1.Podać i objaśnić równanie bilansu cieplnego powierzchni czynnej i krótko scharakteryzować wymianę ciepła między powierzchnią a atmosferą Bilans cieplny powierzchni Ziemi Q + G + A + E = 0 *Q - wymiana ciepła przez promieniowanie, bilans promieniowania (radiacyjny) *G - wymiana ciepła między powierzchnią czynną a głębszymi warstwami gleby, ciepło zużyte na ogrzanie podłoża (przewodzenie) *A - wymiana ciepła (odczuwalnego, jawnego) między powierzchnią czynną a atmosferą, ciepło zużyte na ogrzanie powietrza *E - wymiana ciepła (utajonego) na drodze przemian fazowych wody, ciepło zużyte na parowanie Bilans cieplny powierzchni ZiemiWymiana ciepła odczuwalnego (jawnego) między powierzchnią czynną a atmosferą Pomiędzy podłożem a atmosferą odbywa się stała wymiana ciepła. Przyczyniają się do tego przemiany fazowe wody: parowanie, skraplanie, a także turbulencja i konwekcja oraz promieniowanie.Turbulencja → ciepło jest przekazywane przez turbulentne (tzn. przypadkowe, chaotyczne i zmienne) ruchy powietrza, w skutek czego następuje szybkie przenoszenie ciepła miedzy warstwami, zawsze w kierunku od warstw cieplejszych do chłodniejszych. Ten proces prowadzi do łagodzenia kontrastów termicznych w przebiegu dobowym. Ciepło może być przenoszone na duże wysokości w wyniku prądów konwekcyjnych. Ciepłe powietrze cechuje się mniejszą gęstością od powietrza otaczającego, dlatego unosi się do góry. Widocznym przejawem tych ruchów są silnie rozbudowane w pionie chmury kłębiaste. Temp powietrza danego miejsca może zmieniać się także pod wpływem napływającego powietrza o innej temp. Zmiany te nazywamy adwekcją. Kierunek wymiany- strumień energii skierowany do powierzchni czynnej, oznacza się znakiem dodatnim, od pow czynnej ujemnym. Równanie bilansu cieplnego dzień: Q=A+G+E(wykres),
nocQ=A+G+E(wykres)
A=Ca*Ka*∆T/∆z G=Cs*Ks*∆Ts/∆z: Ca- pojemność cieplna powietrza, Ka-współczynnik dyfuzji ciepła w atmosferze delta- różnica temp powietrza, Cs-pojemność cieplna podłoża, Ks-współczynnik przewodnictwa cieplnego podłoża, ∆Ts-różnica temp. Strumień energii zależy od:1różnicy temp(gradient termiczny) 2zdolności materii do magazynowania i oddawania ciepła(pojemność cieplna) 3zdolności materii do przewodzenia ciepła(przewodnictwo cieplne). Podać i objaśnić równanie bilansu cieplnego powierzchni czynnej i krótko scharakteryzować wymianę ciepła między powierzchnią a glebą Bilans cieplny powierzchni Ziemi Q + G + A + LE = 0 *Q - wymiana ciepła przez promieniowanie, bilans promieniowania (radiacyjny) *G - wymiana ciepła między powierzchnią czynną a głębszymi warstwami gleby (przewodzenie) *A - wymiana ciepła (odczuwalnego, jawnego) między powierzchnią czynną a atmosferą *LE - wymiana ciepła (utajonego) na drodze przemian fazowych wody *Bilans cieplny powierzchni Ziemi Podać i objaśnić równanie bilansu cieplnego powierzchni czynnej i krótko scharakteryzować wymianę ciepła w wyniku przemian fazowych wody Bilans cieplny powierzchni Ziemi Q + G + A + LE = 0 *Q - wymiana ciepła przez promieniowanie, bilans promieniowania (radiacyjny) *G - wymiana ciepła między powierzchnią czynną a głębszymi warstwami gleby (przewodzenie) *A - wymiana ciepła (odczuwalnego, jawnego) między powierzchnią czynną a atmosferą *LE - wymiana ciepła (utajonego) na drodze przemian fazowych wody Wymiana ciepła związana z przemianami fazowymi wody E-wymiana ciepła w wyniku przemian fazowych wody E=L*Kr*∆φr/∆z L-utajone ciepło parowania Kr-współczynnik dyfuzji pary wodnej w atmo ∆φr-różnica gęstości pary wodnej w powietrzu. Bilans promieniowania Q=(1-A)(I*sinh+i)+(Ez-Ea) A- albedo (1-A)- promieniowanie krótkofalowe pochłoniete przez podłoże (I*sinh+i)- natężenie promieniowania bezpośredniego docierającego do powierzchni poziomej h- wysokość Słonca nad horyzontem i -natężenie promieniowania rozproszonego Ez-promieniowanie długofalowe Ziemi(ciepło emitowane przez podłoże do atm) atm pochłania 96% Ez, jedynie znikoma jej część przedostaje się do przestrzeni międzyplanetarnej, wielkość ta zależy od zawartości w powietrzu pary wodnej i gazów cieplarnianych Ea-promieniowanie długofalowe atmosfery, inaczej promieniowanie zwrotne (Ez-Ea)-tzw.promieniowanie efektywne, cieplo które traci powierzchnie czynne. Dodatnia wartość bilansu wskazuje na zysk(tzn. im wiecie energii dociera do podłoża niż jest utracone, ujemne ma ubytek energii). Bilans wodny hydrologiczny jest to zestawienie obiegu wody w przyrodzie na poszczególnych obszarach (dorzecza, zlewiska) z rozróżnieniem na przychody i rozchody(odpływy). Mierzy się go, biorąc pod uwage ilość opadów na danym terenie, odpływ powierzchniowy i podziemny z danego terenu Rp+P=E+H+Rk E-parowanie P-opad atm H-splyw powierzchniowy i gruntowy Rk-retencja końcowa Rp-retencja początkowa. Równanie ograniczonego obszaru w krótkim okresie P=E+H+∆R równanie dla długiego okresu P=E+H calej planety P=E.
Ogólna cyrkulacja atmosfery Ogólna cyrkulacja atmosfery obejmuje wszystkie aspekty przemieszczania się mas powietrza oraz spowodowany tymi ruchami przepływ i wymianę różnych form energii w układzie planetarnym. Krążenie powietrza w skali globalnej jest uzależnione od stref oświetlenia Ziemi. Warunkuje ona powstanie obszarów niskiego i wysokiego ciśnienia, miedzy którymi zachodzi ruch powietrza. Uwarunkowanie cyrkulacji atmosfery:- ilość energii słonecznej dochodzącej do powierzchni Ziemi, - kształt Ziemi, - rozmieszczenie lądów i mórz, - ruch obiegowy oraz obrotowy(rysunek)
Stała słoneczna (całkowita irradiacja słoneczna) - całkowita energia, jaką promieniowanie słoneczne przenosi w jednostce czasu przez jednostkową powierzchnię ustawioną prostopadle do promieniowania w średniej odległości Ziemi od Słońca (1 j.a.) przed wejściem promieniowania do atmosfery. Średnia wartość stałej słonecznej wynosi około 1366,1 W/m2. Ze względu na zmiany w czasie stałej słonecznej poprawniejszą nazwą jest całkowita irradiacja Słońca. Obecnie stałą słoneczną mierzy się za pomocą pomiarów satelitarnych dzięki czemu omija się wpływ atmosfery na otrzymane wyniki. Usłonecznienie czas w którym promieniowanie słoneczne bezpośrednio dociera do określonego punktu na powierzchni Ziemii. Usłonecznienie rzeczywiste (s)- czas w ciągu doby w którym do punktu na powierzchni Ziemi dociera bezpośrednie promieniowanie słoneczne. Usłonecznienie możliwe(s) jest to max czas w jakim do punktu na pow Ziemi dociera bezpośrednie promieniowanie słoneczne. Usłonecznienie względne(Sw) umożliwiające porównanie wielkości usłonecznienia w punktach leżących na różnych szerokościach geograficznych:Sw=S/So.Temperatura powietrza- jeden z podstawowych elementów meteorologicznych, określający stan cieplny atmosfery. dane o temperaturze powietrza zbierane są przez stacje meteorologiczne. Pomiaru dokonuje się na wysokości 2 m nad gruntem za pomocą termometru, osłoniętego przed bezpośrednim promieniowaniem słonecznym w klatce meteorologicznej. Osobnymi termometrami dokonuje się pomiaru temperatury maksymalnej i minimalnej - odpowiednio termometrem maksymalnym i minimalnym. różnica między najwyższą a najniższą temperaturą to amplituda temperatury powietrza Ciśnienie aktualne pary wodnej- e - wyrażone w hPa, mb, mm Hg, ciśnienie jakie wywiera para wodna zawarta aktualnie w powietrzu atmosferycznym; e=0powietrze suche, bez pary wodnej Ciśnienie maksymalne pary wodnej- E -wyrażone w hPa, mb, mm Hg, max ciśnienie jakie może wywierać para wodna w danej temp. Im temp wyższa tym E wyższa Niedosyt wilgotności powietrza(d)- jest to różnica między ciśnieniem maksymalnym pary wodnej w danej temperaturze a ciśnieniem aktualnym pary wodnej. Niedosyt wilgotności wyrażamy w mb, mm Hg i w N/m2d=E-eWilgotnoiść względna(f)-stosunek aktualnego ciśnienia pary wodnej do ciśnienia maksymalnego pary wodnej, wyrażony w procentach f=e/E*100% Wilgotność bezwzględna określa stopień nasycenia powietrza parą wodną. Wilgotność bezwzględna wyrażona w kg masa pary wodnej zawartej w 1m3 powietrza w temp T: a=0,217*e/T. Temp punktu rosy(td) temp przy której zawarta w powietrzu para wodna osiąga stan nasycenia[stopnie C]. Ewapotranspiracja potencjalnaETp- ewapotranspiracja = parowanie z gleby + transpiracja roślin Rodzaje: ewapotranspiracja potencjalna - maksymalna (ETP), aktualna - w obecnej sytuacji (ETA). Potencjalna - parowanie i transpiracja standardowej powierzchni porośniętej trawą o wys. 7-15 cm; całkowicie pokrywającej glebę przy optymalnych warunkach wilgotnościowych gleby i danych warunkach meteorologicznych (ETP).Ewapotranspiracja rzeczywistaETr aktualna - w obecnej sytuacji (ETA). Aktualna - parowanie i transpiracja łanu roślin o aktualnej fazie ich rozwoju, danym (aktualnym) pokryciu gleby przez rośliny i określonych warunkach wilgotnościowych gleby. Współczynnik biologiczny; wskaźnik niedoborów wodnych roślin k = ETA/ETP. Wysokość opadu atmosferycznego grubość warstwy wody jaka wytworzyła się na powierzchni Ziemi po deszczu lub innym rodzaju opadu, gdyby woda ta nie spływała, nie wsiąkała i nie parowała. Ciśnienie atm ciśnienie słupa powietrza, które jest równoważone przez słup rtęci o wysokości 760mm w temp 0 stopniC na poziomie morza i na szerokości geo 45stopni. Tendencja baryczna zmiana ciśnienia jaka występuje w ciągu 3(lub innej wielokrotności 3) godz poprzedzających termin przemian ciśnienia. Okresla się jej wielkość (hPa) i charakter przebiegu. Stopień baryczny określa wysokość na jaką należy się wznieść lub opaść aby ciśnienie zmieniło się o 1hPa: hB=8000/p*(1+alfa*tm) alfa-współczynnik rozszerzalności cieplnej =0,004 tm- temp pow. Wymienić produkty kondensacji pary wodnej:1. Osady (produkty kondensacji osadzające się na powierzchni Ziemi):a) Rosa (powstaje w wyniku skraplania się pary wodnej w warstwie powietrza stykającego się z wychłodzonym podłożem w dodatniej temperaturze)b) Szron (tworzy się, gdy wilgoć skrapla się, a następnie zamarza)c) Szadź (tworzy się, gdy wilgoć bezpośrednio zamarza) d) Gołoledź (osad lodowy powstający wskutek zamarzania silnie przechłodzonych kropelek mgły,mżawki lub deszczu na powierzchniach ok. 0˚C) e) Zamróz 2. Mgła (tworzą ją kropelki wody występujące w przyziemnej warstwie atmosfery) a) radiacyjna (wywołane silnym ochłodzeniem powierzchni Ziemi) b) adwekcyjna (powstają przez napływ na wychłodzone podłoże ciepłego i wilgotnego powietrza) c)parowania(parowanie cieplejszej powierzchni wodnej i unoszenie się pary wodnej oraz jej kondensacje w chlodnym powietrzu) d)frontowe( w strefie granicznej dwóch mas powietrza o różnych cechach termicznych) e)orograficzne(na skutek adiabatycznego ochłodzenia wznoszącego się w powietrze, w wyniku jego unoszenia się do góry po zboczach wzniesień terenowych. 3. Chmury (powstają ze skupienia produktów kondensacji pary wodnej,czyli kropelek wody lub kryształków lodu albo obu tych produktów jednocześnie)a) piętra wysokiego- pierzaste (Cirrus) - Ci- kłębiasto - pierzaste (Cirrocumulus) - Cc- warstwowo - pierzaste (Cirrostratus) - Csb) piętra średniego- średnie kłębiaste(Altocumulus) - Ac- średnie warstwowe (Altostratus) - Asc) piętra niskiego- warstwowo - deszczowe (Nimbostratus) - Ns- kłębiasto-warstwowe (Stratocumulus) - Sc- warstwowe (Status) - Std) o budowie pionowej- kłębiaste (Cumulus) - Cu- kłębiasto - deszczowe (Cumulonimbus) - Cb 4. Opady (produkty kondensacji spadające na powierzchnię Ziemi - ich powstanie możliwe jest wtedy, gdy produkty kondensacji tworzącej chmurę pokonają opór powietrza):a) ciekłe- deszcz- mżawka b) stałe- grad- śnieg- krupa śnieżna. Sposób w jaki powstaje opad w chmurach o budowie jednorodnej Poprzez proces koalescencji, w którym dwie lub więcej cząstek łączy się ze sobą, tworząc pojedynczą cząstkę. Proces ten zachodzący w chmurach polega na łączeniu się cząstek fazy rozproszonej - kropli w większe, w konsekwencji prowadzi do powstania kropli deszczowych. Gdy chmura jest dostatecznie gęsta a opady występujące wystarczająco silne i trwałe, krople rosną do takich rozmiarów że wypadają pod wpływem siły grawitacji w formie opadu atmosferycznego. Sposób w jaki powstaje opad w chmurach o budowie mieszanejW chmurach mieszanych para wodna nasycona względem kropelek wody staje się przesycona względem kryształków lodu. Powoduje to szybki wzrost kryształków lodu kosztem wody. Kropelki przechłodzonej wody i kryształki występują w chmurze koło siebie. Znacznie większe jest ciśnienie nasyconej pary wodnej niż nad lodem. Dlatego w temp -10 -20 kropelki wody szybko parują i para ta kondensuje się na kryształkach lodu. Opadające kryształki nadal rosną. Po przekroczeniu izotermy 0C przekształcają się w krople powiększające nadal swoje wymiary przez łączenie się z kropelkami chmury. Nie wszystkie chmury o budowie mieszanej dają opad.
Dynamika atmosfery adwekcja - poziomy, uporządkowany ruch mas powietrza scharakteryzowany przez prędkość i kierunek wiatru; pomimo istnienia pionowych ruchów powietrza które odgrywają znaczącą rolę w formoaniu się warunków pogodowych, transporcie zanieczyszczeń atmosferycznych wiatr jest utożsamiany jedynie z pozioma składowa ruchu powietrza w makroskali poziomy ruch powietrza jest wynikiem równowagi sil, działających na masę(cząstkę) powietrza.konwekcja -pionowy ruch powietrza, bardzo swobodny, powolny, wyrównany:->swobodna - ruch powietrza wywołany różnicami gęstości substancji znajdującej się w polu grawitacyjnym(ciepłe powietrze jest rzadsze i lżejsze)-> wymuszona -ruch jest wymuszony przez jakąś przeszkodę (ściana lasu, duże miasto, łańcuch górski)turbulencja- to nieuporządkowany ruch cząsteczek powietrza płynącego w określonym kierunku. Polega on na tym, że porcje powietrza porywane przez wiatr i strumienie poruszają się we wszystkich kierunkach po nieregularnych i chaotycznych torach. O jej powstaniu decyduje:-zróżnicowanie prędkości ruchu przylegających warstw powietrza, -występowanie dużego pionowego gradientu temp. Powietrza, -kontrast w nagrzaniu podłoża i atmosfery(T. termiczna); -charakter tego podłoża(T. dynamiczna) Siły warunkujące wiatr w warstwie podtarciowej: - siła Coriolisa;- gradient ciśnienia - siła tarcia; - siła odśrodkowa,Tarciowej - sila tarcia - odsrodkowa - sila gradientu cisnien znane wiatry lokalne:a. bryza - mały zasięg 15 -20km;wynikający z roznicy temperatury i ciśnienia atm. miedzy dwoma ośrodkami,cykl dobowy: w dzień bryza morska(morze ląd), w nocy na odwrót (bryza lądowa); Omówić mechanizm powstawania bryzy morskiej. Wiatr miejscowy, wiejący z morza w kierunku lądu, powstający wskutek nierównomiernego nagrzania się lądu i morza. W dzień ląd jest cieplejszy od wody i dlatego w obszarach przybrzeżnych wytwarza się gradient ciśnienia, (czyli różnica ciśnień) skierowany od morza w stronę lądu powodujący ruch powietrza znad powierzchni morza nad powierzchnię lądu. Bryza dzienna nieco obniża temperaturę nad lądem i podnosi wilgotność względną powietrza.
Omówić mechanizm powstawania bryzy lądowej.Wiatr wiejący w nocy z lądu na morze. W nocy powierzchnia lądu ochładza się bardziej niż powierzchnia morza i wskutek tego, w okolicy przybrzeżnej, wytwarza się gradient baryczny skierowany z lądu w stronę morza. Dlatego też w nocy wiatr wieje z lądu w stronę morza. Bryza ta jest o wiele słabsza i ma mniejszy zasięg niż bryza morska z powodu mniejszych różnic temperatury pomiędzy lądem a morzem w nocy. Omówić mechanizm powstawania bryzy miejskiej. Okresowy wiatr lokalny wynikający z różnicy temperatury i ciśnienia powietrza dwóch ośrodków: miasta i terenów otaczających miasto. Wieje szczególnie podczas pogody antycyklonalnej na skutek silnego nagrzania terenów miejskich w ciągu dnia, co powoduje utworzenie się nad miastem lokalnego ośrodka niskiego ciśnienia, do którego napływa chłodniejsze powietrze z obszarów poza miejskich. Stan równowagi stałej atmosfery(atmosfera stabilna)-występuje kiedy aktualny gradient termiczny jest mniejszy od wilgotno adiabatycznego (0,5 st. C / 100 m), tzn. spadek temperatury wynosi np. 0,3 st. C na 100 m wzniesienia; w takich warunkach każda paczka powietrza i tego suchego i tego wilgotnego stanie się ostatecznie chłodniejsza od otoczenia i nie będzie się unosić(brak warunków do konwekcji)i mieszać z cieplejszym powietrzem.Ze względu na opadanie powietrza razem z nim również będą opadać zanieczyszczenia i gromadzić się na powierzchni.Stan równowagi chwiejnej atmosfery(atmosfera niestabilna)występuje jeśli aktualny gradient termiczny jest większy od sucho adiabatycznego (1 st. C / 100 m), tzn. spadek temperatury wynosi np. 1,2 st. C / 100 m. Każdy blok powietrza w tym stanie atmosfery będzie się stale unosić, gdyż zawsze będzie cieplejszy od otoczenia. Taki stan atmosfery najczęściej ma miejsce w warstwie atmosfery przy powierzchni ziemi w upalny i słoneczny dzień.Ze względu na unoszenie się powietrza razem z nim również będą unosić się zanieczyszczenia. b. Fen - (halny) silny, porywisty, ciepły, suchy wiatr wiejący z gor. Powstaje w sytuacji gdy na drodze pradu powietrznego znajduje się przeszkoda orograficzna i powietrze jest zasysane na zawietrzna strone tej przeszkody. Zmiana cech fizycznych powietrza sa spowodowane adiobatycznym nagrzewaniem się przy zstepujacym (katabatycznym) ruchu powietrza powoduje odwilże ( np. w Tatrach); powst: na skutek nierównomiernego nagrzewania się dnia doliny i stokow, a także dolnych i gornych odcinkow doliny powstaje lokalna cyrkulacja powietrza rozwijające się w dolinach gorskich. Wiatr dolinny jest wiatrem wstepujacym, który wieje w ciągu dnia wzdłuż stoków w kierunku szczytow gorskich. Wiatr gorski jest wiatrem zstepujacym, wiejącym noca wzdłuż zboczy gor w kierunku wylotu doliny.
c.Bora - silny, porywisty, chłodny, wieje w dół po niskich zboczach przymorskich, części gór w stronę cieplejszego morza; powoduje parowanie i rozpryskiwanie wody (M. Czarne i pn Adriatyk); powoduje znaczne ochłodzenie gdyż opadające powietrze, mimo adiobatycznego ogrzania, jest chłodniejsze od powietrza zalegajacego nad obszarem cieplego morzad. Nad obszarami oceanicznymi wieją wiatry zwane monsunami (od nazwy wiatru typowego dla Oceanu Indyjskiego) - system wiatrów ogólnej cyrkulacji atmosferycznej, który charakteryzuje się sezonowa stałością kierunkow wiatru i zmiena ich na przeciwny z sezonu na sezon. W lecie wilgotny monsun znad oceanu wieje w kierunku lądu, a w porze zimowej suchu monsun lądowy wieje w kierunku oceanu
e. W strefie podzwrotnikowej wieją wiatry regularne zwane pasatami i antypasatami.f. Dolinne i górskie - dolina i zbocze doliny w górę, w nocy na odwrót f.mistral wiatr lokalny, chłodny, ruchy i porywisty wiejący w kierunku polnocnego. Powstaje w wyniku adwekcji chłodnego polarnego lub arktycznego powietrza do zachodniej części Morza Śródziemnego. Najsilniejszy u ujścia Rodanu. Zawyczaj wystepuje w ziemie i wiosna. W rejonie Marsylii jest obserwowany przez 110-175 dni w roku. G. Iirocco - cieply wiatr, wiejący z południa lub południowego wschodu, z Sahary i z Arabii. Jest suchym i mocno zapylonym wiatrem pustynnym, który nad Morzem Śródziemnym wzbogaca się w wilgoc i dochodzi do wybrzeży jako wiatr cieply, wilgotny, któremu niekiedy towarzysza mgły i opady atmosferyczne.
KLIMATOLOGIA: Czynniki klimatotwórcze kontynentu europejskiego ->Stałe układy ciśnienia (wyż arktyczny, wyz azorski, wyż syberyjski, niż syberyjski, niż islandzki); ->Masy powietrza; ->Położenie geograficzne - szerokość geograficzna; ->Linia brzegowa; ->Prądy oceaniczne (cieply prad morski Goltsztrom); ->Wysokość nad poziomem morza; ->Rozmieszczenie łańcuchów górskich(rownolegle do rownoleznikow); ->Forma użytkowania terenu;
Najwazniejsze morskie cechy klimatu Polski:->duża wilgotność powietrza; częste opady; mała amplituda roczna temperatur
lato jest chłodne, zima łagodna; wiatry zmienne w cyklu rocznym (latem znad morza, zimą w kierunku morza); wg Patrycji: - anomalie rocznego przebiegu temp powietrza; opóźnienie por roku; dodatkowe pory roku: przedwiośnie, przedzimie; rozkład izoterm w zimie; Najwazniejsze kontynentalne cechy klimatu Polski przewaga sumy opadów letnich nad zimowymi; przestrzenna monotonia klimatyczna na terenie Niziny Polskiej; anomalie rocznego przebiegu temp powietrza (półrocze ciepłe IV - IX, półrocze chodne X - III); rozkład izoterm w zimnie i leciePrzestrzenny i czasowy rozkład opadu atm w Polsce: Opady atmosferyczne wykazują tendencje wzrotsowa wraz ze wzrostem wysokości(ochłodzenie powietrza wraz ze wzrostem wysokości powoduje kondensacje pary wodnej i opad. Stoki dowietrzne uzyskują więcej opadow, zawietrzne mniej tzw. `cien opadowy' np. Kujawy pozostają w cieniu opadowym wzniesien morenowych Pojezierza Pomorskiego i Wielkopolskiego. Srednia roczna suma opadów wynosi około 600 mm. Izohiety wykazują przebieg rownoleznikowy przy czym największe opady wystepuja w górach i nad morzem, a najmniejsze na Pojezierzu Kujawskim i południowej części Niecki Niedzańskiej. Srednio w Polsce notuje się ok. 140 dni z opadem w południowo wschodniej Polsce do 240 dni w Karkonoszach. Około 40% opadów skupia się w 3 miejsiacach letnich Rozkład temperatury powietrza w PolsceSrednia roczna temp. Powietrza obniza się o ok 8,5^C na zachodzie kraju do ok 6^C na polnocnym wschodzie Przebieg średnich rocznych izoterm - poludnikowy, wyjątkiem sa obszary
górskie, gdzie temp. Spada wraz z wysokościa, osiagajac ok 0^C na najwyższych szczytach Tatr i Sudetów. Średnie temp stycznia: obnizaja się od około -1^C na zachodzie do poniżej -5^C na polnocnym wschodzie. Przebieg średnich izoterm stycznia zbliżony jest do południkowego, wyjątkiem jest cieplejsze pobrzeże Bałtyku (ok-1^C i chlodniejsze obszary górskie (Kasprowy Wierch -8,4^C). Średnie temperatury lipca. Rosną od południa około 9^C w najwyższych partiach Tatr do ponad 18^C w środkowej Polsce i obniżają się do 17^C na wybrzeżu Bałtyku. Przebieg średnich izoterm lipca zbliżony do równoleżnikowego, notuje się wyraźny spadek temp w górach(wysokość npm) oraz na wybrzeży (ochładzający wpływ Baltyku). Srednie roczne amplitudy temperatury powietrza wzrastają od 19^C na zach Polski do ponad 23^C na wschodzie. Przebieg izoamplitud jest południkowy, z wyjątkiem gor ( wskutek chłodnego lata) i wybrzeża Bałtyku(lagodniejszy wpływ morza) wzrastające wartości amplitudy temperatury powietrza świadczą o narastaniu cech kontynentalizmu w miarę przesuwania się na wschód Front ciepły, chłodny, zokludowany(rysuneki)
Uklad nizowy, wyzowy (rysunki)
Wyszukiwarka