Meteorologia- nauka zajmująca się badaniem zjawisk i procesów zachodzących w atmosferze ziemskiej (troposferze) oraz procesów na powierz-chni ziemii,które mają bezpośredni wpływ na procesy atmosferyczne,nauka geofizyczna
Rozróżnia się:
-met. Dynamiczną-obejmuje badania ruchów powiet-rza oraz związanych z nimi przemian energi w atm
-met.synoptyczna-badania procesów atmosf związa-nych z pogodą i jej przewidywanie
-met.satelitarną-metody obserwacji zjawisk atm i przeprowadzania pomiarów meteorologicznych,wy-korzystujące sztuczne satelity Ziemi a także sposoby interpretacji uzyskanych informacji.
Klimatologia: nauka o klimacie,nauka geograficzna
Pogodą nazywamy aktualny stan atm w danym miejscu.Na pogodę składają się:
-temp powietrza
-ciśnienie
-wilgotność
-wiatr (kierunek,prędkość)
-zachmurzenie
-opady
-nasłonecznienie
Czynniki środowiska geograficznego mające wpływ na pogodę:
*ukształtowanie terenu
*szata roślinna
*rodzaj podłoża
*woda
*uprzemysłowienie
Klimat: charakterystyczne dla danego obszaru stany pogody stwierdzane na podstawie długoletnich badań (min 10 lat)
Czynniki kształtujące klimat:
-obieg ciepła
-obieg wilgoci
-cyrkulacje atmosferyczne
Geograficzne czynniki klimatyczne
-szerokość geograf wraz z którą zmienia się oświetlenie
-rozkład lądów i mórz
-wysokość nad poziomem morza
-ukształtowanie terenu
-prądy morskie
-szata roślinna
-pokrywa śnieżna i lodowa
Podsystemy systemu klimatycznego
-atmosfera gazowa otoczka Ziemi,w której wyst ruchy pionowe i poziome dążące do osiągnięcia jednorodnego pola temperatury
-hydrosfera zasoby wodne na powierzchni Ziemi i pod jej powierzchnią
-kriosfera globalne zasoby lądu i śniegu
-litosfera kontynenty z masywami górskimi i basena-mi podmorskimi,także osady i gleba
-biosfera roślinność lądowa i morska,zwierzęta i ludzie
Atmosfera (powietrze atmosferyczne)
Cienka w stosunku do promienia Ziemi (6370km) powłoka gazowa,otaczająca Ziemię,o ściśle określon właściwościach fizycznych
Masa: ok. 5300 * 1012 Mg (ok. 1/1 000 000 masy Ziemi)
Gęstość atmosfery:
-maksimum tuż nad powierzchnią Ziemi
-gwałtownie maleje wraz ze wzrostem wysokości
-więcej niż połowa całkowitej masy poniżej 5,5 km
-ok. 90% jej masy w warstwie do 20 km
-ok. 99% masy poniżej 29km
-na wysokości ponad 100km 1/1000000 całej masy atmosfery
Podany skład powietrza atmosferycznego to składniki powietrza czystego.Odnosi się on do troposfery zalegającej do wysokości ok. 13km nad pow Ziemi i jest przyjmowany jako stały i jednolity,za wyjątkiem zmiennych ilości pary wodnej oraz zanieczyszczeń sztucznych i naturalnych:
Azot 78%
Tlen 20%
Argon 0,934%
CO2 0,033%
Pozostałe-0,003(zw węgla,siarki,azotu)
Główne składniki powietrza atmosferycznego:
-azot i tlen-trwałe składniki
-CO2-(0,02-0,04% może przyjmować znacznie wyższe udziały) gaz cieplarniany
-gazy szlachetne-gazy obojętne,nie cyrkulują,nie są aktywne chemicznie
-para wodna-trzy fazy,powietrze wilgotne,średnia zawartość pary wodnej 0,2 do 2,5% (0 do 4,1%),po-wietrze suche(poziom morza,temp 0OC,gęstość powietrza 1,275kg/m3) ρw<ρp gęstośc powietrza suchego jest większa od gęstości powietrza wilgotnego
-ozon- 5/100 000 masy całej atm,nierównomierne ro-złożenie (10% troposfera,90% stratosfera)szkodli-wość 30 ppb szkodliwy dla ludzi,zwierząt i roślin (system oddechowy,proces fotosyntezy) stężenie 1 ppm-trujący
-drugorzędne skł suchego powietrza:CH4,CO,H2,N2O wyst w ilościach względnie stałych oraz H2S,SO2, NO2,CH2O krótko przebywające w atm w ilościach zmiennych
-cząstki stałe-pyły wulkaniczne,meteoryty,sadze i cząstki węgla z pożarów lasu,tzw „aerozole przemysłowe”,zarodniki roślin
Pionowe uwarstwienie atmosfery
1.Kryterium termiczne
PIONOWY GRADIENT TEMP (γ) zmiana temp powietrza przypadająca na jednostkę odległości w kierunku pionowym
γ= - dT/dz
Inwersja temp zjawisko polegające na wzroście temp powietrza wraz ze wzrostem wysokości
Wielkości charakteryzujące inwersję:
-wysokość (dwa pierwsze kilometry troposfery)
-grubość warstwy (dziesiątki do setki metrów)
-skok temp tj. różnica temp pomiędzy górną i dolną granicą warstwy inwersyjnej (dziesiąte części stopnia do kilkunastu stopni)
Naturalna bariera w transporcie gazów i pyłów,wpływ zależny od wysokości emitora,temp. i energii kinetycznej (prędkości wylotowej)spalin
Często może występować kilka inwersji jednocześnie
Nie są zjawiskami punktowymi
Typowe zmiany pionowego rozkładu temp w ciągu
Doby (ciepła pora roku,ładna pogoda):
-po zachodzie słońca tworzenie się inwersji przygruntowej
-w nocy potęgowanie się zjawiska,szczątkowe tuż przed wschodem Słońca
-po wschodzie słońca,w wyniku ogrzewania podłoża, normalny rozkład temp w warstwie przygruntowej oraz inwersja w swobodnej atmosferze
-ok. południa ruchy konwekcyjne niszczą inwersję temperatury
W zimnej porze roku przy bezwietrznej pogodzie, inwersja temp może się utrzymywać przez cały dzień,głównie dlatego,że docierająca do pow Ziemi energia słoneczna jest niewystarczająca do wywoła-nia ruchów konwekcyjnych i zniszczenia warstwy inwersyjnej.
Gradient temp stał się podstawą wyróżnienia kilku warstw o wyraźnie odmiennych przebiegach temp:
1.troposfera
2.stratosfera
3.mazosfera
4.termosfera
Troposfera wyst 7-18km,mniejsza szerokość geograficzna większa wysokość, zmienia się w zależności od pory roku. Zawiera 75% całkowitej masy atmosfery i prawie cała parę wodną, wszystkie zjawiska związane z pogodą, tworzenie chmur i opadów.Średnia temp na poziomie morza 15OC,obni-żanie temp z wysokością średnio o 0,6OC /100m. Górna granica to tropopauza, nieciągłość tropopauzy (pas między 60O i 30 O szerokości geograficznej) - wymiana poiwetrza między wyższą warstwą stratosfery.
Warstwa graniczna (mieszania) od pow Ziemi do 2km,zmniejszona w stosunku do wyższej położonej części atm,szybkość wiatru (szorstkość podłoża i intensywne ruchy pionowe)
-warstwa szorstkości lub ruchu laminarnego: wyskość (Zo) zależna od rodzaju pokrycia terenu (gładkie pow nie pokryte roślinnością: 10-9do 10-3 m; pokryte roślinnością: 10-3 do 10-1m; lekko pofałdowa-ne,w terenie zadrzewionym do 3m,teren zabudowany do 10m)
Wyż baryczny (układ wysokiego ciśnienia W, ang. H )- obszar wysokiego ciśnienia otoczony ze wszystkich stron przez ciśnienie niższe, izobary linie zamknięte , o wartościach wzrastających ku środkowi.
Na półkuli południowej wiatr wieje;
-wokół wyżu zgodnie z ruchem wskazówek zegara
-w kierunku centrum (antycyklon)
-przynosi po wschodniej i północnej stronie chłodne powietrze, zaś po zachodniej stornie sprowadza z południa stosunkowo ciepłe powietrze
-powietrze opada, układy wysokiego ciśnienia utrzymują się przez długi czas nad danym terenem, przynosi piękną pogodę.
Zatoka niskiego ciśnienia- wydłużona dolina obniżonego ciśnienia, otoczona z trzech stron przez ciśnienie wyższe, a z jednej strony połączona z niżem, w pobliżu osi zatoki leży zwykle front chłodny co daje pogodę pochmurną i deszczową.
Klin wysokiego ciśnienia- otoczony jest z trzech stron przez ciśnienie niższe, a z jednej graniczy z wyżem, w pobliżu osi klina pogoda zawsze poprawia się, po jej przejściu następuje zmiana kierunku napływu powietrza z NW na SW,ale ze względu na pas ciszy na osi klina nie jest tak gwałtowna jak w zatoce.
Siodło baryczne- jest szczególną formą układu ciśnienia, gdy z dwóch stron (przeciwległych) znajdują się obszary ciśnień niższych, zaś z dwóch innych stron ciśnień wyższych.
Wiatr- wielkość wektorowa, określona przez kierunek, prędkość. Postępowy ruch powietrza.
Rodzaje ruchów powietrza:
-poziome
-pionowe(konwekcyjny, cykloniczny,antycykloniczny)
-pionowe ślizgowe (wślizgowy, ześlizgowy) wzdłuż zboczy górskich i powierzchni frontalnych
-falowe
Wiatr- ruch powietrza o przeważającej składowej poziomej względem powierzchni ziemi.
Kryteria podziału wiatru
-prędkość wiatru
-kierunek wiatru
-obszar pochodzenia
-skala przestrzenna
-wysokość występowania wiatru
prędkość wiatru-długość drogi przebytej przez strumień powietrza w ciągu jednostki czasu;m/s, km/h ,0B, Mn/h; wartości chwilowe, średnie w analizowanym czasie, częstości występowania prędkości wiatru w określonych przedziałach.
Klasyfikacja według Bartuickiego:
-cisza V=0 m/s
-bardzo słabe V=0-2m/s
-słabe V=2-5m/s
-umiarkowane V=5-10m/s
-silne V=10-15m/s
-bardzo silne V>15m/s
Średnia dobowa prędkość wiatru- średnia arytmetyczna ze średnich terminowych
Vd=(V07/08+V13/14+V19/20)/3
Kierunek wiatru -określa się stroną świata, z której wiatr wieje.
Są trzy sposoby znakowania kierunku wiatru:
- metoda literowa 8głównych kierunków wiatru
-podanie kąta, jaki tworzy kierunek wiatru z kierunkiem północnym licząc zgodnie z kierunkiem ruchu wskazówek zegara
-podanie sektora, z którego wieje wiatr; sektory oznacza się liczbami zgodnie z ruchem wskazówek zegara; sektor zawierający kierunek północny jest zawsze sektorem ostatnim; kierunek wiatru jest zawsze sieczną sektora
Te przykłady ukazują nam róże kierunkowe
Róża wiatrów- graficzne przedstawienie rozkładu częstości występowania wiatrów wiejących z poszczególnych kierunków.
Rodzaje róż:
Róża wiatru kierunkowa-wykres rozkładu częstości występowania wiatru z danego kierunku
Róża wiatrów prędkościowa- wykres rozkładu częstości występowania wiatru z danego kierunku dla danego przedziału prędkości wiatru
Dane dotyczące rozkładu prędkości wiatru dla poszczególnych kierunków kierunków prędkości wiatru prezentowane są często w postaci tabel dwudzielczych.
Często zachodzi potrzeba opracowania 8-kierunkowej róży wiatrów na podstawie zestawień dla16;32 lub 36 kierunków. Konieczne jest wówczas przeprowadzenie redukcji częstości kierunków do częstości róży 8-kierunkowej.
Wzór służący do przekształcenia róży 16-kierunkowej do 8-kierunkowej
d i;8=d j;16+0,5(d j-1;16+d j+1;16)
gdzie;
i=1,2,3,…,8 to indeksy kierunków róży 8-kierunkowej (kierunkowi północnemu odpowiada i=1)
j=1,2,3,…,16 to indeksy kierunków róży 16 kierunkowej
Częstość poszukiwanej 8-kierunkowej róży wiatrów otrzymuje się dodając do częstości kierunku głównego róży 16-kierunkowej połowę sumy częstości kierunków pośrednich.
Pomiaru wiatru na stacjach meteorologicznych dokonuje się za pomocą Wiatromierza Wilda
W opracowywaniu 16-kierunkowych róż wiatr na podstawie pomiarów kierunków wiatrów wiatromierzem Wilda towarzyszy często zjawisko uprzywilejowania głównych kierunków wiatru, objawiające się zawyżaniem częstości występowania wiatrów z kierunków głównych. Zjawisko to związane jest z subiektywnym charakterem odczytu kierunku wiatrów na tym przyrządzie przez obserwatora. Można je skorygować wprowadzając odpowiednie poprawki do częstości wiatru, na wszystkich kierunkach. W oparciu o założenie o jednakowym prawdobodobieństwie występowania wiatrów z kierunków głównych i pośrednich.
Obszar pochodzenia - wskazuje skąd napływają masy powietrza
Skala przestrzenna - oznacza wielkość obszaru, na który wiatr oddziaływuje (mikroskala, metroskala, globalna skala, synoptyczna skala )
Wysokość występowania wiatru - wiatry można podzielić na wiatry występujące przy powierzchni ziemi oraz wiejące w wyższych warstwach atmosfery
Powstawanie wiatru
Powstawanie wiatru związane jest z występowaniem składowej poziomej siły gradientu ciśnienia (SGC)
SGC=[p-(p+Δp)] ΔA=-ΔpΔA
A-pole powierzchni
p-ciśnienie
W przeliczeniu na masę słupa:
SGC/ρAx= -ρA/pAx= -1ρ/px
Z równania wynika, że siła gradientu ciśnienia jest;
-wprost proporcjonalna do różnicy ciśnień
-odwrotnie proporcjonalna do odległości między izobarami
-skierowane w stronę ciśnienia malejącego
-prostopadła do powierzchni izobarycznej
SGC- jest podstawową siłą wprawiającą w ruch cząsteczki powietrza
Siła Coriolisa- siła bezwładności działająca w obracającym układzie odniesienia, skierowana prostopadle do osi obrotu i prędkości ciała w układzie obracającym się
SC=2mvωsinφ
m-masa ciała (masa powietrza)
v-prędkości ciała względem obracającego się układu
ω-prędkość kątowa ruchu obrotowego ziemi
φ-kąt miedzy wektorami v i ω (szerok geograficzna)
Siła Coriolisa
Zależy od prędkości i szerokości geograficznej, rośnie ze zwiększeniem się szybkości wiatru oraz w miarę zbliżania się do bieguna, przyśpieszenie powodowane siłą Coriolisa na biegunie wynosi 0,15 m/s2 dla prędkości wiatru r=10 m/s.
Na półkuli północnej są odchylenia od pierwotnego toru ruchu, na skutek działania siły Coriolisa w prawo.Natomiast na półkuli południowej w lewo.
Wiatry górne (wiatr styczny geograficzny)
- układ izobar jest równoległy
- siła gradientu ciśnień działa do góry ( od większego ciśnienia do mniejszego)
- tor ruchu cząstki ulega zakrzywieniu pod wpływem siły Coriolisa
- siła Coriolisa jest skierowana na prawo od wektora prędkości wiatru
- ze względu na prędkośc cząstki tor jej ruchu ulega zachwianiu
- gdy SGC=S.C. prędkość wiatru jest stała
-wewn warstwa graniczna lub powierzchniowa: od górnego poziomu warstwy szorstkości do 100m, łącznie z warstwą szorstkości,zwana jest warstwą przyziemną,najsilniej przejawiający się wpływ podłoża (różnokierunkowe zmiany temp i wilgotności)
-zwen warstwa graniczna lub warstwa skrętu wiatru albo warstwa Ekmana : na wysokości 100m-2km.górna granica to wysokość występowa-nia dolnej inwersji temp lub najniższy poziom w atm,gdzie nie zaznacza się już wpływ powierzchni Ziemi na stan atmosfery.
Atmosfera swobodna jest to część atm leżąca powyżej warstwy mieszania.Zanik burzliwości przepływu powietrza.
Stratosfera bardziej rozrzedzona 1000razy mniej wody niż w troposferze,stosunkowo czyste powietrze, wyróżniamy dwie warstwy:
-dolna izotermiczna
-górna inwersyjna (temp wzrasta do ok. 0OC na wys 50-55km)
Wzrost temperatury zwiększona koncentracja ozonu i ruchy fotochemiczne z udziałem ozonu wydzielanie ciepłasilny wzrost temp 15-50km, maksymalne stężenie ozonu na wys 25-35km (ozonosfera),najwyższa temp na wys 50km (mniejsza gęstość powietrza) ,przemieszczenie ozonu wzdłuż południków,może dotrzeć do troposfery w wyniku mieszania turbulencyjnego w obszarach nieciągłości tropopauzy;ozonosfera chroni przed promieniowaniem UV
Stratopauza wys ok. 50-55km
Mezosfera silne pionowe obniżenie temp,mała gęstość,temp obniża się do ok. -80OC (80-85km) procentowy skład tlenu i azotu jest taki sam jak na poziomie morza,ostatnia warstwa,w której skład powietrza jest jednolity
Mezopauza ok. 85km
Termosfera temp wzrasta z wys (absorpcja promieniowania UV przez cząsteczki tlenu i azotu) duże rozrzedzenie powietrza (10-16kg/m3)
Egzosfera obszar przejściowy,bardzo duże prędkości atomów i cząsteczekuwalnianie się z atm i rozprzestrzenianie w przestrzeni międzyplanetarnej,bardzo mała gęstośc materii (10-187 kg/m3),cząstki i atomy praktycznie nie zderzają się,średnia droga swobodna cząstek 105m ( w troposferze ok. 10-7m)
Skład chemiczny atmosfery
Homosfera obszar dolny wymieszanego gazu z przewagą N2,O2 Ar,średnia masa molowa 28,966 kg /kmol,sięga 80-100km
Heterosfera niepełne mieszanie składników, obec-ność atomowego tlenu (O) i azotu(N),wzrasta zawartość wodoru (H) i helu (He) na wysokości 500km przewaga O,He,N2,wysokość 1000km He,H,O
Ozonosfera zwiększona koncentracja ozonu (O3) od tropopauzy do 70-80km,maksymalne na poziomie 30km,nie dopuszcza do powierzchni Ziemi promieniowania UV
Poziom jonizacji gazu
Jonosfera 60km do 400km,koncentracja elektronów 105-106 el/cm2
Magnetosfera nad jonosferą,najwyższa koncentracja elektronów,mała gęstość materii,ruch cząsteczek naładowanych modyfikowany przez ziemskie pole magnetyczne
Gęstość i ciśnienie
Ciśnienia powietrza siła równa ciężarowi pionowego słupa powietrza o poziomej podstawie jednostkowej i wysokości równej wysokości atmosfery
SGSpion+Sg=O
Δp|Δz+ρg=0
Δp|Δz=-ρg
Δp=-ρgΔz dp=-ρgdz
Energetyka atmosfery
Promieniowanie strumień energi emitowanej przez układ materialny,proces emisji energi w kierunku szybkich drgań pola elektromagnetyczn
Promieniowanie elektromagnetyczne jest opisywane przez dwie wielkości:
-długość (λ) lub związaną z nią częstotliwością fali (γ)) = λγ
-strumień energii E=1/λ
Wyróżniamy trzy zakresy promieniowania:
-promieniowanie podczerwone
-promieniowanie widzialne
-promieniowanie nadfioletowe
Promieniowanie ultrafioletowe (bliski nadfiolet)- 200 do 400nm,przenoszenie niedużej ilości energi słonecznej (γ,x),rozrywanie wiązań chemicznych (np. DNA),istotny wpływ na stan górnych warstw atmosfery i na organizmy żyjące na Ziemi
Podział promieniowania UV:
-nadfilet A (UV-A)400-320nm
-B (UV-B)-320-280nm
-C(UV-C)- 280-200nm
Wady:
-UV-C niszczenie białka i chlorofilu (253-254nm)
-UV-C ostry odczyn rumieniowy lub pęcherzowy
-UV-B silne właściwości rumieniotwórcze (zmiany pigmentacji skóry,rumień,oparzenia,stany zapalne) silne oddziaływanie na oczy (katarakta)
-UV-A najmniej rumieniotwórcze,przyczyna przedwczesnego starzenia,alergie słoneczne,wzma-cnianie odczytu rumieniowego i zwiększanie nega-tywnych skutków promieniowania UV-B, ryzyko zachorowania na raka, przenika przez szyby, słabo pochłaniane przez chmury
-UV-A osłabienie wzrostu roślin (380-350nm)
Zalety:
-dezynfekcja,grzyby i bakterie -fale poniżej 280nm
-wytwarzanie wit D w organizmie (UV-B)
Promieniowanie widzialne negatywne oddziały-wanie na produkty spożywcze,proces fotosyntezy i proces widzenia.
Promieniowanie podczerwone najdłuższe,pośred-nik w wymianie ciepła (przekazywanie ciepła na odległość)
Siła słoneczna (Io) ilość energii przenoszona przez powierzchnię 1m2,ustawioną prostopadle do kierunku padania promieni ponad górną granicą atmosfery
Wartość:1380 W/m2 (1325-1396) nie zależy od zjawisk zachodzących w atm ziemskiej.Na wartość stałej słonecznej ma wpływ wyłącznie ilość energi wysyłanej przez słońce w kosmos oraz odległość Słońca od Ziemi.
Słońce emituje w kosmos promieniowanie o długości fal 0,1nm-100nm
-maksymalna zdolność emisyjna-fale o długości ok. 500nm (dokładnie 473,8nm-promieniowanie żółto-zielone)
-99% energi widma słonecznego zawarte jest w przedziale 100 do 4000nm
-największy procent stanowi promieniowanie od 350-900nm (61,6%) oraz od 900-2500nm (30,4%) fale o pozostałych długościach stanowią ułamki procent
Promieniowanie słońca jest promieniowaniem krótkofalowym, głównie w paśmie widzialnym i tzw bliskiej podczerwieni 6000k
Na energię dopływającą ze słońca do Ziemi składa się promieniowanie:
UV(7%)
-VIS(45%)
-IR(48%)
Ziemia emituje promieniowanie długofalowe, podczerwone (λ=4 do 120μm),maksymalna energ przypada na przedział 10 do 15 μm
Wpływ atmosfery na dopływ energi słonecznej do powierzchni Ziemi
Promieniowanie słoneczne i ziemskie przechodząc przez atm oddziaływuje z jej składnikami, w wyniku czego zmienia się natężenie, widmo i kierunek propagacji tego promieniowania. Te zmiany zachodzą w wyniku 3 procesów:
-absorpcja promieniowania
-rozpraszanie promieniowania
-odbicie promieniowania
Gazy jednoatomowe inaczej gazy szlachetne w wyniku absorpcji określonych kwantów promieniowania,ulegają one wzbudzeniu lub dysocjacji,a energia tracona w atm na skutek absorpcji promieniowa nia przez te gazy jest nieznaczna i nie mają one znaczącego wpływu na procesy meteorologiczne
Gazy wieloatomowe cząsteczkowa budowa tych gazów sprawia,że absorbują one duże ilości energii
- w miarę wzrostu prędkości cząstek powietrza wzrasta oddziaływanie siły Coriolisa .Ostatecznie siła gradientu ciśnienia i siła Coriolisa równoważą się i cząstki zaczynają poruszać się ze stałą prędkością równolegle do izobar.Taki wiatr nazywamy wiatrem górnym (statecznym lub geostroficznym)
Prędkość wiatru geostroficznego
SGC+SC=0
-1Δp/gΔx+ 2g ωsinφ=0
g=1/2pωsinφ * Δp/ Δx
Wiatr geostroficzny dotyczy przypadku prostoliniowego lub bardzo do niego zbliżonego układu izobar (małe promienie krzywizny).Drugą odmianą wiatrów górnych są wiatry gradientowe
(izobary są wyraźnie zakrzywione) (niż lub wyż baryczny). Cząsteczki powietrza poruszają się po koncentrycznych trajektoriach. Podczas takiego ruchu na cząsteczki działa dodatkowo siła odśrodkowa (SO)
Prędkość wiatru gradientowego
SGC+SC+SO=0
-1/p* Δp/Δx+2gr ωsinφ± 2gr/R=0
W dolnej atm występujące wiatry różnią się zarówno od wiatru gradientowego, jaki i geostroficznego. Nazwano je wiatrami dolnymi lub wiatrami warstwy granicznej. W warstwie granicznej wiatry nie wieją równolegle do izobar, jak w przypadku wiatrów górnych, lecz przecinają je czego przyczyną jest siła tarcia.
Kąt przecięcia izobar przez kierunek wiatru warstwy granicznej zależy od;
-szorstkości podłoża- ok. 200, dla terenu pagórkowatego ok. 35-400, średni kąt ok. 300
-prędkości wiatru- większy dla małych prędkości
-wysokości nad powierzchnią Ziemi.-im niżej tym większa siła tarcia
Obserwując kierunek wiatru można określić rozkład ciśnienia atm,w oparciu o prawo baryczne wiatru (prawo Buys-Ballota)
Prędkość wiatru dolnego jest zawsze mniejsza od prędkości wiatru górnego dla tego samego poziomu gradientu ciśnień.
Profil prędkości wiatru-Krzywa płaska opisująca empirycznie zależność prędkości średniej wiatru od wysokości n.p.m.
-Profil logarytmiczny opisuje równanie μ (Z) =U/K lnZ/Zo
Profil logarytmiczny występuje dla z≥20
U-prędkość tarcia
K-stała Karmana
-Prędkość wiatru w atm. dolnej ( swobodnej)
U(Z) =U/K * (ln U/fZO+1)
f- paramet Coriolisa [s-1]
-Funkcja potęgowa U/Um=(Z/Zm)γ
Um-prędkość wiatru na wysokości Zm warstwy przyziemnej
Zm- wysokość warstwy przyziemnej,powyżej której chropowatość podłoża wpływa już na profil prędkości
Stateczność atmosfery jest czynnikiem wpływającym znacząco na wartość nad powierzchnią umiarkowanie szorstką w warunkach silnej niesteczności atm wartość jest na poziomie γ=0,1 podczas, gdy w skrajnie statecznych warunkach, dla tego samego terenu γ~ 1,0
FUNKCJA POTEGOWA (wzór Hollanda, udoskonalony przez Suttona)
W=W1 Zn/Z1 ; udoskonalony W=W1 (Z/Z1) n/z-n
W- prędkość wiatru na wysokości z
W1- prędkość wiatru na wysokości wyjściowej Z1
n- wykładnik meteorologiczny, zależny od pionowego gradientu temp
Wilgotność powietrza
Para wodna-jeden z najważniejszych składników atm. Występuje głównie w dolnej warstwie ( nie jest rozłożona równomiernie).Troposfera- prawie cała para wodna, wraz z wysokością ciśnienia pary wodnej szybko maleje;
- na wysokości 1,5-2km o polowe mniejsza niż przy pow. ziemi
- na wysokości 13-20km;10-6 kg pary/kg powietrza suchego
- powyżej 20km zawartość znacznie wzrasta
- powyżej 70km; 10-8kg pary/kg powietrza suchego
Poziome zróżnicowanie zależy od intensywności parowania i przenoszenia pary wodnej przez wiatr (szybkość parowania rośnie szybko w miarę podwyższenia się temp powietrza- maleje od równika ku biegunom);
-wokół równika; >2hPa (czasami>30hPa)
-nad Sahara; <5hPa(czasami 10hPA)
-przy biegunach; <2hPa(pora zimowa ok. 10hPa(para ciepła)
- syberyjski biegun zimna ok. 0,03 hPa
Kierunek przejścia fazowych wody zależy od temp. i ciśnienia powietrza(zamarzanie,parowanie). Szybkość przemian fazowych w danej temp. uwarunkowana jest różnicą miedzy ciśnieniem równowagi ( ciśnienie pary nasyconej) a ciśnieniem aktualnie występującym na granicy faz.(E-e)
Intensywność parowania Q zależy od:
Q=A (E-e)*f(v)*p-1
A-współczynnik proporcjonalności zależny od rodzaju cieczy i kształtu parującej powierzchni
E- sprężystość pary nasyconej
e- aktualna prężność pary wodnej
p-ciśnienie atm.
f(v)- funkcja prędkości wiatru
(E-e)- niedosyt wilgotności (im większy tym Q większe)
Para nasycona-(nasycenie powietrza)- max ilości pary wodnej w danej temp, która może znajdować się w powietrzu max ciśnienie (prężność) pary wodnej nasyconej (es, E)
Zależność prężności pary wodnej od temp. (równanie Clarsiusa- Clapeyrona);
d lnes/dT=LvM/RT2
es- prężność pary nasyconej es=E
T- temp bezwzględna
Lv-ciepło parowania
M- masa cząsteczkowa pary wodnej
R- stała gazowa
es=const*e-Lv M/RT
Ciśnienie pary nasyconej rośnie ze wzrostem temp
Sposoby określania wilgotności
- wilgotność bezwzględna d=mW/Vpw
d(a, g)- wilgotność bezwzględna [g/m3]
mW- masa pary wodnej [g]
Vpw- obj powietrza wilgotnego [m3]
d=e/RvT=217e/T
es- ciśnienie pary wodnej w temp. T[Pa]
Rv- stała gazowa pary wodnej= 461,51 [J/kgK]
-wilgotność właściwa V=mw/mpw
V(q)- wilgotność właściwa [g/kg]
mw-masa powietrza wilgotnego [kg]
V=0,622 e/(p-0,378e)
-stosunek zmieszania r=mw/mps
r- stosunek zmieszania [g/kg]
mp- masa powietrza suchego [kg]
r=q/1-q r=0,622e/(p-e)
- wilgotność względna φ=e/es
φ(f)- wilgotność względna [%]
e- prężność aktualna pary wodnej [hPA]
es- prężność pary nasyconej dla danej temp. [hPa]
- niedosyt wilgotności d=es-e
Wilgotność względna (φ) zależna jest od temp. ponieważ uzależniona jest od max ilości pary wodnej niezbędnej do uzyskania stanu nasycenia powietrza. Dlatego zimą wilgotność powietrza w domu jest znacznie niższa niż na zewnątrz, pomimo tego,że w obu przypadkach mamy do czynienia z tą samą wilgotnością właściwą.
Wilgotność względna powietrza nie określa faktycznej zawartości pary wodnej w atm. lecz wskazuje jak blisko stanu nasycenia znajduje się powietrze.
W przypadku badania procesów zachodzących w atm. (np. przemian fiz. i chem. zanieczyszczeń) bardziej właściwą i użyteczną miarą zawartości pary wodnej jest wilgotność właściwa oraz stosunek zmieszania.
Kondensacja pary wodnej zawartej w atmosferze
Warunki procesu kondensacji pary wodnej;
-całkowite nasycenie powietrza parą wodną
-spadek temp. poniżej temp. punktu rosy tr
-obecność w atm. jąder kondensacji
Proces kondensacji rozpoczyna się w chwili osiągnięcia przez powietrze stanu nasycenia, najczęściej na skutek obniżenia temp. Przy dalszym spadku temp nadmiar pary wodnej ulega skropleniu. Jednak w zupełnie czystym powietrzu
z określonych przedziałów energetycznych.
Absorpcja promieniowania
Atm ziemska pochłania średnio 17-25% promie-niowania słonecznego
Główne absorbenty:
-cząsteczki pary wodnej
-CO2
- krople wody w chmurach
-cząstki pyłu
ozon i tlen molekularny
Podstawowe strefy pochłaniania
-para wodna: 0,7-3,2μm (pasma wąskie); 5,5-7,0μm (silne pasmo); λ>17 (szereg pasm rozmytych)
-dwutlenek węgla 2,3-3,0μm;4,2-4,4μm oraz powyżej 12,5μm
-ozon: widmo ostro ograniczone od strony krótkofalowej (ok. 0,3μm)maksimum absorpcji 9,6μm
PODSUMOWANIE:
-największa absorpcja w paśmie fal długich (λ>20μm) oraz bardzo krótkich (λ<0,3μm)
-absorpcja fal o długościach między 0,3 a 0,8μm jest bardzo mała.Zatem atm jest prawie całkowi-cie przezroczysta dla fal tego pasma,w którym natężenie promieniowania słonecznego jest największe
-dla fal o długości większej niż 0,8μm absorpcja wzrasta
-promieniowanie długofalowe w zakresie od 4-100μm nie jest przepuszczane przez atm,wyjątek stanowi przedział 8,5-12μm,gdzie atm jest przezroczysta dla promieniowania
Przedział ten nazywamy oknem atmosferycznym
Rozpraszanie
Rozpraszanie promieniowania czyli zmiana kie-runku biegu promieni za ściśle okreśłonego na dowolny,zachodzi podczas przechodzenia promie-niowania przez ośrodek niejednorodny optycznie tzn charakteryzuje się rożnymi współczynnikami załamania światła dla różnych punktów ośrodka.
Atmosfera ośrodek mętny,rozpraszają pyły, krople wody,kryształy lodowe zawarte w powietrzu,ale także pojedyncze molekuły czy ich kompleksy.
Rozpraszanie zależy od:
-długości fali
-charakteru ośrodka rozpraszającego
-wielkości, kształtu i przestrzennego rozkładu cząstek rozpraszających
Natężenie promieniowania rozproszonego jest:
-odwrotnie proporcjonalne do λ4 dla małych cząstek rozpraszających (rozpraszanie Rauleigha)
-odwrotnie proporcjonalne od λ dla średniej wielkości cząstek
-praktycznie nie zależy od długości fal dla dostatecznie dużych cząstek rozpraszających (d<1,2μm)
W atmosferze rozpraszane jest ok. 26% promieniowania dochodzącego ze słońca (chmury średnio 15%,pyłu i inne skł powietrza 11%). Znaczna część (2/3) promieniowania rozproszone-go dociera do powierzchni ziemi
Odbicie promieniowania
Odbijane jest 26% promieniowania słonecznego
Promieniowanie świetlne odbijane jest :
-od pow chmur (19%)
-przez pyły (6%)
-przez inne skła powietrza (1%)
Promieniowanie zwrotne zaadbsorbowane przez atm promieniowanie Ziemi reemitowane przez atm , w znacznej części powracające do powierz Ziemi
Wielkość promieniowania zależy od zawartości
-pary wodnej w powietrzu 9głównej)
-CO2,ozonu,chmur i pyłów
Promieniowanie efektywne różnica między promieniowaniem własnym ziemi a promieniowa-niem zwrotnym atmosfery.
Promieniowanie słoneczne przy powierzchni ziemi
Promieniowanie bezpośrednie (insolacja I)
Promieniowanie docierające bezpośrednio od tarczy słonecznej do pow ziemi.
Ilość energi docierającej w postaci promieniowania bezpośredniego do płaszczyzny poziomej na powierzchni Ziemi zależna jest od:
-wartości stałej słonecznej (Io)
-współczynnika przezroczystości atm (p)
-kąta padania promieni słonecznych w stosunku do pow ziemi (α)
I'=Iopm (wzór Bouguera)
m-liczba mas atmosfery,którą przenika promien
Masa atm grubość atm przez którą przenika promieniowanie
M zależy od kąta padania promieni słonecznych
Im większy kąt tym „m” jest mniejsze
p-współczynnik wskazuje jaka część stałej słone-cznej dociera do powierzchni ziemi,gdy promie-nie padają na nią pionowo.
Wartość współczynnika p zależy od:
-stężenia aerozoli w powietrzu;dla idealnie czystej atm p~0,9 w rzeczywistych warunkach p~0,7-0,85
-zawartość pary wodnej w powietrzu, wzrost zawartości pary wodnej w powietrzu zmniejsza p np. na równiku p~0,72
Natężenie promieniowania zależne jest od kąta padania promieni słonecznych w stosunku do powierzchni ziemi (α)
I=I'sinα
Promieniowanie rozproszone pochodzi z całego nieboskłonu,znaczący udział w ogrzewaniu ziemi i jej oświetleniu
Natężenie tego promieniowania zależy od
-wysokości słońca nad horyzontem
-przezroczystości atmosfery
Promieniowanie całkowite (nasłonecznienie)
-promieniowanie bezpośrednie ,rozproszone dochodzące do powierzchni ziemi
Udział tych dwóch rodzajów promieniowania zmienia się w zależności od
-położenia słońca
-zachmurzenia
-zanieczyszczenia atmosfery
Obszar największego dopływu energi słonecznej lęzy w paśmie równikowym (30O szerokości georg N do 30O S).Obszar ten otrzymuje duże ilości energii słonecznej, oraz nie wykazuje znacznych kontrastów ilości dopływającej energi, zależy od pory roku.W strefie pozozwrotnikowej roczny dopływ energii jest mniejszy,a kontrasty stają się coraz wyraźniejsze w miarę wzrostu sze-rokości geograficznej.
Bilans cieplny układy Ziemia-Atmosfera
Przedstawiony bilans dotyczy położonych na 35O szerokości geograficznej
W strefie równikowej bilans cieplny jest dodatni przez cały rok.(dopływ znacznych ilości energii, uwalnianie dużych ilości ciepła w procesie kondensacji pary wodnej)
W wyższych szerokościach geograf bilans cieplny jest ujemny (zyski ciepła pochodzą z procesu wymiany z podłożem oraz na drodze wyzwalania ciepła w procesie kondensacji)
Wpływ rodzaju powierzchni ziemi na klimat
Zewnętrzna część ziemi stykająca się z atm:
72% woda,28% lądy
Półkula południowa :81% woda,19%lądy
Półkula północna 60% woda,40%lądy
Strefa międzyrównikowa -obszar zawarty między 30O szerok geograf po obu stronach równika:80% wody,20% lądy
Powierzchnie wodne i lądowe różnią się
1.miejscem gdzie dokonuje się zmiana energii promieniowania słonecznego na energię cieplną
2. mechanizmem ogrzewania
3. mechanizmami transportu ciepła
Oceany:
*zdolność gromadzenia i transp olbrzymich ilości ciepła
Dzięki temu promienie ogrzewają grubą warstwę wody przy stosunkowo niewielkim i powolnym
Wzroście jej temp.Cząsteczki wody charakteryzu-ją się dużą ruchliwością co sprzyja rozchodzeniu się ciepła wgłąb zbiornika,na skutek mieszanie turbulencyjnego wywołanego falowaniem lub prądami morskimi oraz konkwecję cieplną.Roz-chodzenie się ciepła na dordze przewodnictwa cieplnego jest ograniczone ze względu na umiar-kowane wartości współczynnika przewodnictwa cieplnego (λ)
*napędzanie cyrkulacji atmosfery
*ogromny zbiornik energii wpływający stabilizująco na ogólny charakter klimatu
*parowanie-źródło ciepła utajonego
Lądy:
*nie pochłaniają i nie gromadzą dużych ilości en słonecznej cv:woda>skła mienralne>powietrze
Cv-pojemność cieplna objętościowa
*szybko się ogrzewają, szybko stygną
Ogrzewanie gruntu (molekularne przewodnictwo cieplne) zależy od
-rodzaju gruntu
-struktury
-porowatości
-składu chemicznego
-zawartości wody i powietrza
λ- współczynnik przewodnictwa cieplnego
λ: składniki min>woda>części org>powietrze
Albedo powierzchni ziemi (a) stosunek ilości energii odbitej do całkowitej energii poromienio-wania krótkofalowego(słonecznego) padającego na tę powierzchnię.
Jednostki albedo - %;0-100 ; [ ] ; 0-1
Wartości albedo dla trzech głównych rodzajów powierzchni ziemi:
a) powierzchnia wody : 4-8% z wyjątkiem okresów gdy wysokość słońca jest mała (znacznie większe niż podane).
b) powierzchnia lądu:15-25% z wyjątkiem pustyń dla których a wynosi 30% lub więcej
c) pokrywa lodowa i śnieżna :60% lub większe
Albedo dla wybranych rodzajów powierzchni:
Świeży śnieg 80-95%
Gleba jasna 22-32%
Asfalt 5-20%
Wysoka trawa 16%
Na ogół albedo powierzchni wzrasta gdy słońce znajduje się nisko nad horyzontem
Planetarne albedo ziemi (albedo ziemi)
Stosunek odbitego i rozproszonego promieniowa-nia słonecznego uchodzącego do przestrzeni międzyplanetarnej do całkowitej ilości promieniowania słonecznego trafiającego do atmosfery.
Rozchodzenie się ciepła w atmosferze
Istnieją trzy sposoby przenoszenia ciepła między obszarami położonymi w małych i dużych szeroko-ściach geograficznych.
1 sposób
-prądy morskie 15-20% ciepła
2 sposób
-przemieszczanie pary wodnej niosącej utajone ciepło parowania 20-25% energii
3 sposób
-przemieszczanie odczuwalnie cieplejszych mas powietrza 55-65% ciepła
Sposoby rozchodzenie się energii cieplnej w atmosferze:
-przewodnictwo cieplne (molekularne)
-turbulencyjna wymiana ciepła-nieuporządkowany chaotyczny ruch pewnych porcji powietrza,wystę-puje zarówno przy pionowych jak i poziomych ruchach powietrza
-konwekcja termiczna-są to uporządkowane pionowe ruchy dużych mas powietrza wywołane nierównomiernym nagrzewaniem się dużych mas powietrza.
Konwekcja powoduje zmiany temp powietrza w ciągu kilku godzin lub jednego dnia
-adwekcja ciepła-są to poziome ruchy mas powietrza,powodujące napływ na dany teren powietrza o innych własnościach,zmiana pogody następuje po upływie jednego lub kilku dni
-przemiany fazowe wody (parowanie,kondensacja)
Składniki pogody
1) Temperatura powietrza miara energii kinetycznej molekuł,wiekość bezpośrednio niemie-rzalna,pomiar temp ma charakter pośredni
Skale temperatury
Skala Celsjusza-oparta na pomiarze rozszerzal- ności rtęci,dwa punkty stałe:początek skali( temp równowagi pomiędzy fazą stała a ciekła wody destylowanej przy ciśnieniu 1013,49Pa-temp top-nienia wody przy ciśnieniu normlanym),punkt drugi (temp równowagi faz wrzącej wody destylo-wanej przy tym samym ciśnieniu-temp wrzenia wody przy ciśnieniu normalnym)Jednostka-Stopień Celsjusza (OC)
Skala Kelvina (skala termodynamiczna) oparta na przemianie izochorycznej (V=const) lub izobarycz-nej (p=const) gazów doskonałych np. wodoru lub helu,najniższa temp OK.,OK.=-273,15OC; Jednostka-Kelvin (K)
Skala Fahrenheita-punkt to temp zamarzania mieszaminy salmiaku z lodem,temparatury chara-kterystyczne:32OF (zamarzanie wody),2120F (wrzenie wody),stosowana w krajach anglosaskich. Jednostka -stopień Fahrenheita (0F)
Skala Réaumura-punkty stałe takie jak w skalo Celsjusza,odległość między nimi podzielona na 80 częsści.Jednostka -stopień Réaumura (0R)
W meteorologi i klimatologi pod pojęciem temp rozumie się temp powietrza zmierzoną termome-trem wystawionym na działanie powietrza lecz osłoniętym przed promieniowaniem słonecznym na wys 2m nad poziomem gruntu
Podstawowe charakterystyki temp powietrza:
WARTOŚCI ŚREDNIE TEMPERATUR
-średnia temp dobowa do 1996 ustalana na podstawie 4 pomiarów,obliczana jako ich średnia ważona wg wzoru:
td=(t01/02+t07/08+t13/14+t19/20)/4
od początku 1996 wartość obliczano jako średnią z 4 wartości termalnych
td= (tmax+tmin+t07/08+t19/20)/4
doba termiczna obejmuje okres obserwacji wieczornej poprzedniego dnia do obserwacji wieczornej dnia danego.(zima np. 19,lato 20)
-średnia temp miesięczna -wartość średnich temp dobowych w danym miesiącu
-średnia temp roczna - średnia wartość średnich temp miesięcznych w danym roku.
-średnia temp innych okresów- pory roku, półrocza, dekady
WARTOŚCI EKSTREMALNE
-najniższa i najwyższa temp dobowa-różnica między temp max i min to dobowe wahania temp
-najniższa i najwyższa temp roku- obliczana na podstawie wartości ekstremalnych dobowych, różnica między temp max i min to roczne wahania temp.
AMPLITUDY
ZMIENNOŚĆ WYMIENIONYCH wskaźników wyrażona jest jako odchylenie standardowe lub współczynnik zmienności albo inne miary statystyczne
CZĘSTOŚĆ WYST TEMP w zadanych przedziałach
PRZEBIEG ROCZNY wartości średnich miesię-cznych,średnich dobowych powietrza
ŚREDNIE DATY PRZJŚCIA temp przez określone wartości temp:0;5;10;150C) oraz długości okresów z temp powyżej lub poniżej wartości progowych,związane z nimi średnie daty rozpoczęcia termicznych pór roku oraz średni czas ich trwania
Termiczne pory roku okresy o pewnych ustalonych wartościach średnich dobowych temp powietrza (td)
Pora roku Kryterium
Przedwiośnie 0 td<5 0 C
Wiosna 5 td<100 C
Przedlecie 10 td<15 0 C
Lato td ≥15 0 C
Polecie 15> td ≥10 o C
Jesień 10> td ≥ 5 o C
Przedzimie 5> td ≥0 o C
Zima td<0o C
Temperatury min i max dla określania długości okresów termicznych
Okres Kryterium
Dni przymrozkowe tmin <0 o C
Dni mroźne tmax < 0
Dni b mroźne tmin < -10
Dni letnie (gorące) tmax >25
Dni upalne (b gorące) tmax >30
Stany termicznej równowagi atmosfery
Zagadnienie równowagi atmosfery
-relacja pomiędzy gęstością powietrza ciepłego i chłodnego
ρc<ρz
(brak aerozoli) kondensacja pary wodnej nie następuje nawet przy bardzo dużym jego przesyceniu parą wodną. Para wodna przechodzi w stan przechłodzenia (przesycenia) co objawia się tym, że dopiero w temp -42 0C następuje samoistna krystalizacja przechłodzonej pary.
Jądro kondensacji;
- cząstki dymów, pyłów, kryształki soli, zarodniki roślin, bakterie, kropelki cieczy, jony- tworzą aerozole
-ze źródeł naturalnych i sztucznych (wybuchy wulkanów, pożary lasów, procesy przemysłowe)
-dostarczają powierzchni , na której zachodzi kondensacja pary wodnej
-zawartość w atm. od kilkuset do kilku tys., największa w dolnej warstwie atm; 104-106 cm -3 (lądy) , 400 cm -3 (oceany), aglomeracje przemysłowe 5000- kilka milionow cm -3
-średni czas utrzymania w atm; 1-4 tyg w troposferze; do kilkunastu miesięcy ponad strefą występowania chmur
- zróżnicowane średnice; małe jądra <0,2; duże jądra 0,2-1,0 μm; jądra kondensacji olbrzymy > 1,0 μm; krople mgły lub chmur >10 μm
- zróżnicowana aktywność zależna od rozmiarów cech fizykochem. (własności higroskopijne)
Cząsteczki o dużych zdolnościach higroskopijnych ( sól morska, cząsteczki kwasu siarkowego, azotowego) są silnymi kondensorami kondensorami mają kondensacje < 75%
Pierwotne produkty kondensacji pary wodnej w atm; krople wody i kryształy lodu(1-100 μm) -> mgly i chmury ( 100 kropli/m3)
Mgła- zbudowana jest z kropelek wody, mgła jest zbiorowiskiem produktów kondensacji pary wodnej, powstałym na skutek parowania wody z cieplejszego zbiornika do chłodniejszej atm. w wyniku zetknięcia się dwóch mas powietrza zawierających dużo wilgoci, lecz znacznie różniących się temp( mgła-widoczność do 1km,zamglenie -powyżej 1km)
Zachmurzenie-wielkość pokrycia firmamentu niebieskiego przez chmury.
Poziom rozpoczęcia procesu kondensacji PK, PK=125(To-Tr)
PK- poziom kondensacji wznoszącej się cząstki [m]
To- temp powietrza pary pow ziemi [K]
T- temp punktu rosy przy pow. Ziemi [K]
Ułożenie kropel wody w chmurze kłębiastej
d- część peryferyjna(silne parowanie kropel)
a- obszar kondensacji pary wodnej
c-centralna część chmury kłębiastej (średnice 8-18μm)
b- wymiary kropel 6-14m (głównie proces koagulacji)
Zawartość skondensowanej wody w chmurze - setne części grama do kilku gramów/m3 chmury
Kryterium fizycznej budowy chmury wyróżnia chmury;
-wodne (chmury ciepłe)-krople wody, zasobność zasobność wody ok. 5g/ m3 }jednorodne
- lodowe-kryształy lodu,uboższe w wodę 1-10mg/m3 }jednorodne
-mieszane- powstawanie opadów atm. } niejedno-rodne
Kryterium wysokości występowania dzieli chmury na;
-niskie}
-średnie} PIĘTRA CHMUR
-wysokie}
-o budowie pionowej
Rodzaje chmur;
-kłębiaste(-cumulus)
-chmury warstwowe (-stratus)
-deszczowe (-ninbus)
-pierzaste (-cirrus)
Prędkość opadania małych kropli jest bardzo mała, znacznie niższa niż prędkość występujących prądów powietrza w atmosferze. Aby krople te mogły wypaść z chmury w postaci deszczu, śniegu, czy gradu muszą pokonać opór powietrza. Mogą to zrobić gdy ich rozmiary oraz prędkości opadania będą większe od prędkości występujących prądów powietrza (dotyczy średnicy ok. 1000 μm).
Czas niezbędny do osiągnięcia przez mikroskopijne krople wody tak dużych rozmiarów, w wyniku samego procesu kondensacji znacznie przekracza czas powstania opadu atm. Muszą zatem występować inne procesy prowadzące do dalszego wzrostu wielkości kropel wody.
Procesy te to;
-Koagulacja (zderzenia)- chmury o budowie jednorodnej zderzenia kropli większych z mniejszymi (chmura bez kryształów lodu t>0oC; 50% opadów w strefie międzyzwrotnikowej, 10% w pozazwrotnikowej
-Proces Bergerona (teoria powstawania kryształów lodowych)- chmury niejednorodne, niejednakowa prężność pary wodnej (nad pow kryształów lodu, nad powierzchnia wody przemieszczanie się pary wodnej z nad pow. wodnej do kryształków lodu przekształcanie kryształów w płatki śniegu); umiarkowane szerokości geog.(90% opadów)
Rodzaje hydrometeorów;
-deszcz- średnica >0,5mm, mniejsze (u>4m/s)
-mżawka- krople bardzo drobne ok. d<0,5mm
-śnieg- kryształy lodu o rozbudowanej budowie
-krupy śnieżne- kuliste lub stożkowe ziarna (d=2-5mm)
-grad - kulki lub bryly lodu (d>=5-50mm)
-szadź- osad lodu
Usłonecznienie Jest to czas dopływu bezpośredniego promieniowania słonecznego do powierzchni Ziemi;
Zależy od; długości dnia, stopnia zakrycia horyzontu, zachmurzenia
Wyróżnia się usłonecznienia;
-możliwe (czas od wschodu do zachodu słońca) [h]
-rzeczywiste zawsze mniejsze lub równe usłonecznieniu możłiwemu [h] lub % usłonecznienia możliwego
Kompleksowe charakterystyki klimatu
Bioklimatologia- zajmuje się badaniem i oceną wpływu klimatu na org żywe
-temp. ekwiwalentna- łączne działanie temp. i wilgotności powietrza
ciśnienie maleje i temp rośnie- odczucie ciepła się nie zmienia
-temp efektywna- ujęcie temp, wilgotności i ruchu powietrza
Wzór Missendara
t ef =t37*37-tp/0,68-0,0014f+ 1/1,76=1,4v0,75 -0,29tp(1-0,01f)
t ef-temp efektywna [0 t ef]
tp- temp powietrza [0C]
f-wilgotność [%]
wilgotność- prędkość wiatru [m/s]
-temp radiacyjno-efektywna - ujęcie temp, wilgotności i ruchu powietrza oraz promieniowania słonecznego
Wskaźniki te charakteryzują klimat odczuwalny uwzględniający wymianę ciepła między organizmem a otoczeniem. W zależności od tego czy utrata ciepła z organizmu jest równoważna jej produkcją w procesach przemiany materii mówimy o stanie komfortu termicznego (przyjemne odczucie ciepła) czy dyskomfortu z powodu ciepła lub chłodu.
-wspołczynnik hydrotermiczny (sielianinowa) - na potrzeby rolnictwa (czas trwania i nasilania okresu posuchy ) ,wiąże wielkość opadow i temp z procesem wegetacji roślin
K =10P/t
P-suma miesięczna opadów atm. [mm]
t- suma wartości średniej dobowej temp. powietrza w miesiącu [oC]
Okres posuchy-charakteryzuje się wartością k<1,0 co oznacza że roślina zuzywa na parowanie więcej wody niż otrzymuje z opadów
K=1,6->gorąca herbata K=0,9->buraki cukrowe
-istota procesów adiabatycznych-bez wymiany ciepła z otoczeniem; w idealnej postaci w atm nie występują (niemożliwe całkowite odizolowanie wybranej porcji powietrza od termicznego wpływu otoczenia); w wyższych warstwach atm można traktować jako adiabatyczne (oddalenie od źródeł ciapła;duża szybkość przebiegu procesów);przy powierzchni ziemi nie przebiegają (intensywny przepływ energi między podłożem i powietrzem),
-normalny pionowy rozkład temp
Gradienty temperatury
-suchoadiabatyczny gradient tamp: γs=1oC/100m,
-wilgotnoadiabatyczny gradient temp :γw=0,5-0,7oC/100m
Dla powietrza nasyconego przy ciśnieniu 1000mb i temp 0oC γ w=0,66*c/100m
Im wyższa jest temp powietrza tym większe są różnice między gradientem sucho i wilgotnoadia-batycznym,spowodowane jest to dużą wilgotnością powietrza
W niskich temp (mała wilgotność powietrza) gradient wilgotnoadiabatyczny jest bardzo zbliżony do suchoadiabatycznego.
Zachądzące w warstwach troposfery procesy termodynamiczne nie mogą być traktowane jako adiabatyczne,ponieważ istnieje ciągła wymiana cie-pła pomiędzy powierzchnią ziemi a powietrzem. Dla scharakteryzowania pionowego rozkładu temp w tej warstwie atm wykorzystuje się rzeczywisty (aktualny) gradient temp.
Rzeczywisty gradient temp
Charakteryzuje pionowy rozkład temp w nieprze-mieszczającej się warstwie powietrza w troposferze
γa=-(T2-T1)/(H2-H1)
T-temp powietrza na poziomie 1 i 2
H- wysokość na poziomie 1 i 2
Rzeczywisty gradient temp może przyjmować wartości z dość szerokiego przedziału zarówno mniejsze jak i większe od γs , zależy to w dużej mierze od wysokości n.p.m.
Wyróżnia się 3 podstawowe Stany termicznej równowagi atmosfery:
Są one determinowane wzajemnym stosunkiem adiabatycznego i rzeczywistego gradientu temp
-stan równowagi chwiejnej (atm niestabilna) aktualny gradient temp jest większy od suchoadiabatycznego
-stan równowagi obojętnej aktualny gradient temp jest równy suchoadiabatycznemu
-stan równowagi stałej (atm stabilna) rzeczywisty gradient temp jest mniejszy od suchoadiabatycznego
Stany równowagi atm (wg Pasquilla):
1. równowaga bardzo chwiejna
2. równ chwiejna
3. równ nieznacznie chwiejna
4. równ obojętna
5. równ stała
6. równ bardzo stała
Klasy równowagi w Polsce:
1. silnie chwiejna
2. chwiejna
3. lekko chwiejna
4. obojętna
5. lekko stała
6. stała
Rodzaje smug w zależności od pionowego gradientu temperatury:
-smuga pętlowa (równ chwiejna)
-smuga stożkowa (równ obojętna)
-smuga wentylacyjna (równ stała lub inwersja)
-smuga zanieczyszczająca (inwersja poniżej komina)
-smuga wznosząca (inwersja powyżej komina)
2. Ciśnienie atmosferyczne
siła równa ciężarowi pionowego słupa powietrza o poziomej podstawie jednostkowej i wysokości równej grubości atmosfery.Jednostka:paskal (Pa), mmHg
Ciśnienie standardowe normalne wynosi 1013,25 hPa (760mmHg) (t=0oC,poziom morza,45o szerokości geograficznej)
Ciśnienie jest odwrotnie proporcjonalne do temp, co jest sprzeczne z równaniem Clapeyrona.
pV=nRT; p=ρRT
ρ= f(T) ρ →ρ ; T<ρ
Wnioski:
-to samo ciśnienie wywierane jest przez niższy słup powietrza chłodnego i wyższy ciepłego,
-z dwu słupów powietrza o tej samej wysokości ciśnienie wyższe wywiera słup chłodniejszego powietrza,
-ze zmianą wysokości nad powierzchnią terenu ciśnienie atmosferyczne w słupie chłodnego powie-trza zmienia się szybciej niż w słupie powietrza ciepłego,
-tę samą wartość ciśnienia rejestruje się na wyższej wysokości w masie powietrza ciepłego niż w masie powietrza chłodnego
-różnica ciśnień między obszarami cieplejszymi i chłodniejszymi wywołuje siłę,która powoduje przepływ powietrza z obszaru o wyższym ciśnieniu do obszaru o ciśnieniu niższym,
-po połączeniu w przestrzeni punktów o jednako-wym ciśnieniu otrzymuje się powierzchnię izobaryczną,która w przekroju pionowym nad obszarami ciepłymi będzie wypukła,a nad obszarami chłodnymi wklęsła.
Ciśnienie atm zmienia się wykłądniczo ze wzrostem wysokości.Redukcja ciśnień do poziomu morza polega na teoretycznym obliczeniu jakie byłoby ciśnienie gdyby zmieniono je nie na rzeczywistej wysokości,ale na poziomie morza.
Redukcja ciśnienia- do poziomu morza polega na teoretycznym obliczaniu jakie byłoby ciśnienie gdyby zmieniono je nie na rzeczywistej wysokości, ale na poziomie morza.
Wzór Babineta
Z2-Z1=8000 2(p1-p2)/p1+p2¬ (1+tm)
Z1, z2- wysokość nad poziomem morza
P1, p2- ciśnienie nad wys. Z1, z2
tm- średnia temp słupa powietrza po miedzy z1 i z2
α- współczynnik rozszerzalności objętościowej gazu
Wzór Babineta umożliwia obliczanie:
- różnicy wysokości dwóch punktów u podstawy i u szczytu rozpatrywanego słupa powietrza, jeśli znane są w nich jednocześnie ciśnienie i temp.
- ciśnienie na określonej wysokości znając ciśnienie i temp. Przy powierzchni ziemi
- ciśnienie na poziomie morza na podstawie pomiaru dokonywanego na rzeczywistej wysokości powyżej tego poziomu
Wzór ten być wykorzystywany przy różnych wysokościach (z1-z2) do 400m, w warstwach powierza do 2,5 km.
Wzór Laplace'a
Uwzględnia dodatkowo wpływ wilgotności powietrza i zmiany sił grawitacji na zmianę ciśnienia.
Stopień barometryczny (h')- grubość warstwy atm. , w której ciśnienie obniża się o 1hPa
t=00C h'=8m/1hPa
t>150C h'=9m/1ha
t1<-150C h'=7m/hPa
Pionowy gradient baryczny (Gb)- otwartość stopnia barometrycznego [ hPa/m]
Tendencja baryczna- tempo zachodzących zmianach ciśnienia w czasie. Jest to zmiana ciśnienia w ciągu 3h poprzedzających termin pomiaru. Określona jest jej wielkość oraz charakter. (wartość od 0 do 8)
Typowe układy ciśnienia atmosferycznego
Niż baryczny (układ niskiego ciśnienia; N, ang L)- obszar niskiego ciśnienia, z min. W środku, otoczony ze wszystkich stron przez ciśnienie wyższe; izobary tworzą linie zamknięte, o wartościach malejących ku środkowi.
Na półkuli północnej wiatr wieje;
-wokół niżu przeciwnie do ruchu wskazówek zegara
-w kierunku do centrum (cyklon)
-sprowadza chłodne powietrze na zachód zachód i północ, ciepłe na wschód i południe od niego
-powietrze unosi się ochładza co często prowadzi do kondensacji pary wodnej i powstawania chmur i opadów; różna intensywność ( słaby opad przelotnego deszczu, huraganowe wiatry i duże ilości opadów, często powodzie)