I. Wiadomości wstępne o atmosferze ziemi.

Skład atmosfery

Atmosfera ziemska jest fizyczną mieszaniną gazów, to znaczy, że jej składniki nie wchodzą ze sobą w związki chemiczne

Do najważniejszych składników atmosfery należą: azot, tlen, argon i dwutlenek węgla {chociaż ten ostatni wykazuje dość znaczne wahania ilościowe). W dolnych warstwach powietrza czystego i suchego wymie­nione główne składniki atmosfery znajdują się w następujących ilościach procentowych w stosunku do objętości powietrza:

azot (N) — 78,09 argon (Ar) — 0,93

tlen (O) — 20,95 dwutlenek węgla (C02) — 0,03

Do drugorzędnych składników atmosfery ziemskiej należą: wodór, ozon, hel, neon, ksenon, krypton. Ilości ich są bardzo małe i procentowo w stosunku do objętości powietrza wynoszą:

wodór 5,0 X10-5 neon 1,8X10-8

ozon 1,0 X10-6 ksenon 8,0X10-«

hel 5,24 X10-4 krypton 1,0X10~4

Z domieszek powietrza atmosferycznego, zwłaszcza w jego dolnych warstwach, znajdują się prawie zawsze: para wodna w ilości do 4°/o ob­jętości powietrza, domieszki w bardzo małej ilości, jak: amoniak, jod, radioaktywne emanacje radu, toru i aktynu oraz zanieczyszczenia, jak gazy spalinowe, a także "różnego rodzaju ciała stałe i ciekłe, jak pyły, kryształki lodu, kropelki roztworów soli itp.

Pod względem rodzaju składników atmosfera składa się zatem z trzech zasadniczych części: suchego i czystego powietrza, pary wodnej oraz zanieczyszczeń pochodzenia mineralnego i organicznego

T1 e n w atmosferze ma znaczenie szczególne, gdyż gaz ten jest nie­zbędny do przebiegu tak ważnych procesów utleniania, jak np. oddycha­nie organizmów żywych, palenie się ciał organicznych itp. Tlen jest gazem koniecznym do utrzymania życia organicznego na ziemia jest go w po­wietrzu stosunkowo mało, bo — objętościowo — cztery razy mniej niż azotu. Ten na pozór dziwny stosunek ilościowy tych dwu gazów jest jakby celowo pomyślany w przyrodzie. Oddychanie czystym tlenem wy­wołałoby w organizmach gwałtowne procesy spalania,-co prowadziłoby do szybkiego zużycia materii organicznej.

Azot rozcieńcza tlen w stosunku 4:1, przez co zmniejsza w dużym stopniu aktywność tlenu. Azot jest poza tym pobierany przez niektóre bakterie i glony znajdujące się w glebie, które przerabiają go na związki mineralne stanowiące cenne pożywienie dla roślin wyższych.

Dwutlenek węgla jest dla roślin (oprócz tlenu) najważniejszym Składnikiem atmosfery ziemskiej. Szczególnie duże ilości tego gazu znajdują się w wielkich miastach, np. w przemysłowych. Dwutlenek węgla utrzymuje przy życiu całą na­szą florę. Jak wiemy, zielone rośliny czerpią C02 z powietrza za pomocą chlorofilu przy współudziale energii promienistej Słońca. Pochłaniany dwutlenek węgla służy do wytwarzania się w roślinie cukru i skrobi, a woda rozkładająca się przy tym procesie w organizmie roślinnym do­starcza wolnego tlenu, który wydzielając się na zewnątrz wyrównuje braki powstające wskutek oddychania.

Na miejsce zużytego przy fotosyntezie dwutlenku węgla dostają się do powietrza nowe jego ilości z produktami wydobywającymi się z komi­nów fabrycznych, czy z kraterów wulkanów; wydziela się on również przy oddychaniu organizmów żywych.

Argon znajdujący się w powietrzu nie ma większego znaczenia.

Ozon — jest to bardzo aktywna alotropowa odmiana tlenu (302 = 203). Ozon jest gazem o charakterys­tycznym orzeźwiającym zapachu. W powietrzu jest bardzo mało tego gazu, lecz znaczenie jego dla życia organicznego jest duże. Wskutek obecnoś­ci w atmosferze warstwy ozonu widmo słoneczne w swej części krótko­falowej urywa się nagle w okolicy 290 nm, to znaczy, że ozon absorbuje część promieni ultrafioletowych, działających zabójczo na komórki or­ganizmów żywych. Gaz ten pochłania również znaczny procent długofalowego promieniowania cieplnego (o długości fali około 960 nm), przy­czyniając się do utrzymania korzystnego bilansu cieplnego Ziemi.

Para wodna jest najważniejszą domieszką atmosfery ziemskiej. Wskutek kondensacji przechodzi ona w stan ciekły i w postaci kropelek wody unosi się w powietrzu. Znajduje się też w atmosferze ziemskiej w postaci kryształków lodowych. Para wodna w atmosferze ma wielkie znaczenie w bilansie cieplnym Ziemi, ponieważ silnie absorbując (100 razy więcej niż powietrze) promieniowanie cieplne jest najpoważniejszym hamulcem utraty energii cieplnej przez powierzchnię Ziemi. Wskutek dużej ilości ciepła utajonego wody, para wodna przy zmianach stanu sku­pienia wpływa w dużym stopniu na stosunki termiczne atmosfery, zwłasz­cza jej warstw przygruntowych. Dzięki obecności pary wodnej w powie­trzu obserwujemy liczne zjawiska meteorologiczne, jak chmury, mgły, opady atmosferyczne itp

Zanieczyszczenia atmosfery ziemskiej są bądź pocho­dzenia organicznego, jak strzępki wełny, bawełny, zarodniki grzybów, pyłek roślinny, bakterie itp., bądź też nieorganicznego, jak dymy i pyły wydostające się z kominów lub powstałe wskutek pożarów leśnych. Te przypadkowe do­mieszki odgrywają w atmosferze ziemskiej dużą rolę. Stanowią one bo­wiem tzw. jądra kondensacji pary wodnej, a niektóre z nich mają szcze­gólne znaczenie w bioklimatologii. Zwłaszcza te najmniejsze, ultramikroskopowe zawiesiny powietrza wywierają duży wpływ na drogi od­dechowe organizmów ludzkich i zwierzęcych. Zapylenie atmosfery waha się w szerokich granicach. W 1 cm3 powietrza górskiego znajduje się przeciętnie kilka pyłków, w powietrzu wiejskim jest ich już kilkaset, a w 1 cm3 powietrza wielkomiejskiego lub ośrodka przemysłowego znaj­duje się aż kilkadziesiąt tysięcy pyłków.

Uwarstwienie atmosfery

W troposferze spadek temperatury wynosi od 0,5 do 1,0°C na każde 100 m wzniesienia; Inną charakterystyczną cechą troposfery jest nieustanne mieszanie się powietrza, głównie w kierun­ku pionowym, w mniejszym stop­niu — w kierunku poziomym. Grubość troposfery naokoło całej kuli ziemskiej nie jest jednakowa. Nad biegunami sięga ona do wy­sokości 4—7 km, w średnich szerokościach geograficznych — do wysokości 10—12 km, a nad rów­nikiem grubość jej wynosi 16— 18

Rys. 4. Schemat przekroju atmosfery ziemskiej (obj. w tekście)

Stratosfer a rozciąga się ponad troposferą, do wysokości 80 km od Ziemi. Odznacza się ona słabymi pionowymi ruchami powietrza, dla­tego też gazy wchodzące w jej skład układają się w warstwy zależne od gęstości gazów. Stratosferę dzieli się na 3 warstwy - izotermiczną, ciepłą i zimną.

Warstwa izotermiczna rozciąga się od troposfery do wysokości 35 km. W warstwie tej niebo jest bezchmurne. W izotermicznej warstwie stratosfery istnieją prądy powietrzne, chociaż są one o wiele mniej intensywne niż w troposferze.

Od wysokości 35 do 55 km rozciąga się warstwa ciepła stratosfery. Cechą charakterystyczną tej warstwy .jest silna inwersja temperatury, utrzymująca się wskutek pochłaniania przez ozon nadfioletowego promie­niowania Słońca. Na wy­sokości około 50 km temperatura ciepłej warstwy stratosfery wynosi 60—75°C.

Trzecia warstwa stratosfery, tzw warstwa zimna, rozciąga się od 55 do 80 km wysokości. Temperatura tej warstwy powietrza w miarę zwięk­szania się wysokości szybko spada, a panujące tam stosunki termiczne są podobne do stosunków termicznych w troposferze. Taki układ temperatu­ry sprzyja powstawaniu prądów pionowych i intensywnemu mieszaniu się powietrza oraz innym związanym z tym zjawiskom, które obserwuje­my w troposferze

Między troposferą a stratosferą znajduje się warstwa przejściowa, zwana tropopauzą lub substratosferą. Grubość jej jest nie­wielka — od kilkuset metrów do 2 km.

Jonosfera rozciąga się ponad stratosferą, począwszy od 80 km ,. wzwyż, a nazwę swą zawdzięcza temu, że atomy jej gazów mają ujemne lub dodatnie ładunki elektryczne. Cała miąższość jonosfery nie jest jednakowo aktywna elektrycznie. W roku 1930 stwierdzono, że istnieją dwie warstwy jonosfery o szcze­gólnie dużym skupieniu jonów lub elektronów. Jedna, rozpościerająca się na wysokości 80—100 km, nosi nazwę warstwy E, druga — na wyso­kości ponad 200 km — nazwę warstwy F. W warstwie E jony przeważają nad elektronami, natomiast w warstwie F elektronów jest o wiele więcej aniżeli jonów. Wysokość tych warstw zmienia się zresztą wraz ze zmianą pory dnia.

Ponad jonosfera znajduje się warstwa powietrza zwana. egzosferą to jest strefą dysocjacji albo rozpraszania. O tej strefie mamy na razie bardzo skąpe wiadomości. Pewne jest tylko, że gęstość atmosfery jest tam bardzo mała, toteż swobodna droga przebiegu cząsteczki gazu wynosi set­ki km.

Stany równowagi atmosfery

Gdy gradient istniejący w atmosferze zrówna się z gradientem adia­batycznym, poruszająca się masa powietrza w kierunku pionowym na­potykać będzie stale temperaturę otoczenia równą jej własnej tempera­turze, a więc na każdej wysokości jej ciężar właściwy będzie równy ciężarowi właściwemu otoczenia i dalszy ruch nie będzie się odbywał. Taki stan nazywamy stanem równowagi obojętnej w at­mosferze.

Jeżeli pionowy gradient temperatury w powietrzu jest większy od gra­dientu adiabatycznego, wówczas ciepłe powietrze poruszające się ku gó­rze będzie stale i coraz bardziej cieplejsze od otoczenia, a więc coraz to lżejsze od sąsiednich mas powietrza, wskutek czego będzie się ono coraz gwałtowniej wznosić do góry. Jest to stan równowagi chwilowej w atmosferze sprzyjający prądom konwekcyjnym.

Jeśli natomiast spadek temperatury wraz z wysokością jest w po­wietrzu mniejszy aniżeli gradient adiabatyczny, to masa przesunięta ku górze będzie zimniej sza od otoczenia i dlatego będzie opuszczać się ku dołowi. Jest to stan równowagi stałej w atmosferze, najczęściej obserwowany do wysokości 10 km.

Stan równowagi atmosferycznej poznajemy również za pomocą tzw. temperatury potencjalnej, tzn. temperatury, którą przybiera masa powietrza, jeśli ją adiabatycznie sprowadzimy do poziomu ciśnie­nia normalnego. Zasadniczą właściwością temperatury potencjalnej jest jej stałość przy dowolnych przemieszczeniach adiabatycznych danej ma­sy suchego powietrza. Na podstawie pionowego rozmieszczenia temperatur potencjalnych w atmosferze wnioskujemy o stanie równowagi po­wietrza. Przy jednakowych wartościach temperatury potencjalnej na róż­nych wysokościach mamy stan równowagi obojętnej, przy równowadze chwiejnej temperatura potencjalna maleje w miarę zwiększania się wy­sokości i wreszcie przy równowadze stałej wartości temperatury poten­cjalnej rosną wraz z wysokością.

Zmiany temperatury

Zmiany temperatury powietrza zachodzą wskutek promieniowania. Ziemi, przewodnictwa cieplnego atmosfery, przenoszenia ciepła od po-| wierzchni gleby przy współudziale ruchów turbulentnych (wirowych) V w powietrzu, promieniowania atmosfery oraz lokalnych ociepleń lub ozię-bień przy procesach kondensacji i parowania.

Jeżeli podczas lokalnego ogrzania terenu powietrze ciepłe, jako lżejsze unosi się do góry, to wchodzi ono w obszar o coraz mniejszym ciśnieniu atmosferycznym. Wskutek tego masa wznoszącego się powie­trza rozpręża się wykonując pracę kosztem własnej energii cieplnej, co przejawia się w obniżaniu się temperatury tej masy. Z rachunku wynika, iż to obniżanie się temperatury wynosi 1°C na każde 100 m wzniesienia w powietrzu nienasyconym parą wodną oraz 0,5°C na 100 m wzniesienia w powietrzu nasyconym parą wodną. Mniejsze obniżanie się tempe­ratury wznoszącego się powietrza nasyconego parą wodną jest zrozumia­łe, ponieważ para wodna skraplając się wydziela przy tym ciepło.

Zmiany temperatury wewnątrz masy powietrza bez wymiany ciepła z otoczeniem nazywamy zmianami adiabatycznymi. Wzno­szące się powietrze ochładza się zatem adiabatycznie. Jeżeli masa powie­trza uniesiona prądem wstępującym opuszcza się następnie do swego po­łożenia poprzedniego, wchodzi wówczas do strefy o większym ciśnieniu i ulega sprężeniu. Sprężenia tego dokonują sąsiednie masy powietrza, wykonując pewną pracę, która w efekcie podnosi temperaturę opuszcza­jącego się powietrza. Mówimy wówczas o ogrzaniu adiabatycznym.

Adwekcja mas powietrza - poziome przemieszczanie się mas powietrza.

Zależy od:

+siły gradientu ciśnienia - kierunek prostopadły do linii izobar, zwrot skierowany od ciśnienia wyższego do niższego.

wartość

deltaP - różnica ciśnienia

deltaX - różnica odległości

p - gęstość powietrza

+siły Coriolisa - kierunek prostopadły do wektora prędkości, zwrot skierowany na półkuli północnej w prawo, a na półkuli południowej w lewo,

wartość

w - prędkość kątowa

a - prędkość wiatru

+siły tarcia - kierunek ok.30-35 stopni, od kierunku izobar, zmieniają się wraz z wysokością od powierzchni ziemi, zwrot skierowany odwrotnie do wektora prędkości, wartość

+siły odśrodkowej - kierunek prostopadły do krzywizny, zwrot skierowany na zewnątrz od środka krzywizny, wartość

Konwekcja - przenoszenie energii cieplnej wraz z przemieszczającą się w kierunku pionowym masą powietrza. Zachodzi w postaci swobodnej lub wymuszonej. Konwekcja w postaci swobodnej pojawia się na skutek ogrzania podłoża, od którego nagrzewa się przyziemna warstwa powietrza i rozpoczyna wstępowanie do góry (konwekcja termiczna). W postaci wymuszonej zachodzi w atmosferze na skutek przesunięć mas powietrza natrafiających na przeszkody orograficzne (łańcuchy górskie itp.).

Turbulencja

Ruch w atmosferze, podobnie jak w każdym innym płynie, odbywa się zgodnie z prawami hydrodynamiki. Badania Reynoldsa wykazały, że ruch płynu pozostaje ruchem laminarnym — to znaczy cząstki płynu poruszają się w strumieniu po torach prostych, równoległych do koryta ograniczającego strumień — tylko w pewnych granicach prędkości ruchu. Jeśli będziemy zwiększać prędkość przepływu, nastąpi moment, kiedy spokojny strumień płynu zacznie się plątać, linie prądu przestaną być równoległe, zaczynają się jak gdyby splatać, skręcać, w strumieniu płynu powstaną wiry. Zjawisko to nazywamy krętością albo turbulencją.

II Bilans cieplny powierzchni czynnej.

Bilans cieplny (Ziemi, atmosfery) - zestawienie w postaci równania strat i zysków energii cieplnej określonego obszaru lub układu w określonym czasie. Zestawiony za okres wieloletni równoważy się, natomiast za okres doby lub poszczególnych miesięcy, pór roku i lat może być dodatni lub ujemny.

Równanie bilansu cieplnego:

Q+A+G+E=0 [W*m^-2] lub [J*m^-2]

Q - wymiana ciepła przez promieniowanie czyli bilans promieniowania

A - wymiana ciepła między powierzchnią czynną a atmosferą, czyli ciepło zużyte na ogrzanie atmosfery

G - wymiana ciepła między powierzchnią czynną a głębszymi warstwami gleby, czyli ciepło zużyte na ogrzanie gleby

E - wymiana ciepła w wyniku przemian fazowych gleby

Dla dnia: +Q-A-G-E = 0 Q = A+G+E

Dla nocy: -Q+A+G+E = 0 Q = A+G+E

Wymiana cieplna między powierzchnią czynną a atmosferą

p - gęstość powietrza

Cp - ciepło właściwe powietrza

Ka - współczynnik dyfuzji ciepła w atmosferze

Ca - pojemność cieplna powitrza

deltaT - różnica temperatury

delta - różnica poziomów

Ekstynkcja promieniowania - Jeśli w powietrzu znajduje się duża ilość np. kropelek wody, niebo wydaje się koloru białego, co jest skutkiem równomiernego rozpraszania wszystkich długości fal widma w dużych cząstkach rozpraszających.

Wskutek absorpcji i rozpraszania promieniowanie słoneczne ulega w atmosferze osłabieniu (ekstynkcji). To osłabienie promieniowania wy­razić można prawem Bouguera. Jeżeli wiązka promieni jednorod­nych o długości fali X i początkowym natężeniu Jo (Jo — stała słoneczna) przejdzie przez warstwę absorbującą, której grubość przyjmiemy za 1, to część promieni ulega osłabieniu, część zaś przejdzie nieosłabiona.

Promieniowanie bezpośrednie - promieniowanie bezpośrednie - część promieniowania, któremu udaje się  przedrzeć przez atmosferę

I - I = Io*p^m ,

gdzie :

p - wskaźnik przezroczystości powietrza (0,57-0,76)

m - grubość atmosfery ziemskiej

Io - stała słoneczna

Promieniowanie horyzontalne - Ih = I*sin*h

Promieniowanie rozproszone D - dociera do powierzchni ziemi tylko 18%. Promieniowanie rozproszone - powstaje w wyniku rozpraszania promieniowania bezpośredniego, m.in. w atmosferze ziemskiej lub w innych ośrodkach (wodzie, śniegu, zawiesinach). Np w dzień, przy niebie całkowicie zasłoniętym grubymi chmurami, światło widzialne na powierzchni ziemi jest prawie w całości promieniowaniem rozproszonym. Promieniowanie rozproszone - część promieniowania słonecznego, które uległo odbiciu względnie pochłonięciu przez pyły i cząsteczki gazów i dociera do powierzchni ziemi bezkierunkowo.

Promieniowanie całkowite - T = Ih + D (suma wszystkich promieniowań horyzontalnego i rozproszonego).

Promieniowanie odbite - to ta część promieniowania całkowitego, która dochodząc do powierzchni Ziemi jest odbijana ku górze

ALBEDO - zdolność odbijania promieniowania słonecznego przez różne powierzchnie. Wyraża się stosunkiem natężenia promieniowania odbitego od danego rodzaju powierzchni do natężenia promieniowania, które do niej dochodzi. (łac. białość) jest to stosunek promieniowania odbitego do padającego na daną powierzchnię.

a=R/T*100%, 97% energii jest odbijana

Bilans promieniowania krótkiego:

Promieniowanie długofalowe

Ez - promieniowanie georadiacyjne

E_A - promieniowanie zwrotne atmosfery

Bilans promieniowania długofalowego

Usłonecznienie S - czas w ciągu doby w którym do powierzchni ziemi dobiegają promienie słoneczne bezpośrednie:

Usłonecznienie możliwe So - możliwy czas bezpośredniej operacji Słońca zależny tylko od długości dnia.

Usłonecznienie względne S/So - stosunek usłonecznienia rzeczywistego do możliwego eliminujący wpływ na wielkość usłonecznienia różnej długości dnia w ciągu roku i w różnych szerokościach geograficznych.

Heliograf - przyrząd służący do rejestracji (zapisu) czasu trwania usłonecznienia. Najczęściej jest używany heliograf Campbella-Stokesa. Zasadniczą częścią tego przyrządu jest szklana kula spełniająca funkcję soczewki skupiającej promienie słoneczne na umieszczonym w odległości ogniskowej pasku z cienkiego kartonu. W wyniku pozornego ruchu Słońca następuje wypalenie śladu na pasku. Zapis czasu trwania usłonecznienia otrzymany w postaci wypalonego śladu na pasku nosi nazwę heliogramu.

Ciepło utajone - to energia pobierana lub oddawana przez powietrze lub inne substancje, kiedy woda zmienia swój stan skupienia (np. para wodna przechodzi w wodę). Ciepło utajone jest głównym źródłem energii dla burz i huraganów, a także dla innych procesów, w których występuje woda.

Prężność pary wodnej (e) - ciśnienie pary wodnej zawartej w powietrzu. Określa się ją w hPa lub mb. Parę wodną znajdującą się w danej objętości powietrza, w określonej temperaturze, w ilości granicznej (maksymalnej) nazywamy parą nasyconą, a ciśnienie przez nią wywierane, prężnością maksymalną pary wodnej (E).

Przy określaniu wilgotności powietrza posługujemy się następującymi wielkościami.

Wilgotność bezwzględna. Ilość pary wodnej (wyrażona w gramach) zawarta w 1 m3 powietrza nosi nazwę wilgotności bezwzględ­nej. W meteorologii częściej określa się zawartość pary wodnej w po­wietrzu nie w jednostkach masy, ale w jednostkach ciśnienia (prężności pary wodnej znajdującej się w powietrzu). Mówimy więc o prężno­ści pary wodnej w mm słupa rtęci albo w milibarach.

Prężność pary wodnej oznaczamy zwykle literą E, jeśli chodzi o ma­ksymalną prężność w danej temperaturze, to znaczy o prężność „pary nasyconej", oraz literą e, jeśli chodzi o prężność aktualną. W mowie po­tocznej identyfikuje się często wilgotność bezwzględną z prężnością pary wodnej. Dzieje się to dlatego, że w pewnym przedziale temperatury po­wietrza liczbowe wartości tych dwóch wielkości są prawie jednakowe, a przy temperaturze wynoszącej 16r4°C — nawet sobie równe.

Opierając się na równaniu Clapeyrona otrzymujemy za­leżność pomiędzy wilgotnością bezwzględną g, a prężnością pary wodnej e w następującej postaci:

gdzie: t — jest to temperatura powietrza w °C, a — współczynnik rozsze­rzalności objętościowej gazów

Wilgotność względna - jest to procentowy stosunek prężności pary wod­nej znajdującej się w powietrzu do prężności pary wodnej nasyconej powietrze w danej temperaturze:

Wilgotność względna równa 50% wskazuje, że w jednostce objętości powietrza może się pomieścić jeszcze tyle pary wodnej, ile jest jej obec­nie. Wilgotność względna 100% wskazuje, że dalszy dopływ pary wodnej spowoduje jej kondensację.

Niedosyt wilgotności powietrza. Stopień nasycenia powietrza parą wodną możemy wyrazić również różnicą prężności pary wodnej nasycającej powietrze (E) i prężności aktualnej (ej. Różnica ta (d) nosi nazwę niedosytu wilgotności powietrza i wyraża się ją w" mm słupa rtęci lub milibarach:


Znaczenie niedosytu wilgotności powietrza polega na tym, że pręd­kość parowania ze swobodnej powierzchni wody albo ciała silnie nasiąk­niętego wodą jest proporcjonalna do niedosytu, o ile temperatura po­wierzchni parującej jest równa temperaturze powietrza. Dlatego też nie­dosyt wilgotności charakteryzuje siłę wysuszającą powietrza, która jest bardzo ważnym czynnikiem klimatycznym.

W biometeorologii używa się czasem jeszcze innej wielkości charakteryzującej wysuszającą siłę powietrza albo ewaporacyjną zdolność po­wietrza. Jest nią podany przez D. Szymkiewicza tzw. wskaźnik pa­rowania

gdzie E jest to prężność pary nasyconej w mm Hg przy temp. powietrza t, e — prężność aktualna pary zawartej w powietrzu, P — ciśnienie atmo­sferyczne wyrażone w mm słupa rtęci.

Wskaźnik parowania daje zresztą wielkości zbliżone do niedosytu wil­gotności powietrza, a na terenach nizinnych, gdzie czynnik
jest bliski jedności, i staje się prawie równe d.

Temperatura punktu rosy. Wielkością charakteryzującą wilgotność powietrza jest również temperatura punktu rosy, tj. taka tem­peratura, przy której aktualna prężność pary wodnej znajdującej się w po­wietrzu (e) osiąga stan nasycenia. Temperaturę punktu rosy oznacza się zwykle literą t (tau).

Wilgotność właściwa. Wilgotnością właściwą nazywamy ilość pary wodnej wyrażoną w gramach, zawartą w jednym kg powietrza.

Pomiar wilgotności powietrza metodą psychrometryczną

Na stacjach meteorologicznych wilgotność powietrza wyznacza się za pomocą psychrometrów, z których najprostszy jest. psychrometr Augusta. Są to dwa termometry meteorologiczne umieszczone w klatce. Zbiorniczek jednego z nich jest owinięty batystem, któ­rego zwisający koniec zanurzony jest w naczyńku z wodą. Termometr ten nazywany jest termometrem „zwilżonym", w odróżnieniu od drugiego termometru psychrometru Augusta, tzw. termometru „suchego". Wskutek parowania wody z batystu, zbiorniczek termometru „zwilżonego" ochła­dza się i słupek rtęci w tym termometrze opada. Po jakimś czasie ustala się równowaga pomiędzy ciepłem odpływającym z najbliższego sąsiedztwa zbiornika termometru a ciepłem napływającym z otoczenia i wów­czas na termometrze „zwilżonym" ustala się pewna temperatura, na ogół niższa od temperatury, jaką wskazuje termometr ,,suchy".

Różnica między wskazaniami obu termometrów, czyli tzw. różnica psychrometryczna, bę­dzie tym większa, im wilgotność powietrza jest mniejsza i odwrotnie, im powietrze jest wilgotniejsze, tym różnica ta jest mniejsza. Jeśli powie­trze będzie nasycone parą wodną, parowanie z batystu nie będzie się od­bywać i różnica psychrometryczna będzie równa zeru.

W warstwie powietrza, przylegającego do zbiorniczka termometru ,,zwilżonego", mamy parę nasyconą o prężności E odpowiadającą tem­peraturze (termometru zwilżonego) t'. Temperatura powietrza wynosi t, prężność pary wodnej zawartej w powietrzu równa się e i ciśnienie atmo­sferyczne wynosi P.

Między wielkościami:istnieje związek ujęty w tak zwanym wzorzepsychrometrycznym.

Z chwilą rozpoczęcia parowania wody z batystu strata ciepła na parowanie w jed­nostce czasu wyrazi się wzorem:

gdzie Cl jest stratą ciepła na parowanie w jednostce czasu, K — to pewna stała, S — powierzchnia zbiorniczka termometru „zwilżonego", C« — utajone ciepło parowania.

Dopływ ciepła z otoczenia do zbiorniczka termometru „zwilżonego" można w przy­bliżeniu wyrazić następującą zależnością:

gdzie k jest to pewien stały współczynnik.

Z chwilą ustalenia się równowagi w odpływie i dopływie ciepła możemy napisać:

stąd
czyli

i dalej

jeżeli wielkość
oznaczymyprzez A, to otrzymamy:

Jest to wzór psychrometryczny, w którym A nazywa się stałą psychrometryczna. Stała ta zależy od szybkości przepływu powietrza w otoczeniu zbiorniczka termometru „zwil­żonego" i tak na przykład przy zupełnej ciszy, w zamkniętych pomieszczeniach A = = 0,001, przy słabym wietrze A = 0,0008, przy silniejszym wietrze A = 0,00068 itd.

Pomiar wilgotności powietrza metodą higrometryczną

Do wyznaczania wilgotności względnej powietrza służą higrometry włosowe. Wiele ciał organicznych, jak na przykład: włos, trzcina, róg, zmienia swe wymiary przy zmianie wilgotności po­wietrza. Najbardziej czuły stosunkowo na zmiany wilgotności powietrza jest odtłuszczony włos ludzki, który wydłuża się przy zwiększaniu się wilgotności względnej powietrza i kurczy się, gdy wilgotność względna powietrza maleje. Ta właściwość włosa była podstawą do budowy higro­metrów włosowych. Zasada budowy higrometrów włosowych polega na tym, że pojedynczy włos ludzki lub pęczek włosów zaczepia się w jed­nym końcu na stałe, a drugi koniec połączony jest z układem dźwigni mechanicznych zakończonych wskazówką, która porusza się po skali wykalibrowanej w procentach wilgotności względnej powietrza. Podział-ki na całej długości skali nie są jednakowe; w miarę wzrostu wilgotności względnej są one coraz bardziej zagęszczone (rys. 52). Wynika to z tego, że wydłużanie włosa nie jest wprost proporcjonalne do zwiększania się wilgotności powietrza.

Jeżeli w układzie współrzędnych prostokątnych na odciętej odłożymy wydłużenie włosa w procentach jego maksymalnego wydłużenia się (w powietrzu nasyconym parą wodną wydłużenie włosa wynosi około 2% pierwotnej jego długości), a na osi rzędnych naniesiemy wilgotność względną powietrza w procentach, to z krzywej powstałej przez połączenie punktów pomiarowych naniesionych na taki wykres, otrzymać możemy skalę dla higrometru. W tym celu należy zrzutować punkty przecięcia się krzywej z poziomymi oznaczającymi wilgotność względną powietrza na prostą równoległą do osi odciętych.

Higrometr - przyrząd do obserwacji względnej wilgotności powietrza przy wykorzystaniu właściwości wydłużania się ludzkiego włosa wskutek zwiększonej wilgotności. Samopiszący higrometr nazywa się higrografem, a jego zapis - higrogramem.

III. Bilans hydrologiczny.

Parowanie terenowe obejmuje sumę całkowitej ilości wody, która przeszła z powierzchni lądowej do atmosfery. Wyróżniamy parowanie bez pokrywy roślinnej, parowanie roślin, czyli transpirację, parowanie z opadów i osadów wody, która zatrzymała się na fragmentach roślin i przedmiotów (intercepcja), parowanie wolnej powierzchni wodnej, która okresowo zatrzymała się w zagłębieniach terenu i parowanie pokrywy śnieżnej i lodu.

Ewapotranspiracja - parowanie łącznie z transpiracją roślin. Ilość wody przechodząca do atmosfery w rezultacie parowania z gleby i transpiracji roślin.

Ewapotranspiracja potencjalna - Maksymalnie możliwe parowanie zwartego łanu roślin, pokrywającego całą powierzchnią gleby, rosnącego na glebie o stale zachowanych optymalnych warunkach powietrzno-wodnych i meteorologicznych. Ewapotranspiracja potencjalna obejmuje parowanie gleby i transpirację roślin w określonym rejonie, w danym przedziale czasowym, wyrażana jest wysokością warstwy wody w mm.

Ewapotranspiracja rzeczywista - sumaryczna ilość wody wyparowanej z gleby i roślin w warunkach aktualnej wilgotności gruntu.

Kondensacja pary wodnej:
SUBLIMACJA - kryształki wody zamieniają się w parę wodną.
RESUBLIMACJA - para wodna zamienia się w kryształki wody.
TEMPERATURA PUNKTU ROSY - temperatura, w której aktualna prężność pracy wodnej staje się prężnością pary nasyconej.
Warunkiem koniecznym do kondensacji pary wodnej jest obecność jąder kondensacji (silnie pochłaniające wodę aerozole pochodzenia morskiego, antropogenicznego, zarodniki roślin i inne) oraz nasycone powietrze (tpr).

Produkty kondensacji pary wodnej:
1. Osady: Rosa, Szron, Szadź, Zamróz
2. Mgła: radiacyjna, adwekcyjna

3. Chmury: piętra wysokiego: Ci, Cc, Cs; piętra średniego: Ac, As; piętra niskiego: Ns, Sc, ST; o budowie pionowej: Cu, Cb.
4. Opady: ciekłe - deszcz, mżawka; stałe - grad, śnieg, krupa śnieżna

Osady atmosferyczne

Rosa - osad kropelek wody tworzący się na powierzchni gruntu i na przedmiotach znajdujących się na powierzchni Ziemi lub w jej pobliżu wskutek kondensacji pary wodnej zawartej w otaczającym powietrzu. Najczęściej jej tworzenie się jest spowodowane nocnym wypromieniowaniem ciepła. Powstaje również wówczas, gdy napływa ciepłe i wilgotne powietrze nad wychłodzone podłoże, którego temperatura jest niższa od temperatury punktu rosy napływającej masy powietrza.

Szron - powstaje w podobnych warunkach jak rosa, lecz przy tem­peraturze niższej od 0°C. Nie pokrywa on przedmiotów jednolitą powło­ką, lecz wykształca się w postaci pojedynczych piórek lodowych. Ba­dania mikroskopowe wykazały, że szron składa się z pojedynczych kulek lodowych, układających się jedna na drugiej lub stapiających się z sobą. Wczesny szron jesienny lub występujący późną wiosną nazywany jest „białym mrozem". Szron osadza się przeważnie na powierzchniach po­ziomych (zorane pole, dachy budynków itp.).

Sadź - Jest to osad powstający wskutek zamarzania przechłodzo-nych kropelek mgły przy zetknięciu się z przedmiotami twardymi. Sadź osadza się na przedmiotach zwróconych w kierunku wiatru, w postaci białego nalotu śnieżnego. W odróżnieniu od szronu, sadź może powsta­wać w każdej porze doby. Tworzy ona czasem grube warstwy, pod który­mi łamią się gałęzie drzew, pękają druty telegraficzne itp. Jeśli w powietrzu względnie spokojnym, przy małej prędkości wiatru, przechłodzone kropelki mgły osadzają się na wystających częściach przedmiotów, sadź jest lekkim, delikatnym nalotem, łatwo odpadającym przy wstrząśnięciu lub dmuchnięciu. Taki rodzaj sadzi nazywamy sadzią miękką lub wprost sadzią. Niekiedy jednak osad sadzi jest zbity, zwykle obfitszy, w postaci twardego nalotu lodowego, który powstaje przy silnym wietrze. Warstwa takiego nalotu ma budowę grudkowatą. „Silny wiatr — jak pisze Dobro-- wolski w „Historii naturalnej lodu" — napędza szybko i bez przerwy kro­pelki mgły przechłodzone na skały, drzewa itp. tworząc pokłady „szronu rubasznego", zbitego, rosnące szybko pod wiatr". Sadź taką nazwiemy sadzią twardą.

Gołoledź. W okresie zimowym powstaje na powierzchni grun­tu i powierzchniach przedmiotów naziemnych gładka, szklista pokrywa
lodowa zwana gołoledzią. Gołoledź tworzy się przy temperaturze bliskiej 0°C, wskutek zamarzania spadających przechłodzonych kropli deszczu, mżawki lub opadania mgły roszącej. Gołoledź może powstać również z opadu nie przechłodzonego, jeśli zetknie się on z podłożem silnie wy­ziębionym wskutek panujących poprzednio niskich temperatur.

Mgły

Mgły z wypromieniowania (radiacyjne) - tworzą się podczas silnego wyziębienia się gruntu i przylegających do niego warstw powietrza,
wskutek wypromieniowania ciepła. W odróżnieniu od rosy i szronu mgły te powstają przy istnieniu ruchu powietrza. Tego rodzaju mgły powstają albo przy samym gruncie i wówczas mówimy o mgle przyziemnej, albo też na wysokości kilkuset metrów od gruntu, jako tak zwane mgły górne.

Mgła przyziemna występuje zazwyczaj w oddzielnych, mniejszych lub większych płatach nad terenami, które uległy dużemu wychłodzeniu. Ma to miejsce w zagłębieniach terenu oraz tam, gdzie znajduje się duża ilość jąder kondensacji, to znaczy nad ośrodkami przemysłowymi. Mgle przy­ziemnej towarzyszy zazwyczaj zjawisko inwersji temperatury powietrza.

Mgła górna wytwarza się podczas silnego wychłodzenia powierzchni ziemskiej i oziębienia powietrza na dużej wysokości. Mgła ta występuje przeważnie w zimnej porze roku, w czasie bardziej wyraźnej inwersji. Mgła taka wytwarza się zwykle na górnej granicy warstwy inwersyjnej i rozprzestrzenia się w dół, docho­dząc często do ziemi lub wisząc nad nią na pewnej wysokości w postaci jak gdyby opuszczonej chmury warstwowej.

Mgły napływowe (adwekcyjne). Zaliczamy do nich wszystkie mgły wy-tw^rz^rre^w przemieszczającym się powietrzu. Najczęściej mamy tu do czynienia z mgłami występującymi w ciepłym powietrzu, przesuwającym się ponad znacznie wychłodzonym podłożem. Mgły napływowe mogą za­tem powstać w rozgrzanym powietrzu kontynentalnym, napływającym w lecie nad powierzchnię oceanu. Tego rodzaju mgła, wytworzona nad oceanem, przeniesiona zostaje często daleko w głąb lądu. Mgły napły­wowe mogą tu powstawać w chłodnej porze roku przy napływie wilgot­nych mas powietrza zwrotnikowo-morskiego lub ciepłego powietrza po-larno-morskiego. Są one obserwowane u nas dość często.

Mgły frontowe stanowią trzecią grupę mgieł. Tworzą się one w pobliżu powierzchni granicznej, między dwiema różnymi masami po­wietrza, czyli przy zetknięciu się powietrza ciepłego z chłodnym. Waż­nym procesem dodatkowym w tworzeniu się mgły frontowej jest nawil-gotnienie dolnej warstwy powietrza oraz podłoża wskutek opadów. Paro­wanie wody zbliża dolne warstwy powietrza do stanu nasycenia i wów­czas już niewielkie wychłodzenie powoduje tworzenie się mgły.

Drugim warunkiem tworzenia się mgieł frontowych jest mieszanie się powietrza ciepłego z chłodnym. Powietrze ciepłe obniżając swą tempe­raturę zbliża się do stanu nasycenia i do momentu kondensacji zawartej w nim pary wodnej, która zamienia się w mgłę.

Powstawanie chmur

Jeżeli na przykład napływające powietrze ciepłe wślizguje się po po­chyłej powierzchni powietrza chłodnego, to wilgotne, ciepłe powietrze dochodzące na pewnej wysokości do punktu rosy tworzy rozległe ławice chmur warstwowych, rozciągających się w kierunku poziomym i dlatego pokrywających przeważnie jednolitą powłoką całe niebo. Niskie chmury warstwowe mogą powstawać również podczas napływu ciepłego powie­trza nad wyziębione podłoże. Powietrze to oziębia się od podłoża, wsku­tek ruchów turbulencyjnych przenosi się ku górze, tam oziębia się jeszcze bardziej i następuje kondensacja zawartej w nim pary wodnej.

W inny sposób powstają chmury o budowie pionowej. Podczas silnego nasłonecznienia, kiedy w atmosferze panuje równowaga chwiejna, po­jedyncze strugi powietrza wznosząc się ku górze oziębiają się adiaba­tycznie, tworząc grube chmury kłębiaste rozrastające się wzwyż. Pomię­dzy poszczególnymi chmurami kłębiąstymi występują przerwy, dlatego chmury te bardzo rzadko pokrywają całkowicie niebo. Chmury o budo­wie pionowej mogą powstawać również w chłodnych wilgotnych masach powietrza, napływających nad ciepłe podłoże. Wówczas chmury te sku­piają się w większe zespoły nie tworząc pojedynczych kłębów, jak przy wznoszących się strugach powietrza wskutek nasłonecznienia podłoża. Wreszcie chmury o budowie pionowej mogą powstawać również na czole napływającej masy powietrza chłodnego, która w sposób mechaniczny wypycha do góry zalegające nad danym terenem powietrze ciepłe.

Rodzaje Chmur:

1.Cirrus (Ci) — chmury pierzaste. ,,Pojedyncze chmury w kształcie bądź białych delikatnych nitek, bądź szczególnie białych kłaczków lub wąskich pasm. Chmury te wykazują budowę włóknistą". ,,Chmura Cirrus składa się na ogół z pełnych kryształków lodowych. Ze względu na małe rozmiary tych kryształków i znaczne ich rozproszenie w przestrzeni Cirrus jest chmurą o dużej przezroczystości. Wobec pew­nego zróżnicowania wielkości tych kryształków obserwuje się często smu­gi o znacznych pionowych rozmiarach, które ze względu na różne prędkości wiatru na poszczególnych wysokościach są na ogół cienkie i posiadają skomplikowany pogmatwany wygląd".

2.Cirrostratus (Cs) — chmury warstwowo-pierzaste. ,,Przezroczysta, biaława zasłona o strukturze włóknistej lub ciągła, po­krywająca niebo częściowo lub całkowicie i powodująca powstawanie zjawisk halo2. Odróżnia się od chmury Cirrus tym, że pokrywa zawsze dużo większą część nieba niż Cirrus. Cirrostratus posiada czasami struk­turę pasmową, podobnie zresztą jak Cirrus, lecz w przypadku Cirrostratus przerwy między pasmami są pokryte również bardzo cienką zasłoną".

3.Cirrocumulus {Cc) — chmury kłębiasto-pierzaste. „Cienkie, białe, bez cieni płaty lub warstwa chmur złożona z małych ele­mentów w postaci ziarn, płatków itp. łączących się ze sobą lub nie i uło­żonych mniej lub więcej regularnie. Te regularnie ułożone elementy po­siadają z reguły pozorną szerokość poniżej 1° (tj. pozorna szerokość ma­łego palca na odległość wyciągniętej ręki). Chmura Cc w odróżnieniu od Ci i Cs ogólnie nie wykazuje struktury włóknistej, ciągłej, lecz po­dzielona jest na oddzielne elementy". ,,Chmury Ci lub Cs, ulegając po­działowi na małe elementy, tworzą Cc". „Chmura Cc składa się z małych kryształków lodu, silnie przechłodzonych kropelek wody lub mieszaniny obu składników. W tym ostat­nim wypadku krople wody szybko zanikają na korzyść wzrostu krysz­tałków lodowych".

4.Altocumulus (Ac) — chmury średnie kłębiaste. „Biała lub szara (lub częściowo biała, częściowo szara) warstwa lub ławica chmur wykazujących cienie i ułożonych w postaci fal lub złożonych z płatów, zaokrąglonych brył itp. łączących się z sobą lub rozdzielonych oraz wykazujących czasem budowę rozmytą lub „włóknistą". „Chmura Ac składa się w zasadzie z kropelek wody, co potwierdzają fakty ostrości zarysów jego elementów składowych, mała przezroczystość chmury oraz występowanie barw (przy wieńcach1 i iryzacji). Jednakże przy niskich temperaturach występują również kryształki lodu, które w pewnych przypadkach stają się jedynymi składnikami chmury".

5.Altostratus (As)— chmury średnie warstwowe. „Prąż­kowana, włóknista lub ciągła warstwa chmur o zabarwieniu szarym lub niebieskawym pokrywająca niebo całkowicie lub częściowo i miejscami tak cienka, że pozwala widzieć położenie Słońca jak przez matową szy­bę". Warstwa chmur As może mieć luki, jednakże i wówczas różni się od Ac tym, że luki te występują nieregularnie. „Chmura As w przypadku ogólnym składa się z kropelek wody i kry­ształków lodu; w szczególności górna jej część składa się wyłącznie lub przeważnie z kryształków lodowych, część środkowa z mieszaniny krysz­tałków lodu i kropelek wody przechłodzonej i wreszcie dolna część z kro­pelek wody przechłodzonej lub nieprzechłodzonej". „As należy do chmur opadowych; deszcz, śnieg może z niej padać nie wywołując zmian w wy­glądzie jej podstawy. Opad ma charakter ciągły".

6.Nimbostiatus (Ns) — chmury warstwowe deszczowe. „Chmura w postaci szarej lub ciemnoszarej warstwy u dołu rozmyta
wskutek mniej lub więcej ciągłego opadu deszczu lub śniegu dochodzące­go do powierzchni Ziemi. Jest ona zawsze wystarczająco gruba do całko­witego zasłonięcia Słońca. Poniżej warstwy Ns występują niskie poszar­pane chmury, które mogą zlewać się z chmurą Ns lub pozostawać od niej niezależne. Cienka chmura Ns jest podobna do grubej chmury As; chmu­ra Ns jest zawsze ciemniejsza, o bardziej jednolitej podstawie niż As. Ns zawsze zasłania Słońce, natomiast As tylko miejscami najgrubszy­mi. W nocy chmurę klasyfikujemy jako Ns na podstawie występującego opadu deszczu lub śniegu". „Nimbostratus jest gęstą chmurą zajmującą dużą przestrzeń (wielkie rozmiary poziome i znaczna grubość) złożoną z kropelek wody (czasem również przechłodzonych), spadających kropel deszczu, kryształków i płatków śniegu".

7.Stratocumulus {Sc) — chmury kłębiasto-warstwowe. ,,Chmura biała lub szara (czasami częściowo biała, częściowo szara) w po­staci warstwy lub płatów, posiadająca zawsze miejsca wyraźnie ciem­niejsze, nie wykazująca budowy włóknistej, sfalowana lub składająca się z zaokrąglonych brył, walców itp., które łączą się z sobą lub nie". ,,Chmur a Sc składa się z małych kropelek wody często z domieszką kropelek większych, krup miękkich lub rzadziej płatków śniegu. Krysz­tałki lodu, jeśli nawet są składnikami chmury, są nieliczne, tak że struk­tura włóknista chmury nie występuje".

8.Stratus (St) — chmury warstwowe. „Na ogół szara o dosyć jednolitej podstawie warstwa chmur mogąca dać opad mżawki, igieł lo­dowych lub ziarnistego śniegu; czasem chmura ta występuje w postaci poszarpanych płatów". Jest to chmura niestrukturalna. Największą różnicą pomiędzy St a Ns jest to, że St tworzy się na nie­bie czystym, gdy tymczasem Ns powstaje zawsze z istniejącej już chmu­ry przez jej transformację. ,,Chmura Stratus składa się zwykle całkowicie z kropelek wody. Gru­ba lub gęsta chmura St zawiera kropelki mżawki lub deszczu, a czasem również igły lodowe lub ziarnisty śnieg. W bardzo niskich temperatu­rach może zajść szybka zamiana kropelek wody w kryształki lodu. W tych warunkach chmura St jest z reguły cienka i może wyjątkowo spowodo­wać wystąpienie zjawiska halo".

9.Cumulus {Cu) — chmury kłębiaste. „Pojedyncze, na ogół gęste chmury o wyrazistych konturach i o dużym pionowym rozwoju w kształcie kopuł lub wież, których górne części kształtem podobne są do kalafiora. Oświetlona część chmury jest przeważnie błyszcząca; jej pod­stawa jest stosunkowo ciemna i prawie pozioma".

„Wierzchołki chmur Cu mogą przedostawać się do warstw chmur Sc łub Ac. Czasem mogą one zlewać się z masą chmur Ns i As".

10.Cumulonimbus {Cb) — chmury burzowe. „Ciężkie, gęste chmury o wielkim pionowym rozwoju, których części kłębiaste wznoszą się w kształcie gór lub wież. Górna część chmury jest na ogół gładka, włóknista lub prążkowana i prawie spłaszczona? ta część nierzadko roz­pościera się na kształt kowadła lub szerokiego pióra".

Chmury burzowe pochodzą z chmur kłębiastych i często trudno jest te dwa rodzaje chmur rozróżnić. Wówczas zwracamy uwagę na ostrość brzegów górnej chmury. Jeśli ostrość ta jest słaba, kształty chmury roz­myte i ściemniałe, wówczas mamy nad sobą Cumulonimbus.

Z chmury Cumulonimbus wypada gwałtowny deszcz, grad, towarzyszą jej błyskawice i grzmoty. „Chmura Cb składa się z kropelek wody, a w górnej części przede wszystkim kryształków lodu".

Zjawisko HALO - tworzy się wskutek załamania lub odbicia promieni świetlnych w kry­ształkach lodu, z których zbudowane są chmury wysokie. Kryształki lodu odgrywają rolę pryzmatów rozszczepiających, załamujących i odbijających promienie słoneczne. Promienie świetlne padające na gładką powierzchnię kryształków lodowych częściowo odbijają się od niej, częściowo przechodzą przez te kryształki, załamują się w nich i rozszczepiają na barwy proste, dając na tle chmury mnóstwo obrazów źródła światła, tworzących zjawisko halo.

IV Cyrkulacja atmosferyczna

Siły gradientu ciśnienia - kierunek prostopadły do linii izobar, zwrot skierowany od ciśnienia wyższego do niższego.

wartość WZOR

Siły Coriolisa - kierunek prostopadły do wektora prędkości, zwrot skierowany na półkuli północnej w prawo, a na półkuli południowej w lewo,

wartość WZOR

Siły tarcia - kierunek ok.30-35 stopni, od kierunku izobar, zmieniają się wraz z wysokością od powierzchni ziemi, zwrot skierowany odwrotnie do wektora prędkości, wartość WZOR

Siły odśrodkowej - kierunek prostopadły do krzywizny, zwrot skierowany na zewnątrz od środka krzywizny, wartość WZOR

Siła Coriolisa -

Siła tarcia - winna wywierać wpływ tylko na prędkość wiatru, podobnie jak siła Coriolisa wpływa na jego kierunek, lecz nowsze badania wykazały, że przy ruchu atmosfery siła tarcia działa nie w kierunku przeciwnym do kierunku wiatru, lecz jest odchylona od jego kierunku w lewo. Im wyżej od powierzchni Ziemi, tym siła tarcia jest mniejsza i na wyso­kości 500 m można jej już nie brać pod uwagę. Dzięki temu im wyżej od Ziemi, tym prędkość wiatru jest większa i na wyso­kości V2 km można ogólnie przyjąć prędkość jego na 2 do 3 razy większą aniżeli prędkość wiatru mierzonego na wysokości paru metrów od powierzchni Ziemi.

Rys. 70. Kierunek działania siły tarcia w przyziemnych warstwach powietrza

Siła odśrodkowa - Przy ruchu krzywolinijnym, na poruszające się cząstki po­wietrza działa siła odśrodkowa. Siła ta wzrasta proporcjonalnie do kwadratu prędkości wiatru oraz jest tym większa, im pro­mień krzywizny ruchu jest mniejszy. Przyspieszenie wywołane

siłą odśrodkową wyraża się wzorem:
, gdzie v — jest to
prędkość wiatru, r — promień krzywizny toru, po którym odbywa się ruch powietrza.

Róża wiatrów - wykres, o 8 lub 16 kierunkach według stron świata, stosowany do oznaczania częstości wiatrów wiejących z różnych kierunków. Za kierunek wiatru przyjmuje się ten kierunek, z którego wiatr wieje.

Do oznaczania kierunków wiatru służy tzw. - róża wiatrów, w której poszczególne strony widnokręgu oznaczone są za po-mocą symboli międzynarodowych stosowanych na busolach.

Wiatry miejscowe

Wiatrami miejscowymi nazywamy bryzy, monsuny, wiatry gór i dolin, wiatry halne oraz wiatry bora.

1.Bryzy. Bryzy należą do tej grupy wiatrów miejscowych, które wywoływane są przyczyną natury termicznej. W ciepłej porze roku, szczególnie w warunkach pogody bezchmurnej, temperatura powierzchni morza jest różna od temperatury powierzchni lądu. W dzień ląd jest cie­plejszy od wody i dlatego w obszarach przybrzeżnych wytwarza się gra­dient ciśnienia skierowany z morza w stronę lądu, co staje się przyczyną ruchu powietrza znad powierzchni morza nad powierzchnię lądu. Jest to tzw. bryza morska.

W nocy powierzchnia lądu ochładza się bardziej aniżeli powierzchnia morza i wskutek tego wytwarza się w okolicy przybrzeżnej gradient barometryczny skierowany z lądu w stronę morza. Dlatego też w nocy ob­serwujemy wiatr wiejący z lądu na morze. Wiatr ten nosi nazwę bryzy lądowej. Wskutek mniejszej różnicy w temperaturze lądu i morza podczas nocy bryza lądowa odznacza się prędkością o wiele mniejszą od bryzy morskiej.

2.Monsuny (musony). Podobnie jak bryzy, lecz nie w okresie dobowym, a rocznym, tworzą się monsuny. Różnica temperatur między powierzchnią morza i lądu występująca w letnim i zimowym półroczu po­
woduje zamkniętą cyrkulację powietrzną, zwaną monsunem albo muso­nem. Podczas lata powierzchnia lądu ogrzewa się o wiele bardziej od powierzchni morza, tworzy się nad lądem obszar niskiego ciśnienia po­wodujący silny prąd wiatru dołem znad morza na ląd. Górą przemieszcza­ nie się powietrza ma kierunek przeciwny — z kontynentu nad ocean. Jest
to tzw. monsun letni. W zimie wskutek wyższej temperatury powierzchni wody niż powierzchni lądu jesteśmy świadkami cyrkulacji o kierunku odwrotnym. Jest to monsum zimowy i jest on zwykle słabszy od monsunu letniego.

3.Wiatr gór i do1in. Do kategorii miejscowych wiatrów ter­micznych należą wiatry gór i dolin. Występują one w ciepłej porze roku wskutek niejednakowego nagrzewania się powierzchni terenów górskich.
Podczas nocy, z powodu szybszego oziębiania się zboczy górskich niż do­lin, chłodne, a więc ciężkie powietrze znad zboczy spływa w dół wypie­rając cieplejsze powietrze z dna dolin. Podczas dnia natomiast, ponieważ
powietrze nad zboczami nagrzewa się silniej niż powietrze zalegające doliny, a zatem ciśnienie atmosferyczne nad dolinami jest wyższe w dzień niż nad zboczami — powietrze przepływa od dolin ku zboczom,

4.Wiatr halny. Wiatr halny jest miejscowym wiatrem opadają­cym, a więc powstaje on wskutek zjawiska natury dynamicznej. Jeśli na drodze przemieszczającego się powietrza znajduje się pasmo górskie, to będące w ruchu powietrze zbliżywszy się do zbocza gór wzno­si się następnie po ich dowietrznej stronie i opada po stronie odwietrznej pasma górskiego. Oczywiście, ażeby zjawisko takie mogło zajść, musi nad danym obszarem panować taki rozkład ciśnienia atmosferycznego, który powoduje przepływ powietrza w kierunku prostopadłym do zbo­czy dowietrznych.

Para wodna zawarta we wznoszącym się po południowych zboczach naszych gór ciepłym i wilgotnym powietrzu ulega kondensacji, co daje obfite opady na dowietrznych stokach. Po osiągnięciu wierzchołków gór powietrze osuszone spada w dół i ogrzewa się adiabatycznie. W ten sposób podczas wiatru halnego temperatura powietrza w dolinach po stro­nie odwietrznej podnosi się często o kilkanaście stopni. Charakterystycznymi cechami wiatrów halnych są silne podmuchy i momenty ciszy, wzrost temperatury oraz spadek ciśnienia i wilgotności względnej powietrza.

5.Bora. Na niektórych przybrzeżnych terenach górskich obserwu­je się zjawisko silnego spadu mas powietrza. Spad ten przybiera często bardzo dużą prędkość, dochodzącą przy ziemi do 30 m/sek. Kiedy w re­jonie gór wskutek nagromadzenia się tam chłodnego powietrza ciśnienie atmosferyczne jest wysokie, a nad ciepłym morzem — niskie, wytwarza się prąd powietrzny opadający w stronę morza.

6.Fen - silny, porywisty, ciepły, suchy wiatr wiejący z gór. Powstaje, jeśli na drodze prądu powietrznego znajduje się przeszkoda orograficzna i powietrze jest zasysane na zawietrzną jej stronę. Zmiany fizycznych cech powietrza są spowodowane adiabatycznym nagrzewaniem się przy zstępującym (katabatycznym) ruchu powietrza.

V. Wiadomości o pogodzie

Masa powietrza - Troposfera nie jest
zatem jednolita, lecz składa się z oddzielnych mas powietrznych, leżą­cych obok siebie oraz przemieszczających się w kierunku poziomym. Rozmiary mas powietrznych są olbrzymie; w kierunku pionowym sięgają one do górnej granicy troposfery, a w kierunku poziomym rozprzestrze­niają się na setki i tysiące kilometrów. Jeśli masa powietrzna leży dłuż­szy czas nad jakąś powierzchnią na Ziemi, przyjmuje ona w końcu cechy charakterystyczne dla danego podłoża. Najwyraźniej cechy podłoża przejmowane są przez masy powietrzne w układach antycyklonalnych, które przez dłuższy czas zalegają nad możliwie jednorodnym obszarem powierzchni Ziemi.

Według klasyfikacji geograficznej rozróżniamy masy powietrzne: arktyczne (A), zwrotnikowe (Z) i polarne (P) (patrz rys. 81).

Oprócz tego dzielimy masy powietrzne na morskie i kontynentalne w zależności od tego, czy podłożem masy był ocean, czy też ląd. W re­zultacie rozróżniamy, według pochodzenia geograficznego, masy po­wietrzne arktyczno-morskie (mA) i arktyczno-kontynentalne (kA), zwrotnikowo-morskie (mZ) i zwrotnikowo-kontynentalne (kZ) oraz masy po­wietrzne polarno-morskie (mP) i polarno-kontynentalne (kP).

1.Masy powietrzne arktyczno-morskie. Zalegające nad Grenlandią i Szpicbergenem zimne powietrze o małej wilgotności, dobrej przezroczystości i równowadze stałej, przemieszczając się ku szero­kościom umiarkowanym poprzez północną część ciepłego Oceanu Atlan­tyckiego, ogrzewa się od dołu i pobiera znaczne ilości pary wodnej. Po­wietrze to staje się wówczas powietrzem arktyczno-morskim i odznacza się już równowagą chwiejną

2.Masy powietrzne arktyczno-kontynentalne. Wy­chłodzone powietrze arktyczno-kontynentalne, przemieszczając się znad
Arktyki na południe w letniej połowie roku, ogrzewa się od cieplejszego podłoża i staje się masą powietrza o równowadze chwiejnej i o prądach wstępujących. Ponieważ jednak masy powietrzne arktyczno-kontynen­talne zawierają bardzo mało pary wodnej, przeto nie dają one na ogół zachmurzenia, poza pojedynczymi chmurami kłębiastymi. W chłodnej połowie roku masy powietrza arktyczno-kontynentalnego sprzyjają znacznemu promieniowaniu podłoża, dając silne mrozy i po­godę bezchmurną.

3.Masy powietrzne zwrotnikowo-morskie. Obsza­rem źródłowym powietrza zwrotnikowo-morskiego są regiony w szero­kości zwrotnika, w pasie wysokich ciśnień. Podłożem tego obszaru jest ocean, dlatego też obszar źródłowy jest w ciągu całego roku prawie ten sam. Powietrze zwrotnikowo-morskie charakteryzuje wysoka temperatura i duża wilgotność. Napływając w zimie nad tereny chłodniejsze powietrze to daje od­wilż, mżawkę i niskie chmury warstwowe. W porze letniej nagrzewa się ono od lądu jeszcze bardziej, przy czym odznacza się równowagą chwiejną i silnymi prądami wstępującymi. Wów­czas w masie powietrza zwrotnikowo-morskiego powstają chmury burzo­we (Cb) dające ulewne deszcze i burze.

4.Masy powietrzne zwrotnikowo-kontynentalne. Źródłem tworzenia się mas powietrza zwrotnikowo-kontynentalnego są w lecie obszary Azji, Europy południowej i Afryki, a w zimie obszary Afryki północnej. Oprócz wysokiej temperatury i dość dużej wilgotności bezwzględnej powietrze zwrotnikowo-kontynentalne cechuje duże zapy­ lenie, zwłaszcza w dolnych częściach. Podczas przechodzenia przez lądy podzwrotnikowe, których znaczną część stanowią pustynie, do powietrza tego dostają się ogromne ilości pyłu, co jest przyczyną, że masy powietrza zwrotnikowo-kontynentalne­go w swych dolnych częściach są mało przezroczyste.

W chłodnych porach roku powietrze zwrotnikowo-kontynentalne przemieszczając się na północ wkracza nad chłodniejsze podłoże, ochła­dza się od dołu, cechuje je więc wówczas równowaga stała, która prze­cież nie sprzyja powstawaniu prądów wstępujących i procesów chmuro-twórczych. Natomiast w porze letniej zdarzyć się może, że powietrze zwrotniko­wo-kontynentalne nadciągnie nad silnie rozgrzane słońcem podłoże i wówczas podniesie się temperatura w jego dolnej części, powstaną prą­dy wstępujące, wytworzą się chmury Cb i powietrze to da przelotne, gwałtowne opady atmosferyczne.

5.Masy powietrzne polarno-morskie. Powietrzem po­larnym nazywamy masy powietrza zalegające w szerokiej strefie między
45 i 70° szerokości geograficznej i dlatego powietrze to nazywane jest również powietrzem szerokości umiarkowanych lub powietrzem przejścio­wym. Polarno-morskim nazywane jest to powietrze szerokości umiarko­wanych, które zalega czas dłuższy nad Oceanem Atlantyckim, a którego obszarem źródłowym są w zimie wyże barometryczne nad Kanadą, a w le­cie nad północnym Atlantykiem. Jeśli powietrze polarno-morskie prze­mieszcza się nad Europą wprost ze swych obszarów źródłowych, nosi ono nazwę świeżego powietrza polarno-morskiego. W czasie przemieszcza­nia się tego powietrza nad Europą nabiera ono po drodze dużą ilość pary wodnej, a ogrzewając się (w czasie lata) od dołu od nagrzanego lądu europejskiego odznacza się równowagą chwiejną, sprzyjającą zachodze­niu procesów burzotwórczych. Równowaga chwiejna w świeżym powietrzu polarno-morskim jest zresztą jego cechą charakterystyczną już nad Oceanem Atlantyckim, gdzie masy tego powietrza ogrzewają się od dołu, przechodząc ponad ciepłym prądem zatokowym.

6. Masy powietrzne polarno-kontynentalne. Obszarami kształtującymi masy powietrza polarno-kontynentalnego są tereny Związku Radzieckiego oraz Europy środkowej, gdzie wskutek kon­tynentalnego charakteru pod­łoża powietrze arktyczne lub polarno-m orskie przekształca się w powietrze polarno-konty­nentalne.

W porze letniej przekształcenie to przejawia się wzrostem temperatury, spadkiem wilgotności oraz zmniej­szeniem zachmurzenia, w zimie natomiast obniżeniem się temperatury, Wzrostem zachmurzenia i tworzeniem się mgieł.

Powietrze polarno-kontynentalne zmienia swe własności w ciągu roku w związku ze zmianą temperatury podłoża (od lata do zimy). W lecie cha­rakteryzuje je równowaga chwiejna — przynosi ono burze i gwałtowne ulewy, w zimie natomiast ma równowagę stałą i przynosi bezchmurną mroźną pogodę.

W klasyfikacji termodynamicznej rozróżniamy dwa rodzaje mas powietrznych: masy powietrza chłodnego i masy powietrza ciepłego.

Masami powietrza chłodnego nazywamy powietrze chłodniejsze od powierzchni, nad którą ono przepływa, przez masy powietrza ciepłego rozumiemy natomiast to powietrze, którego temperatura jest wyższa od temperatury powietrza tego obszaru, nad którym ono przepływa.

PA - arktyczne, antarktyczne (okołobiegunowe)

PP - polarne ( w umiarkowanych szerokościach)

PZ - zwrotnikowe ( w szerokościach zwrotnikowych)

PR - równikowe (okołorównikowe)

Powietrze (obszar zalegania):

+powietrze morskie - duża wilgotność, obszar źródłowy tereny mórz i oceanów,

+ powietrze kontynentalne (lądowe) - suchsze.

Obszar źródłowy - Tereny, na których formują się masy powietrzne, noszą nazwę ob­szarów źródłowych ty eh mas. Ze względu na pochodzenie mas powietrznych oraz na zmiany fizyczne zachodzące wewnątrz nich, możemy przyjąć geograficzną i termodynamiczną klasyfikację mas po­wietrznych.

Front atmosferyczny - powierzchnia zetknięcia się dwu różnych mas powietrza, a dokładniej strefa przejściowa między dwiema masami powietrza.

Fronty stacjonarne - fronty atmosferyczne mogą być stacjonarne, czyli nie wykazujące wyraźnego ruchu lub ruchome. Do najważniejszych stacjonarnych frontów atmosferycznych należą - 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. Front stacjonarny określony jest na mapie kreskami na przemian czerwonymi i niebieskimi lub na przemian ząbkami półkolistymi czarnymi i trójkątnymi czarnymi, przy czym pierwsze zwrócone są w stronę powietrza chłodnego, a drugie w stronę powietrza ciepłego.

Fronty ruchome można podzielić na ciepłe, chłodne i zokludowane.

Front chłodny - powstaje, gdy powietrze chłodne wypiera powietrze cieplejsze. Przy wypieraniu ciepłego powietrza do góry następuje proces kondensacji pary wodnej i rozwój zachmurzenia kłębiasto-deszczowego (Cumulonimbus). Chmury ciągną się wzdłuż frontu, któremu towarzyszą często porywiste wiatry, ulewy i burze. Front chłodny przemieszcza się nieco szybciej niż front ciepły, przeważnie z prędkością 25-50 km/godz.

Front ciepły - powstaje, gdy cieplejsze powietrze nasuwa się na powietrze chłodne. Na skutek adiabatycznego ochłodzenia dochodzi do kondensacji pary wodnej i powstania rozległego systemu chmur. W przedniej jego części, najwyżej, pojawiają się chmury Cirrus, a następnie chmury piętra średniego i niskiego, kolejno: Altostratus i Nimbostratus. Przejściu frontu ciepłego towarzyszą stosunkowo długo trwające opady ciągłe, obejmujące często obszar o szerokości od kilkudziesięciu do kilkuset kilometrów przed frontem.

Front zokludowany - nazywamy front powstały w wyniku nałożenia się powierzchni frontu chłodnego na powierzchnię frontu ciepłego.

Okluzja - połączenie się dwóch frontów atmosferycznych (ciepłego i doganiającego go chłodnego) i powstanie frontu zokludowanego. Okluzja występuje w miejscu styku trzech mas powietrza - masy powietrza ciepłego oderwanego od podłoża oraz dwóch mas powietrza chłodniejszych różniących się między sobą m.in. temperaturą.

Jeżeli we froncie zokludowanym powietrze na przodzie frontu nie róż­ni się zbytnio pod względem temperatury od powietrza znajdującego #się w tyle frontu, to mamy do czynienia z tzw. okluzją normalną. Jeżeli natomiast powietrze chłodne w tyle frontu jest znacznie chłodniej­sze lub znacznie cieplejsze od powietrza chłodnego znajdującego się na przodzie frontu zokludowanego, to następuje odpowiednio: okluzja o charakterze frontu chłodnego (rys. 90a) lub okluzja o charakterze frontu ciepłego (rys. 90 6).

Czynniki wpływające na klimat

Elementami klimatycznymi nazywamy: elementy meteorologiczne, jak temperaturę powietrza, opad atmosferyczny, wilgotność powietrza, pręd­kość i kierunek wiatru itp. oraz elementy kosmiczne, jak promieniowanie słoneczne i promieniowanie pochodzące z przestrzeni międzyplanetar­nych.

Jest faktem ogólnie znanym, że klimat zależy od szerokości geogra­ficznej, wysokości nad poziomem morza, właściwości ogólnej cyrkulacji atmosferycznej, konfiguracji terenu, rozkładu lądów i mórz, prądów mor­skich, szaty roślinnej i wreszcie działalności ludzkiej.

Niemniej jednak położenie geograficzne miejscowości ani wysokość jej nad poziomem morza, ani też charakter ogólnej cyrkulacji atmosfe­rycznej, czy konfiguracja terenu nie są składnikami klimatu, lecz tylko wpływają na elementy klimatyczne i zmieniają ich wartość; noszą one nazwę czynników klimatycznych. Pod wpływem tych czyn­ników kształtuje się klimat danej miejscowości.

Szerokość geograficzna jest bardzo ważnym czynnikiem klimatycznym. Określa ona najwyższe położenia Słońca oraz długości dnia i nocy, a więc bilans energii promienistej Słońca. Szerokość geogra­ficzna i związane z nią nachylenie promieni słonecznych decyduje o iloś­ci ciepła otrzymywanego od Słońca przez powierzchnię Ziemi. Największe ilości energii otrzymuje w ciągu roku strefa równikowa i strefy o małych szerokościach geograficznych, dlatego na obszarach tych panują gorące klimaty tropikalne. Natomiast surowe klimaty ziemi cechują tereny około-biegunowe i krainy polarne. Już w starożytnej Grecji uważano, że wa­runki klimatyczne zależą całkowicie od szerokości geograficznej, ponie­waż decyduje ona o wielkości kąta, pod którym padają promienie sło­neczne. Stąd nazwa klimat pochodzi z greckiego słowa k 1 i n e i n, co oznacza nachylenie.

Właściwości ogólnej cyrkulacji atmosferycznej wywierają także bardzo duży wpływ na warunki klimatyczne da­nego terenu. Przemieszczanie się mas powietrza rozmaitego pochodzenia geograficznego, a więc mających różne właściwości fizyczne, stanowi główną przyczynę kształtowania się określonych warunków klimatycz­nych. Ażeby wykazać znaczenie tego czynnika klimatycznego, przytocz­my za S. Kostinem1 przykład klimatu dwu miejscowości, leżących mniej więcej na jednakowej szerokości geograficznej i nad brzegiem morza. Jedna miejscowość leży nad Zatoką Biskajską, w rejonie Bordeaux, dru­ga nad Morzem Japońskim w rejonie Władywostoku. W zimowej poło-wie roku wymienione punkty znajdują się pod wpływem różnych cech " ogólnej cyrkulacji atmosferycznej. W rejonie Bordeaux przeważają w zi­mie wiatry południowo-zachodnie, przynoszące ciepłe masy powietrza znad oceanu, natomiast w rejonie Władywostoku wieją w zimie wiatry północno-zachodnie, przynoszące zimne masy powietrza znad wyziębio­nego kontynentu północno-wchodniej Syberii. Dlatego też nic dziwnego, że w rejonie Bordeaux średnia temperatura stycznia wynosi około -f 5°C, podczas gdy w rejonie Władywostoku —13,5°C.

Pionowa konfiguracja terenu ma również duży wpływ na kształtowanie się warunków klimatycznych, zwłaszcza duże masywy górskie odznaczają się wyraźnymi odrębnościami klimatycznymi. W miej­scowościach górskich istnieje specyficzny typ klimatu, zwany górskim.

Ponadto pasma górskie stanowią v często wyraźne granice klimatyczne. Jeśli np. pasmo gór biegnie prostopadle do kierunku panujących wiatrów wilgotnych, stwarza ono korzystne warunki dla kondensacji pary wodnej na zboczach dowietrznych, co staje się przyczyną znacznych różnic w wielkościach opadów po stronie dowietrznej i odwietrznej pasma gór­skiego.

Rozkład lądów i mórz. Woda i ląd wpływają w różny sposób na warunki klimatyczne. Woda, odznaczająca się dużą pojemnością cie­plną, ogrzewa się powoli i powoli stygnie, co wpływa zasadniczo na do­bowy i roczny przebieg temperatury powietrza. Nie tylko zresztą duża pojemność cieplna wody w stosunku do lądu jest przyczyną różnic kli­matycznych, lecz również i to, że otrzymywana przez powierzchnię wody energia cieplna rozprzestrzenia się na duże głębokości i wielkie masy wody dzięki turbulencyjnemu przemieszczaniu się. Wobec tego różnice temperatury wody w czasie są stosunkowo nieznaczne, a więc nieznaczne są również różnice temperatury powietrza nad powierzchniami wód.

Nagrzewanie się i ochładzanie lądu odbywa się natomiast na zasadzie przewodnictwa. Przemieszczanie się energii cieplnej nie sięga przeto głę­boko i nie obejmuje dużych mas gruntu. Wskutek tego wahania tempe­ratury wierzchnich warstw lądu, a więc również i wahania temperatury przyziemnych warstw powietrza, są stosunkowo duże. Te zasadnicze różnice klimatyczne pozwoliły na wydzielenie klimatu morskiego, odzna­czającego się dużą wilgotnością powietrza, chłodną wiosną, a stosunko­wo ciepłą jesienią, małymi wahaniami, temperatury itp. Inny zupełnie charakter ma klimat wytworzony w głębi lądu. Duże amplitudy tempera­tury powietrza, mroźne zimy i upalne suche lata są cechami charakte­rystycznymi dla klimatów kontynentalnych. Stopień kontynentalizmu klimatu zależy od intensywności i częstotliwości prą­dów powietrznych wiejących na ląd znad oceanów. Zwłaszcza w zimowej porze roku, kiedy morza są potężnymi zbiornikami energii cieplnej, prądy powietrzne znad powierzchni wód łagodzą ekstre­ma termiczne klimatów lądowych, zwiększają wilgotność powietrza i nie dopuszczają do wielkich zniżek temperatury.

Omówione w skrócie różnice we właściwościach fizycznych wody i lądu tłumaczą się specyfiką klimatów monsunowych, tak charakterys­tycznych dla miejscowości leżących nad brzegiem Oceanu Indyjskiego. Najważniejszym czynnikiem klimatycznym Indii są musony, przynoszą­ce w lecie wilgotną pogodę z obfitymi opadami atmosferycznymi, w zi­mie natomiast pogodę bezchmurną i suchą.

Prądy morskie wywierają duży wpływ na klimat, Na przykład ciepły, prąd zatokowy (tzw. Golfstróm), który jest skierowany ku dużym szerokościom geograficznym, kształtuje wyraźnie warunki klimatyczne omywanych przez siebie brzegów. Podniesienie temperatury powietrza, zmniejszenie amplitudy, obfitość opadów i częste występowanie susz, wywołane ciepłym prądem morskim są efektem, który mógłby być osiąg­nięty przez przesunięcie danej miejscowości daleko na południe. Chłodne prądy morskie, np. prąd Kalifornijski czy Labradorski, obniżają znacznie temperaturę powietrza miejscowości leżących w niskich szerokościach geograficznych.

Pokrycie terenu roślinnością zmienia w sposób zasad­niczy wymianę energii między podłożem i warstwami powietrza, przez co powoduje zmiany klimatyczne bardzo wyraźne na niewielkich nawet terenach. Wpływem roślinności na kształtowanie się klimatów zajmiemy się bardziej szczegółowo w drugiej części podręcznika,

Strefa podzwrotnikowa (subtropikalna) klimatów Europy, to znaczy tereny półwyspów: Pirenejskiego, Apenińskiego i Bał­kańskiego oraz obszary południowej Francji w swej zachodniej części, znajdują się pod wpływem powietrza atlantyckiego, które w zimie prze­mieszcza się tutaj z umiarkowanych szerokości geograficznych oceanu, w lecie natomiast z jego szerokości zwrotnikowych. We wschodniej częś­ci tej strefy (na Półwyspie Bałkańskim) w lecie przeważa powietrze zwrotnikowe — kontynentalne.

Częste cyklony, rozwijające się zimą nad Morzem Śródziemnym, po­wodują częste opady atmosferyczne w omawianej strefie. Najcieplejsze zimy są na wybrzeżach Półwyspu Pirenejskiego i Apenińskiego, na Sy­cylii i w Grecji. Temperatury stycznia sięgają tutaj 10—12°C. Na środko-, wych obszarach wymienionych półwyspów temperatura stycznia jest nieco wyższa od 0° (2—5°C).

Porę letnią strefy zwrotnikowej cechuje mała ilość opadów atmosfe­rycznych. Przeważa tu wówczas układ wyżowy, związany z rozwojem odnogi Wyżu Azorskiego.

Czasami nad obszar strefy zwrotnikowej w zimie przemieszczają się chłodne masy powietrza kontynentalnego umiarkowanych szerokości geograficznych. Wtargnięcie tych mas nad ujście Rodanu oraz na teren Triestu powoduje chłodne wiatry o bardzo dużej sile. Wiatr tego rodza­ju w dolinie Rodanu nosi nazwę m i s t r a 1, a na terenie Triestu nazwę bora. Zwłaszcza mistral, tłoczący się w dolinę Rodanu szeroką bramą od północy z gór Jura i Wyżyny Centralnej, a potem biegnący względnie wąską szczeliną doliny rzeki osiąga taką siłę, że przewraca całe pociągi, wyrywa drzewa, burzy zabudowania.

W środkowej części Morza Śródziemnego w lecie dmie południowy, ciepły wiatr, zwany s i r o c c o. Na Sycylii i w południowych Włoszech jest to wiatr suchy i gorący, jednakże na wybrzeżu Dalmacji bywa on wil­gotny i często przynosi tam opady atmosferyczne.

Klimat Polski

Ogólna struktura klimatu

Zniszczenie obserwacyjnej sieci meteorologicznej na terenie naszego kra­ju podczas wojen, a zwłaszcza podczas drugiej wojny światowej jest główną przyczyną braku długoletnich serii obserwacji klimatologicznych. Powojenna odbudowa stacji odbywała się stopniowo i nierównomiernie we wszystkich rejonach kraju, dlatego też i obecnie nie mamy jeszcze długoletnich serii obserwacji z dostatecznie gęstej sieci meteorologicz­nej. Wobec tego, opis klimatu Polski nie może być jeszcze oparty na jednolitym, wieloletnim okresie obserwacji i nie może być jeszcze opi­sem tak szczegółowym, który wskazywałby na wiele ciekawostek, jakie niewątpliwie istnieją w warunkach klimatycznych naszego kraju. Wprawdzie w Instytucie Meteorologii i Gospodarki Wodnej został opra­cowany ATLAS KLIMATYCZNY POLSKI (wyd. w 1973 r.), ale część ta­belaryczna tego atlasu została opublikowana tylko odnośnie rozkładu prędkości i kierunków wiatru oraz wartości średnich miesięcznych i rocz­nych temperatury powietrza, dlatego też wiele opisanych elementów charakteryzujących warunki klimatyczne naszego kraju zostało wzięte z fragmentarycznych, starszych opracowań klimatologicznych: R. Gumińskiegb, L. Bartnickiego, K. Chomicia, A. Kosiby, W. Milaty, Z. Pieślakówny, E. Romera, W. Wiszniewskiego i innych klimatologów polskich.

Tło klimatu Polski, jak zresztą wielu klimatów, stanowi charakter, ogólnej cyrkulacji atmosferycznej, która jest jednym z najważniejszych czynników wpływających na wartości 1 przebieg poszczególnych ele­mentów klimatu naszego kraju. Inne, poznane poprzednio czynniki kli­matyczne, wywierają również wyraźny wpływ na klimat Polski. I tak np. wpływ szerokości geograficznej jest także zupełnie wyraźny choćby w przebiegu izoterm w letniej porze roku, tj. wówczas, kiedy wpływ in­nych czynników nie jest przeważający. Izotermy lipca sprowadzone do poziomu morza przybierają kierunek równoleżnikowy, co jest dowodem, że w letniej porze roku wyraźny wpływ na rozkład temperatury powie­trza na terenie Polski wywiera kąt, pod którym padają promienie słonecz­ne. Podobne uwagi będziemy podawać również przy rozkładzie wartości innych elementów klimatycznych, które podlegają na terenie naszego kraju wyraźnym wpływom rzeźby terenu, wysokości n.p.m. itp.

Położenie geograficzne naszego kraju sprawia, że nad obszar Polski napływają masy powietrza o różnych ce­chach fizycznych, stanowiące przyczynę kształtowania się tutaj różnych typów pogody. Wprawdzie na terenie Polski przeważają masy powietrza polarnego, lecz w zależności od obszarów źródłowych tych mas oraz od przebytej przez nie drogi, mają one nad obszarem naszego kraju różne właściwości fizyczne i wywołują różne efekty pogodowe. W lecie przeważają u nas masy powietrza polarno-morskiego, które przychodzi do nas albo z zachodu, albo też z północnego zachodu. Prze­chodząc nad morzem, powietrze to pobiera dużo pary wodnej oraz ogrze­wając się od dołu wytwarza wewnątrz swej masy równowagę chwiejną, co powoduje opady często typu burzowego. W meteorologii rozróżnia się powietrze polamo-morskie napływające nad ląd Europy jako powietrze chłodne, które w Polsce najczęściej daje w lecie pogodę chłodną i dżdżystą, a w zimie pogodę zmienną, oraz powietrze polarno-morskie o typie masy ciepłej. Ten rodzaj powietrza polarno-morskiego, wskutek prze­mieszczenia się na południe nad obszary ciepłe, ogrzewa się do znacz­nych wysokości i przekształca w masę powietrza ciepłego o równowadze stałej. Nad tereny naszego kraju powietrze to przychodzi zwykle w je­sieni dając pogodę pochmurną z mżawką, a w zimie odwilże i mgły.

Obszarem wyjściowym powietrza polarno-kontynentalne-g o są tereny ZSRR, w których wytwarza się ono z zalegającego tam po­wietrza polarno-morskiego i arktycznego. W porze zimowej powietrze polarno-kontynentalne jest mocno wyziębione, zwłaszcza w swych dol­nych partiach. Jeśli powietrze polarno-kontynentalne zawiera w swych górnych częściach dostateczną ilość pary wodnej, sprowadza ono w zi­mie jednolite zachmurzenie chmurami Stratus, które bardzo często ob­serwujemy w Polsce podczas zim. Przy małej wilgotności masy powie­trza polarno-kontynentalnego dają nam pogodę mroźną o bezchmurnym niebie. Wprawdzie rzadziej, lecz również i w lecie przemieszcza się nad nasze tereny powietrze polarno-kontynentalne, dając po jasnych nocach zachmurzenie chmurami kłębiastymi i powodując nieraz burze z ulewami.

O wiele rzadziej od mas powietrza polarnego przemieszczają się nad tereny Polski masy zimnego powietrza arktycznego. Obszarem wyjściowym tych mas są rozległe wyże obszarów arktycznych, skąd płyną one na południe i dostają się na tereny naszego kraju albo drogą morską, przy­chodząc jako powietrze arktyezno-morskie, albo też przez po­kryte lodem i śniegiem tereny lądowe, przychodząc do nas od strony pół­nocno-wschodniej jako powietrze arktyczno-kontynentalne. Powietrze to jest przyczyną przymrozków wiosennych i jesiennych (przymrozków adwekcyjnych), a w zimie okresu pogody o trwałych, dużych mrozach. Masy powietrza arktyczno-morskiego wkraczając do nas przez obszary morskie ogrzewają się lekko od" dołu i zabierają znad morza pewną ilość pary wodnej, dlatego też przy wkraczaniu na teren Europy powietrze to znajduje się w stanie równowagi chwiejnej powodując powstawanie chmur Cb i obfite opady śnieżne. Jednak już po pierwszym dniu pogoda zmienia się na pogodę mroźną o niebie pokrytym jednolitą warstwą chmur St.

Poza tym pogoda w Polsce kształtuje się również i pod wpływem mas powietrza zwrotnikowego. Jeżeli chodzi o ten typ mas powietrznych, roz­różniamy tutaj powietrze zwrotnikowo-morskie i zwrotnikowo-kontynentalne. Masy powietrza zwrotnikowo-morskiego napływają do Polski jako masy bardzo ciepłe o wysokiej temperaturze latem, zimą zaś powietrze to sprowadza u nas odwilże i mgły. Po drodze powietrze to ochładza się od dołu, przy czym ustala się w nim równowaga stała. Zawiera ono dużą ilość pary wodnej i odznacza się małą widzialnością.

Jeśli obszarami wyjściowymi powietrza zwrotnikowego są tereny Azji Mniejszej i południowych obszarów Europy, powietrze to przychodzi do nas jako typ powietrza zwrotnikowo-kontynentalnego. •W lecie masy tego powietrza wywołują w Polsce burze, a w zimie poja­wiają się rzadko i zachowują się tak, jak powietrze zwrotnikowo-mor­skie (oziębione, z dużą ilością pary wodnej).

Na tle opisu adwekcji różnych mas powietrza nad nasze tereny można powiedzieć, że klimat Polski jest mieszaniną różnych klimatów. Ponieważ jednak w mieszaninie tej przeważają wyraźnie raz wpływy morskie, a kiedy indziej wpływy kontynentalne, przeto ge­neralizując pojęcie polskiego klimatu określamy go jako klimat przejścio­wy między klimatem oceanicznym Europy zachodniej i klimatem kontynentalnym Europy wschodniej. Ta przejściowość klimatu naszego kraju sprawia, że obserwujemy u nas ogromną zmienność i różnorodność sta­nów pogody w ciągu całego roku, a szczególnie podczas jego przełomo­wych pór roku (wiosny i jesieni)

Przewaga adwekcji mas powietrznych takiego lub innego pochodze­nia powoduje anomalie w warunkach klimatycznych Polski obejmujące poszczególne miesiące, a nawet całe pory roku.

Wskutek zmienności naszego klimatu rozróżniane są dwie dodatkowe pory roku, przedwiośnie i późna jesień. Są one stałą cechą klimatycz­nych warunków naszego kraju oraz trwają dostatecznie długo, tak że można je wydzielić w oddzielne okresy. Zanim nastąpi wiosna, pojawiają się piękne, dni wiosenne trwające dość krótko. Po nich powraca bądź mróz i śnieg, bądź też okres śniegu z deszczem. Ten okres pogody R. Merecki nazwał przedwiosną lub „szarugą wiosenną" i określił ją średnią dobową temperaturą powietrza zawartą w granicach od 0°C do 4,9°C oraz pogodą zmienną o dość silnych wiatrach. W jesieni Merecki rozróżnia porę ,,szarugi jesiennej" lub późnej jesieni, która następuje po słonecz­nych i ciepłych dniach „babiego lata". Późną jesień charakteryzuje on temperaturą średnią dobową leżącą w granicach od 4,9°C do 0°C, wzro­stem zachmurzenia, występowaniem mgieł i opadów oraz dość silnymi wiatrami.

Wiosnę właściwą w Polsce cechuje stosunkowo małe zachmurzenie i niewielkie opady, lato odznacza się zachmurzeniem jeszcze mniejszym niż wiosna, lecz dużymi sumami opadów atmosferycznych, którym to­warzyszą częste burze. Jesień właściwa w Polsce jest porą roku o ładnej, słonecznej pogodzie (złota polska jesień), o dość wysokiej temperaturze powietrza w dzień, lecz obniżającej się znacznie w nocy. Rankiem wystę­puje często rosa lub szron. Zima w Polsce pozostaje pod zmieniającymi się wpływami oceanicznymi i kontynentalnymi, dlatego też rzadko ob­serwuje się w zimie długotrwałe mrozy, a raczej krótko trwające okresy mroźne przeplatane są podczas zimy dłużej trwającej okresami odwilży.

Oddzielną dzielnicę klimatyczną stanowią w Polsce obszary górskie. Nasz umiarkowany klimat nizinny przechodzi w okolicach górskich w kli­mat o surowych zimach z obfitymi opadami śnieżnymi i niskimi tempe­raturami powietrza. Lato w górach jest krótkie i obfituje w częste i o wie­le większe niż na nizinach opady atmosferyczne.

Temperatura powietrza

Przy termicznej charakterystyce klimatu jakiegoś obszaru posługujemy się nie tylko średnią temperaturą miesięczną i roczną. Ważne tu są także granice wahań temperatury powietrza, a więc wartości skrajne tego ele­mentu, przy czym zestawiamy zarówno średnie wartości najwyższych oraz najniższych temperatur, jak i najwyższe absolutne i najniższe abso­lutne wartości temperatury, jakie zdarzały się w rozpatrywanym okresie czasu. Stosunki termiczne danego terytorium można także scharakteryzo­wać przez obliczanie dni z przymrozkami oraz wyznaczanie terminu ich występowania, przez zestawienie dni zimowych i mroźnych, dni letnich i upalnych, przez wyliczenie okresów bez przymrozkowych, przez podanie początku i końca okresu, w którym temperatura powietrza utrzymuje się powyżej jakiejś wartości ważnej z punktu widzenia poczynań gospodar­czych, jak np. prac polowych, robót budowlanych itp.

Tereny górskie. Najniższe wartości średniej rocznej tempera­tury powietrza, a wyraźniej jeszcze najniższe wartości temperatury mie­sięcy zimowych w tabeli odnoszą się do terenów-górskich. Tereny te stanowią odrębną dzielnicę klimatyczną. Są to tereny najzimniejsze na obszarze Polski. Rozkład temperatury powietrza zależy zresztą w górach od szeregu czynników lokalnych, których głównym podłożem jest kon­figuracja terenu. Inne warunki termiczne panują na szczytach, inne w do­linach, szczególnie zamkniętych, inna wreszcie temperatura cechuje po- -wierzchnie zboczy, przy czym często nawet zbocza sąsiednie, lecz różnie eksponowane, odznaczają się odmiennymi warunkami termicznymi. W zamkniętych dolinach górskich, gdzie spływają zimne, a więc cięższe masy powietrza, niskie temperatury są o wiele częstsze aniżeli na szczy­tach gór. Zjawisko to obserwowane jest powszechnie na terenie naszych gór i jest ono tak wyraźne, że często odwraca stosunki termiczne, jakie wynikać powinny z wysokości położenia miejscowości nad poziomem morza. Dla przykładu powtórzmy za Gumińskim, że w Bukowinie poło­żonej na szczycie, na wysokości 950 m. n.p.m. zima jest stosunkowo ła­godniejsza aniżeli w dolinie Białego Dunajca w Poroninie położonym na wysokości 778 m, a więc na terenie niższym o 180 m.

W warunkach klimatycznych obszarów górskich ciekawy jest fakt, że stopień kontynentalizmu klimatu górskiego zwiększa się począwszy od Sudetów w kierunku Karpat, przy czym we wschodniej części Karpat jest on większy niż w ich części zachodniej. Ten godny uwagi fakt E. Ro­mer tłumaczy zmianą biegu linii naszych gór, które pod Przemyślem zmieniają swój równoleżnikowy kierunek na kierunek początkowo po­łudnikowy, a później na wielkiej przestrzeni na południowo-wschodni Romer twierdzi, że wiatry oceaniczne, przeważnie wiejące z kierunku północno-zachodniego, uderzają o mur naszych Sudetów i Wysokiego Beskidu prostopadle, a wzdłuż Karpat Wschodnich ześlizgują się po linii zboczy. Drugą przyczynę powiększania się stopnia kontynentalizmu w paśmie naszych terenów górskich począwszy od zachodu ku wscho­dowi widzi Romer w ukształtowaniu pionowym polskich wyżyn przykarpackich. Wyżyna Krakowska, a szczególnie klin Wyżyny Podolskiej, przejmuje, według Romera, wpływy oceaniczne przed Karpatami, osła­biając oceaniczny charakter klimatu wschodniej części naszego pasa gór­skiego. W klimatologii przyjmuje się, że najpewniejszym wskaźnikiem stop­nia kontynentalizmu klimatu jest wartość amplitudy temperatury powie­trza, przy czym im wartość ta jest większa, tym klimat jest bardziej lądowy. Otóż wielkość rocznej amplitudy temperatury powietrza zmienia się w górach począwszy od zachodu ku wschodowi. Z po­wyższego zestawienia wynika, że charakter klimatu górskiego, który pod względem wahań termicznych w ciągu roku jest podobny do klimatu morskiego, zatraca się na terenie naszych gór coraz bardziej w kierunku na wschód.

Najzimniejsze obszary w Polsce, poza górską dzielnicą kli­matyczną, leżą na jej północno-wschodnim krańcu, na Mazurach i w pół­nocnej części województwa Białostockiego. W tabeli 19 obszary te są reprezentowane przez stację w Suwałkach, której średnia roczna tempe­ratura powietrza (6,2°) jest najniższa ze wszystkich średnich rocznych temperatur stacji w tab. 19, leżących poniżej 500 m npm. chociaż wyso­kość Suwałk wynosi tylko 165 m npm.

Suwałki odznaczają się ostrą i długą zimą, której temperatury zbliżo­ne są do temperatur zim górskich. Lato na omawianych, chłodnych obsza­rach Polski jest krótkie i niezbyt ciepłe, jesień jest tu również chłodna. W Suwałkach średnia temperatura powietrza w sierpniu 16,8°C jest naj­niższą temperaturą miejscowości, które mogą być porównywane z Su­wałkami pod względem wysokości npm. oraz położenia geograficznego, a temperatura września 12,3°, października 6,5° i listopada lr5° są naj­niższymi temperaturami w całej niżowej części naszego kraju.

Najcieplejsze obszary leżą w Polsce w dolinie Odry, po­między Legnicą i Opolem (Legnica, Wrocław, Opole) oraz tworzą jakby wyspy w okolicach Poznania, Tarnowa i Radomia. Należy tu zaznaczyć, że charakter termiczny warunków klimatycznych wymienionych ciepłych obszarów Polski nie jest jednakowy. W dolinie Odry zimy są łagodne, wiosna wczesna i lata długie, lecz niezbyt gorące, wówczas gdy np. w okolicach Tarnowa zima jest bardziej surowa, a lato o wiele cieplejsze niż w Legnicy, Wrocławiu, czy Opolu. Mamy tutaj przykład różnego stopnia kontynentalizmu klimatu. Klimat Tarnowa jest bardziej konty­nentalny, co widać zresztą z porównania wartości rocznych amplitud temperatury powietrza, które wynoszą: w Legnicy 20,6°, Wrocławiu 20,8°, Opolu 21,2Ó, a w Tarnowie 22,0°C.

Na wymienionych obszarach ciepłych, ilość dni przymrozkowych wy­nosi poniżej stu.

Przymrozki. Ważną kwestią z punktu widzenia gospodarczego są terminy zdarzających się przymrozków wiosennych i jesiennych. Prze­ciętnie najpóźniejsze terminy przymrozków wiosennych (rys. 100) przy­padają w pasie Niżu Polskiego w trzeciej dekadzie kwietnia, na Pojezie­rzach, na Wyżynie Krakowsko-sandomierskiej oraz na Wyżynie Lubel­skiej — w pierwszej dekadzie maja, na terenie gór zależnie od wyso­kości — do połowy maja. Na uwagę zasługują wyjątkowo późne średnie terminy ostatnich przymrozków wiosennych w okolicy Lęborka i Nowego Czeczot owa (Poraj). W okolicy Lęborka średnia data ostatniego przy­mrozku przypada na drugą połowę maja (15—20. V.), a w Nowym Cze-czotowie (Poraju) — w pierwszych dniach czerwca. Tak późne daty ostat­nich przymrozków wiosennych w powiecie Lębork tłumaczą się praw­dopodobnie lokalnymi cechami glebowymi.

Średnie terminy pierwszych przymrozków jesiennych są również go­spodarczo ważne. Miejsca wczesnych terminów przymrozków jesiennych leżą na terenach powiatu Lębork oraz na obszarach Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej, częściowo na Wyżynie Lubelskiej oraz na zachodzie kraju, w zachodniej części Niziny Wielkopolskiej. Na tych terenach przymrozki jesienne zdarzają się w pierwszej dekadzie paź­dziernika. Na pozostałych terenach naszego kraju średnie terminy pierw­szych przymrozków na jesieni przypadają w drugiej połowie paździer­nika. W górach dni z temperaturą najniższą, mniejszą od 0°, zdarzają się i w lecie.

Amplitudy temperatur. Omawiając ogólną strukturę klimatu Polski podkreśliliśmy, że na terenie naszego kraju ścierają się stale wpły­wy oceaniczne z zachodu z wpływami kontynentalizmu ze wschodu. Wie-

my również o tymr że miarą tego, czy klimat jest oceaniczny, czy konty­nentalny, jest wielkość rocznych amplitud temperatury powietrza.

Z mapki amplitud rocznych temperatury powietrza widzimy, że wzdłuż wybrzeża Bałtyku (Pobrzeże Kaszubskie) izoamplitudy 18° i 19° biegną blisko siebie, co jest dowodem, że wpływ Bałtyku na morski charakter naszych terenów jest dość słaby i szybko niknie posuwając się w głąb lądu. W odległości 10 km w okolicy Helu amplituda rośnie o 1°C. Dopiero na południe od Szczecina odległość pomiędzy izoamplitudą 18° i 19° wynosi 60 km. Nie znaczy to jednak, że bardziej na zachód Bałtyk wywiera większy wpływ na nasz ląd, lecz że w okolicy Szczecina mamy do czynienia z wpływem Atlantyku, który na naszych terenach jest o wiele większy od wpływu Morza Bałtyckiego. To potężne oddziaływa­nie Oceanu Atlantyckiego na warunki naszego klimatu widoczne jest na mapce w oddaleniu izoamplitud w pasie Wielkich Dolin — w zachod­niej części naszego kraju odległość izoamplitudy 19° od amplitudy 20° wynosi blisko 250 km.

Amplitudy roczne temperatury powietrza rosną ku wschodowi, gdyż wpływy klimatu wielkich obszarów lądowych zaczynają być coraz to większe. Zagęszczenie izoamplitud: 21°, 22° i 23° jest dowodem przeciw­stawiania się wpływom oceanicznym przez silne wpływy kontynentalizmu ze wschodu.

Południowa Polska objęta jest na mapie amplitudami mniejszymi aniżeli na nizinach. Warunki klimatyczne naszego podgórza i gór są zbliżone do warunków klimatycznych klimatu morskiego.

Okres wegetacyjny. Ważnym z rolniczego punktu widzenia elementem opartym na temperaturze powietrza jest długość okresu we­getacyjnego. W agrometeorologii okres wegetacyjny określany jest na podstawie danych fitofenologicznych, w klimatologii natomiast „okre­sem wegetacyjnym nazywają często tę część periodu rocznego, w której średnia. Dzienna temperatura powietrza utrzymuje się powyżej pewnego ”progu.

Opierając się na ustalonych przez Mereckiego dodatkowych porach roku w Polsce, E. Romer omawiając termiczny charakter klimatu Polski wprowadza pojęcie „okresu gospodarczego", uważając, iż zarówno okres* „szarugi wiosennej", którą Merecki określa średnią temperaturą dobową 0—4,9°C, jak i okres „szarugi jesiennej" o temperaturze 4,9—0°C, są czę­ściowo wykorzystywane w gospodarce rolnej. Romer dodaje połowy dłu­gości tych okresów do „meteorologicznego okresu wegetacyjnego" i re­zultat sumowania tych okresów nazywa on okresem gospodarczym. Dłu­gość okresu gospodarczego waha się na terenie naszego kraju od 230 dni na Mazurach i we wschodniej części Polski do ponad 250 dni w dolinie Odry.

Opady atmosferyczne

Rozkład opadów atmosferycznych w Polsce jest związany z konfiguracją terenu, toteż mapa opadów (rys. 105) przypomina mapę hipsometryczną naszego kraju. Ogólnie mówiąc im dana miejscowość położona jest wyżej nad poziomem morza, tym ilość opadu jest w niej większa.

Na terenie Niżu Polskiego, od pasa Pojezierzy aż do Podgórzy Sudecko-Karpackich, spada rocznie 500—600 mm opadu, przy czym Nizina Wielkopolsko-Kujawska odznacza się niższymi opadami aniżeli Nizina Mazowiecko-Podlaska (Bydgoszcz 522 mm, Poznań 517 mm, a Warszawa 555 mm i Siedlce 546 mm).

Chcąc bardziej szczegółowo scharakteryzować tereny Polski pod względem opadów, należy zwrócić większą uwagę na orografię terenu i związane z nią tzw. cienie opadowe. Ponieważ przeważającym kierunkiem przesuwania się przez Polskę depresji jest kierunek zachód-wschodni i przeważający procent wiatrów stanowią wiatry zachod­nie lub północno- czy południowo-zachodnie, przeto zbocza wyniosłości skierowane na zachodnią stronę horyzontu są silniej zraszane opadami, aniżeli zbocza odwietrzne, wschodnie lub południowo- czy północno--wschodnie. Tereny leżące za odwietrzną stroną zboczy gór, o wyraźnie mniejszej ilości opadów atmosferycznych, nazywane są cieniami opado­wymi. Cieniem takim możemy nazwać na przykład obszary położone po­między Buskiem a Sandomierzem, leżące w cieniu Gór Świętokrzyskich. Suma roczna opadów atmosferycznych jest tutaj mniejsza od 550 mm, wówczas gdy opady Kielc wynoszą 653 mm, nie mówiąc już o zachod­nich zboczach Gór Świętokrzyskich o rocznym opadzie 750 mm i więcej.

Obszary Pojezierza Pomorskiego, Pojezierza Mazurskiego, małe wy­sepki na Niżu Polskim związane z wyniosłościami terenowym^ oraz te­reny leżące na południe od 51 równoleżnika mają roczne opady większe od 600 mm.

Najwięcej opadów mają obszary górskie, gdzie sumy ich przekraczają znacznie wartość 1000 mm rocznie (Śnieżka 1158 mm, Polana Chocho­łowska 1500 mm, Hala Gąsienicowa 1715 mm, Morskie Oko 1810 mm itd.).

Na obszarach Pojezierza Pomorskiego daje się łatwo wydzielić tereny leżące w cieniu pasma wzgórz pomorskich. Na stronie dowietrznej tych wyniosłości roczne sumy opadów przekraczają 700 mm (Koszalin 737 mm, Połczyn-Zdrój 711 mm itp.), natomiast na terenie pozostającym w cieniu gór opady są niższe o przeszło 100 mm (Szczecinek 604 mm, Kościerzyna 619mm).

Wysokość opadów atmosferycznych na Mazurach związana jest z du­żą ilością jezior, ponad którymi przepływają masy powietrza pochłania­jące większą ilość pary wodnej i płynąc dalej ku wschodowi zraszają obficie wyższe tereny wschodniej części Pojezierza Mazurskiego. Roczna suma opadów w Olecku wynosi na przykład 658 mm, w Gołdapie 657 mm, w Suwałkach 649 mm itd., wówczas gdy opady zachodniej części Poje­zierza Mazurskiego nie przekraczają na ogół 600 mm rocznie (Olsztyn 585 mm, Ostróda 598 mm, Wąbrzeźno 527 mm itd.).

W Polsce środkowej i południowej cisza i wiatry bardzo słabe stanowią do 40% wszystkich obserwacji nad wiatrem. Wiatry bardzo silne rozkładają się natomiast następująco: 20% na terenach Pojezierza Pomorskiego, Niziny Szczecińskiej i Pobrzeża Kaszubskiego, od 10 do 20°/o na obszarach północnej części Niziny Wielkopolsko-Kujawskiej, ponad 5°/o we wschodniej części Niziny Mazowiecko-Podlaskiej i Wy­żyny Lubelskiej oraz poniżej 5% w Polsce środkowej, spadając ku po­łudniowi do 2 i mniej procent ogólnej liczby obserwacji.

Rozpatrując kierunki wiatrów w Polsce, rzuca się w oczy przewaga wiatrów zachodnich oraz mały procent wiatrów północnych. Przyjmując za 100%liczbę rocznych obserwacji, możemy umieścić w tabeli procen­tową ilość kierunków wiatru ogółu obserwacji na poszczególnych sta­cjach meteorologicznych. Z podanej dla przykładu tabeli 28 widać, że na wszystkich stacjach stwierdzono przewagę wiatrów zachodnich względ­nie północno-zachodnich lub południowo-zachodnich, co niewątpliwie pozostaje w związku z ogólnym układem wiatrów na kuli ziemskiej. Mały udział wiatrów północnych nawet na nadbrzeżnych terenach przymor­skich jest przykładem, że Bałtyk wywiera bardzo słaby wpływ na wa­runki klimatyczne naszego kraju, o czym wspominaliśmy już przy opi­sie cech termicznych naszego kraju.

Częstotliwość wiatrów wschodnich nie daje się wyjaśnić położeniem stacji. Stacje leżące bardziej na wschód notują mniejszy procent wiatrów wschodnich niż stacje leżące bardziej na zachód. Poza tym nie należy wyciągać zbyt daleko idących wniosków z ilości cisz podanych w tabeli, ponieważ ilości ich zależą bodajże najwięcej od wpływów wynikających z lokalizacji wiatromierzy oraz są one najbardziej uzależnione od dokład­ności instalacji i konserwacji przyrządów pomiarowych.

Przewaga wiatrów zachodnich widoczna w zestawieniu rocznym na wszystkich stacjach nie występuje jednak stale we wszystkich miesią­cach czy porach roku. W styczniu, lutym i kwietniu przeważają na ogół wiatry z kierunków zachodnich, lecz już od lutego zaznacza się w Polsce duży udział wiatrów wschodnich, które w zachodniej części kraju osią­gają 30% liczby obserwacji.

---