POGODA- to chwilowy stan atmosfery na pewnym obszarze, określony przez układ powiązanych ze sobą elementów i zjawisk meteorologicznych.

Elementy meteorologiczne:	temperatura powietrza wilgotność powietrza opad ciśnienie atmosferyczne zachmurzenie wiatr
Zjawiska meteorologiczne:	mgły burza zamglenia stan gruntu

Od czego zależy pogoda:

Dopływ energii promienistej słońca oraz ruchy kuli ziemskiej powodują nieustanne zmiany stanów atmosfery: powietrze nagrzewa się lub ochładza, co z kolei wywołuje zmiany ciśnienia atmosferycznego, ich następstwem są poziome i pionowe ruchy powietrza. Dzięki parowaniu wody z powierzchni ziemi atmosfera stale otrzymuje parę wodną, a jej kondensacja w powietrzu doprowadza do powstawania chmur, które kumulują dopływ promieniowania słonecznego i z których w określonych warunkach powstają różnego rodzaju opady. Efekty tych zmian odczuwamy jako zmiany pogody zarówno w czasie (w określonym miejscu) jak i w przestrzeni (w różnych miejscach w tym samym czasie)

Typy pogody: Gdy określony stan pogody utrzymuje się nad jakimś miejscem, kilka dni z niewielkimi zmianami mówimy wówczas, że występuje określony typ pogody np. wyżowej -antycyklonalnej, słonecznej i suchej, gorącej -latem, mroźnej -zimą; lub niżowej -cyklonalnej, pochmurnej i deszczowej, ciepłej, odwilżowo ciepłej -zimą, chłodnej i deszczowej latem.

Typ pogody przedstawia stan atmosfery na większym obszarze np. nad regionem lub krajem, pozostającym w zasięgu jednorodnej masy powietrza albo jednego układu barycznego (układu ciśnień).

KLIMAT- przeciętny stan atmosfery typowy dla danego regionu w poszczególnych miesiącach lub porach roku.

Wieloletni układ charakterystycznych dla danego obszaru stanów pogody obserwowany w ich naturalnym następstwie w dostatecznie długim okresie czasu (najmniej 10 lat). Układ taki jest wynikiem współdziałania promieniowania słonecznego, cyrkulacji atmosfery, obiegu wody, czynników geograficznych.

Procesy klimatotwórcze:	obieg ciepła obieg wilgoci (wody) cyrkulacja atmosferyczna
Czynniki klimatotwórcze: (geograficzne)	szerokość geograficzna rozkład lądów i mórz prądy morskie wysokość nad poziomem morza ukształtowanie (rzeźba) terenu i jego ekspozycja szata roślinna działalność człowieka

ad 1) Od niej zależy dopływ energii promienistej słońca związany z jego wysokością oraz długością dnia w poszczególnych porach roku.

ad 2) Na skutek silnego wychładzania mas lądowych i zalegającego nad nimi powietrza powstają w zimie sezonowe ośrodki wysokiego ciśnienia.

Na skutek silnego ogrzania mas lądowych i powietrza nad nimi zalegającego powstają w lecie sezonowe ośrodki niskiego ciśnienia.

ad 3) Woda nagrzewa się wolniej niż gleba i wolniej się ochładza bowiem pojemność cieplna wody wynosi 1 cal/cm³/⁰C (4163472 Jm^-3K^-1); lądu zaś 0,5-0,6 cal/cm³/⁰C (2200000 Jm^-3K^-1).

Albedo: stosunek promieniowania padającego do odbitego (ląd 10-30%; woda 5-20%).

Wyróżniamy masy powietrza morskie i kontynentalne.

Klimat morski	Klimat kontynentalny
małe dobowe amplitudy temperatur małe roczne amplitudy temperatur wysokie sumy opadów opady rozłożone równomiernie z lekką przewagą w okresie jesienno-zimowym	durze dobowe amplitudy temperatur durze roczne amplitudy temperatur niższe sumy opadów przewaga opadów w lecie (tworzą się chmury konwekcyjne-pionowe dające silny opad)

ad 4)

	250 m npm	2665 m npm
średnia temperatura roczna długość okresu bezprzymrozkowego meteorologiczny okres wegetacyjny liczba dni z pokrywą śnieżną	8 170 220 65	-4 -- -- 290

ad 5)

GÓRY-bariera dla swobodnie przepływającego powietrza w wyniku czego następuje spiętrzenie wilgotnych mas powietrza na stokach dowietrznych. Opady po stronie zawietrznej są zazwyczaj kilkukrotnie niższe (2-3,5) niż na stronie dowietrznej.

Góry	strona dowietrzna	strona zawietrzna
Kordyliery Skandynawskie Ural	2000 1500-2000 600	600 600 370

ad 6) Roślinność hamuje dopływ energii słonecznej w dzień i zmniejsza wypromieniowanie efektywne w nocy - mniejsze wahania temperatury.

Pokrywa śnieżna: chroni grunt przed zbytnią utratą ciepła i zmniejsza wahania temperatury. Na wiosnę dodatkowe ilości ciepła zużywane są na proces topnienia lodu.

Zmiany niektórych elementów klimatu pod wpływem urbanizacji (w Warszawie)

Elementy klimatu	Wielkość i kierunek klimatu
temperatura minimalna okres przedprzymrozkowy wilgotność względna niedosyt wilgotności zachmurzenie dni pogodne suma roczna opadu prędkość wiatru liczba cisz liczba dni z mgłą liczba dni z rosą	+1 ^0 +16 dni -7 % +1,6 hPa +7 % -15 +60 mm -1 m/s +6 % -11 -36

Średnie miesięczne natężenie bezpośredniego promieniowania słońca [W m.^-2] w warunkach atmosfery bezchmurnej w godzinach południowych.

Miesiąc	I	IV	VIII	X
Kraków Gaik Brzozowa (k. Dobczyc)	416 590	691 767	645 754	600 701
%	71	90	86	86

MAKROKLIMAT- reprezentuje zespół cech klimatycznych w dużej skali przestrzennej (strefy, kontynentu, kraju, regionu). Stanowi on sumę klimatów mniejszych jednostek, na które wpływają czynniki geograficzne już w mezoskali.

MEZOKLIMAT- zwany klimatem miejscowym lub lokalnym; stanowi kolejny, niższy stopień w hierarchii podziału. Obiektem badań są tu także jednostki geograficzne jaj dolina rzeczna, wzgórze, kompleks leśny, miasto.

TOPOKLIMAT- obrazuje, w obrębie określonego mezoklimatu drobne, wynikające z położenia różnice w warunkach atmosferycznych danego fragmentu powierzchni; np. w klimacie lokalnym doliny wyróżniamy : topoklimat jej dna, zboczy o przeciwstawnej ekspozycji; w mezoklimacie miasta: topoklimat ulic, różnie usytuowanych placów itp.

MIKROKLIMAT- odzwierciedla w mikroskali wybitnie lokalne, bardzo drobne oddziaływania środowiska na warunki atmosferyczne. W odniesieniu np. do klimatu lokalnego lasu możemy mówić o mikroklimacie runa leśnego, mikroklimacie powierzchni czynnej, zewnętrznej powierzchni koron, wystawionej najbardziej na nagrzanie w ciągu dnia i wychłodzenie w nocy. W klimacie miasta wyróżniamy mikroklimat stron słonecznych i odsłonecznych ulic, placów, ulic zadrzewionych, pozbawionych roślinności, mikroklimat dziedzińców itp.

METEOROLOGIA I KLIMATOLOGIA

Zajmują się zagadnieniami związanymi z pogodą i klimatem. Wspólny jest przedmiot badań obu tych dyscyplin, stany atmosfery, lecz różne metody badawcze.

METEOROLOGIA: (gr. meteoron- zjawisko występujące w powietrzu). Nauka o procesach i zjawiskach fizycznych zachodzących w atmosferze ziemskiej. Ze względy na przedmiot badań (powłoka gazowa otaczająca kulę ziemską0 meteorologia wchodzi w skład nauk geofizycznych

METEOROLOGIA SYNOPTYCZNA: (gr. sinopticos- ogarniający wzrokiem wszystko na raz). Analizuje zaobserwowane w konkretnym momencie stany pogody na dużym obszarze, a po ustaleniu zmian, jakie w nich zaszły w ciągu minionych kilku godzin, stara się drogą ekstrapolacji ustalić co może się wydarzyć w następnych godzinach. Oprócz badań naziemnych synoptyka dysponuje również badaniami morskimi i satelitarnymi.

KLIMATOLOGIA: nauka o klimacie (wieloletnim układzie stanów pogody) charakterystycznym dla danego obszaru na kuli ziemskiej. Materiał wyjściowy (obserwacje elementów meteorologicznych) i przedmiot badań (układy stanów pogody) wiążą klimatologię z meteorologią. Na chwilowe i wieloletnie układy pogody wpływają takie składniki środowiska przyrodniczego jak wysokość n.p.m., ekspozycja, rzeźba terenu, gleby, wody, szata roślinna, działalność człowieka. Z kolei procesy modelujące rzeźbę, obieg wody i jej ilość zależą od klimatu i szaty roślinnej. Klimatologia jest jedną z nauk geograficznych których przedmiotem badań są wszystkie elementy środowiska przyrodniczego.

Metody badań stosowane w meteorologii i klimatologii:

statystyczne: jeżeli chcemy policzyć jakieś związki, zależności.

graficzne: przebiegi w ciągu doby, naogół na wykresach.

kartograficzne: jeżeli chcemy coś przedstawić w sposób przestrzenny.

AGROMETEOROLOGIA: jedną z najmłodszych nauk, powstałą kilkadziesiąt lat temu, jest meteorologia rolnicza. Agrometeorlologia jest nauką badającą warunki meteorologiczne mające wplyw na wzrost, rozwój i plonowanie roślin uprawnych i produkcję zwierząt gospogarskich.

Przedmiotem badań agrometeorologii jest przyziemna warstwa powietrza, a takrze wyższe warstwy atmosfery, warstwa gleby w której są korzenie roślin i drzew. Zadaniem agrometeorologii jest wykorzystanie sprzyjających i przeciwdziałanie niesprzyjających warunków pogody i klimatu dla uzyskania wysokości plonu.

SKŁAD ATMOSFERY

Powietrze jest fizyczną mieszaniną gazów tzn jego zkładniki nie działają na siebie chemicznie, ponad to zawiera domieszn\ki gazowe, stałe i ciekłe, których zawartość ulega zmianie (ilość, jakość) w czasie i przestrzeni.

Powietrze suche i czyste (bez domieszek) ma przy powierzchni Ziemi w jednostce objętości:

- azot 78,08%	- tlen 20,95%	-argon 0,93%	- CO2 0,03%	-neon 0,002%
- hel	- krypton	- wodór	- ksenon	- ozon

Dobowe i roczne wachania CO₂:

W ciągu dnia stężenie CO₂ maleje (min. CO₂ na skutek fotosyntezy i turbulencji mieszaniny powietrza) w nocy rośnie (CO₂ max), gdyż ustaje fotosynteza i zanikają ruchy powietrza, a dopłyuw tego gazu z gleby wzrasta.

Zimą- spadek fotosyntezy powoduje że mamy max CO₂ w przygruntowej warstwie powietrza. W lecie obserwuje się min CO₂, gdyż duże jego ilości są zużywane w procesie fotosyntezy.

Para wodna: biegun: 0,01

szerokości 1,3% lato

umiarkowane: 0,4% zima

0,92% średnio

równik: 0,4%

Może występować stan nasycenia: chmury, opady.

Sublimacja: przejście ze stanu stałego w gazowy.

Domieszki atmosfery:

Do domieszek atmosfery należą cząstki stale unoszące się w powietrzu zwane aerozolami. Są to organiczne (pyłki roślin, zarodniki grzybów i bakterii) i nieorganiczne (cząstki dymów, sadzy, popioły wyzwalane w produkcji przemysłowej, ogrzewnictwie, motoryzacji, oraz w wybuchach wulkanów, cząstki soli - z rozbryzgiwania się fal morskich).

Do szczególnie szkodliwych domieszek należą produkty rozpadu radioaktywnego, które występują przy wybuchach bomb atomowych, ale także w elektrowniach jądrowych, termojądrowych (powodują skażenie atmosfery).

Ozon O₃:

najwięcej znajduje się w warstwie na 25-50km , lecz zebrany razem pod normalnym ciśnieniem utworzyłby warstwę 3 mm.

stanowi filtr ochronny przed nadmiernym promieniowaniem nadfioletowym

absorbuje długofalowe promieniowanie powierzchni ziemi

Azot i tlen odgrywają ważną rolę w procesach biologicznych, natomiast w procesach fizycznych rolę pasywną.

Gazy o najmniejszej zawartości zwane cieplarnianymi: para wodna, metan, CO₂, odgrywają najważniejszą rolę w kształtowaniu pogody i klimatu.

ZANIECZYSZCZENIA

koncentracja:	rozpraszanie:
cisza atmosferyczna równowaga stała (szczególnie inwersja) prądy zstępujące - skierowane do dołu inwersja- odwracanie normalnego przebiegu. dolinne położenie miejscowości (Kraków, Zakopane)	wiatr równowaga chwiejna (unoszenie powietrza do góry - ruch wstępujący)

Bezpośrednie skutki zanieczyszczenia atmosfery:

inwersja- odwracanie normalnego przebiegu.

globalne ocieplenie

degradacja warstwy ozonowej

kwaśne deszcze

Udział w efekcie cieplarnianym poszczególnych gazów szklarniowych:

CO₂ 50%

metan 15 (20)% (z pól ryżowych, hodowla bydła)

ozon troposferyczny 12%

freon 4 (15)%

podtlenek azotu 4 (6)%

inne 11 (13)%

Efekt cieplarniany:

Cechą gazów cieplarnianych (szklarniowych) znajdujących się w atmosferze jest przepuszczanie krótkofalowego promieniowania słonecznego, a intensywne pochłanianie promieniowania długofalowego cieplnego zwłaszcza wysyłanego przez powierzchnię ziemi. Następuje wzrost temperatury powierzchni Ziemi i dolnej warstwy atmosfery, a zjawisko to nazwano EFEKTEM CIEPLARNIANYM.

Dotychczasowe emisje gazów cieplarnianych mogą wpłynąć na zmiany klimatu w przyszłości. System klimatyczny nie reaguje na emisje natychmiast. Jeśli nie podejmiemy żadnych działań w celu redukcji emisji tych gazów, konsekwencje tego mogą okazać się bardzo poważne dla ekosystemów.

Okres wegetacyjny- okres ze średnią dobową temperaturą powyżej 5 ⁰C.

SKŁAD POWIETRZA GLEBOWEGO

Jest nieporównywalnie bardziej zmienny niż nadziemnego. Spowodowane to jest z dużą zmiennością gleby i słabym mieszaniem się powietrza glebowego w porównaniu z atmosferycznym.

Najważniejsze składniki powietrza glebowego:

N₂ 71-80 %

O₂ 0-20 %

CO₂ 0,12-0,13 % (czasami d0 2 % i więcej)

Warunki te zależą od tego czy wierzchnia warstwa jest zaskorupiona, czy też w miarę miękka i chropowata, oraz od zawartości wilgoci w glebie.

PIONOWA BUDOWA ATMOSFERY

Zgodnie z uchwałą komisji Aerologicznej Światowej Organizacji Meteorologicznej w 1961 roku został przyjęty podział, oparty głównie na termicznej strukturze atmosfery, a więc na spadku, stałości lub wzroście temperatury z wysokością.

Licząc od powierzchni Ziemi wyróżniono warstwy:

TROPOSFERA: temperatura obniża się z wysokością ok. 0,6⁰/100m 0d 15⁰, tj. Średniej wartości temperatury dla całej powierzchni Ziemi, na poziomie morza, do -55⁰, jaką osiąga na wysokości średnio około 11km i gdzie spadek nagle się urywa.

STRATOSFERA: temperatura początkowo nie ulega zmianie, a następnie wzrasta do ok. 0⁰, osiągając tę wartość na wysokości 50-55km. Wzrost temperatury spowodowany jest koncentracją ozonu.

MEZOSFERA: temperatura obniża się do około -80⁰ jaka przypada na wysokość 80-85km.

TERMOSFERA: strefa stałego wzrostu temperatury.

Obecnie przyjmuje się wysokość 2000km jako meteorologiczną granicę atmosfery, chociaż badania rakietowe i satelitarne stwierdzają jej istnienie, tworzących tzw. koronę ziemską, na wysokości ok. 20000km.

Troposfera: Zachodzą w niej prawie wszystkie zjawiska pogodowe.

poziom kondensacji - wysokość od której następuje tworzenie się chmur, prądy pionowe

poziom sublimacji - powyżej chmury jednorodne, zbudowane z kryształków wody.

ZNACZENIE ATMOSFERY

Analiza budowy pionowej i właściwości fizykochemicznych atmosfery uwidacznia jej znaczenie biologiczne i spełnianą funkcję:

rezerwuar tlenu - niezbędnego dla istot żywych w procesie oddychania.

rezerwuar CO₂ - wykorzystywanego przez rośliny w procesie fotosyntezy.

filtr - równoważny 90cm warstwie ołowiu chroniącego człowieka przez przed przenikaniem do powierzchni Ziemi promieniowania kosmicznego i krótkofalowego promieniowania elektromagnetycznego (słonecznego), działających destrukcyjnie na żywą materię.

osłona - chroniąca przed ucieczką ciepła +w przestrzeń kosmiczną i zabezpieczająca odpowiednie warunki termiczne do życia przy powierzchni ziemi, czyli w biosferze.

BADANIA SATELITARNE

Poza danymi ze stacji meteorologicznych nowoczesna meteorologia i klimatologia wykorzystuje pomiary satelitarne. Przedstawione są one w postaci map, zdjęć satelitarnych, i mają one tę wyższość nad pomiarami ze stacji że przedstawiają panujące warunki w tym samym momencie na dużym obszarze. Dzięki nim uzyskujemy informacje z obszarów pozbawionych obserwacji naziemnej np. na oceanach., terenach niezamieszkałych i trudnodostępnych. Dodatkową zaletą jest to że pomiar taki obejmuje jednocześnie durzy obszar i jest stosunkowo często powtarzany.

Ograniczeniem tych metod jest to że w odniesieniu do temperatury nie podaje wartości temperatury powietrza, ale powierzchni czynnej (lasu, wody itp.). ograniczeniem jest też występowanie chmur. Jeśli występują one na dużej powierzchni to mamy informacje z górnej warstwy chmur, nie wiemy więc co dzieje się przy powierzchni ziemi.

FIZYCZNE CECH ATMOSFERY

Atmosfera jest mieszaniną gazową wokół kuli ziemskiej. Jest ściśliwa i bierze udział w ruch obrotowym ziemi.

Podstawowymi własnościami są:

1) gęstość 2) ciśnienie 3) temperatura

ad 1) Gęstość: Opierając się na prawach Boyla-Mariotte'a, Gay-Lussaca i na równaniu gazu Clapeyrona możemy powiedzieć, że gęstość powietrza jest wprost proporcjonalna do ciśnienia i odwrotnie proporcjonalna do temperatury absolutnej.

r=P/RT P - ciśnienie

R - stała gazowa T - temperatura w skali bezwzględnej

Gęstość powietrza wyznacza się z równania stanu gazów mierząc temperaturę, wilgotność i ciśnienie powietrza.

Gęstość atmosfery maleje wraz ze spadkiem ciśnienia, a wzrasta ze spadkiem temperatury. Maleje ona również ze wzrostem wysokości.

W dolnej 5km warstwie atmosfery zawarta jest połowa ogólnej masy atmosfery, a w warstwie do 20km 9/10 ogólnej masy atmosfery. W troposferze znajduje się prawie cała zawartość pary wodnej.

ad 2) Ciśnienie: Ciśnienie atmosferyczne jest to ciężar słupa powietrza o wysokości równej grubości warstwy atmosfery i podstawie jednostkowej.

Według prawa Daltona ciśnienie mieszaniny fizycznej gazów równa się sumie ciśnień poszczególnych składników mieszaniny.

Jednostki: mmHg, mb, hPa.

1 mb = 1 hPa

1 mmHg = 4/3 mb (1,33 mb)

1 mb = 3/4 mmHg (0,75 mmHg)

Średnie wartości ciśnienia, gęstości i temperatury powietrza na różnych wysokościach

wg Lepasa i Roch'a

Wysokość [km]	ciśnienie	gęstość	temperatura ^0C
0 1 2 3 4 5 10	1013,25 898,6 794,8 701,0 616,2 540,0 264,3	1,00 0,91 0,82 0,74 0,67 0,60 0,34	15 8,5 2 -4,5 -11 -11,5 -50

PROCESY ADIABATYCZNE

Są to zmiany temperatury wewnątrz pewnej masy powietrza bez wymiany ciepła z otoczeniem. Zachodzą dzięki zmianom ciśnienia i objętości tej masy.

Pionowy gradient temperatury: różnica temperatury powietrza na jednostkę wysokości.

Różnica temperatury wznoszonego lub opadającego powietrza suchego nazywa się gradientem adiabatycznym, a powietrza nasyconego parą wodną gradientem wilgotno adiabatycznym. W powietrzu suchym= 1⁰ co 100m., w powietrzu nasyconym parą wodną 0,5⁰co 100m.

Stany równowagi termicznej atmosfery:

W zależności od stosunku obu typów gradientu ( adiabatycznego i termicznego) w atmosferze wyróżnia się trzy stany równowagi termicznej:

1.)obojętną 2) chwiejną 3) stałą

ad 1) Równowaga obojętna:

Jeżeli pionowy gradient temperatury równy będzie gradientowi adiabatycznemu to wznosząca się masa powietrza, będzie na każdej wysokości miała temperaturę równą temperaturze otaczającej ją masy powietrza; zatem jej ciężar będzie równy ciężarowi otaczającego ją powietrza. Pomimo iż ruch się zaczął z jakiś powodów po pewnym czasie ustanie.

g_a=g_s g_a- gradient termiczny g_s - gradient adiabatyczny

ad 2) Równowaga chwiejna:

Jeżeli pionowy gradient temperatury jest większy od gradientu adiabatycznego to wówczas wznoszące się cieplejsze i lżejsze powietrze, w stosunku do sąsiednich mas, będzie się wznosić coraz gwałtowniej do góry (sprzyjająca prądom wstępującym).

g_a>g_s g_a =1,5⁰/100m- gradient termiczny g_s=1⁰/100m - gradient adiabatyczny

Stan tej równowagi panuje w niżu atmosferycznym, czyli w układzie niskiego ciśnienia, prądy pionowe wstępujące w atmosferze sprzyjają wznoszeniu pary wodnej. tworzą się chmury o budowie pionowej (cumulusy, cumulonimbusy).

ad 3) Równowaga stała:

Jeżeli spadek temperatury w otaczającym powietrzu jest mniejszy od gradientu adiabatycznego, to początkowo wstępująca masa powietrza będzie coraz to zimniejsza, w stosunku do otaczającego ją powietrza, i dlatego będzie zstępowała ku dołowi.

g_a<g_s g_a =0,5⁰/100m- gradient termiczny g_s=1⁰/100m - gradient adiabatyczny

Stan tej równowagi panuje w wyżu atmosferycznym, czyli układzie wysokiego ciśnienia, prądy zstępujące.

Określenie stanu równowagi termicznej w atmosferze ma zasadnicze znaczenie dla prognozowania pogody ponieważ od równowagi tej zależą warunki kondensacji pary wodnej, tworzenia się chmur i powstawania opadów.

INWERSJA TEMPERATURY

Jest ot wzrost temperatury powietrza wraz ze wzrostem wysokości. Pionowy gradient temperatury powietrza ma wówczas znak ujemny. O ile spadek temperatury wraz ze wzrostem wysokości uważa się za stan normalny, to występujące inwersje są stanem odwrotnym w stosunku normalnego. Mieszanie powietrza i jego ruch przeciwdziała tworzeniu się inwersji niskich.

Wyróżniamy:

niskie: (radiacyjne) w ich tworzeniu sprzyja urozmaicona rzeźba terenu.

wysokie: tereny okołorównikowe, gdy mamy doczynienia z wyżami.

osiadanie: w wyżach lądowych

frontalne: front ciepła

Temperatury minimalne (przykład inwersji)

Stacja	Wysokość n.p.m.	Temperatura min. w nocy
Kasprowy Wierch Kuźnice Zakopane Nowy Targ	1988 1025 846 593	-9,2^0C -14,0^0C -21,4^0C -31,3^0C

PROMIENIOWANIE

Jest specyficzną formą przekazywania energii pod postacią fal elektromagnetycznych, bez udziału środowiska materialnego. Każde ciało o temperaturze wyższej od zera bezwzględnego promieniuje, lecz intensywność i jakość tego promieniowania zależy od temperatury ciała emitującego energię; im jego temperatura jest wyższa, tym fale wzbudzone są krótsze.

W meteorologii i klimatologii interesuje nas ten przedział widma, w którym promieniowanie przejawia się w postaci światła i ciepła - a mieści się w znacznie węższym zakresie. Długości fal od tysięcznych części mm do setki mm. Długość l=4,0 mm dzieli ten zakres na promieniowanie krótkofalowe l<4,0 mm i długofalowe l>4,0 mm.

Promieniowanie słońca: Słońce jest jedynym źródłem energii dla powierzchni Ziemi i jej atmosfery. Do powierzchni Ziemi dochodzi 0,000002 część energii wysłanej przez Słońce we wszystkich kierunkach. Ilość ta jest wystarczająca do podtrzymania życia na Ziemi, które wymaga światła i ciepła.

Promieniowanie słoneczne jest przyczyną cyrkulacji powietrza i wód oceanicznych. Ponieważ nierównomierne nagrzewanie powierzchni Ziemi powoduje wystąpienie różnic temperatur i ciśnienia, a w ich konsekwencji ruchy powietrza i wody.

Obieg wody w przyrodzie w różnych jej fazach wiąże się także z dopływem energii słonecznej.

Promieniowanie słoneczne charakteryzuje się długością fali, natężeniem promieniowania słonecznego, prędkością rozchodzenia się promieniowania.

Widmo słoneczne na górnej granicy atmosfery w 99% mieści się w zakresie 0,1<l<0,4 mm A więc właściwie w zakresie promieniowania krótkofalowego.

ultrafioletowe 0,1<l<0,4 7%

widzialne 0,4<l<0,76 46%

podczerwone 0,76<l 47%

Stała słoneczna: Natężenie promieniowania słonecznego na górnej granicy atmosfery, a więc bez wpływu atmosfery, albo na powierzchni ziemi przy założeniu absolutnej przeźroczystości, oraz przy średniej odległości Ziemi od Słońca, nosi nazwę STAŁEJ SŁONECZNEJ. I_O - stała słoneczna - należy rozumieć w sensie uniezależnienia od procesów zachodzących w atmosferze (pochłanianie, rozpraszanie).

Może ona podlegać pewnym zachodzącym drobnym wahaniom w związku ze zdolnością emisyjną słońca. I_O=1,98 cal/cm² min = 1381,4 W/m².

Natężenie promieniowania: Natężeniem promieniowania słonecznego nazywamy ilość energii (cal) jaką otrzymuje jednostka powierzchni (cm²) ustawiona prostopadle do biegu promieni w ciągu minuty.

I - stosunek mocy strumienia energetycznego do powierzchni.

Osłabienie promieniowania słonecznego w atmosferze:

W czasie przenikania przez atmosferę promieniowanie słoneczne ulega stopniowo osłabieniu w skutek pochłonięcia i rozproszenia promieni słonecznych przez składniki i zanieczyszczenia powietrza atmosferycznego. Powoduje to, że natężenie promieniowania bezpośredniego jest zawsze mniejsze od stałej słonecznej. Zmienia się także skład widmowy fali , promienie o różnej długości fali są w atmosferze niejednakowo pochłaniane i rozpraszane (np. para wodna i CO₂ silnie pochłaniają promieniowanie w obszarze podczerwieni).

W atmosferze występuje ponad to nie selektywne pochłanianie promieni słonecznych w całym obszarze widma promieniowania przez ciała stałe i ciekłe zawieszone (rozproszone) w powietrzu.

Promieniowanie słoneczne całkowite: ( K )

Jest sumą promieniowania bezpośredniego i rozproszonego.

Jest to całe promieniowanie docierające do powierzchni Ziemi. Osiąga ono maksimum dzienne około południa, a maksimum roczne występuje w lecie lub późną wiosną. Powierzchnia Ziemi odbija część promieniowania słonecznego, tzn. Nie pochłania całkowicie promieniowania bezpośredniego i rozproszonego Słońca.

Promieniowanie bezpośrednie: Stanowi ono część energii promienistej, która przez atmosferę dociera do powierzchni ziemi bezpośrednio pod postacią promieni równoległych. Natężenie zależy od wysokości Słońca nad horyzontem, a więc wykazuje przebieg dobowy i roczny.

W przebiegu rocznym maksymalnego natężenie promieniowania bezpośredniego należałoby się spodziewać w lecie, słońce najwyżej nad horyzontem. Minimum zaś w zimie. Tymczasem maksimum obserwowane jest na wiosnę dzięki dużej przejrzystości atmosfery.

Wraz ze wzrostem wysokości n.p.m. natężenie promieniowania bezpośredniego rośnie, bo zmniejsza się grubość warstwy atmosfery, powietrze jest czystsze.

Promieniowanie rozproszone: Natężenie jego określa ilość energii otrzymana przez 1 cm² powierzchni poziomej, w czasie 1 minuty.

Efekt cieplny tego promieniowania jest niewielki. Natężenie zmienia się w ciągu dnia, rośnie do południa, maleje po południu. Zmniejsza się ze wzrostem wysokości bo w rzadszym i czystszym powietrzu jest mniej zawiesin. Zmniejszenie przeźroczystości powietrza wpływa na wzrost tego natężenia, wobec większej ilości cząstek rozproszonych.

Promieniowanie słoneczne odbite:

Albedo - jest ot stosunek promieniowania odbitego do padającego na daną powierzchnię [%]. Wartość albedo zależy od rodzaju ciał na które to promieniowanie pada i ich wartości fizycznych (np. barwy). Przykłady:

wilgotny czarnoziem 8%

świerzo spadłego śniegu 75-90%

wody przy niskim położeniu słońca 70%

wody przy wysokim położeniu słońca 5%

Albedo Ziemi oceniane jest na około 30%, a wedłóg pomiarów satelitarnych (powierzchnia ziemi + atmosfera) wynosi około 28%.

Rośliny odbijają w głównej mierze promieniowanie zielone i podczerwone. Odbijanie pierwszych nadaje roślinności zielone zabarwienie, a odbijanie drugiego chroni przed nadmiernym nagrzewaniem.

W warunkach naturalnych rzadko mamy doczynienia z promieniami padającymi pionowo (ogólnie są nachylone pod kątem) w stosunku do rozpatrywanej powierzchni.

Natężenie promieniowania padającego bezpośrednio na powierzchnię poziomą maleje proporcjonalnie do sinusa kąta padania promieni.

I_h=I^*×sinh

I_h - natężenie promieniowania na powierzchnię poziomą.

I^* - natężenie promieniowania na powierzchnię prostopadłą do padających promieni.

h - kąt padania promieni słonecznych.

Dlatego rano, wieczorem a także w zimie słońce mniej nagrzewa Ziemię niż w południe i w lecie.

Promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię Ziemi jest to całkowite promieniowanie słoneczne pomnożone przez K(1-a). Całość promieniowania pochłoniętego przez powierzchnię Ziemi oceniana jest na ok. 40 promieniowania słonecznego dochodzącego do górnej granicy atmosfery.

Promieniowanie powierzchni Ziemi [L­]: Energia promieniowania słonecznego całkowitego pochłonięta przez powierzchnię Ziemi zamienia się w energię ocieplą Ogrzana powierzchnia Ziemi promieniuje do atmosfery i w przestrzeń międzyplanetarną.

Wskutek stosunkowo niskiej temperatury powierzchni Ziemi promieniowanie mieści się całkowicie w obszarze podczerwieni. Jest to więc promieniowanie długofalowe, trwa ono zarówno w dzień jak i w nocy. Jego wielkość rośnie wraz ze wzrostem temperatury powierzchni Ziemi, a szczególnie wyraźnie zaznacza się w ciągu nocy przy braku całkowitego promieniowania słonecznego, przy braku chmur, przy małej zawartości pary wodnej i zanieczyszczeń atmosfery.

Promieniowanie atmosfery [LŻ]: Większa część promieniowania powierzchni Ziemi zostaje pochłonięta w dolnej troposferze przez parę wodną, CO₂, inne zanieczyszczenia. Istotną rolę odgrywają tu chmury, mgły i cząsteczki stałe. Na skutek pochłaniania promieniowania Ziemi i części promieniowania słonecznego oraz otrzymywania ciepła poprzez turbulencyjne mieszanie się powietrza i kondensacji pary wodnej zawartej w powietrzu, atmosfera ogrzewa się i sama promieniuje. Przeważająca część promieniowania atmosfery dociera do powierzchni Ziemi, reszta uchodzi w przestrzeń międzyplanetarną Promieniowanie atmosfery nosi nazwę zwrotnego promieniowania atmosfery [L Ż]. Jest to promieniowanie długofalowe.

Powierzchnia Ziemi pochłania promieniowanie zwrotne atmosfery w całości i w ten sposób uzyskuje dodatkowe ilości ciepła, pochodzi ono z dolnych warstw atmosfery i rośnie wraz ze wzrostem zachmurzenia i grubości chmur. Gdyby nie atmosfera i jej zwrotne promieniowanie zapobiegające szybkiemu ochładzaniu się powierzchni Ziemi średnia roczna temperatura ziemi wynosiłaby nie +15⁰C, tylko -23⁰C.

Promieniowanie efektywne [L]: W nocy do powierzchni Ziemi dociera tylko promieniowanie zwrotne atmosfery, które zazwyczaj jest mniejsze od promieniowania Ziemi. Wówczas powierzchnia Ziemi ochładza się gdyż utrata energii cieplnej jest większa niż jej przychód.

Promieniowanie efektywne jest to różnica pomiędzy promieniowaniem powierzchni Ziemi a zwrotnym promieniowaniem atmosfery.

L= L­-LŻ [cal/cm²min]

Bilans promieniowania powierzchni Ziemi (saldo radiacyjne):

Jest to różnica pomiędzy przychodem a rozchodem ciepła drogą promieniowania, a oblicza się je ze wzoru:

Q= KŻ-K­+ LŻ-L­ Q=K-L

Q - promieniowanie różnicowe (saldo radiacyjne)

KŻ - całkowite promieniowanie słoneczne

K­ - promieniowanie odbite (albedo) - bilans promieniowania krótkofalowego

LŻ - zwrotne promieniowanie atmosfery

L­ - promieniowanie z powierzchni Ziemi - w zakresie długofalowym

Od wartości bilansu promieniowania zależą w głównej mierze warunki cieplne powierzchni gleby i przygruntowych warstw powietrza. W ciągu dnia bilans promieniowania jest zazwyczaj dodatni (przychody > rozchodów), przy księżycu - w nocy bilans przybiera wartości ujemne. W przebiegu rocznym ciepłe półrocze charakteryzuje się bilansem dodatnim, chłodne ujemnym.

Równanie bilansu cieplnego:

Q+G+A+LE=0 [cal/cm²] lub [w/m²]

Q - saldo radiacyjne (bilans promieniowania)

A - wymiana ciepła między powierzchnią Ziemi a atmosferą

G - wymiana ciepła między powierzchnią Ziemi a głębszymi jej warstwami

LE - wymiana ciepła w trakcie przemian fazowych wody (parowanie, kondensacja, topnienie itd.)

Bilans cieplny powierzchni Ziemi:

Bilans cieplny powierzchni Ziemi jest ot zestawienie ilości energii cieplnej otrzymywanej i traconej przez tę powierzchnię na drodze wymiany.

Zasadniczą pozycję dochodową w równaniu bilansu powierzchni stanowi część promieniowania słonecznego pochłoniętego przez powierzchnię Ziemi. Energia ta zostaje zamieniona na ciepło, które następnie jest zużywane różne procesy zachodzące stale w atmosferze i podłożu ziemi., a przede wszystkim na granicy atmosfery i podłoża w tzw. warstwie granicznej. Ciepło to jest oddawane atmosferze drogą wymiany turbulencyjnej i przyczynia się do wzrostu temperatury powietrza A, następnie ciepło to jest przenoszone w głąb podłoża i powoduje wzrost jego temperatury G, następnie jest zużywane na parowanie z powierzchni czynnej LE; dalej, jest ono wypromieniowywane bezpowrotnie w przestrzeń pozaziemską, w postaci promieniowania efektywnego. Niewielka ilość tego ciepła jest zużywana w procesie fotosyntezy (1-4%).

Każdy z tych składników równania może mieć w ciągu doby wartości dodatnie lub ujemne w zależności od kierunku strumienia ciepła.

Wartości dodatnie to te które odnoszą się do strumienia skierowanego do powierzchni czynnej

Wartości ujemne występują gdy strumień skierowany jest od powierzchni czynnej.

Zgodnie z prawem zachowania energii bilans cieplny powinien być=0, zależy on jednak od przebiegu pogody, pory dnia i roku.

---