu powietrza wzdłuż trajektorii kołowych bez wpływu tarcia nazywa się wiatrem gradientowym. Trajektorie te pokrywają się z izobarami. Wiatr gradientowy wieje wzdłuż izobar. lecz nie prostolinijnych jak wiatr geostroficzny, lecz kołowych. Wiatr gradientowy równoważy zawsze siłę Coriolisa i odśrodkową.

13. Ogólna cyrkulacja atmosfery: planetarne strefy frontowe, komórka Hardleya, jet-stream, cyklony tropikalne. Wiatry lokalne.

Nierównomierny rozkład ciepła w atmosferze powoduje nierównomierny rozkład ciśnienia, co z kolei jest przyczyną powstawania ruchów powietrza, czyli prądów powietrznych. Ruch powietrza względem Ziemi to wiatr, a cały system prądów powietrznych Ziemi to ogólna cyrkulacja atmosfery. Powstawanie wyżów i niżów - zaburzeń atmosferycznych - jest najbardziej charakterystyczną cechą ogólnej cyrkulacji atmosfery.

Jet-stream to wiatry wiejące w stratosferze (strefa umiarkowana, kolo podbiegunowe, równik) mające prędkośc 200 - 300 km/h.

W pewnych rzadkich przypadkach zaburzenia zwrotnikowe potęgują się o tyle, że prędkość wiatru w nich dochodzi do 20m/s i więcej. Średnica obszaru takiego zaburzenia wynosi kilkaset kilometrów. Te bardzo silne zaburzenia, zależnie od siły wiatru, noszą nazwę sztormów tropikalnych (18-33m/s), albo huraganów tropikalnych (ponad 33m/s). Powstają one na obszarach obu półkul między 20⁰ a 5⁰ szerokości. W odległości od równika bliżej niż 5⁰ cyklony tropikalne występują rzadko, ponieważ siła Coriolisa jest tu zbyt mała, by mogła się rozwinąć silna cyrkulacja cyklonalna; powstające tu różnice ciśnienia powinny szybko się wyrównać. W wymienionych strefach cyklony tworzą się tylko nad morzem, nad lądem nie tworzą się; jeżeli powstały cyklon trafia na ląd, szybko zanika w związku z zwiększeniem się tarcia i odpowiednim zwiększeniem napływu powietrza w dolnych warstwach do środka cyklonu. Chwiejnośc stratyfikacji i związane z nią wznoszenie się powietrza, szczególnie nasyconego, przy jednoczesnym wydzielaniu się ogromnej ilości ciepła kondensacji, decyduje o energii kinetycznej cyklonu. W pełni rozwinięty cyklon tropikalny jest obszarem obniżonego ciśnienia. W samym środku cyklonu znajduje się nieduża strefa (dziesiątki kilometrów) wolna od potężnych chmur, oraz o słabych wiatrach - „oko cyklonu”. Występują deszcze przelotne (ulewne).

Wiatry lokalne są charakterystyczne dla określonych obszarów geograficznych. Pochodzenie: - w wyniku cyrkulacji miejscowych (np. bryzy, wiatry górskie i dolinne); - zaburzeń prądów ogólnej cyrkulacji atmosfery pod wpływem orografii lub tropografii terenu (np. fen, bora); - wiatry które w istocie są prądami cyrkulacji ogólnej. Bryza to wiatr wyst. na wybrzeżach mórz i jezior, zmieniające bardzo wyraźnie w ciągu doby swój kierunek (w dzień na ląd; w nocy - z lądu). Wiatry wyst. w okresie dobowym to wiatry dolinne i górskie (w dzień wieją w górę, w nocy - w dół zboczy). Fenem nazywa się ciepły, suchy i porywisty wiatr, wiejący okresami z gór na niziny. Borą nazywa się silny, chłodny i porywisty wiatr, wiejący znad niskich pasm górskich w stronę dostatecznie ciepłego morza.

14. Graniczna warstwa atmosfery.

Graniczną warstwą atmosfery nazywa się wewnętrzną warstwę atmosfery położona najbliżej powierzchni ziemi i w obrębie której zaznacza się bezpośredni wpływ podłoża (strumienie od podłoża, tarcie). Wysokość waha się ok. 100m - 3000m, w średnich wysokościach geograficznych wynosi ok. 1500m. Transport w G.W.A. realizowany jest głównie przez adwekcję w poziomie i turbulencję w pionie. Średnia prędkość poziomych składowych wiatru w warstwie granicznej to 2-10 m/s, a pionowo ok. od mm/s do cm/s. G.W.A. charakteryzuje się obecnością ruchów turbulencyjnych w obrębie całej warstwy. Turbulencja warstwy granicznej generowana jest głównie w wyniku istnienia kontrastów w polu temp. i prędkości wiatru. W słoneczne dni głównym czynnikiem powstawania turbulencji jest konwekcja (unoszenie bąbli {termali} ciepłego powietrza). Ponadto charakteryzuje się czasem reakcji na wymuszenie od podłoża (od min do h). Jest też w warstwie gr. dobrze widoczny cykl dobowy. Wraz ze wzrostem wysokości amplitudy maleją, na pewnej wys. cykl dobowy nie jest już zauważalny. Nocna warstwa gr. składa się z: - inwersji dolnej o równowadze stabilnej; - zanikającej turbulencji o równowadze obojętnej; - inwersji górnej. Temperatura w dziennej warstwie gr. maleje z wysokością, profil wiatrów jest wyrównany ze względu na zjawisko turbulencyjnego transportu pędu. Wilgotność w G.W.A. jest raczej stała.

15. Wpływ warunków meteorologicznych na rozprzestrzenianie się zanieczyszczeń.

17.Ziemski system klimatyczny: części składowe, czynniki klimatyczne, modele klimatu.

Klimat, czynniki geograficzne: szerokość geograficzna, wys. nad poziomem morza(ciśn. atm. ze wzrostem wysokości maleje, promieniowanie wzrasta, temp. z reguły spada, amplituda jej zmniejsza się, wilgotność zmniejsza się), rozmieszczenie lądów i mórz (klimat morski i lądowy), orografia (ponad zboczami gór o różnej ekspozycji powstają odmienne warunki termiczne), prądy oceaniczne (wywierają wpływ na temp. powietrza i cyrkulację atmosferyczną), szata roślinna i pokrywa śnieżna (szata zmniejsza amplitudy dobowe, pokrywa zmniejsza straty ciepła z gruntu), działalność człowieka (nieracjonalna działalność gospodarcza).

Procesy klimatotwórcze: - obieg ciepła; - obieg wilgoci; - cyrkulacja atmosfery.

18. Metody badań zmian klimatu. Klimat miast.

Wielkie miasto stwarza swój własny klimat miejscowy, na placach i ulicach powstają swoiste warunki mikroklimatyczne. Zmniejsza dopływ promieniowania słonecznego (do 20%) zanieczyszczając atmosferę nad sobą - zmętnienie. Przez zasłonę z dymy i pyłu na obszarze miasta zmniejsza się promieniowanie efektywne, a więc i nocne wychładzanie. Dachy i ściany domów ogrzewają się bardziej niż grunt i trawa, przez co w miastach temp. są wyższe niż na wsi. Obszar miasta jest silniej nagrzany, przez co posiada większą chropowatość, w ciepłej porze roku zwiększa się konwekcja i bardziej rozwijają się chmury kłębiaste, co również zmniejsza liczbę dni pogodnych i usłonecznienie. Na skutek wielu zanieczyszczeń miejskich (dymy, spaliny, pyły) zawartość jąder kondensacji jest w powietrzu miejskim bardzo duża, dlatego często tworzą się mgły. Dym zmieszany z mgłą zwiększa gęstość mgły, dodatkowo może powodować zagrożenie dla zdrowia.

---