1. Budowa atmosfery - kryterium podziału, wyróżnione warstwy i ich charakterystyka

Warstwy wyróżnione według kryterium termicznego:

• Troposfera - jest warstwą najbliższą powierzchni Ziemi, sięga do ok. 10-12km. Ma największą gęstość. Stanowi ona 80% masy powietrza we wszystkich warstwach. Rozwijają się tu pionowe prądy powietrza, występują również rozległe wiry (cyklony i antycyklony). Jest obszarem kształtowania się stanów pogody (gromadzi się tu przeważająca część pary wodnej, powstają chmury, tworzą się opady, odbywa się krążenie wody i jej przemiany fazowe). Jej dolna część wchodzi w skład biosfery. Temp. spada wraz z wartością o 6,5ºC na 1km w kierunku tropopauzy, która jest strefą przejściową między troposferą a następną warstwą strefą. W części warstwy temp. wynosi około -55°C.

• Stratosfera - rozciąga się do wys. ok. 50-55km. Gazy, z których składa się w niej powietrze, zalegają i mieszają się z sobą. Warstwa ta uboga jest w parę wodną. Temp. w tej warstwie początkowo utrzymuje się na poziomie ok. -55°C, potem następuje jej wzrost do ok. 0ºC przy górnej granicy.

• Mezosfera - sięga do wys. ok. 85km. Charakterystyczny jest dla niej spadek temp. do -90°C a nawet -110°Cw jej górnej warstwie. Sprzyja to intensywnemu mieszaniu się powietrza w mezosferze. Powietrze w tej warstwie odznacza się podwyższoną jonizacją. Od góry jest ograniczona menopauzą.

• Termosfera - sięga do wys. ok. 500km, przy czym jej górna granica jest trudna do ustalenia. Cechuje się dużym wzrostem temp. do 1500°C na wys. ok. 400km, co związane jest z pochłanianiem promieniowania słonecznego przez cząstkowy tlen i azot.

2. Skład atmosfery

Składniki stałe:

• Azot (N₂) - 78%, w dolnej warstwie występuje, jako azot cząsteczkowy natomiast w górnej, jako azot atomowy. Do rozerwania 2-atomowego azotu potrzebna jest znaczna energia (np. wyładowanie burzowe). Uwolnione atomy azotu wiążą się z tlenem tworząc tlenki azotu, które z kolei reagują z wodą, wskutek czego powstają azotany i azotyny. Spadają one wraz z deszczem na ziemie i zasilają glebę, z której są pobierane przez rośliny. Azot występuje w organizmach żywych, jest ważnym pierwiastkiem potrzebnym do rozwoju roślin. W atmosferze azot spotyka się w aerozolach. Aerozole siarczanowe odgrywają znaczącą rolę w systemie klimatycznym; rozpraszają skutecznie promieniowanie słoneczne w atmosferze.

• Tlen (O₂) - 21%, występuje głównie w postaci 2-atomowej. Na wys. ponad 60km ulega dysocjacji i rozpada się na cząsteczki 1-atomowe, występuje również cząsteczka 3-atomowa, czyli ozon. Tlen atm. uczestniczy w reakcjach utleniania i redukcji, zachodzących z udziałem substancji org. i nieorg. Podstawowym źródłem tlenu atm. jest fotosynteza. Tlen jest najważniejszym składnikiem potrzebnym do życia.

• Argon (Ar) - 0,93%

Składniki zmienne:

- Węgiel - Metan - Ozon - Freony - Para wodna

3. Zmiany ciśnienia z wysokością, podstawowe równanie statyki atmosfery

Wraz z wysokością spada ciśnienie atmosferyczne. W dolnej warstwie (2000 m od poziomu morza) przy wzroście wysokości o około 8 m ciśnienie atmosferyczne maleje o 1 hPa.

Równanie statyki atmosfery - równanie opisujące warunek równowagi między siłą grawitacji i siłą pionowego gradientu ciśnienia w atmosferze. Jeśli weźmiemy pod uwagę warstwę atmosfery o określonej grubości ∆h, a ciśnienie na dolnej granicy tej warstwy oznaczymy, jako p₁, zaś na górnej, jako p₂, to otrzymamy zależność:

p₁ = p₂ + ρg∆h

gdzie:

ρ - gęstość powietrza

g - przyspieszenie ziemskie

4. Ozon - procesy powstawania i rozpadu

Ozon (tritlen, O₃) jest trójatomową odmianą tlenu, w troposferze występuje w niewielkich ilościach. W sposób naturalny ozon powstaje podczas wyładowań elektrycznych w atm., pożarów leśnych oraz w skutek utleniania terpentyny w lasach iglastych.

Ozon powstaje w wyniku cyklu reakcji, w których najpierw pojawiają się 1-atomowe cząsteczki tlenu

O₂ + UV → O + O

Dla tego procesu niezbędne jest promieniowanie ultrafioletowe UV o długości fal poniżej 0,242μm. Następnie w reakcji:

O + O₂ + M → M + O₃

tworzy się ozon. W reakcji konieczne jest jednoczesne zderzenie trzech cząsteczek: tlenu atomowego i 2-atomowego oraz cząstki neutralnej M.

Rozpad ozonu następuje w wyniku reakcji z udziałem katalizatora (X), którym może być chlor (C), tlenek azotu (NO) lub rodnik wodorotlenowy (OH)

O₃ + X → OX +O₂

OX + O → X + O₂

Cząstka pełniąca rolę katalizatora jest uwalniana po reakcji i może wziąć udział w rozbijaniu kolejnych cząstek ozonu. Rozpad ozonu może zachodzić również w wyniku reakcji

O3 + UV → O2 + O

do której niezbędne jest prom. Ultrafioletowe o długości fal 0,24-0,31μm.

5. Ozonosfera- definicja, znaczenie dla życia na Ziemi

Ozonosfera, warstwa w atmosferze Ziemi na wysokości od 20 do 50 km o podwyższonej zawartości ozonu (górna stratosfera i dolna mezosfera). Absorpcja promieniowania w ozonosferze jest przyczyną wzrostu temperatury w stratosferze.

Ozonosfera jest warstwą ochronną bardzo ważną dla życia na Ziemi. Chroni przed promieniowaniem ultrafioletowym, które jest szkodliwe dla organizmów żywych. Dzięki niej jest możliwe życie na lądzie. Ozonosfera przyczynia się do wzrostu temperatury w warstwie stratosfery, ponieważ ozon pochłania promieniowanie nadfioletowe.

6. Dwutlenek węgla - procesy powstawania i rozpadu, źródła naturalne i antropogeniczne

Dwutlenek węgla naturalnie powstaje z erupcji wulkanów, procesów oddychania i pożarów leśnych. Antropogeniczne źródła dwutlenku węgla to spalanie paliw, głównie w celu produkcji energii elektrycznej i na potrzeby transportu oraz poprzez inne działania w przemyśle jak np. produkcja cementu.

Dwutlenek węgla powstaje w procesach: spalania paliw kopalnych, oddychania fauny i flory lądowej, uwalniania CO₂ z ciepłych wód oceanicznych, działalności wulkanów oraz rozkładu materii organicznej. Dwutlenek węgla ulega rozpadowi w procesach: fotosyntezy, wietrzenia skał, pochłaniania przez ocean, osadzania materii organicznej, opadania do wód głębokich, osiadania na dnie oceanu.

7. Zmiany zawartości dwutlenku węgla w atmosferze w cyklu rocznym i wieloletnim

Wahania w cyklu rocznym:

Wymiana CO₂ uzależniana jest od przebiegu wegetacji na lądach. Podczas lata na półkuli północnej dominuje akumulacja węgla w materii organicznej, stężenie CO₂ w atmosferze maleje. Zimą natomiast przeważają procesy oddychania i zawartość CO₂ podnosi się. Amplituda tych zmian sięga 5 ppm CO₂.

Wahania w cyklu wieloletnim:

W historii Ziemi zachodziły wielokrotne zmiany stężenia CO₂, związane znacząco z klimatem. Od epoki industrialnej poziom dwutlenku węgla stale rośnie; obecnie rocznie przybywa ponad 1 ppm CO₂; występuje wieloletni trend rosnący.

8. Aerozole - czym są, skąd pochodzą, jaka jest ich rola w atmosferze

Aerozole atmosferyczne (pyły zawieszone, drobiny) to ciekłe krople lub stałe cząstki pochodzenia naturalnego jak w przypadku aerozolu soli morskiej lub pyłów mineralnych, albo cząstki produkowane przez człowieka jak to jest w przypadku aerozolu kropli lub cząstek stałych siarczanów. Często prekursorami aerozoli atmosferycznych są tlenki siarki i azotu, które są przekształcane w procesach chemicznych i fotochemicznych w aerozole atmosferyczne.

Aerozole odgrywają znaczącą rolę w systemie klimatycznym; skutecznie rozpraszają prom. słoneczne w atm., uszczuplając w ten sposób bilans prom. powierzchni Ziemi. Aerozole w widoczny sposób hamują współczesne postępy ocieplenia klimatu, są również prekursorem większości kropel chmurowych i kryształów lodu.

9. Podział aerozoli

Aerozole dzielimy na:

• Jądra Aitkena - są to najdrobniejsze cząstki aerozolu, mają średnicę 0,005-0,1μm (<0,2μm), pełnią istotną rolę w procesach kondensacji i resublimacji pary wodnej w atmosferze. Są najbardziej liczne, lecz ich całkowita masa stanowi 1/5 całkowitej masy aerozolu w atmosferze.

• Duże jądra - mają średnicę 0,1-1μm (0,2-2μm), są dziesięciokrotnie mniej liczne od jąder Aitkena, ich masa stanowi połowę całkowitej masy aerozoli.

• Olbrzymie jądra - mają średnicę powyżej 1μm (>2μm), ich liczba jest niewielka.

10. Prawa promieniowania: prawo Wiena i Stefana Boltzmanna

Prawo Stefana - Boltzmanna:

Cieplejsze obiekty emitują więcej energii niż chłodniejsze. Ilość emitowanej energii jest proporcjonalna do czwartej potęgi temperatury obiektu w skali kelwina.

E = σ · T⁴

gdzie:

E = przepływ energii (W/m2)

T = temperatura (K)

σ = 5.67 x 10-8 W/m2K4 (stała)

Prawo Wiena:

Cieplejsze obiekty emitują energię w zakresie krótszych fal (λ)

λ = 3000μm / T (K)

11. Bilans promieniowania Ziemi; definicja, równanie z opisem członów, bilans dobowy

Bilans promieniowania - różnica między natężeniem całkowitego promieniowania słonecznego, pochłoniętego przez powierzchnię Ziemi, a promieniowaniem efektywnym Ziemi.

R = (I ·sin h + i) · (1 − A) − E_ef

gdzie:

I - promieniowanie bezpośrednie

I · sin h - promieniowanie bezpośrednie padające na płaską powierzchnię

I · sin h + i - promieniowanie całkowite padające na płaską powierzchnię

E_ef - promieniowanie efektywne Ziemi

(I ·sin h + i) · (1 − A) - promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię Ziemi

Bilans dobowy:

W nocy przy braku prom. słonecznego, bilans prom. przyjmuje wartości ujemne. Prowadzi to do stopniowego wychładzania powierzchni Ziemi. Stopień wychłodzenia zależy od prom. efektywnego, a więc głównie od zachmurzenia. Promieniowanie rozproszone pojawia się tuż przed wschodem Słońca i promieniowaniem bezpośrednim, ale dopiero, gdy ich natężenie zrównoważy straty energii wynikające z prom. efektywnego, bilans zaczyna przyjmować wartości dodatnie. Kiedy bilans wyniesie zero, kończy się okres spadku temperatury (min. temp.). Bilans rośnie do momentu kulminacji Słońca, potem zaczyna maleć, lecz nadal jest dodatni, gdyż promieniowanie słoneczne pochłonięte przez powierzchnię Ziemi jest wyższe od promieniowania efektywnego. Po 2-4 godzinach od kulminacji Słońca bilans osiąga wartość zerową, a temperatura osiąga swoje maksimum dobowe. Potem bilans jest ujemny, spadek ten trwa do kolejnego wschodu Słońca.

12. Bilans cieplny powierzchni Ziemi

Powierzchnia czynna - powierzchnia gleby, wody, roślinności i innych rodzajów podłoża eksponowana na promieniowanie Słońca i atmosfery i emitująca własne promieniowanie.

Powierzchnia czynna uczestniczy w wymianie energii między podłożem a atmosferą. Pochłania promieniowanie Słońca i atmosfery, emituje własne promieniowanie, traci lub zyskuje ciepło na skutek parowania, kondensacji, oraz na drodze przewodnictwa cząsteczkowego i turbulencyjnego.

Saldo dopływu i odpływu energii do powierzchni czynnej opisywane jest równaniem zwanym bilansem cieplnym powierzchni czynnej. Wyrażony jest równaniem:

R = G + P + LE

gdzie:

R - bilans promieniowania powierzchni czynnej

G - ciepło przewodzone z gruntem (podłożem)

P - ciepło przewodzone w atmosferze

LE - ciepło pochłaniane i uwalniane podczas przemian fazowych wody

Strumienie P i G przenoszą tzw. ciepło odczuwalne

Strumień LE przenosi tzw. ciepło utajone

13. Ekstynkcja promieniowania

Ekstynkcja - osłabienie bezpośredniego promieniowania słonecznego w atmosferze ziemskiej. Stopień osłabienia jest proporcjonalny do natężenia promieniowania padającego i liczby cząstek pochłaniających i rozpraszających na drodze wiązki promieniowania. Liczba cząstek zależy od gęstości powietrza i długości drogi promieniowania przez atmosferę. Jeżeli Słońce znajduje się nisko nad horyzontem, droga ta jest dłuższa i ekstynkcja promieniowania będzie wówczas silniejsza. Osłabienie promieniowania wzrasta także wraz ze stężeniem aerozoli w atmosferze. Nad miastem, czy pustynią będzie większe niż nad terenem zalesionym. Ekstynkcję promieniowania w atmosferze określa wzór Bouguera:

I = I₀ · e^-am = I₀ p^m

gdzie:

I₀ - stała słoneczna

a - współczynnikiem ekstynkcji

m - masa optyczną atmosfery, czyli długość drogi promieni słonecznych od górnej granicy atmosfery do powierzchni Ziemi

p = e-a - współczynnik przezroczystości

Dla idealnej atmosfery współczynnik przezroczystości p=0,9, w rzeczywistych warunkach p mieści się w przedziale od 0,7 do 0,85. Przezroczystość powietrza jest zwykle większa zimą niż latem, zależy również od zawartości pary wodnej w powietrzu. Im więcej pary wodnej tym mniejsza przezroczystość powietrza.

14. Albedo: definicja, wpływ na bilans promieniowania

Albedo - to stosunek ilości promieniowania odbitego od danej powierzchni do ilości promieniowania padającego na tę powierzchnię. Albedo określa zdolność odbijania promieniowania słonecznego przez daną powierzchnię. Wartość albedo zależy od:

• Rodzaju i barwy powierzchni

• Długości fali promieniowania słonecznego

• Kąta padania promieni słonecznych

Wysokie albedo mają jasne powierzchnie np. śnieg, małe albedo cechuje powierzchnie ciemne np. asfaltowa droga. Im wartość albedo jest większa tym mniejsza jest wartość promieniowania pochłoniętego przez Ziemię.

15. Prawa Fouriera rozchodzenia się ciepła w głąb gruntu

• Okres wahań temperatury jest stały w całym profilu gruntu (czyli nie zmienia się z głębokością)

• Amplituda wahań temperatury zmniejsza się wraz z głębokością, przy czym wzrostowi głębokości w postępie arytmetycznym odpowiada spadek amplitudy temperatury w postępie geometrycznym

• Maksima i minima temperatury ulegają opóźnieniu, które wzrasta wraz z głębokością

• Jeżeli wahania temperatury o okresie τ₁ zanikają na głębokości z₁, a o okresie τ₂ na głębokości z₂, to stosunek z₁ do z₂ jest równy stosunkowi pierwiastków kwadratowych z τ₁ i τ₂:

16. Różnice między przebiegiem procesów cieplnych w gruncie i w wodzie

Grunt ogrzewa się szybciej niż woda, lecz równie szybko traci zgromadzone ciepło. Ma mniejszą pojemność cieplną niż woda. W gruncie dobowe wahania osiągają głębokość do kilkudziesięciu centymetrów, a roczne nawet do 30m. W wodzie wahania te są wyższe i mogą dochodzić do kilkudziesięciu (30) metrów w ciągu doby i do 500m w ciągu roku.

17. Dobowy przebieg temperatury na tle dobowego przebiegu bilansu promieniowania

W nocy przy braku prom. słonecznego, bilans prom. przyjmuje wartości ujemne. Prowadzi to do stopniowego wychładzania powierzchni Ziemi, spadku temperatury. Kiedy bilans wyniesie zero, kończy się okres spadku temperatury, osiąga ona swoje minimum. Następnie po wschodzie Słońca temperatura rośnie. Bilans rośnie do momentu kulminacji Słońca, potem zaczyna maleć, lecz nadal jest dodatni, gdyż promieniowanie słoneczne pochłonięte przez powierzchnię Ziemi jest wyższe od promieniowania efektywnego. Po 2-4 godzinach od kulminacji Słońca bilans osiąga wartość zerową, a temperatura osiąga swoje maksimum dobowe. Potem bilans jest ujemny, spadek ten trwa do kolejnego wschodu Słońca, następuje również spadek temperatury aż do kolejnego cyklu dobowego (do momentu, kiedy bilans osiągnie zero)

18. Inwersje termiczne i przyczyny ich powstawania

Inwersja temperatury - wzrost temperatury powietrza wraz ze wzrostem wysokości.

Inwersje w atmosferze swobodnej:

• Osiadania - powstaje w efekcie osiadania mas powietrza w wyżu. Górne warstwy powietrza przemieszczając się w dół, sprężają się, a zatem, zwiększa się ich temperatura i w średnich wysokościach, powstaje warstwa powietrza cieplejszego niż powietrze poniżej.

• Turbulencyjna - powstaje na skutek mieszania się powietrza wywołanego silnymi zawirowaniami powietrza. Zawirowania te mogą tworzyć się na nierównościach terenowych lub przy silnym wietrze.

• Frontowa - występuje we frontach atmosferycznych, zwłaszcza we froncie ciepłym, gdy masa ciepłego powietrza wślizguje się na masę powietrza zimnego. Na styku tych mas, obecna jest warstwa inwersji.

• Pasatowa - występuje w pobliżu zwrotników, gdzie zachodzą silne prądy zstępujące. Opadając, powietrze szybko się ogrzewa, co powoduje efekt analogiczny do inwersji osiadania.

• Tropopauzy - zatrzymanie spadku temperatury z wysokością spowodowane kontaktem z cieplejszą stratosferą.

Inwersje przyziemne:

• Radiacyjna - powstaje podczas bezwietrznych i bezchmurnej nocy, głównie po zachodzie słońca. Po dniu podłoże i powietrze przy ziemi jest ogrzane, podłoże wypromieniowuje (stąd nazwa radiacyjne) swoje ciepło do kosmosu, szybko ochładzając się, powietrze wypromieniowuje ciepło znacznie wolniej. W warstwie tuż przy powierzchni, powietrze staje się wtedy chłodniejsze niż znajdujące się ponad nim powietrze uprzednio ogrzane.

• Orograficzna - charakterystyczna dla dolin górskich. Jest to pewien wariant inwersji radiacyjnej, powietrze ochłodzone w wyniku wypromieniowania ciepła z ziemi spływa ze zbocz górskich, na dno doliny

• Adwekcyjna - powstaje, gdy nad wychłodzoną powierzchnię ziemi napływa cieplejsze powietrze. Warstwa powietrza granicząca z powierzchnią, ochładza się, a powietrze powyżej pozostaje ciepłe.

• Śniegowa - powstaje, gdy powietrze cieplejsze ochładza się od śniegu

19. Obieg wody w przyrodzie

Pod wpływem ciepła słonecznego powierzchnia mórz i oceanów nieustannie paruje. Woda zmienia stan skupienia i masy pary wodnej mieszają się z powietrzem. Przy dostatecznie dużej wilgotności powietrza następuje skraplanie pary wodnej do postaci małych kropelek, które grupują się w widoczne skupienia chmury. W wyniku ochładzania na niewielkich wysokościach powietrza zawierającego parę wodną powstają mgły. Chmury, niesione wiatrem przemieszczają się nad powierzchnią lądów mórz i oceanów. W określonych warunkach drobniutkie kropelki łączą się ze sobą w większe krople i opadają na ziemię, jako deszcz, śnieg lub grad. Ziemia wchłania opady atmosferyczne i gromadzi je w postaci wód gruntowych. W niektórych miejscach wody gruntowe wydostają się na powierzchnię i tak powstają źródła. Z nich biorą początek strumyki, te z kolei łączą się ze sobą w większe strumienie i rzeki, które wpadają do morza lub oceanu. W ten sposób zamyka się obieg wody w przyrodzie. Proces zaczyna się od nowa.

Znaczenie wody w atmosferze:

• Tworzenie chmur i opadów (pogodę)

• Wpływ na bilans radiacyjny Ziemi

• Wpływ na termodynamikę i równowagę pionową atmosfery poprzez parowanie i kondensację

• Oczyszczanie atmosfery wymywanie i wychwytywanie

• Tworzenie środowiska dla reakcji chemicznych

20. Zmiany zawartości pary wodnej z wysokością w atmosferze

Powyżej warstwy przyziemnej zawartość pary wodnej maleje w przybliżeniu wykładniczo (szybciej niż innych składników).

Na wysokości 13-20km w średnich szerokościach geograficznych jej zawartość jest rzędu 10-6 (masy pary wodnej na jednostkę masy powietrza suchego).

Powyżej 20km zawartość pary wodnej wzrasta nieznacznie z wysokością do 23-50km, gdzie obserwowane są obłoki perłowe złożone z kryształków lodu.

Powyżej 70km rozpadają się cząsteczki wody pod wpływem promieniowania słonecznego o długości 0.1657 *m i zawartość pary wodnej spada do 10-8 .

Śladowe ilości pary wodnej obserwuje się jeszcze na wysokościach ok. 90km.

21. Prężność pary wodnej - definicja, jednostki, przebieg dobowy

Prężność pary wodnej - ciśnienie wywierane przez parę wodną zawartą w powietrzu, jednostką prężności pary wodnej są hPa lub mm Hg.

Prężność aktualna (e) to ciśnienie wywierane przez parę wodną zawartą aktualnie w powietrzu.

Prężność maksymalna (E) to największe ciśnienie wywierane przez parę wodną w danej temperaturze.

Dobowy przebieg prężności pary wodnej na tle dobowego przebiegu temperatury.

Minima prężności pary wodnej: 1. rano, 2. po południu

Maksima prężności pary wodnej: 1. przedpołudnie i południe, 2. wieczór

22. Prężność pary wodnej nasyconej - definicja, przebieg w zależności od temperatury

Prężność pary wodnej nasyconej (E) - każdej temp. odpowiada pewna maksymalna chłonność pary wodnej. Wraz ze wzrostem temp. wzrasta prężność pary wodnej nasyconej.

Jeżeli prężność pary wodnej staje się wyższa od prężności pary wodnej nasyconej to zachodzi skraplanie. Aby ten proces mógł nastąpić muszą istnieć jądra kondensacji. Dlatego czasami e > E.

Prężność pary wodnej nasyconej jest:

-wyższa dla powierzchni wypukłych niż płaskich

-niższa dla roztworów soli niż dla czystej wody

-większa dla przechłodzonej wody niż dla lodu.

23. Stosunek zmieszania - definicja, jedn., w jakich procesach stosunek zmieszania nie ulega zmianie

Stosunek zmieszania (r) jest to stosunek masy pary wodnej (mv), do masy powietrza suchego (md), w danej objętości (stosunek gęstości).

Jednostką stosunku zmieszania jest g/g lub g/kg (ilość gramów pary wodnej na gram, lub częściej na kilogram, powietrza suchego).

Stosunek zmieszania nie ulega zmianie, kiedy para wodna jest w stanie nienasyconym.

24. Wilgotność względna - definicja, jednostki, przebieg dobowy

Wilgotność względna - stosunek prężności pary wodnej znajdującej się aktualnie w powietrzu atmosferycznym (e) w danej temperaturze do prężności pary wodnej nasyconej w tej samej temperaturze (E). Wyraża się w procentach. Wzór: f = e/E * 100%. Gdy wilgotność względna osiągnie wartość 100% mówimy, że powietrze jest nasycone parą wodną, w przeciwnym razie jest nienasycone. Dobowy przebieg wilgotności względnej jest odwrotny do dobowego przebiegu temperatury powietrza.

25. Charakterystyki wilgotności powietrza (10) wymienić, podać definicje i jednostki

• Wilgotność względna f to iloraz aktualnej prężności pary wodnej e w danej temperaturze przez ciśnienie pary wodnej nasyconej E w tej temperaturze. Wilgotność względna jest najczęściej podawana w procentach

• Wilgotność bezwzględna * to masa pary wodnej zawarta w jednostce objętości - gęstość pary wodnej, Jednostką wilgotności bezwzględnej jest g·m-3

• Wilgotność właściwa - stosunek masy pary wodnej zawartej w danej objętości powietrza do całej masy powietrza wilgotnego w tej samej objętości. Jednostką wilgotności właściwej jest g/g lub g/kg (ilość gramów pary wodnej na gram, lub częściej na kilogram, powietrza wilgotnego)

• Niedosyt wilgotności d to różnica między maksymalnym w danej temperaturze ciśnieniem pary wodnej E a ciśnieniem aktualnym e:

d = E - e

• Temperatura punktu rosy * (lub Td) to temperatura, do której należy oziębić powietrze, aby para wodna w nim zawarta stała się nasycona względem płaskiej powierzchni wody

• Deficyt punktu rosy * to różnica między aktualną temperaturą powietrza T a temperaturą punktu rosy Td:

D= T - Td

• Temperatura wirtualna Tv to temperatura, do której należałoby ogrzać powietrze suche, aby jego gęstość była równa gęstości powietrza wilgotnego pod tym samym ciśnieniem:

Tv = (1 + 0.61q) · T

• Stosunek zmieszania r jest to stosunek masy pary wodnej, mv, do masy powietrza suchego, md, w danej objętości (stosunek gęstości), Jednostką stosunku zmieszania jest g/g lub g/kg (ilość gramów pary wodnej na gram, lub częściej na kilogram, powietrza suchego)

• Prężność pary wodnej - ciśnienie wywierane przez parę wodną zawartą w powietrzu, jednostką prężności pary wodnej są hPa lub mm Hg. Prężność aktualna (e) to ciśnienie wywierane przez parę wodną zawartą aktualnie w powietrzu, prężność maksymalna (E) to największe ciśnienie wywierane przez parę wodną w danej temperaturze

• Wilgotność absolutna, informująca ile kg pary wodnej znajduje się w 1 m^3 powietrza (przy czym nie bierze się pod uwagę występujących ewentualnie produktów kondensacji - wody w stanie ciekłym lub stałym). Wilgotność absolutna (a) jest związana z prężnością aktualną (e, hPa)

26. Parowanie - potencjalne i rzeczywiste, definicje, od czego zależy parowanie rzeczywiste

Parowaniem nazywamy proces przechodzenia ciała ze stanu ciekłego do stanu gazowego. Zachodzi on w każdej temperaturze. Parowanie zachodzi z powierzchni wodnych, z gleby - ewaporacja (parowanie fizyczne), z szaty roślinnej - transpiracja. Suma transpiracji i ewaporacji to parowanie całkowite.

Parowanie potencjalne - parowanie możliwe w danych warunkach terenowych i wilgotnościowych przy stałej obecności wody. Pojmowane jest zazwyczaj, jako parowanie z powierzchni wodnej w ewaporometrze lub parowanie z odkrytej powierzchni wodnej ze zbiornika naturalnego (maksymalne możliwe parowanie, nieograniczone zapasami wilgoci).

Parowanie rzeczywiste to faktyczna ilość wyparowanej w danych warunkach wody.

Szybkość parowania (strumień wilgoci) Fw, (mierzona w kg·m-2·s-1 lub mm·dzień-1):

• jest proporcjonalna do niedosytu wilgotności (E-e),

• jest odwrotnie proporcjonalna do ciśnienia atmosferycznego p,

• zależy od kształtu powierzchni parującej (współczynnik A),

• zależy nieliniowo od prędkości wiatru (funkcja f(v))

27. Ciepło utajone- definicja, znaczenie dla procesów klimatycznych

Ciepło utajone - ilość ciepła, jaką pobiera lub oddaje jednostka masy danego ciała podczas przemiany fazowej przy określonej temperaturze i ciśnieniu. Ciepło utajone odgrywa ważną rolę w przenoszeniu ciepła do wyższych warstw troposfery, gdyż para wodna podczas parowania pobiera i magazynuje ciepło utajone a oddaje je w chwili kondensacji.

28. Chmury definicja i klasyfikacje

Chmura, to widzialny wynik kondensacji lub krystalizacji pary wodnej zawartej w powietrzu, głównie w troposferze; zawiesina drobnych kropelek wody, kryształków lodu lub mieszaniny jednych i drugich.

Klasyfikacje chmur:

Ze względu na fizyczną budowę:	Ze względu na wysokość:
Chmury wodne	Chmury niskie
Chmury lodowe	Chmury średnie
Chmury mieszane	Chmury wysokie

29. Rodzaje chmur

• Cirrus (Ci) - pierzasta

• Cirrocumulus (Cu) - pierzasto-kłębiasta

• Cirrostratus (Cs) - pierzasto-warstwowa

• Altocumulus (Ac) - średnia-kłębiasta

• Altostratus (As) - średnia-warstwowa

• Nimbostratus (Ns) - deszczowo-warstwowa

• Stratocumulus (Sc) - warstwowo-kłębiasta

• Stratus (St) - warstwowa

• Cumulus (Cu) - kłębiasta

• Cumulonimbus (Cb) - kłębiasto-deszczowa

30. Klasyfikacja chmur według kryterium budowy

Chmury wodne składają się wyłącznie z kropelek wody. Chmury wodne występują nie tylko przy dodatniej temperaturze, ale również wtedy, gdy temperatura jest nieco niższa od zera.

Chmury lodowe składają się wyłącznie z kryształków lodu. Występują przy bardzo niskich temperaturach, zwykle poniżej -40°C.

Chmury mieszane zbudowane są z mieszaniny kryształków lodu i kropelek wody. Chmury mieszane występują przy temperaturze ujemnej, lecz wyższej niż -40°C

31. Klasyfikacja chmur wg kryterium powstawania

Chmury konwekcyjne - powstają w wyniku konwekcji termicznej bądź dynamicznej. Warunkiem rozwoju tych chmur jest istnienie w atm. równowagi chwiejnej. W ten sposób powstają chmury kłębiaste.

Chmury wślizgowe - są chmurami o znacznej rozciągłości poziomej. Ich podstawa wyznacza położenie powierzchni frontowej. Występuje tu zjawisko wślizgiwania się mas powietrza między siebie.

Chmury falowe i orograficzne - powstają na skutek ruchów falowych, które pojawiają się na styku dwóch różnych warstw powietrza. Zróżnicowane ukształtowanie terenu wymusza ruch falowy.

32. Procesy prowadzące do stanu nasycenia

Głównym procesem prowadzącym do stanu nasycenia jest obniżenie temperatury. Przy wzroście temperatury powietrza wzrasta prężność pary wodnej, powietrze magazynuje więcej pary wodnej, kiedy temperatura zaczyna spadać, spada również prężność pary wodnej. Kiedy prężność aktualnej pary wodnej zrówna się z prężnością pary wodnej nasyconej następuje stan nasycenia. Jeżeli następuje dalszy spadek temperatury, zgromadzona para wodna w powietrzu ulega kondensacji i formuje się opad.

33. Proces Bergerona - Findejsena

Proces ten związany jest z narastaniem kryształków lodowych wskutek kondensacji i resublimacji pary wodnej. Kryształki lodowe mogą narastać wskutek różnicy prężności pary nasyconej nad wodą Ew i lodem El i koagulacji grawitacyjno-turbulencyjnej. Mogą też spełniać rolę jąder kondensacji w otoczeniu pary przesyconej. Zderzając się z kroplami wody przechłodzonej, drobiny lodu powodują ich zamarzanie W ciągu kilku minut mikroskopijne kryształki lodu przekształcają się w bryłki o rozmiarach około 1mm i opadając, rosną nadal do izotermy 0°C. Niżej topnieją i przekształcają się w deszcz. Wolniejszy proces prowadzi do wykształcenia się w chmurze płatków śniegu.

34. Mgły - definicja, budowa i procesy powstawania

Mgła - zawiesina mikroskopijnych kropelek wody w powietrzu, zmniejsza widzialność poziomą do 1km. Powietrze we mgle cechuje wilgotność względna bliska 100%.

• Radiacyjne - powstają w wyniku wypromieniowania ciepła z podłoża i ochłodzenia się warstwy powietrza zalegającej nad tym podłożem, gdy temperatura tego powietrza spadnie poniżej temperatury punktu rosy para wodna ulega kondensacji i powstaje mgła. Powstawaniu takich mgieł sprzyja bezchmurna i bezwietrzna pogoda. Mgły radiacyjne powstają w powietrzu o równowadze stałej, cechującego się inwersją temperatury. Najczęściej takie mgły pojawiają się wiosną i jesienią a w porze letniej nocą i nad ranem. Zasięg lokalny.

• Adwekcyjne - powstają w wyniku napływu ciepłego i wilgotnego powietrza nad wychłodzone podłoże (lądowe lub wodne). Powietrze to ochładza się od podłoża i kiedy jego temperatura spadnie poniżej temperatury punktu rosy następuje kondensacja pary wodnej i powstaje mgła. Powietrze, w którym powstają mgły adwekcyjne charakteryzuje równowaga stała z inwersją temperatury. Najczęściej takie mgły nad lądem pojawiają się jesienią i zimą, nad morzami wiosną i latem. Duży zasięg przestrzenny.

• Orograficzne - powstają w wyniku adiabatycznego ochłodzenia się powietrza w wyniku jego wznoszenia się do góry po stoku. Takie mgły najczęściej spotyka się w górach.

• Z parowania - mgły powstające nad otwartymi wodami wskutek parowania cieplejszej wody i kondensacji pary wodnej w chłodniejszym powietrzu. Najczęściej takie mgły pojawiają się jesienią oraz w czasie i po deszczu, zimą często nad niezamarzającymi morzami.

• Frontowe - powstają w sytuacji ciepłego frontu atmosferycznego, kiedy ciepłe powietrze nasuwa się nad cięższe powietrze chłodne. Powstają w wyniku parowania opadów w strefie frontu, wskutek ochładzania się wznoszącej się masy powietrza oraz w wyniku mieszania mas powietrza ciepłego i chłodnego.

• Smog - mgła pojawiająca się nad dużymi obszarami miejskimi i przemysłowymi. Jest to mgła powstała ze zmieszania mgły radiacyjnej z produktami spalania surowców energetycznych. Powstaje na obszarach podwyższonego ciśnienia z inwersją termiczną, co powoduje zastój powietrza i koncentrację zanieczyszczeń. Szczególnie uciążliwy jest smog w miastach położonych w kotlinach.

35. Równanie stanu gazów

Powietrze suche, parę wodną i ich mieszaninę - powietrze wilgotne - można z dobrym przybliżeniem uważać za gaz doskonały, spełniający równanie stanu gazów, zwane też równaniem Clapeyrona:

p - ciśnienie gazu,

V - objętość gazu,

n - liczba moli w objętości V,

T - temperatura w skali bezwzględnej,

R - uniwersalna stała gazowa,

m - masa gazu

M - masa jednego mola gazu.

Uniwersalna stała gazowa R=8,3144 J/mol*K. Ponieważ w określonych warunkach temperatury i ciśnienia 1 mol dowolnego gazu ma tę samą objętość, to stała gazowa wyrażona w J/mol*K ma tę samą wartość dla wszystkich gazów. Dla stałej masy porcji powietrza nR jest stałe, a zmiany ciśnienia p, temperatury T i objętości zajmowanej przez gaz V są ze sobą ściśle związane.

Równanie Clapeyrona można również przedstawić w postaci:

gdzie:

p - ciśnienie powietrza

V - objętość elementu powietrza

Rd=287.05 J·kg-1·K-1 - stała gazowa dla powietrza suchego

m - masa elementu powietrza

T - temperatura powietrza

ρ- gęstość powietrza

36. Procesy adiabatyczne

Procesy adiabatyczne są to procesy termodynamiczne zachodzące bez wymiany ciepła z otoczeniem. Podczas wznoszenia się masa ochładza się natomiast podczas opadania ogrzewa się.

Podczas wznoszenia się porcji powietrza suchego (czyli nienasyconego parą wodną) z dużą dokładnością można przyjąć, że nie zachodzi wymiana ciepła między wznoszącym się powietrzem a otoczeniem i proces jest adiabatyczny, wówczas nazywamy gradientem suchoadiabatycznym.

37. Procesy wilgotnoadiabatyczne

Po osiągnięciu stanu nasycenia dalsze wznoszenie się powietrza powoduje, iż zawarta w nim para wodna zaczyna się skraplać, dzięki czemu wydziela się ciepło Q= *mskropl · Lp, Pierwsza zasada termodynamiki przybiera postać:

∆m_skropl. · L_p = m · c_p · ∆T − m · g · ∆z

Zmiany temperatury z wysokością w takiej masie powietrza opisuje teraz równanie:

wielkość

nazywamy wilgotnoadiabatycznym gradientem temperatury

Gradient wilgotnoadiabatyczny jest mniejszy od gradientu suchoadiabatycznego o czynnik związany z ciepłem wydzielonym przy skraplaniu (wznoszenie) lub pobranym przy parowaniu (osiadanie).

Ponieważ w powietrzu ciepłym może się znajdować dużo pary wodnej (zależność prężności pary wodnej nasyconej od temperatury), możliwe jest więc skraplanie znacznej ilości wody i wydzielanie dużych ilości ciepła. Dlatego dla wysokich temperatur gradient wilgotnoadiabatyczny jest wyraźnie niższy od sucho-adiabatycznego.

W przypadku niskich temperatur sytuacja jest odwrotna - niewielka zawartość pary wodnej uniemożliwia skraplanie dużych ilości wody wydzielanie znacznego ciepła. Dlatego dla niskich temperatur gradient wilgotno-adiabatyczny jest jedynie nieznacznie niższy od suchoadiabatycznego.

38. Diagram Stuve'go

Niezależnymi zmiennymi na diagramie są temperatura i ciśnienie. Diagram jest używany do rysowania temperatury i temperatury punktu rosy, oraz prędkości i kierunku wiatru. Diagram służy do graficznego wyznaczania własności termodynamicznych sondażu atmosferycznego.

Na diagramie znajdują się:

• Izobary - linie poziome

• Izotermy - linie pionowe

• Adiabaty suche (na czerwono) - wskazują, jak zmienia się temperatura powietrza podczas pionowych ruchów powietrza nienasyconego w atmosferze

• Adiabaty wilgotne (na niebiesko) - wskazują, jak zmienia się temperatura powietrza podczas pionowych ruchów powietrza nasyconego w atmosferze

• Krzywe stałego stosunku zmniejszania (na czarno) - wskazują, jak zmienia się temperatura punktu rosy podczas pionowych ruchów powietrza nienasyconego w atmosferze

39. Typy równowagi powietrza

Równowaga chwiejna - gradient rzeczywisty temp. powietrza jest większy niż gradient adiabatyczny, równowaga chwiejna sprzyja rozwojowi konwekcji Równowaga stała - gradient rzeczywisty temp. powietrza jest mniejszy niż gradient adiabatyczny, dla takiego stanu atmosfery charakterystyczne są inwersje temperatury, które uniemożliwiają rozwój prądów wstępujących Równowaga obojętna - gradient rzeczywisty temp. powietrza jest równy adiabatycznemu, obserwuje się izotermię, czyli brak zmian temperatury wraz z wysokością

40. Temperatura potencjalna - związek z typami równowagi

Zgodnie z definicją temperatury potencjalnej jest to temperatura, która nie zmienia się przy procesach suchoadiabatycznych. Jeżeli więc krzywa stratyfikacji będzie równoległa do adiabaty suchej (stratyfikacja sucho-obojętna) to temperatura potencjalna nie będzie się zmieniać z wysokością (prosta równoległa do osi wysokości). Dla stratyfikacji chwiejnej krzywa zmian temperatury potencjalnej z wysokością będzie nachylona w lewo a dla sucho-stałej w prawo od prostej *(z) = const.

41. Dobowa zmienność stratyfikacji powietrza

W ciągu dnia grunt nagrzewa się silnie od Słońca. Przygruntowa warstwa powietrza nagrzewa się silniej od gruntu niż swobodna atmosfera od Słońca. Prowadzi to chwiejnej równowagi tej warstwy. Nocą radiacyjne wychładzanie gruntu powoduje silne wychładzanie przygruntowej warstwy powietrza i równowagę stałą (czasem nawet inwersję radiacyjną) w tej warstwie. Podobne wychładzanie od gruntu przy adwekcji ciepła powoduje powstanie inwersji adwekcyjnych (śnieżne, wiosenne) W przypadku dużych zbiorników wodnych sytuacja jest odwrotna. W ciągu dnia woda nagrzewa się słabiej niż swobodna atmosfera (równowaga stała) a w ciągu nocy wychładza w mniejszym stopniu (równowaga chwiejna). Stąd rozwój chmur kłębiastych w dzień nad lądem w nocy nad wodą.

42. Pojęcie inwersji termicznej, typy inwersji i przyczyny ich powstawania

Inwersja termiczna - zjawisko wzrostu temperatury powietrza wraz z wysokością (zamiast jej spadku). Może występować zarówno w przygruntowej warstwie atmosfery (a i b) jak i w atmosferze swobodnej (c, d i e). Inwersja temperatury może pojawić się, jeśli atmosferę cechuje równowaga stała. Inwersja temperatury hamuje konwekcję. Typy inwersji:

• Przygruntowe:

• adwekcyjna - ciepłe pow. napływa nad chłodniejsze podłoże i ochładza się od dołu (od tego podłoża)

• radiacyjna - podłoże silnie wypromieniowuje ciepło

• W swobodnej troposferze:

• frontowa - na powietrze zalegające przy powierzchni Ziemi nasuwa się górą lżejsze powietrze ciepłe

• z osiadania - wskutek sprężania i ogrzania adiabatycznego powietrza osiadającego z wyższych warstw atmosfery w wyżach podzwrotnikowych a także zimą w wyżach na kontynentach

• turbulencyjna - w wyniku mieszania się powietrza wskutek silnych zawirowań powietrza.

43. Proces pseudoadiabatyczny

Proces pseudoadiabatyczny zachodzi w powietrzu nasyconym przy udziale ciepła, pochodzącego z przemian fazowych wody. Pseudoadiabatyczne zmiany temperatury zachodzą wtedy, gdy skondensowana para wodna wypada natychmiast z rozprężającej się porcji powietrza. Proces pseudoadiabatyczny powoduje, że bezwzględna wartość gradientu suchoadiabatycznego zmniejsza się, nasycone powietrze oziębia się bowiem wolniej niż powietrze nienasycone - suche.

44. Definicja masy powietrza

Masa powietrza - duża objętość powietrza, której poziome rozmiary dochodzą często do kilku tysięcy, a pionowe do kilku kilometrów, odznaczająca się względnie dużą jednorodnością w zakresie cech fizycznych. Przyjmując kryterium termiczne, wyróżnia się masy powietrza ciepłego i masy powietrza zimnego. Z punktu widzenia położenia geograficznego, wyodrębnia się masy powietrza arktycznego, polarnego, zwrotnikowego i równikowego, które rozdzielają tzw. fronty główne (fronty klimatologiczne).

45. Transformacja mas powietrza

Po opuszczeniu obszaru źródłowego masy powietrza ulegają transformacji nabierając cech obszarów, nad którymi przepływają Ciepłe masy napływając nad chłodny obszar wychładzają się od dołu, pionowy gradient temperatury spada i równowaga wewnątrz masy staje się bardziej stała, może wystąpić inwersja termiczna - inwersja adwekcyjna i mgła adwekcyjna Stała równowaga spowalnia pionowe mieszanie się powietrza - transformacja zachodzi bardzo powoli. Chłodne masy napływając nad ciepłe podłoże ogrzewają się od dołu i pionowy gradient wewnątrz tej masy rośnie. Równowaga staje się bardziej chwiejna i pojawia się zachmurzenie konwekcyjne a czasem również opady. Chwiejna równowaga sprzyja pionowemu mieszaniu i przyspiesza transformację mas powietrza

46. Typy mas powietrza, definicje, obszary źródłowe, podstawowe cechy tych mas

Masy powietrza		Obszar źródłowy	Równowaga. Charakterystyka termiczna	Cechy pogody
								lato	zima
PA	PAm	Zach. część obszaru za kręgiem polarnym (z wyjątkiem M. Norw. i niezamarzających części mórz Grenlandzkiego i Barentsa) - stąd napływa na północny Atlantyk i Europę. Północna część M. Beringa (zimą i wiosną) - stąd napływa nad pn. część Pacyfiku	W obszarze źródłowym równowaga stała, przy ruchu nad morzem staje się chwiejna. Chłodne	Rozwój chmur Cu i Cb, deszcze, burze, ochłodzenie. Duża przezroczystość powietrza. Wiatr porywisty.	Chmury Cu, Cb i opady obserwuje się nad oceanami i przybrzeżnymi częściami Europy. Przezroczystość powietrza duża.
		PAk	Wschodnia część obszaru za kręgiem polarnym, Arktyka, również niezamarzające części mórz arktycznych - napływa nad Azję i Amerykę Pn. Na kontynent europejski napływa rzadziej. Jeszcze rzadziej dociera do wybrzeży pn. Atlantyku	Zarówno w obszarze źródłowym, jak i nad kontynentami zimą - równowaga stała. Latem w głębi kontynentów staje się chwiejna. Chłodne	W obszarze źródłowym i w pn. częściach kontynentów mgły i niskie chmury. W głębi kontynentów rozwój chmur Cu. Przezro-czystość na pn. słaba, w głębi kontynentów duża. Ochłodzenie. Wiatry słabe nie porywiste	Bezchmurne niebo, stosu-nkowo duża przezroczystość powietrza. W dolnej warstwie chłodniejsze od PAm, w górnej cieplejsze. Nad wodami wolnymi od lodów tworzą się mgły z wyparowania
	PP	PPm	Nad powierzchniami oceanów w strefach 40 65°N zimą i 50-70°N latem. Napływa na kontynenty Europy i Ameryki Północnej.	W ciepłej porze roku nad kontynentami chłodne i chwiejne. W chłodnej porze roku - stateczne. W strefie monsunowej Pacyfiku - stateczne również latem. Podobnie w pn. - zach. wybrzeżach Ameryki	Rozwój chmur Cu i Cb, przelotne opady deszczu, burze. Niewielkie ochłodze-nie. Przezroczystość powietrza duża. Wiatr porywisty. Przy azjatyckim wybrzeżu Pacyfiku i pn. - zach. wybrzeżu Ameryki charakteryzuje się mgłami i niskim zachmurzeniem. Przynosi ochłodzenie.	Zachmurzeni przez chmury St, Sc. Opady mżawki lub słabe opady śniegu. Często mgły. Przezroczystość obniżona.
		PPk	Na kontynentami półkuli północnej w tych samych szerokościach, co morskie powietrze umiarkowanych szerokości.	Latem przeważnie chwiejne., zimą stateczne. Zimą w przyziemnej warstwie atmosfery w głębi kontynentu azjatyckiego występują najniższe temp. Latem jest cieplejsze od PPm, zimą chłodniejsze.	Pogoda latem zależy wybitnie od stopnia ukształtowania. Przy transformacji z mas morskich mogą pojawić się chmury Cu, Cb i burze. Z biegiem czasu zj. Te zanikają i tworzą się jedynie chmury Cu. Nocą inwersje, zamglenia, niekiedy mgły	Po ukształtowaniu się pogoda bezchmurna, mała przezroczystość powietrza, bardzo niskie temp., inwersje.
	PZ	PZm	Podzwrotnikowe szerokości Atlantyku i Pacyfiku - napływa często na północne części tych oceanów. W obszary wysokich szerokości oceanów może odcierać w systemie cyklonów tropikalnych.	W obszarach źródłowych chwiejne, Przy napływie w szerokości umiarkowane - ciepłe, stopniowo przyjmuje równowagę stałą. Latem nad kontynentami zachowuje równowagę chwiejną i pozostaje ciepłe w górnych warstwach. Zimą nad kontynentami staje się stateczne	W pn. częściach oceanów obserwuje się chmury St i mgły przy ogólnym ociepleniu. Nad kontynentami początkowo chmury Cb i burze, następnie wilgotność maleje i mogą być obserwowane jedynie chmury Cu. Przezroczystość powietrza obniżona.	Po za obszarami źródłowymi rozwijają się mgły, chmury St lub Sc, opady mżawki. Przezroczystość powietrza mała. Wiatr łagodny.
		PZk	Azja Południowa, Afryka Północna, południowa część Ameryki Północnej. Latem kształtuje się również w południowej części strefy umiarkowanych szerokości. Napływa na wybrzeża oceanów i nad obszary przybrzeżna.	W obszarach źródłowych suche i chwiejne. Przy ruchu nad oceanem ma równowagę stała i cechy powietrza ciepłego. Powstają inwersje temp. Przy ruchu nad kontynentem - latem pozostaje chwiejne, zimą jest stałe.	Nad oceanami i morzami pogoda bezchmurna, zamglenia, inwersje temp. Nad kontyne-ntami strefy umiarko-wanej pogoda bezchmurna, obniżona przezroczystość, długotrwałe suche wiatry.	Nad oceanem ten sam charakter pogody co latem.
PR		Równikowa strefa obniżonego ciśnienia. W systemie cyklonów tropikalnych może przenikać do szerokości podzwrotnikowych lub nawet umiarkowanych.	Chwiejna	Charakteryzuje się skrajnie gwałtownym rozwojem chmur Cb, ulew i burz.	Podobnie jak latem.

47. Front atmosferyczny - definicja, podziały frontów

Front atmosferyczny stanowi cienką przejściową strefę między dwoma masami powietrznymi, graniczące masy zwykle różnią się temperaturą - wtedy mówimy o masie ciepłej i chłodnej. Czasem masy różnią się wilgotnością, wówczas mówimy o masie wilgotnej i suchej.

Podział frontów:

• Fronty główne (klimatotwórcze):

• Front arktyczny oddzielający masy powietrza arktycznego od polarnego

• Front antarktyczny oddzielający masy powietrza arktycznego od polarnego

• Fronty polarne oddzielające masy powietrza polarnego od zwrotnikowego

• Fronty zwrotnikowe oddzielające masy powietrza zwrotnikowego od równikowego

• Fronty wtórne:

• Fronty proste: front ciepły i chłodny

• Fronty złożone: okluzja

48. Front ciepły, przekrój, pogoda przy przejściu frontu ciepłego

Ciepłe mniej gęste powietrze nasuwa się nad chłodniejsze i bardziej gęste. Wielkoskalowy ruch powietrza ku górze powoduje powstanie chmur warstwowych: Cirrostratus (Cs), Altostratus (As) i Nimbostratus (Ns), poprzedzonych pojawieniem się chmur Cirrus (Ci) zwiastujących nadejście frontu. W strefie występowania chmur Nimbostratus występują opady deszczu. Deszcz może również towarzyszyć chmurom Altostratus.

Pogoda przy przejściu frontu ciepłego

	Przed	W trakcie	Po
Wiatr	Pd.-wsch.	Zmienny, porywisty	Pd.-zach.
Temp.	Chłodno	Coraz cieplej	Cieplej
Ciśnienie	Spada	Minimalne	Rośnie
Chmury	Ci, Cs, As, Ns	St fr.	Sc rzadki
Opady	Słabe i średnio intensywne	Mżawka	Zanikają
Widzialność	Słaba	Poprawia się	Dobra

49. Front chłodny, przekrój, pogoda przy przejściu frontu chłodnego

Masa chłodnego powietrza wciska się pod ciepłe lżejsze, intensywnie wypychając je do góry. W strefie frontowej powstają chmury konwekcyjne, w ciepłej porze roku zwykle jest to Cumulonimbus (Cb). Towarzyszą mu intensywne opady o charakterze burzowym. Strefa opadów jest stosunkowo wąska, lecz ilość opadu może być bardzo wysoka.

Pogoda przy przejściu frontu chłodnego

	Przed	W trakcie	Po
Wiatr	Pd.-zach	Zmienny porywisty	Zach - pn.-zach
Temp.	Ciepło	Coraz chłodniej	Chłodniej
Ciśnienie	Spada	Minimalne	Rośnie
Chmury	Ci, Cs, Cb	Cu cong. Cb	Cu
Opady	Krótko przed ulewy	Ulewy ew. burze	Zanikają
Widzialność	Dobra, czasem mgły	Gwałtownie spada	Poprawia się

50. Fronty okluzji

Front okluzji o charakterze frontu ciepłego występuje, gdy umiarkowanie chłodne powietrze dogania front ciepły. W tym przypadku nacierające powietrze chłodne jest mimo wszystko cieplejsze niż bardzo zimne powietrze zalegające między frontem ciepłym a powierzchnią ziemi. Napływające powietrze chłodne wślizguje się na powietrze bardzo zimne, wypychając przy tym do góry powietrze ciepłe. Front chłodny staje się górnym frontem. Przebieg pogody jest podobny do występującego podczas przejścia frontu ciepłego.

Front okluzji o charakterze frontu chłodnego - front chłodny niosący bardzo zimne powietrze dogania front ciepły. Bardzo zimne powietrze wciska się zarówno pod powietrze ciepłe, jak też pod nieco chłodniejsze powietrze znajdujące się między frontem ciepłym a powierzchnią ziemi. Front ciepły staje się górnym frontem ciepłym. Przebieg pogody jest początkowo taki jak podczas przejścia frontu ciepłego, jednak później pogoda zmienia się i jest charakterystyczna dla przejścia frontu chłodnego, z silnymi opadami. Zachmurzenie jest mieszane i nie jest charakterystyczne ani dla frontu ciepłego, ani dla frontu chłodnego.

51. Powstawanie niżu w umiarkowanych szerokościach geograficznych - teoria falowa Bjerknesa

1. Niże umiarkowanych szerokości powstają na froncie głównym - polarnym.

2. Wskutek pojawienia się obszarów nieciągłości parametrów fizycznych powietrza na froncie tym pojawia się zaburzenie w postaci fali. Prądy powietrza zmieniają kierunki, formują się języki powietrza ciepłego i chłodnego - pojawiają się fronty atmosferyczne: ciepły oraz chłodny. W dolinie fali notuje się spadek ciśnienia.

3. Fronty atmosferyczne rozwijają się: na froncie ciepłym ciepłe powietrze z ciepłego wycinka niżu wślizguje się do góry, powietrze chłodne zaś dodatkowo wypiera ciepłe powietrze w ciepłym wycinku niżu do góry. W związku z tym ciśnienie dalej spada. Jest to rozwinięty niż baryczny z wykształconymi frontami. (Jak wynika z rysunku niże umiarkowanych szerokości odgrywają dużą rolę w przenoszeniu ciepła w wyższe szerokości geograficzne - ciepły front kieruje się w stronę bieguna, chłodny - w stronę równika).

4. W związku z tym, że front chłodny porusza się szybciej niż ciepły w pewnym momencie front chłodny dogania front ciepły i następuje okluzja.

5. Faza zaniku niżu - niż się wypełnia a fronty atmosferyczne rozmywają.

52. Przekrój przez ciepły wycinek niżu

Przestrzeń cieplejszego powietrza między strefami ciepłego i chłodnego frontu atmosferycznego, ulegająca stopniowej redukcji podczas okluzji. Zanik ciepłego sektora zachodzi niemal zawsze najpierw przy powierzchni gruntu, a następnie na coraz większej wysokości.

53. Ogólna cyrkulacja atmosferyczna

Głównymi przyczynami ogólnej cyrkulacji atmosferycznej są: różne ilości energii cieplnej dostarczane przez Słońce na różnych szerokościach geograficznych, oraz ruch obrotowy Ziemi. Czynnikiem, który komplikuje ogólną cyrkulację atmosferyczną na Ziemi jest nierównomierny rozkład lądów i oceanów. Różna szorstkość podłoża wpływa także na kierunek i prędkość przemieszczającego się powietrza. Na kuli ziemskiej wyróżnia się strefy stałych niskich, lub wysokich ciśnień. Silnie ogrzane powietrze w strefie okołorównikowej rozpręża się i unosi ku górze. Na obszarze tym tworzy się pas niskiego ciśnienia zwany też równikowym pasem ciszy, zmieniająca swoje położenie w ślad za letnim stanowiskiem Słońca. W lipcu przesuwa się on ku północny, a w styczniu na południe. Strefa ta nazywana jest także Komórką Hadleya. Obszar ten charakteryzuje się występowaniem słabych wiatrów lub ich brakiem. Jednocześnie tworzą się w wyniku spadku temperatury burzowe chmury, które powodują przy zenitalnym położeniu Słońca tzw. opady zenitalne. Masy powietrza rozdzielają się i kierują na północ i południe ku zwrotnikom, przybierając dzięki sile Coriolisa kierunek zachodni. W okolicach 30-35° szerokości geograficznej północnej, bądź południowej wiatry te przybierają charakter strefowy przybierając kierunek zachodni na półkuli północnej, natomiast wschodni na półkuli południowej. Obierają więc one kierunek równoleżnikowy. W górnej troposferze, oraz w dolnej stratosferze na szerokościach 30- 35° występują strefy szczególnie wysokich gradientów ciśnienia. Są one przyczyną ogromnych prędkości wiatrów geostroficznych. Nazywają się one prądami strumieniowymi. Są to wąskie strugi powietrza o poziomej osi, oraz bardzo wysokich bocznych zmianach prędkości. Długość tych prądów wynosi tysiące kilometrów, szerokość setki kilometrów, natomiast grubość kilka kilometrów. Przemieszczają się one przeważnie ze wschodu na zachód. Przypominają one płynącą zakolami rzekę. Te ruchy powietrza wykryte zostały podczas II wojny światowej przez pilotów amerykańskich. Na tych szerokościach geograficznych część powietrza opada powodując powstawanie zwrotnikowych pasów wysokiego ciśnienia, które pokrywają się ze zwrotnikowymi pasami ciszy. Ponieważ wysokość troposfery i obwód Ziemi zmniejsza się wraz ze wzrostem szerokości geograficznych, następuje sprężanie powietrza i jego ochładzanie. Z tej strefy powietrze odpływa częściowo dołem ku równikowemu pasowi niskiego ciśnienia, a częściowo ku wyższym szerokościom geograficznym. Wiatry, które wieją ku równikowi to pasaty. Są to stałe, ciepłe wiatry o umiarkowanej prędkości. Na półkuli północnej pasat wieje z kierunku północno-wschodniego a na południowej z południowo-wschodniego. Miejsce, gdzie pasaty z obu półkul spotykają się ze sobą nazywa się Międzyzwrotnikową Strefą Zbieżności (Konwergencji), lub bruzdą niskiego ciśnienia. Te wiatry, które występują w wyższych partiach troposfery wiejące ku zwrotnikom nazywamy antypasatami. Występują one na wysokości 2000- 3000 metrów. Wiatry te transportują gorące powietrze z okolic okołorównikowych w kierunku zwrotników. Antypasaty na skutek obrotowego ruchu Ziemi zmieniają kierunek na wschodni i opadają, po czym jako pasaty powracają w kierunku równika. Obecnie część naukowców zrezygnowało z nazywania prądów wiejących od równika w kierunku wyższych szerokości geograficznych antypasatami. Obserwacje radiowe wykazują, że wiatry w górnej troposferze tracą całkowicie kierunek południkowy i stają się prądami wiejącymi równolegle do izobar, przybierających na tych wysokościach kierunek równoleżnikowy. Cyrkulacja pasatowa i antypasatowa zwana jest także cyrkulacją międzyzwrotnikową. Obszar ten odznacza się względną stałością typów pogody, który zakłócany jest jedynie poprzez cyklony tropikalne.

54. Cyrkulacja atmosferyczna w niskich szerokościach geograficznych: komórka Hadleya, pasaty, międzyzwrotnikowa strefa zbieżności

Komórka Hadleya- komórka cyrkulacyjna Hadleya to obszar między zwrotnikiem, a równikiem. Powstaje przez prądy konwekcyjne. Gorące powietrze równikowe dzięki prądom wstępującym unosi się do górnych warstw troposfery, tam zostaje ochłodzone, dochodzi do kondensacji pary wodnej i powstają opady. Już suche i chłodne powietrze, z górnych warstw troposfery przemieszcza się w stronę zwrotników. Jego gęstość wzrasta tak, że w okolicach zwrotników opada grawitacyjnie (prąd zstępujący) i w ten sposób powstaje wyż zwrotnikowy (zwrotnikowy pas ciszy). Natomiast powietrze z dolne części troposfery przemieszcza się w stronę równika, co zbiega się z powietrzem z drugiej półkuli i tworzy równikowy pas ciszy. I to są właśnie pasaty.

Pasaty - stałe prądy powietrza (wiatry) występujące w strefie międzyzwrotnikowej, wiejące od zwrotnikowych pasów wysokiego ciśnienia ku równikowej strefie niskiego ciśnienia, ze znaczącym odchyleniem (szczególnie nad oceanami) w kierunku zachodnim na skutek siły Coriolisa. Występują w dolnej części troposfery (ok. 4km). Wieją ze średnią prędkością 5-6m/s. Zasięgi tych wiatrów zmieniają się wraz z porami roku.

Międzyzwrotnikowa strefa zbieżności - strefa przejściowa między pasatami półkuli północnej i południowej. Cechuje ją konwergencja wiatrów. Gdy jest bardzo wąska, wtedy jest frontem równikowym, gdy strefa ma większą szerokość, jest zazwyczaj objęta dwoma ograniczającymi ją frontami równikowymi. W ciągu roku zmienia położenie, przemieszczając się w stronę tej półkuli, na której aktualnie panuje pora letnia.

55. Cyrkulacja atmosferyczna w szerokościach umiarkowanych

W strefie umiarkowanej pomiędzy wyżami podzwrotnikowymi i okołobiegunowymi powstają obszary niskiego ciśnienia. Napływają do nich ciepłe masy powietrza z wyżów podzwrotnikowych i zimne z wyżów okołobiegunowych. Ruch obrotowy Ziemi, siła Coriolisa i różne nagrzewanie się lądów i mórz w ciągu roku powoduje zmianę kierunku tych wiatrów. Wieją one od biegunów w kierunku wschodnim, a od zwrotników w kierunku zachodnim. Tworzą się bardzo silne wiatry zwłaszcza na półkuli południowej między 40-60º szerokości geogr. (brak bariery kontynentów). Rejony te żeglarze nazywają „ryczącymi czterdziestkami” i „wyjącymi pięćdziesiątkami”. W szerokości geogr. Ok. 60º spotykają się masy ciepłego powietrza niesionego wiatrami wschodnimi. Tworzą się fronty atmosferyczne. W tych szerokościach atmosferycznych wiatry mają zmienny kierunek, jest to strefa występowania lokalnych wyżów i niżów barycznych. Ogólne krążenie powietrza w umiarkowanych szerokościach geograficznych półkuli północnej zaburzone jest występowaniem dużych powierzchni lądowych i innym zachowaniem się dwóch różnych materii: lądów i mórz w poszczególnych porach roku.

56. Wiatr geostroficzny

Wiatr geostroficzny - prostoliniowy przepływ powietrza o jednostajnej prędkości, wiejący wzdłuż izobar prostoliniowych. Na ten wiatr nie oddziałują siły: Coriolisa, odśrodkowa i tarcia.

• Izobary są prostoliniowe

• Brak siły tarcia (swobodna atmosfera)

• Równowaga między siłą gradientu ciśnienia i siłą Coriolisa

• Siła gradientu ciśnienia jest skierowana w kierunku niższego ciśnienia

• Siła Coriolisa jest prostopadła do prędkości i skierowana w prawo od kierunku prędkości

58. Fen

Fen - ciepły, suchy, porywisty wiatr przemieszczający się z gór w kierunku dolin i kotlin, powstaje w wyniku spadku ciśnienia po jednej stronie gór, aby powietrze znajdujące się po drugiej stronie było zmuszone do ruchu wstępującego i przekroczenia bariery górskiej. Po stronie wysokiego ciśnienia wiatry wieją ku szczytom. Wskutek unoszenia się powietrza zachodzą w nim przemiany wilgotno-adiabatyczne. Powietrze się ochładza, dochodzi do kondensacji zawartej w nim pary, wytwarzają się chmury i pojawiają się nawet bardzo obfite opady. Po przekroczeniu wierzchołków pasm górskich powietrze opada w dół, ogrzewając się sucho adiabatycznie do temp. wyższej od występującej na tej samej wys. po przeciwnej stronie gór. Spadający z wierzchołków pasm górskich wiatr jest porywisty, ciepły i suchy.

57. Wiatr gradientowy w wyżu i niżu

Wiatr gradientowy - jednostajny przepływ powietrza krzywoliniowy. Wiatr ten wieje wzdłuż krzywoliniowych izobar.

Wiatr gradientowy w niżu (półkula północna) Izobary są kuliste, niskie ciśnienie jest wewnątrz Siła gradientu ciśnienia skierowana jest do wewnątrz, prostopadle do izobar Siła odśrodkowa skierowana jest na zewnątrz, prostopadle do izobar Siła Coriolisa skierowana jest prostopadle do kierunku prędkości (w prawo) Równowaga jest osiągnięta, gdy siła gradientu ciśnienia równoważy obie pozostałe siły Wiatr wieje równolegle do izobar, w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara. GC + C + O = 0

Wiatr gradientowy w wyżu (półkula północna) izobary są kuliste, niskie ciśnienie jest na zewnątrz siła gradientu ciśnienia skierowana jest na zewnątrz, prostopadle do izobar siła odśrodkowa skierowana jest na zewnątrz, prostopadle do izobar siła Coriolisa skierowana jest prostopadle do kierunku prędkości (w prawo) równowaga jest osiągnięta, gdy siła Coriolisa równoważy obie pozostałe siły . Wiatr wieje Równolegle do izobar, w kierunku zgodnym z ruchem wskazówek zegara. GC − C + O = 0

58. Bora

Bora — chłodny, suchy i porywisty wiatr katabatyczny wiejący na dalmatyńskim wybrzeżu M. Adriatyckiego.

Powstaje najczęściej zimą, gdy nad lądem tworzy się ośrodek wysokiego ciśnienia, a nad morzem przeważa ciśnienie niskie. Zimne powietrze gromadzi się za Górami Dynarskimi, później przekracza barierę górską i opada w stronę wybrzeża. Wiatr ten, przechodząc nad morzem, nasyca się wilgocią. Stąd nazwa ta, a dokładniej bora scura (bora ciemna), używana jest na włoskim wybrzeżu południowego Adriatyku dla określenia chłodnego i wilgotnego wiatru wiejącego od strony morza.

59. Bryza morska i lądów

Bryza - wiatr lokalny powstający na skutek niejednakowego nagrzewania się w cyklu dobowym lądu i zbiornika wodnego.
Bryza dzienna (morska) - wieje z nad zbiornika wodnego do lądu przynosząc chłodne powietrze. Cieplejsze powietrze nad silniej ogrzanym lądem unosi się do góry, ustępując miejsca powietrzu napływa-jącemu z nad widy. Powietrze z nad lądu ochładza się w pewnej odległości i osiada.	Bryza nocna (lądowa) - jest odwrotna od bryzy dziennej. Z nad szybko wychładzającego się lądu powietrze przemieszcza się nad wodę, zajmując miejsce ciepłego powietrza, które unosi się. Powietrze z nad zbiornika wodnego przenosząc się nad ląd, ochładza się i osiada.

60. Bryza górska i dolinna

Wiatr: górski i dolinny to wiatry zboczowe, o charakterze małoskalowym, zmieniające się w cyklu dobowym. Określa je wznoszący lub opadający ruch powietrza po zboczu w kierunku poprzecznym do osi doliny. Przyczyna występowania wiatrów zboczowych jest powodowana zaistnieniem różnicy między temperaturą powietrza, które przylega do zboczy wzgórza a temperaturą powietrza zawieszonego nad dnem doliny na tym samym poziomie wysokościowym. W czasie słonecznego dnia zbocza, szczególnie te o ekspozycji południowej, podlegają silnemu nagrzewaniu, powietrze stykając się z nimi ulega równoczesnemu nagrzaniu, następnie rozprężeniu i unoszeniu w górę po stoku, tworząc zaczątek dziennego wiatru zboczowego dolinnego. W miejsce powietrza wyniesionego do góry napływają nowe masy powietrza z niższych wysokości i z den dolin. Wiatry zboczowe wiejąc z doliny ku grzbietom są zaczątkiem powstania ogromnych chmur kłębiastych ( cumulus i cumulonimbus) nad grzbietem górskim w czasie dnia. W nocy odwrotnie, zbocza i masy powietrza na tych samych wysokościach nad dolinami, więc ochładzane ciężkie masy powietrza opadają po zboczu w dół, wywołując wiatr zboczowy górski. W czasie dni słonecznych wzbudzane są wyraźne wiatry dolinne, wciągające masy powietrza z niższych partii dolinnych ku górom, gdzie na stoku nasłonecznionym wiatr zboczowy powodował obniżenie wartości ciśnienia atmosferycznego. W nocy występują w przeciwieństwie do dziennych pór wiatry górskie, które powodują spływanie ochłodzonych mas powietrza ze strony gór, gdzie wiatr zboczowy wywołał wzrost ciśnienia atmosferycznego, w dolne partie cieplejszych dolin o obniżonej wartości ciśnienia.

61. Definicja klimatu

Klimat - układ charakterystycznych dla danego obszaru stanów pogody w okresie wieloletnim. Jest on wynikiem współdziałania promieniowania słonecznego, cyrkulacji atmosfery, obiegu wody i czynników geograficznych. Termin „klimat” odnosi się zawsze do długich przedziałów czasu. Przy charakterystyce klimatu wykorzystuje się wyniki pomiarów i obserwacji meteorologicznych za okres wieloletni, kilkudziesięcioletni, a okres 10-letni jest przyjmowany za najkrótszy w badaniach klimatu.

62. Klasyfikacja klimatów wg Koeppena

• A (wilgotny gorący), średnia miesięczna temperatura powyżej 18°C; brak zimy termicznej; obfite opady (>75 cm); rozciąga się od równika do ~15-25 ° N lub S. Wydzielamy podstrefy:

• Z opadem całorocznym (Af)

• Z suchą zimą (Aw)

• Z suchym latem (As)

• Z opadem monsunowym (Am)

Wysoka temperatura i obfite opady - gęste, szerokolistne, lasy deszczowe

Główne podtypy: lasów deszczowych (Af) gorący monsunowy (Am) sawannowy (Aw);

W strefie opadów całorocznych (Af): sezonowe zmiany temperatury są niższe od 3° C; wyższe od nich są zmiany temperatury w ciągu doby (średnie maksymalne ~32°C & średnie minimalne ~22°C); prawie codzienne opady burzowe, występujące późnym popołudniem; roczne sumy opadu > 150 cm; duża wilgotność i zachmurzenie powodują, że nie jest to strefa najwyższych temperatur

• B (suchy),

Klimaty suche: Parowanie (E) + Transpiracja (T) > Opady (P)

Deficyt opadów [(E+T) > P] i duża nieregularność ich występowania

Podzwrotnikowe pustynie występują w pasie ~15-30° (często otoczone są przez góry) ~26% lądów leży w strefie klimatów suchych

Główne typy: pustynny(BW; 12% lądów) i stepowy (BS; 14% lądów)

Obszary suche dzielą się na: a) BWh i BSh: klimaty gorące i suche ze średnią roczną temperaturą ponad 18°C; b) BWk i BSk: klimaty z wyraźną zimą i średnią roczną temperaturą < 18°C

Wśród roślinności przeważają kserofity zdolne do przetrwania długich okresów suszy

• C (umiarkowany ciepły),

Wilgotny z łagodną zimą i średnią temperaturą najchłodniejszego miesiąca od -3°C do 18°C; występuje na zachodnich i wschodnich krańcach kontynentów

Główne podtypy: wilgotny podzwrotnikowy (Cfa), morski (Cfb) z suchym latem - śródziemnomorski (Cs)

Wilgotny podzwrotnikowy (Cfa): występuje na wschodnich krańcach kontynentów, ~25-40° szerokości; latem wysoka temperatura i wilgotność (ponad 23°C);

Zimą mróz i śnieg są możliwe, ale silne opady śniegu są rzadkie

Opady: 80-165 cm, równomiernie rozłożone

Morski (Cfb): wzdłuż zachodnich wybrzeży kontynentów od 40 do 60°; wiatry znad oceanu łagodzą klimat; lata są względnie chłodne

Nieduża roczna amplituda temperatury - wpływ oceanu

Klimat śródziemnomorski: opady: 30-90 cm; temperatura w letnie popołudnia sięga powyżej 34°C a czasem i do 40°C;

• D (umiarkowany zimny)

Ciepłe lata i mroźne zimy (średnia temperatura najcieplejszego miesiąca >10°C a najchłodniejszego <-3°C;

Klimaty grupy D występują we wnętrzu kontynentów strefy umiarkowanej, tylko na Półkuli Północnej w Ameryce Północnej i Eurazji (40° - ~70°)

Główne typy: Wilgotny kontynentalny z gorącym latem (Dfa; długie, gorące lata; temperatura maksymalna > 32°C, wilgotny kontynentalny z chłodnym latem (Dfb; mniej wilgotny) i subpolarny (Dfe)

• E (polarny)

Chłodno cały rok, temperatura najcieplejszego miesiąca < 10°C, ale powyżej 0°C;

Dwa podtypy: Tundry (ET) i wiecznego mrozu (EF)

Tundry: grunt wiecznie zmarznięty (Permafrost - wieczna zmarzlina)

Roczna suma opadu < 20 cm (w niskich szerokościach byłyby to warunki pustynne, ale w tak niskiej temperaturze powietrze jest wilgotne

Wiecznego mrozu: temperatura najcieplejszego miesiąca poniżej 0°C; rozwój roślinności jest niemożliwy region pokryty wiecznym śniegiem lub lodem Grenlandia i Antarktyda; opady < 10 cm rocznie.

63. Porównanie morskich i kontynentalnych cech klimatu.

Klimat kontynentalny cechują stosunkowo duże dobowe i roczne amplitudy temperatury powietrza, dość upalne lata, surowe zimy, wiosna cieplejsza od jesieni. Latem przeważa zachmurzenie konwekcyjne, zwykle jest ono większe od zachmurzenia zimowego, opady maleją w głąb kontynentu i dominują w porze letniej

Klimat morski cechują mniejsze dobowe i roczne amplitudy temperatury powietrza, większa wilgotność powietrza, większe zachmurzenie nieba, większe i równomiernie rozłożone w ciągu roku opady atmosferyczne. Wiosna jest z reguły chłodniejsza od jesieni, zimy łagodne z częstymi odwilżami

64. Czynniki geograficzne oddziałujące na klimat Polski

Szerokość geograficzna - wraz z szerokością geograficzną zmienia się wysokość Słońca w południe, długość dnia i nocy, kąt padania promieni słonecznych na powierzchnię Ziemi. Położenie w umiarkowanych szerokościach od 49°00' N do 54°50' N powoduje, że bilans promieniowania jest ujemny. Istotną rolę w kształtowaniu warunków termicznych w Polsce odgrywa dopływ ciepła z niższych szerokości geograficznych drogą cyrkulacji atmosferycznej i oceanicznej. Kąt padania promieni słonecznych na południu Polski jest prawie o 6° większy niż na północy. Latem nierówność tą redukuje nieco dłuższy dzień na północy. Zimą na północy dzień jest krótszy o ponad godzinę przy mniejszym kącie padania promieni słonecznych.

Położenie względem oceanów i kontynentów - czynnik ten jest podstawą do wydzielania klimatów morskich i kontynentalnych. Polska leży w Środkowej Europie stosunkowo blisko olbrzymiego zbiornika wodnego, Oceanu Atlantyckiego i na skraju olbrzymiego kontynentu. Zaplecze oceaniczne na zachodzie i kontynentalne na wschodzie powoduje, że klimat Polski jest klimatem przejściowym między morskim, a kontynentalnym.

Klimat morski cechują mniejsze dobowe i roczne amplitudy temperatury powietrza, większa wilgotność powietrza, większe zachmurzenie nieba, większe i równomiernie rozłożone w ciągu roku opady atmosferyczne. Wiosna jest z reguły chłodniejsza od jesieni, zimy łagodne z częstymi odwilżami.

Klimat kontynentalny cechują stosunkowo duże dobowe i roczne amplitudy temperatury powietrza, dość upalne lata, surowe zimy, wiosna cieplejsza od jesieni. Latem przeważa zachmurzenie konwekcyjne, zwykle jest ono większe od zachmurzenia zimowego, opady maleją w głąb kontynentu i dominują w porze letniej

Kontynentalizm termiczny klimatu Polski - miarami kontynentalizmu termicznego są: roczna amplituda temperatury oraz stosunek temperatury wiosny do temperatury jesieni.

Kontynentalizm pluwialny klimatu Polski - miarami kontynentalizmu pluwialnego są: nierównomierność opadu, stosunek opadu zimowego do letniego, stosunek opadu ciepłej pory roku do całorocznego i półokres opadowy.

Ukształtowanie terenu - rzeźba, wysokość bezwzględna, wysokość względna i kierunek wzniesień w stosunku do głównych kierunków adwekcji.

65. Czynniki radiacyjne oddziałujące na klimat Polski

• Usłonecznienie rzeczywiste - liczba godzin ze Słońcem w ciągu doby

• Usłonecznienie rzeczywiste - stosunek usłonecznienia rzeczywistego do możliwego (długość dnia)

• Bilans promieniowania:

• Całkowite promieniowanie słoneczne

• Pochłonięte promieniowanie słoneczne

• Wypromieniowanie efektywne

66. Czynniki cyrkulacyjne oddziałujące na klimat Polski

Główne centra baryczne:

• Całoroczne: Niż Islandzki i Wyż Azorski

• Sezonowe: Wyż Azjatycki

Wyże powstające nad pn. i pn.-wsch. Europą

Niż Południowoazjatycki

Czynniki cyrkulacyjne:

• średni roczny przebieg ciśnienia atmosferycznego; wędrówka niżów atlantyckich nad Bałtykiem, silne nagrzanie kontynentu w okresie lata

• średni roczny przebieg dni z układami wyżowymi i dni bez frontów atmosferycznych

• Typowe sytuacje synoptyczne

• Masy powietrza

• Fronty atmosferyczne

• Kierunki adwekcji

67. Termiczne cechy klimatu Polski

Temperatury kształtowane są przez położenie geograficzne Polski, od czego zależy wysokość Słońca i usłonecznienie ziemi w określonych porach roku, morfologia terenu i jego wysokości n.p.m., oraz jak to już wcześniej było wspomniane - od rodzaju mas powietrza napływających nad teren Polski. Zimą średnie temperatury powietrza i ich rozkład jest zbliżony do układu południkowego, i ogólnie mówiąc - średnie temperatury powietrza w Polsce wzrastają w kierunkach zachodnich. Latem rozkład temperatur jest inny, kształtowany przez rozkład krain geograficznych w Polsce - wzdłuż równoleżnika. Wpływ na rozkład temperatur powietrza w lecie ma również wysokość n.p.m. oraz promieniowanie słońca. Średnia temperatura powietrza w ciągu roku w Polsce waha się od 7 do 8ºC. Najniższe średnie temperatury w Polsce występują na Pojezierzu Suwalskim, około 6ºC i na tym terenie okres wegetacyjny trwa około 180 dni. Najwyższe średnie temperatury powietrza występują na Nizinie Śląskiej i Pogórzu Karpackim - powyżej 8ºC, a okres wegetacyjny trwa około 220 dni.

68. Opadowe cechy klimatu Polski

Opady oraz ich rozkład zależą od wysokości terenu n.p.m., morfologia terenu, oraz odległości od dużych zbiorników wodnych. Średnia suma opadów w ciągu roku w Polsce wynosi około 600mm. Na ten wynik składa się suma opadów w lecie (2/3 opadów) oraz w zimie (30% opadów). Tereny gdzie występują najmniejsze opady są tereny Kujaw, Wielkopolski, oraz Niziny Mazowieckiej (średnio od 450 do 550 mm). Są to tzw. tereny cienia opadowego, ponieważ wzniesienia moren odbierają wodę opadową. Największe średnie opady w ciągu roku występują w górach. W Sudetach i Karpatach przekraczają sumę 1000 mm, a w Tatrach sumę 1700mm. Największe, najbardziej obfite opady mają miejsce w lecie. Polska jest krajem, w którym ze względu na ukształtowanie temperatur i rozkład opadów oraz ich obfitość wykształciło się 6 pór roku.

69. Cechy charakterystyczne klimatów górskich

Klimat górski cechuje się zmienną pogodą, dużym natężeniem promieniowania słonecznego, obniżeniem temperatury powietrza wraz ze wzrostem wysokości (tj. o 0,6°C, co 100 metrów), często wiejącymi wiatrami, często występującymi zachmurzeniami i mgłami, gwałtownym topnieniem się śniegu i niebezpieczeństwem wystąpienia lawin. Kształtuje się w wyniku oddziaływania na masy przemieszczającego się powietrza barier orograficznych i lokalnego ukształtowania terenu. Zmiana temperatury wraz z wysokością powoduje piętrowy układ roślin.

70. Typy pustyń i przyczyny ich powstawania

• Pustynie podzwrotnikowe - globalna cyrkulacja atmosferyczna

• Pustynie cienia opadowego - efekt orograficzny; po zawietrznej stronie gór powietrze zawiera mniej pary wodnej z powodu kondensacji pary wodnej i opadów po stronie dowietrznej - mniejsze wilgotność właściwa. Suche powietrze miesza się z powietrzem zalegającym za pasmem górskim. Dodatkowo powietrze jest ciepłe z powodu uwalniania ciepła utajonego. Zarówno cieplejsze powietrze jak i mniejsza wilgotność właściwa powodują wysuszenie powietrza. Osiadanie powoduje, że równowaga w masie powietrza staje się bardziej stabilna. Orografia wywiera znaczny różnorodny wpływ na opady. Spadek opadów po stronie zawietrznej (tzw. cień opadowy) przyczynia się do powstania pustyń.

• Pustynie wnętrza kontynentu - geograficzne oddalenie od źródeł wilgoci; te pustynie są odległe od głównych źródeł wilgoci (np. parowania z powierzchni oceanu), zwykle w środku kontynentu. Podczas wędrówki mas powietrza, większość pary wodnej „wypada” z niego w postaci opadu, przez co powietrze staje się coraz bardziej suche.

• Pustynie nadbrzeżne - chłodne prądy morskie; na pustyniach nadbrzeżnych suchość jest wynikiem pewnej dynamiki atmosfery, a nie tylko pustynią szerokości zwrotnikowych leżącą nad oceanem. Efekty dynamiki na wybrzeżu sprzyjające powstawaniu pustyń. Góry na wybrzeżu rozciągające się z północy na południe sprzyjają stacjonarnym wyżom nad oceanem. Ogrzanie gór w pobliżu wybrzeża może spowodować osiadanie mas powietrza wzdłuż wybrzeża. Chłodne prądy oceaniczne wzdłuż wybrzeża - powietrze wkraczające nad kontynent jest stabilne, bo ochłodziło się w dolnej warstwie

71. Pustynie nadmorskie - przykłady, cechy charakterystyczne i procesy prowadzące do powst.

Przykłady pustyń: Namib, Atakama

Charakteryzują się niedostatkiem wody, brakiem roślinności i silnymi wiatrami. (silne wiatry - czynnik rzeźbotwórczy), Niesiony przez wiatr pył i piasek szlifuje podłoże i „atakuje” napotkane przeszkody.

Prądy morskie mają olbrzymie znaczenie dla klimatu wielu rejonów świata. Przenoszą prawie połowę ciepła z niskich, międzyzwrotnikowych szerokości geograficznych do wysokich. Pozostała część ciepła przemieszcza się w wyniku cyrkulacji powietrza. Ciepłe prądy morskie (w tym Bengalski) ogrzewają lądy, które opływają, podnosząc wyraźnie ich temperaturę. Prądy zimne oziębiają obmywane lądy. Powietrze nad zimnymi prądami jest nie tylko chłodne, ale zawiera też mniej wilgoci. Sprawia to, że obszary lądowe, do których dociera to powietrze, są chłodne i cierpią na niedostatek opadów. Z taką sytuacją mamy do czynienia na przykład na zachodnim wybrzeżu Ameryki Południowej (Pustynia Atakama) czy południowo-zachodniej Afryki (Pustynia Namib). Jest to jeden z najbardziej ubogich w opady terenów na świecie. Rocznie opady wynoszą zaledwie 10-14mm. Zwykle występują tylko raz na kilka lat i tylko przez kilka dni.

72. Pustynie kotlin górskich - przykłady, cechy charakterystyczne i procesy prowadzące do powst.

Przykłady pustyń: Takla Makan, Libijska

73. Efekt cieplarniany

Efekt cieplarniany - zjawisko zatrzymywania i magazynowania ciepła przez atmosferę Ziemi. Powierzchnia Ziemi emituje promieniowanie długofalowe a energia ta jest potem częściowo absorbowana przez gazy cieplarniane obecne w atmosferze (para wodna, dwutlenek węgla, metan, ozon). Gazy te emitują potem pochłonięte wcześniej promieniowanie, które częściowo dociera do powierzchni Ziemi, jako tzw. promieniowanie zwrotne (jest to właśnie dodatkowa składowa, powodująca podniesienie temperatury). Gdyby nie istniał efekt cieplarniany przeciętna temperatura byłaby niższa o ponad 30 stopni Celsjusza od obecnej średniej.

Efekt cieplarniany jest naturalną własnością atmosfery, produktem współczesności możemy jednak nazwać nasilenie efektu cieplarnianego, które być może jest spowodowane przez człowieka (co do tej kwestii zdania są podzielone).

Egzamin z Meteorologii i Klimatologii

17.



















---