15. Charakterystyka wilgotności powietrza 5

17. Podstawowe czynniki chmuro twórcze 5

18. Mgły 6

19. Pory roku 6

20. Bilans cieplny powierzchni Ziemi 6

21. Przymrozki wczesne i późne 6

22. Początek i koniec okresu wegetacyjnego 6

23. Rozkład promieniowania całkowitego i usłonecznienia. 6

24. Wiatry w Polsce 7

25. Przestrzenny i czasowy rozkład temperatur w Polsce. 7

26. Wpływ lasu na klimat 7

27. Warunki opadowe 7

28. Wzór Babineta 7

1. PRAWA FOURIERA .

Określają one mechanizm rozchodzenia się ciepła wgłąb Ziemi.

1. niezależnie od typu gruntu okres wahań temperatury nie zmienia się z głębokością. Oznacza to że nie tylko na powierzchni gruntu lecz i wgłębi Ziemi dobowy przebieg temperatury zachowuje 24 godzinny okres pomiędzy każdymi dwoma następującymi po sobie max lub min.

2. Amplitudy wahań temperatury z głębokością zmniejszają się w postępie geometrycznym gdy głębokości przyrastają w postępie arytmetycznym. Na pewnej głębokości amplituda dobowa zmniejsza się i schodzi do zera. ( na pow. -> 30⁰ , na 20 cm 5⁰ , na 40 cm 1⁰ )

3. Terminy występowania max i min temperatur w dobowym jak i rocznym przebiegu opóźniają się gdyż potrzebny jest czas do rozchodzenia się ciepła wgłąb. W cyklu dobowym każde 10 cm wgłąb 3 godziny , rocznie na każdy 1m opóźnia się o 1 mc.

4. Na głębokości 1m nie ma wahań cyklu dobowego, na 19m nie ma wahań cyklu rocznego.

2. PARAMETRY CIEPLNE GRUNTU.

5. przewodnictwo cieplne - ilość ciepła która przepływa w jednostce czasu przez przekrój jednego metra kwadratowego substancji o grubości 1 cm. Wskaźnikiem tego przewodnictwa jest współczynnik przewodnictwa cieplnego. Współczynnik ten jest oczywiście różny zależnie od rodzaju gleby. Przewodnictwo cieplne wzrasta ze wzrostem wilgotności gruntu, a maleje po spulchnieniu gleby gdyż woda jest lepszym przewodnikiem niż powietrze. Przenikanie ciepła do gruntu zależy do dwóch czynników: gradientów temperatury i przewodnictwa cieplnego gruntu

6. pojemność cieplna jest to ilość ciepła w kaloriach niezbędna do podniesienia temperatury jednego grama albo 1cm³ dowolnego ciała o temperaturze 1 stopnia. Należy zatem rozróżnić pojemność cieplną wagową i objętościową.

3. BILANS PROMIENIOWANAI W DRZEWOSTANIE.

W lesie zarówno bezpośrednie promieniowanie słoneczne jak i promieniowanie nieba przy przejściu przez korony drzew w znacznej części zostaje osłabione wskutek pochłaniania i rozpraszania promieni przez liście gałęzie i koronę. Nieznaczna tylko część tych promieni dosięga gruntu leśnego. Np. w 40 letnim drzewostanie dębowym w południe jego korony latem zatrzymują 90% energii słonecznej. Większe osłabienie promieniowania przypada w miesiącach letnich mniejsze w zimowych co wiąże się ze stanem ulistnienia 2 piętra drzewostanu. Przeciętne roczne promieniowanie w tym typie lasu wynosi tylko 11% promieniowania na polu. W procesie pochłaniania i rozpraszania światła najbardziej czynna jest górna powierzchnia koron. Około 80% padających promieni zostaje pochłonięte w obrębie koron. Gleby leśnej dosięga tylko 5%. W dni pochmurne oddziaływuje tylko samo rozproszone światło nieba.

4.RODZAJE FAL PROMIENIOWANIA I ICH PROCENTOWT UDZIAŁ.

Promieniowanie słoneczne można podzielić na 3 zakresy długości fal.

• Nadfioletowe - 200 do 400 nm

• Od fioletu do czerwieni -400- 750 nm

• Podczerwone 750 - 24000 nm

Promieniowanie nadfioletowe i podczerwone nie jest widzialne dla oka ludzkiego. Natomiast promieniowanie od fioletu do czerwieni odbieramy jako światło.

Ponadto rozróżnia się promieniowanie krótkofalowe o długości fal od 100 do 4000 nm i długofalowe od 4000 nm do 100-120 mikronów. Słońce wysyła większą część promieni w przedziale promieniowania krótkofalowego. Ziemia natomiast wysyła promienie długofalowe.

5. WPŁYW RODZAJÓW PROMIENIOWANIA NA ŻYCIE ROŚLIN.

Promieniowanie rozproszone mimo, że słabiej nagrzewa powietrze i powierzchnię gleby ma ogromne znaczenie dla roślin zwłąszcza rosnących w zwarciu. Dociera ono do dolnych pędów roślin oraz do roślin niskich.

6. BILANS CIEPLNY W DRZEWOSTANIE.

Przebieg temperatury w drzewostanie jest zależny od przebiegu promieniowania. W lesie gdy korony drzew zacieniają Ziemię we wszystkich wypadkach inwersja temperatury występująca tu w dnie w dolnej warstwie powietrza do 2m powoduje, że temperatura maksymalna jest niższa niż na terenie otwartym. W nocy zaś wskutek izotermii w lesie jest cieplej, a zatem minimum jest tu większe.

7.WŁAŚCIWOŚCI CIEPLNE GLEB W ZALEŻNOŚCI OD WILGOTNOŚCI.

Gleby wilgotne nagrzewają się wolniej i wolniej ochładzają niż gleby suche. W glebach suchych zmiany temperatury zachodzą szybciej i intensywniej niż w glebach wilgotnych dlatego też gleby gliniaste zatrzymujące w sobie dużo wody i odznaczające się dużą pojemnością cieplną w czasie dnia nagrzewają się słabiej. Nocą zaś podlegają mniej intensywnym przechłodzeniom. W okresie wiosennym górne warstwy gleby warstwy gliniastej są chłodniejsze niż piaszczystej. Przy czym różnice temperatur mogą dochodzić do 1-1,5⁰ Jesienią natomiast gleby gliniaste stają się cieplejsze od piaszczystych.

8. OD CZEGO ZALEŻY PRZEKAZYWANIE CIEPŁA W GLEBIE NA GŁĘBOKOŚCIACH.

Nagrzewanie i ochładzanie się gruntu zależy od wielu czynników. Do ważniejszych należą pojemność cieplna i przewodnictwo cieplne gruntu. Przewodnictwo cieplne wzrasta ze wzrostem wilgotności gruntu. (reszta w punkcie 2)

9.PRZEKAZYWANIE CIEPŁA W ATMOSFERZE.

Atmosfera ziemska tylko w niewielkim stopniu nagrzewa się bezpośrednio od promieni słońca. Zjawiska cieplne które w niej zachodzą wywołane są głównie przez ciepło otrzymane z powierzchni Ziemi. Powierzchnia Ziemi pochłania energię cieplną słońca i nagrzewa się przekazując część swego ciepła powietrzu atmosferycznemu Ważnym czynnikiem przekazywania ciepła wyższym warstwom atmosfery jest konwekcja termiczna która powstaje przy T21 znaczniejszym ogrzaniu się dolnych warstw powietrza od silnie nagrzanej powierzchni. Ogrzane powietrze od dołu zostaje wypierane do góry przez napływające cięższe chłodne. W ten sposób powstają prądy wstępujące i prądy zstępujące- powodują przemieszczanie się powietrza w kierunku pionowym. W przenoszeniu ciepła dużą rolę odgrywają także poziome ruchy powietrza. Tego rodzaju przenoszenie się ciepła nosi nazwę adwekcji. W odróżnienia pionowego czyli konwekcji. Turbulencją odgrywa również dużą rolę w przekazywaniu ciepła. Wyróżnia się turbulencję dynamiczną ( powstaje wskutek tarcia powietrza o powierzchnię ziemi oraz wtedy gdy masy powietrza opływają nierówności na jej powierzchni ) oraz turbulencję termiczną ( zachodzi przy niejednakowym nagrzaniu się poszczególnych punktów na powierzchni Ziemi spowodowanych barwą gleby i jej wilgotnością. Nad miejscami bardziej nagrzanymi powietrze unosi się, a nad mniej nagrzanymi opuszcza się . W ten sposób w pobliżu siebie powstają zstępujące i wstępujące strumienie powietrza wywołujące jego drgania.

10, ZMIANY TEMPERATUR WE FRONCIE CIEPŁYM I ZIMNYM.

Przy froncie ciepłym powietrze ciepłe napływa na chłodne. Przy takim napływie powietrze ciepłe stopniowo i spokojnie unosi się nad powierzchnię frontu i oziębia się adiabatycznie. Przy zbliżaniu się frontu ciepłego temperatura powietrza stopniowo wzrasta ( lekko) na samym froncie temperatura wzrasta natomiast po przejściu frontu wyraźnie wzrasta.

Przy froncie chłodnym powietrze chłodne przesuwa się klinem naprzód podpływa pod ciepłe wypierając je do góry. Temperatura przy nadchodzeniu frontu jest podwyższona. Na linni frontu odnotowuje się jej gwałtowny spadek, a po przejściu frontu nadal stopniowo obniża się.

11.PIONOWY ROZKŁAD TEMPERATUR.

Temperatura powietrza w miarę wzrostu wysokości maleje. Wielkość spadku temperatury ze wzrostem wysokości zależy od różnych czynników. Przede wszystkim zaś od stanu nasycenia powietrza parą wodną i jest ona charakteryzowana za pomocą pionowego gradientu temperatury. Zazwyczaj gradient oblicza się i podaje w stopniach na każde 100 m wzniesienia.

Jeśli jakaś masa powietrza wznosi się wówczas ulega ona adiabatycznemu ochładzaniu wskutek rozprężania się powietrza przy wznoszeniu się do góry bez pobierania ciepła od mas otaczających. W przypadku gdy wznoszące się powietrze nie jest nasycone parą wodną zachodzi wtedy spadek temperatury o 1 stopień na każde 100 m h. Ten spadek temperatury wraz z wysokością nazywa się suchoadiabatycznym gradientem temperatury. W wypadku wstępowania do góry powietrza nasyconego parą wodną obniżenie się jego temperatury wraz z wysokością będzie mniejsze ponieważ przy adiabatycznym ochładzaniu się powietrza nasyconego para wodną część jej przy wstępowaniu powietrza ulega kondensacji przy czym wyzwala się utajone ciepło parowania i przeciwdziała dalszemu spadkowi temperatury. Wielkość spadku temperatury powietrza nasyconego parą wodną na każde 100m wysokości nazywa się wilgotnoadiabatycznym gradientem temperatury.

12,STAŁA SŁONECZNA

W celu scharakteryzowania promieniowania słonecznego posługujemy się tzw. Stałą słoneczną. Jest to ilość energii która w ciągu jednej minuty dochodzi od słońca do powierzchni 1cm 2 na górnej granicy atmosfery , prostopadle do kierunku padania promieni. Inaczej mówiąc jest to natężenie promieniowania które by miało miejce na powierzchni ziemi gdyby atmosfery była dla promieni słonecznych zupełnie przezroczysta. Wynosi ona 1.98 cal/ cm²/min. Stała słoneczna nie jest wielkością zupełnie stałą lecz ulega nieznacznym wahaniom w ciągu roku zależnie od odległości słońca od Ziemi i od pewnych zjawisk występujących na słońcu.

13, ROZKŁAD TEMPERATUR STYCZNIA I LIPCA W POLSCE. PRZYCZYNY RÓŻNIC MIĘDZY TERENAMI.

W styczniu spadek temperatury zaznacza się wyraźnie od linii przechodzącej od Gubina (-1⁰) do Suwałk ( -4,5⁰). Izotermy mają na ogół kierunek południowy co świadczy, że w zimie zimna masa lądowego powietrza występuje na wschodzie a ciepła oceaniczna na zachodzie przy równoczesnym wyeliminowaniu wpływu szerokości geograficznej. Różnice występują z tego powodu iż zachodnie obszary Polski są częściej nawiedzane przez masy powietrza polarno-morskiego, a niżeli wschodnie na których natomiast występują masy powietrza polarno kontynentalnego co w rezultacie powoduje taki właśnie układ temperatur.

Natomiast izotermy lipca nie wykazują już tendencji do przebiegu południkowego. W lipcu najchłodniej jest na Wybrzeżu ponadto Pojezierzu Pomorskim , Suwalszczyźnie i w Górach Świętokrrzyskich. W lato wpływ na klimat Polski wywiera pływ równoleżnikowy ( zachodni). W lipcu układ izoterm ma charakter bardziej strefowy. Najcieplejsze obszary to Poznań, Dolny Śląsk , Górny Śląsk.

15. Charakterystyka wilgotności powietrza

W skutek parowania wody z oceanów, jezior i rzek a także z wilgotnej gleby i dzięki transpiracji roślin w atmosferze, znajduje się zawsze określona ilość pary wodnej. Zasobność pary wodnej wzrasta w skutek parowania z pokrywy śnieżnej i lodowej, czyli w skutek sublimacji. Powietrze wykazuje ograniczoną zależną od temp i ciśnienia, pojemność w stosunku do pary wodnej. W związku z tym, wilgotność powietrza można wyrazić zarówno w jednostkach siły jak i w jednostkach masy, a także jako stosunek lub różnicę

• prężność pary wodnej - wyrażamy w mm słupka rtęci lub milibarach. Oznacza się ją zazwyczaj literą e , jeżeli chodzi o aktualną prężność pary wodnej w danej temperaturze E gdy chodzi o prężność pary wodnej nasyconej w danej temperaturze

• wilgotność bezwzględna jest to ilość pary wodnej zawartej w 1m³ powietrza wyrażona w g

• wilgotność właściwa jest to wyrażony w gramach ciężar pary wodnej zawartej w jednym, kilogramie wilgotnego powietrza

• 
  wilgotność względna jest to stosunek aktualnej prężności pary wodnej znajdującej się w powietrzu e do max prężności pary wodnej E w danej temperaturze wyrażone w procentach

• niedosyt wilgotności powietrza jest to różnica między max prężnością pary wodnej w danej temp E a prężnością pary wodnej e występującą aktualnie. Wyraża się zwykle w mini barach d=E-e

• temperatura punktu rosy wskazuje temperaturę do której należy oziębić powietrze, aby zawarta w nim para wodna całkowicie je nasączyła

17. Podstawowe czynniki chmuro twórcze

• konwekcja termiczna - teren ogrzewa się silniej a od niego również powietrze, które jako lżejsze kominem unosi się do góry, przekracza poziom kondensacji pary wodnej i tworzy się chmura, przekracza próg sublimacji ciemno sino burzowa

• wślizgiwanie się powietrza wzdłuż powietrza wzdłuż powierzchni (wymuszony ruch powietrza ku górze)

• ruch falowy - między dwoma warstwami powietrza o różnej temp , granica przekracza poziom kondensacji pary wodnej i tworzy chmury - nad nierównościami chmury średnie kłębiaste

• mieszanie się turbulęcyjne powietrza - mieszanie się powietrza ciepłego z chłodniejszym, bliskie nasycenie parą wodną i szybko powstaje chmura poszarpana

• wypromieniowanie ciepła - rosa , mgła , chmura

• wznoszenie powietrza i zawirowania powietrza

18. Mgły

• radiacyjna - powstaje w skutek wypromieniowania ciepła z powierzchni ziemi i z przyległych do niej warstw powietrza powstaje przy spokojnej bezchmurnej pogodzie. Związane jest z inwersją temperatur

• adwekcja - powstaje w skutek ochłodzenia się masy powietrznej, gdy przesuwa się ona w kierunku poziomym. Najbardziej trwałe i gęste mgły tworzą się przez napływ powietrza ciepłego nad zimne podłoże

• z wyparowania - powstają nad rzekami jeziorami powstają gdy ciepła pow wody paruje do chłodnego powietrza

• radjacyjno - adwekcyjna - wypromieniowanie ciepła doprowadza do mgły

19. Pory roku

• zima przychodzi najwcześniej od północnego wschodu

• wiosna z południowego zachodu

• lato najwcześniej na południowym wschodzie Polski

• jesień tak jak zima okolice Suwałk

Fenologiczne pory roku wyodrębniono na podstawie zjawisk zachodzących w świecie roślin i zwierząt

20. Bilans cieplny powierzchni Ziemi

Bilans to inaczej zestawienie przychodów i rozchodów Q+G+A+E=O

Q - bilans promieniowania

G - wymiana bezpośredniego promieniowania z glebą

A - wymiana promieniowania między powierzchnią czynną a glebą

E - przemiany gazowe wody

21. Przymrozki wczesne i późne

Ostatnie przymrozki koniec kwietnia, początek maja w okolicach Lęborka nawet do końca maja 20 IV na północy, 10 Vna północnym wschodzie. Przymrozki wiosenne na terenie środkowej Polski występują głównie w 2 i 3 dekadzie kwietnia, na terenie pojezierzy w 1 dekadzie maja. Pierwsze przymrozki : druga połowa X w okolicach Lęborka i góry 17X E i SE, 1X N

22. Początek i koniec okresu wegetacyjnego

Długość okresu wegetacyjnego należy ustalić na podstawie danych fenologicznych czyli wg faktycznego rozpoczęcia i zakończenia wegetacji roślin. Za okres wegetacyjny uważany jest okres, w którym średnia temp. dobowa utrzymuje się pow. 5⁰C. Na terenie Polski okres wegetacyjny trwa od 190 - 225 dni w górach do 100 dni. Poza górami najkrótszy okres weg. Występuje na północnym wschodzie kraju oraz na pojezierzu pomorskim. Najdłuższy zaś w dolinie Odry i okolicach Tarnowa. Przekracza 220 dni. Najwcześniej w polsce zach i południowo wsch. Idąc coraz dalej na północny wsch okres wegetacyjny zaczyna się najpóźniej.

23. Rozkład promieniowania całkowitego i usłonecznienia.

Brak materiałów dotyczących pomiaru czasu i usłonecznienia w polsce nie pozwala na dokładniejszą charakterystykę klimaty z punktu widzenia tego czynnika. Ogólna, przeciętna liczba godzin usł. w Polsce wynosi poniżej 6 h (40% - 50% usł możliwego) najwięcej słońca mamy w lecie około 9h a na wybrzeżu nawet 10h . Słabiej na wiosnę 7h na jesieni 4 5h a w zimie zaledwie 2h. Śrenio 93 dni w Polsce to dni bez słońca. Największe usłonecznienie występuje w okolicach Kołobrzegu, Szczecina oraz w dolinie Odry.

24. Wiatry w Polsce

Wiatr jest jednym z ważniejszych elementów klimatu, gdyż ma on duże znaczenie przy powstawaniu zjawisk atmosferycznych charakteryzujących klimat. W Polsce można wyróżnić dwa główne kierunki wiatrów:

Zachodni przeważa w porze letniej charakter oceaniczny

Wschodni przewaga zimą charakter kontynentalny

Wiatry zach latem przynoszą deszcz zimą odwilż. Wiatry wsch powodują napływ zimnych mroźnych mas powietrza lądowego. Jedna z cech naszego klimaty jest zdecydowana przewaga wiatrów południowo zachodnich, zachodnich i północno zachodnich. Dlatego napływają do nas w głównej mierze masy powietrza polarnomorskiego i zwrotnikowo morskiego. Luty duży udział wiatrów wschodnich. Marzec pod wpływem wyży syberyjskiego prądy zachodnie słabną i przeważają wiatry z kierunków wschodnich i południowo wschodnich. Około 30 -35%. Maj istnieje równowaga między częstotliwością występowania wiatrów zachodnich i wschodnich. Czerwic lipiec przewaga wiatrów zachodnich. Wrzesień -znowu przewaga wiatrów wschodnich Listopad luty przewaga wiatrów wschodnich Średnia prędkość od 2,5 - 5 m/s. Najcichsze miesiące to koniec lata

25. Przestrzenny i czasowy rozkład temperatur w Polsce.

Najniższe średnie wartości temperatur w Polsce mają obszary górskie W nizinnej części kraju najchłodniejszy jest rejon północno wschodni, obejmujący województw Suwalskie. W rejonie tym zimy są ostrzejsze i dłuższe , a lata stosunkowo krótsze i niezbyt ciepłe. Najcieplejsze obszary leżą w dolinie Odry pomiędzy Legnicą a Opolem Rejon ten cechuje się łagodną i krótką zimą, wczesną wiosną niezbyt gorącym ale długim latem. Pewne wyspy ciepła tworzą okolice Tarnowa, Poznania, Radomia. Rozkład izoterm Polski jest astrefowy. Średnia temp wiosny jest niższa niż jesieni. Pory roku idąc od zachodu spóźniają się.

26. Wpływ lasu na klimat

Stosunkowo najlepiej zbadano dotychczas wpływ lasu na zwiększanie się opadów. Wieloletnie badania wykazały, że ilość opadów na obszarach zalesionych jest nieco wyższa niż na otwartym polu ( szczególnie widać to na terenach podzwrotnikowych.). Większy jest jednak wpływ lasu na mikroklimat. Przede wszystkim na wielkość parowania, prędkość wiatry, grób ość i czas trwania pokrywy śnieżnej . Dużą rolę odgrywają również lasy w obiegu wody na terenie kraju. Las spełnia rolę ochronną i rolę regulatora w bilansie wodnym rzek i dorzeczy (zmniejsza wiosenny powierzchniowy spływ wód pochodzący z topniejącego śniegu.)

27. Warunki opadowe

Przyczyną podstawową zróżnicowania opadów w Polsce jest hipsometria (wysokość nad poziomem morza) i od wystawy na strony świata.(ekspozycja)

Opady zimowe centrum 200mm góry 300mm nieco większe w rejonie Bałtyku 250 - 300mm

Opady letnie centrum 300mm góry 600mm na Pomorzu 400mm

W ciągu roku średnio około 600mm w centrum (kujawy, obszar wielkopolski)około 500mm

Na północy do 700mm Grudziądz Malbork (region gdzie występuje tzw cień opadowy ) 500mm

W stronę południa opady rosną w górach ponad 1000mm

Wpływ kontynentalizmu w zimie jest duży wpław klimatu kontynentalnego i opady są niższe (najniższe luty marzec czasem kwiecień ) liczna dni z opadami około 170 - 190 dni.

28. Wzór Babineta

wzory baryczne

stopień baryczny - wysokość na którą można by wznieść lub obniżyć ciśnienie o 1hPa

2000

Strona 2 z 11

---