WYKŁAD. 01.04.2006

Systemy wiatrów w ogólnej cyrkulacji oraz wiatry lokalne.

PASSATY - systemy stałych wiatrów ogólnej cyrkulacji atmosferycznej. Występują one na kuli ziemskiej w strefie od zwrotnika raka na półkuli północnej do zwrotnika Koziorożca na półkuli południowej.

Średnia prędkość wiatrów passatowych wynosi 5-6 m/s, pionowy zasięg 1-2 km, na równiku pionowy zasięg 3-4 km

MONSUNY - wiatry systemu ogólnej cyrkulacji atmosferycznej charakteryzujące się stałościa kierunków w danym sezonie i zmianą kierunku w przypadku zmiany sezonu np.: z letniego na zimowy.

Latem - monsun wieje od oceanu ku lądowi i nazywany jest monsunem letnim.

Zimą - monsun wieje od lądu ku oceanowi i nazywany jest monsunem zimowym.

Cyrkulacja monsunowa jest szczególnie rozwinięta w pd-wsch, podzwrotnikowej części Azji:

• Indie

• Birma

• Bangladesz

• Tajlandia

• Wietnam

• Laos

• Kambodża

• Chiny Południowe

Przyczyną zmiany kierunku monsunów są różnice ciśnienia atmosferycznego spowodowane nagrzewaniem i ochładzaniem kontynentu oraz oceanu.

LATO.

Latem ląd nagrzewa się silniej i szybciej aniżeli powierzchnia oceanu. Dzięki takiemu rozkładowi ciśnienia powietrze przemieszcza się od oceanu w stronę lądu (monsun letni). Pojawienie się tego monsunu jest:

• Gwałtowne

• Nagłe.

Nad kontynent napływa wraz z monsunem b. wilgotne powietrze znad oceanu.

W trakcie nadpłynięcia nad ląd powietrze jeszcze bardziej się nagrzewa i przybiera stan równowagi chwiejnej. Efektem tego stanu jest gwałtowny rozwój prądów wstępujących, co pociąga za sobą powstanie potężnych chmur burzowych, z których leja się strugi wody.

Opady monsunowe bywają tak gwałtowne, że na nawiedzanych przez nie obszarach powstają katastrofalne powodzie. Monsun letni podążając w kierunku Himalajów, na drodze ruchów orograficznych, przyczynia się do powstania na zboczach Himalajów potężnych, zwartych chmur, z których wyzwalają się bardzo obfite opady.

Miejscowość Czerrapundżi - średnia ilość opadów/rok 12.000 mm.

W Indiach ulewne deszcze monsunowe trwają od 50 do 60 dni, powietrze przesycone jest para wodna i wszystko wokół pleśnieje i butwieje.

Monsun jest również dobrodziejstwem dla krajów pd-wsch Azji, ponieważ umożliwia uprawę ryżu.

Monsun letni trwa od maja do października a natężenie opadów przypada na miesiąc lipiec i sierpień.

ZIMA.

Z momentem pojawienia się pory zimowej nad kontynentem Azji pd-wsch rozbudowuje się potężny wyż nad obszarem lądowym, z powodu ochłodzenia powietrza a nad obszarem oceanu tworzy się ośrodek niskiego ciśnienia i zaczyna swój żywot monsun zimowy, nazywany często lądowym.

W wyniku takiego rozkładu ciśnień w okresie zimowym wiatry przemieszczają się od lądu w kierunku oceanu.

Monsun zimowy niesie za sobą suche i chłodne masy powietrza znad lądu azjatyckiego - wówczas nie ma warunków do tworzenia się chmur - zaczyna się okres posuchy, który w wielu przypadkach jest szkodliwy dla miejscowego rolnictwa.

Monsun zimowy trwa od listopada do kwietnia włącznie.

System wiatrów lokalnych

1. BRYZA

Bryza - występuje nad polskim wybrzeżem Bałtyku. Wywołana jest przyczynami natury termicznej. Pojawia się latem i jest związana z lokalną różnicą ciśnienia atmosferycznego między obszarem morskim i lądowym. Jest wiatrem o małym zasięgu w kierunku pionowym.

Bryza morska (dzień) - wieje od morza w kierunku lądu

Bryza lądowa (noc) - wieje od lądu w kierunku morza

Powietrze nad lądem nagrzewa się, zwiększa swoją objętość i tworzy się lokalny niż, nad morzem zaś gęściejsze powietrze tworzy wyż - wiatr wieje od wyżu do niżu.

Przy dobrym nasłonecznieniu bryza wieje od 10 do momentu zachodu słońca. Od momentu powstania bryzy prędkość wiatru stale się zwiększa i około 14-15 może sięgać do 12m/s i ma kierunek północny lub północno-wschodni. W głąb lądu bryza sięga do 10-12 km.

W nocy ląd znacznie szybciej ochładza się niż powierzchnia morza. W wyniku tego powietrze nad lądem ochładza się i tworzy się lokalny wyż. Nad wodą panuje niż i zaczyna wiać bryza lądowa. Jest ona znacznie słabsza od morskiej: prędkość maksymalna 5-6 m/s a jej zasięg to 3-5 km w głąb morza.

2. WIATR HALNY

Powstaje w określonej sytuacji barometrycznej, gdy nad pd. Europy zalega wyż, a nad północną Europą wraz z polska utrzymuje się głęboki niż. Pociąga to za sobą gwałtowny przepływ powietrza znad Niziny Węgierskiej, Czech i Słowacji do Polski poprzez łańcuch Karpat i Sudetów.

Masy powietrza z południa napotykają przeszkodę w postaci Karpat lub Sudetów, co zmusza masę powietrza do wznoszenia się po południowych zboczach tych gór i jego adiabatycznego ochładzania.

Powyżej poziomu kondensacji pary wodnej powstaje zwarta powłoka chmur, z których wyzwalane są obfite opady. Po przekroczeniu grzbietów gór powietrze szybko opada w dół, adiabatycznie się ogrzewa o 1stC na każde 100m obniżenia, a zawarte w nim niewielkie ilości pary wodnej oddalają się od stanu nasycenia.

Halny po polskiej stronie powoduje gwałtowne zanikanie pokrywy śnieżnej, czego następstwem mogą być powodzie. Wiatry halne odznaczają się prędkościami dochodzącymi do 60 m/s a w dolinach do 30 m/s. Tak duża prędkość powoduje zniszczenie lasów na Podhalu, w Beskidach i Sudetach.

Wiatr ryterski to wiatr typu halnego w rejonie Beskidu Sądeckiego

Wiatr rymanowski to wiatr typu halnego w rejonie Dukli

3. WIATR GÓR I DOLIN

Tworzy się w ciepłej porze roku w następstwie nierównomiernego nagrzewania się dna dolin i zboczy górskich.

W dzień powietrze przy zboczach nagrzewa się szybciej niż powietrze w dolinie na tej samej wysokości. Wskutek tego ciśnienie przy zboczu jest niższe niż w dolinie i wiatr wieje po zboczu, w stronę grzbietu.

W nocy odwrotnie, bo w dolinie jest cieplej, czyli wiatr wieje od grzbietów w kierunku dolin.

Cyrkulacja wiatru gór i dolin pozytywnie oddziałuje na klimat lokalny uzdrowisk położonych w dolinach górskich (ruch powietrza wymieniający stale jego masy).

ĆWICZENIA. 30 kwietnia 2006

Metody określania wysokości wyparowanego słupa wody oraz przyrządy pomiarowe.

Parowanie jest to proces fizyczny polegający na przejściu wody ze stanu ciekłego lub stałego w stan gazowy (lotny) - zjawisku towarzyszy pobieranie ciepła.

Na intensywność parowania wpływ mają takie elementy jak:

• temperatura powierzchni parującej,

• temperatura powietrza,

• niedosyt wilgotności powietrza (suchość),

• ciśnienie atmosferyczne.

Parowanie ze swobodnej powierzchni wodnej jest to parowanie z każdej naturalnej powierzchni wodnej zbiornika lub sztucznej powierzchni przyrządu pomiarowego.

Parowanie terenowe jest to suma całkowitej ilości wody, jaka przeszła do atmosfery w postaci pary wodnej z powierzchni interesującego nas terenu.

EWAPOTRANSPIRACJA - jest to suma parowania fizycznego powierzchni gruntu, parowania fizycznego powierzchni wody opadowej zatrzymywanej na liściach i łodygach roślin oraz transpiracji roślin.

Wysokość wyparowanego słupa wody w procesie parowania ze swobodnej powierzchni wodnej oraz parowania terenowego określić możemy metodami:

• pośrednimi,

• bezpośrednimi.

Metody pośrednie polegają na wyliczeniu wysokości wyparowanego słupa wody w oparciu o doświadczalnie wyprowadzone wzory matematyczne.

Metody bezpośrednie polegają na pomiarach wysokości słupa wody w oparciu o wskazanie przyrządów przeznaczonych do tego celu, które nazywamy ewaporometrami (z ang. evaporation).

Pośrednie metody wyliczenia parowania terenowego - wzory.

Ep = 22,5 ·∑d Schmuck (rok, półrocze)

Ep - wysokość wyparowanego słupa wody [mm]

∑d - suma średnich miesięcznych niedosytów wilgotności powietrza za okres roku lub półrocza letniego lub zimowego

Ep = k · d ·
Schmuck (miesiąc)

k - współczynnik redukcyjny ustalony oddzielnie dla każdego miesiąca roku

d - średni miesięczny niedosyt wilgotności powietrza

v - średnia miesięczna prędkość wiatru wyrażona w [m/s].

Ep = 3d ·
+ 4Q Bac (miesiąc)

d - średni miesięczny niedosyt wilgotności powietrza

v - średnia miesięczna prędkość wiatru wyrażona w [m/s].

Q - miesięczna suma natężenia promieniowania całkowitego wyrażona w [kcal].

Ep = 0,36 i (Eo - e) · (1 + 0,5 v) Penman (miesiąc) - stosowany dla zachodnich rejonów Polski do Wisły.

i - liczba dni w danym miesiącu

Eo - średnia miesięczna wartość ciśnienia pary wodnej nasyconej w temperaturze powierzchni wody

v - średnia miesięczna prędkość wiatru wyrażona w[ m/s].

Ep = 0,0018 (25 +t)2• (100 - f) Iwanow (miesiąc) - stosowany dla wschodnich rejonów Polski do Wisły.

t - średnia miesięczna temperatura powietrza

f - średnia miesięczna wilgotność względna powietrza

Pośrednie metody wyliczenia parowania terenowego.

Metoda bilansu wodnego polega na określeniu ilości wody zawartej w gruncie i biorącej aktywny udział w procesie parowania od początku do końca okresu pomiarowego.

Ep = P + (W1 - W2 )

P - miesięczna suma opadów atmosferycznych wyrażona w [mm].

W1 - ilość wody zawartej w gruncie wyrażonej w [mm] na początku okresu pomiarowego

W2 - ilość wody zawartej w gruncie wyrażonej w [mm] na końcu okresu pomiarowego.

Metoda bilansu cieplnego oparta jest na ogólnym równaniu zachowania energii.

Strata ciepła na parowanie otrzymana jako niewiadoma z równania jest miarą wysokości wyparowanego słupa wody.

(miesiąc)

B - bilans promieniowania,

G - wymiana ciepła między powierzchnią gruntu a jego głębszymi warstwami

- różnica między temperaturą powietrza na wysokości 0,5 m od powierzchni gruntu i 2,0 m od powierzchni gruntu.

e - różnica między ciśnieniem pary wodnej na wysokości 0,5 m od powierzchni gruntu i 2,0 m od powierzchni gruntu.

Metoda dyfuzji turbulencyjnej polega na określeniu ilości pary wodnej przenoszonej z powierzchni gruntu do przygruntowej warstwy powietrza.

Ep = 2,1 k ·

k - współczynnik wymiany turbulencyjnej zależny od prędkości wiatru

- różnica między ciśnieniem pary wodnej na wysokości 0,5 m od powierzchni gruntu.

W metodzie bezpośredniej posługujemy się wskazaniami przyrządów zwanymi ewaporometrami.

Ewaporometr Wilda służy do bezpośrednich pomiarów wysokości wyparowanego słupa wody w procesie parowania ze swobodnej powierzchni wodnej sztucznie utworzonej. Pod względem budowy jest to jednoramienna waga uchylna, w której miejsce szalki zainstalowano płaskie naczynie z woda o powierzchni parującej 250 cm2 i średniej głębokości naczynia od 15 do 20 mm. Wypełniony woda przyrząd umieszczamy na terenie ogródka meteorologicznego pod specjalnym daszkiem żaluzjowym pomalowanym na kolor biały. Przyrząd ustawiamy pod daszkiem w ten sposób, aby powierzchnia parującego zwierciadła wody znalazła się 0,5 m od powierzchni gruntu. Odczyt wysokości wyparowanego słupa wody przeprowadza się raz na dobę bezpośrednio na skali przyrządu o godz. 7 rano, zaś wynik odczytu zapisujemy w dzienniku obserwacyjnym pod datą dnia poprzedniego. Przyrząd może być używany przez cały rok zarówno przy temperaturach dodatnich, jak i ujemnych.

Innym przyrządem bardziej dokładnym jest ewaporometr pływający.

Ewaporometr pływający typu GGI służy do bezpośrednich pomiarów wysokości wyparowanego słupa wody w procesie parowania ze swobodnej powierzchni wodnej w warunkach zbliżonych do naturalnych.

Pod względem konstrukcji jest to metalowy zbiornik o powierzchni 3000 cm2 i średniej głębokości 60 - 65 cm. Napełniony wodą zbiornik umieszcza się na drewnianej tratwie zakotwiczonej na zbiorniku wodnym. Zbiornik instalujemy w ten sposób, aby 90% głębokości naczynia było zanurzone w wodzie. Odczyt wysokości wyparowanego słupa wody przeprowadzamy raz na dobę o godz. 7⁰⁰ rano za pomocą specjalnego wskaźnika znajdującego się wewnątrz przyrządu, zaś wynik pomiaru zapisujemy w dzienniku pod datą dnia poprzedniego. Przyrząd ze względu na swój charakter praktycznie jest użytkowany wyłącznie od 1 dnia maja do ostatnich dni października.

Przyrządy do pomiarów parowania w sposób bezpośredni.

Lizymetr glebowy - służy do bezpośrednich pomiarów wysokości wyparowanego słupa wody w procesie parowania terenowego.

Pod względem budowy jest to szczelny metalowy lub betonowy zbiornik wkopany w grunt o powierzchni parującej 3000 cm2 i średniej głębokości 80 cm.

Idąc od dołu do góry przyrząd wypełniony jest: żwirem gruboziarnistym, żwirem drobnoziarnistym, piaskiem i warstwą gleby na powierzchni, której w sezonie wegetacyjnym rośnie roślinność. Przy jednej ze ścian przyrządu znajduje się rura o mniejszym przekroju mająca u dołu nawierconych szereg otworów. Służy ona do wlewania wody do wewnątrz przyrządu. Na przeciwległej stronie znajduje się rura o większym przekroju mająca u dołu szereg nawierconych otworów, spełnia ona rolę studzienki kontrolnej zwierciadła wody. Wewnątrz studzienki kontrolnej znajduje się pływak ze sztywną osią, która w górnej części jest odpowiednio wyskalowana. Pomiar przeprowadzamy w ten sposób, że w miarę parowania wody obniża się zwierciadło wody w studzience kontrolnej w wyniku, czego na podstawie wskazań wyskalowanej części osi pływaka możemy stwierdzić wysokość wyparowanego słupa wody.

Ewaporometr glebowy - służy do bezpośrednich pomiarów wysokości wyparowanego słupa wody w procesie parowania terenowego. Pod względem budowy jest to szczelny metalowy zbiornik wkopany w grunt o powierzchni parującej 3000 cm² i średniej głębokości 80 cm. Wewnątrz zbiornika idąc od dołu znajduje się: płaskie lejkowate naczynie służące do zbierania przesączającej się wody, powyżej znajduje się ruchomy metalowy wazon z dziurkowanym dnem wypełniony wewnątrz zwartym monolitem glebowym na powierzchni, którego w sezonie wegetacyjnym znajduje się roślinność. Pomiar przeprowadzamy w ten sposób, że w odstępach, co 5 dni wyjmujemy wazon wraz z monolitem glebowym ze zbiornika i ważymy na wadze. Na podstawie różnicy ciężaru monolitu glebowego znajdującego się w metalowym wazonie, oraz ilości przesączonej wody do płaskiego naczynia oraz wysokości spadłych opadów atmosferycznych wyznaczamy ilość wyparowanej wody w procesie parowania terenowego.

ĆWICZENIA. 13.05.2006

Określenie stopnia zachmurzenia nieba, oraz charakterystyka chmur w oparciu o wysokość występowania i wygląd zewnętrzny.

Zachmurzeniem: nazywamy stopień pokrycia nieba przez wszystkie chmury, jakie widzimy w momencie wykonywania obserwacji. Stopień zachmurzenia nieba, określamy wizualnie bez użycia jakichkolwiek przyrządów.

Otaczający widnokrąg dzielimy na osiem równych części i w zależności od stopnia pokrycia, stosuje się dziewięciostopniową skalę od 0-8.

• Niebo bezchmurne 0/8

• Niebo zachmurzone 8/8

Zachmurzenie określamy najczęściej w sposób ogólny, ale możemy również w sposób składowy.

Zachmurzenie ogólne odnosi się do stopnia pokrycia nieba przez wszystkie chmury, jakie widzimy w momencie wykonywania obserwacji.

Zachmurzenie składowe odnosi się do stopnia pokrycia nieba przez chmury określonych rodzajów np. Ci- cirrus 1/8, As-altrostatus1/8, Cu -cumulus 2/8.

Ze względu na stopień pokrycia nieba chmurami w momencie wykonywania obserwacji zachmurzenie dzielimy na:

• Małe - kiedy stopień pokrycia nieba jest 1/8 - 3/8

• Umiarkowane - w stopniach od 4/8 - 5/8

• Duże - od 6/8 - 8/8

Podobnie jak dla każdego dnia wyliczamy wybrane średnie wartości wybranych elementów meteorologicznych, wyliczamy również średnie wartości zachmurzenia. Poszczególne dni ze względu na wyliczony średni stopień zachmurzenia dzielimy na:

• Dni pogodne, kiedy średnie zachmurzenie nieba wynosi 0/8 -2/8

• Dość pogodne 3/8 - 5/8

• Chmurne 6/8 - 7/8

• Pochmurne 8/8

Przy klasyfikacji chmur posługujemy się jednostkami systematyki przyjętymi w ramkach przyrodniczych i stąd wyróżnia się wśród nich rodzaje, gatunki i odmiany (nazwy podajemy po łacinie).

Ze względu na wysokość występowania charakter budowy wewnętrznej i wygląd zewnętrzny wyróżniamy wśród chmur 10 zasadniczych rodzajów.

Chmury formułują się w głównej części dolnej części atmosfery zwanej troposferą. Z tego powodu podzielono troposferę w kierunku pionowym na trzy zasadnicze piętra:

• Wysokie ( 5-13 km)

• Średnie (2-7 km)

• Niskie (do 2 km)

Podstawą podziału na wymienione piętra jest przedział wysokości, na których pewne rodzaje chmur występują najczęściej.

CHMURY PIĘTRA WYSOKIEGO.

1. Cirrus (Ci) pierzaste.

Są to pojedyncze chmury w postaci oddzielnych delikatnych włókien, białych ławic lub wąskich pasm. Pod względem budowy wewnętrznej składają się one z kryształków lodu. Nie dają opadów atmosferycznych. Formułują się w wyniku wślizgiwania powietrza ciepłego po klinie powietrza chłodnego. Ich obecność na niebie jest zapowiedzią pogorszenia się warunków pogodowych w kierunku wzrostu zachmurzenia.

2. Cirrostratus (Cs) warstwowo pierzaste.

Tworzą przejrzystą białawą zasłonę o włóknistym lub gładkim wyglądzie i pokrywają niebo całkowicie lub częściowo. Pod względem budowy wewnętrznej składają się wyłącznie z kryształków lodu. Nie dają opadów atmosferycznych. Promienie słoneczne bardzo dobrze przenikają przez ich zasłonę do tego stopnia, że przedmioty znajdujące się na powierzchni ziemi dają bardzo wyraźny cień. Ich obecność na niebie jest zapowiedzią pogorszenia się warunków pogodowych w kierunku wzrostu zachmurzenia. Powstają w wyniku wślizgiwania się powietrza ciepłego po klinie powietrza chłodnego.

3. Cirrocumulus (Cc) kłębiasto-pierzaste.

Jest to cienka biała ławica złożona z bardzo małych kłębów. Wyglądem zewnętrznym przypominających wełnę na skórze młodego jagnięcia. Pod względem budowy wewnętrznej składają się wyłącznie z kryształków lodu. Mogą wśród nich występować sporadycznie pojedyncze krople wody, które po pewnym czasie przekształcają się w kryształki lodu. Nie dają opadów atmosferycznych. Tworzą się one w wyniku ruchów falowych powietrza i konwekcyjnych w wysokich warstwach troposfer.

CHMURY PIĘTRA ŚREDNIEGO.

• Altostratus (As) średnie warstwowe.

Jest to cienka warstwa chmur o szarym zabarwieniu pokrywająca niebo całkowicie lub częściowo. Są one tak cienkie, że słońce widać przez nie jak przez gęstą matową szybę. Pod względem budowy wewnętrznej składają się one z kropel wody i kryształków lodu (struktura mieszana). Dają bardzo słabe o niewielkim natężeniu opady w postaci deszczu lub śniegu. Powstają w wyniku wślizgiwania się powietrza ciepłego po klinie powietrza chłodnego.

• Altocumulus (Ac) średnie kłębiaste.

Jest to biała lub szara ławica chmur składająca się z kłębów. Wyglądem zewnętrznym przypominającym wełnę na skórze dorosłej owcy. Pod względem budowy wewnętrznej składają się głównie z kropel wody. Przy niskich temperaturach ujemnych mogą wśród nich występować pojedyncze kryształki lodu. Nie dają opadów atmosferycznych.

Powstają one w wyniku:

• ruchów falowych powietrza,

• rozpadu silnie wypiętrzonych chmur kłębiastych,

• w wyniku rozwoju prądów wstępujących w warstwie troposfery powyżej 2000m wysokości.

CHMURY PIĘTRA NISKIEGO.

• Stratocumulus (Sc) kłębiasto warstwowe.

Jest to szara ławica chmur posiadająca zawsze ciemne części i złożona jest z zaokrąglonych brył lub walców. Pod względem budowy wewnętrznej składają się z kropel wody i kryształków lodu. Dają słabe o niewielkim natężeniu opady w postaci deszczu lub śniegu. Tworzą się w wyniku :

• ruchów falowych powietrza,

• rozkładu silnie wypiętrzonych chmur kłębiastych,

• ruchów falowych powietrza, ale nad wzniesieniami terenowymi.

• Stratus (St) niskie warstwowe.

Jest to warstwa chmur o jednolitej gładkiej podstawie w postaci szarej mglistej ławicy, pod względem budowy wewnętrznej składają się z kropelek wody i kryształków lodu(struktura mieszana).Dają opad mżawki. Tworzą się one w wyniku napływu ciepłych i wilgotnych mas powietrza nad uprzednio wychłodzone podłoże. W przypadku obniżenia się w ich podstawie w kierunku powierzchni ziemi mogą przekształcać się w mgłę.

• Nimbostratus (Ns) warstwowo deszczowe.

Jest to bardzo zwarta bardzo gęsta szara ławica chmur o grubości przeciętnej 2-3 km a skrajnie do 7 km. Nadciąganie tych chmur w porze dziennej robi wrażenie nagłego zapadania zmroku. Zbudowane są z kropelek wody i kryształków lodu. Dają długotrwałe ciągłe o jednostajnym natężeniu opady w postaci deszczu lub śniegu. Tworzą się one w wyniku wślizgiwania się powietrza ciepłego po klinie powietrza chłodnego.

CHMURY O BUDOWIE PIONOWEJ.

• Cumulus (Cu) kłębiaste.

Są to na ogół oddzielne i gęste chmury rozwijające się w kierunku pionowym w kształcie pagórków, kopuł, wież, których górna pączkująca część przypomina niejednokrotnie główkę kalafiora. Pod względem budowy wewnętrznej składa się z kropel wody zaś w ich wierzchołkowych częściach gdzie występują niskie temperatury mogą być w strukturze mieszanej. Dają przelotne opady w postaci deszczu pod warunkiem, że silnie rozbudują się w kierunku pionowym.

• Cumulonimbus (Cb) kłębiasto-burzowe.

Jest to potężna bardzo gęsta chmura o dużej rozciągłości pionowej w kształcie góry albo wieży. Składają się u podstawy z kropel wody. W środkowej części moją strukturę mieszaną a w górnej lodową. Dają krótkotrwałe, ale bardzo obfite opady w postaci deszczu oraz gradów w porze letniej.

Genetyczna klasyfikacja chmur.

Chmury pochodzenia konwekcyjnego:

• Cumulus,

• Cumulonimbus,

• Altocumulus,

• Cirrocumulus.

Chmury pochodzenia wślizgowego:

• Cirrus,

• Cirrostratus,

• Altostratus,

• Stratus,

• Nimbostratus.

Chmury pochodzenia turbulencyjnego:

• Altocumulus,

• Stratocumulus,

• Stratus.

Chmury pochodzenia orograficznego (rzeźba terenu) i falowego:

• Cirrocumulus,

• Altocumulus,

• Stratocumulus.

ĆWICZENIA. 27.05.2006

Opady atmosferyczne i ich pomiary.

Opady są to wypadające z chmur na pow. ziemi produkty kondensacji pary wodnej w postaci płynnej lub stałej.

Deszcz jest to opad w postaci płynnej składa się z kropel wody, średnica kropel jest 0,5-5mm. Krople deszczu zawierają rozpuszczalne substancje chemiczne, takie jak: amoniak, azotany, siarczany, zawierają też cząstki stałe takie jak: kwarc, pyły, bakterie, pyłek kwiatowy, zarodniki grzybów. Temperatura spadających kropel deszczu nie wiele się różni od temp. pow. i jest od niego niższa o 1 -2 ⁰C.

Mżawka jest to opad atmosferyczny składający się z bardzo drobnych, ale o dużej ilości kropel wody < od 0,5 mm. Pada wyłącznie pod czas mżystej pogody przy napływie chmur niskich warstwowych stratus.

Śnieg jest to opad w postaci stałej składający się z bardzo drobnych kryształków lodu wzajemnych ze sobą połączonych i tworzących płatek śnieżynki. Pada wyłącznie w chłodnej porze roku przy temp. ujemnych jak i również dodatnich, ale bliskich 0⁰C. Przenoszone przez wiatr opady śniegu dają zjawiska zamieci i zawiei.

Zamieć nazywamy zjawisko polegające na przenoszeniu przez silny wiatr w kierunku poziomym zbioru cząstek śniegu w warunkach braku opadu z chmur.

Zawieja nazywamy zjawisko polegające na przenoszeniu przez silny wiatr w kierunku poziomym zbioru płatków śniegu w warunkach występowania opadów z chmur. Następstwem opadów śniegu jest formowanie pokrywy śnieżnej.

Pokrywę śnieżną w zależności od czasu jej zalegania oraz panujących warunków atmosferycznych Dzielimy na kilka zasadniczych odmian:

1. Puch jest to świeżo uformowana pokrywa śnieżna.

2. Gips jest to luźna i sypka pokrywa śnieżna składająca się z pyły lodowego i drobnych ziaren lodu uformowana w wyniku oddziaływania silnego wiatru.

3. Szreń jest to pokrywa śnieżna o pow. lekko zlodowaciałej oraz łamliwej przy nacisku.

4. Lodoszreń jest to pokrywa śnieżna o pow. mocno zlodowaciałej i nie łamliwej przy nacisku.

5. Firn jest to bardzo twarda, bardzo zbita i mocno zlodowaciała pokrywa śnieżna zalegająca przez dłuższy czas przy temp. dodatniej, ale bliskich 0^oC.

6. Krupa śnieżna jest to opad w postaci stałej składający się z białych nieprzezroczystych ziaren lodu kształtu stożkowatego 2-5 mm .

Ziarna krupy są bardzo kruche, łamliwe oraz łatwo ulegają zgniataniu przy nacisku ich palcami. Występuje na przełomie jesieni i zimy, oraz zimy i wiosny wraz z opadem deszczu lub śniegu, gdy temp. w pobliżu pow. Ziemi jest bliska 0⁰C. Formuje się w chmurach o strukturze mieszanej w warunkach wzajemnego zderzenia się spadających płatków śniegu z przechłodzonymi kroplami deszczu wyniku wzajemnego zderzenia się płatek śniegu ulega zawiśnięciu - zamarza.

Podstawowym przyrządem do pomiaru opadów atmosferycznych jest deszczomierz z systemem Hellmanna o powierzchni chwytnej otworu wlotowego 200cm ².

Deszczomierz składa się z:

• Odbiornika,

• Podstawa,

• Cylindrycznego zbiornika na opad,

• Metalowa trójkątna wkładka umieszczona wewnątrz odbiornika.

Wkładkę umieszcza się w odbiorniku wyłącznie w okresie zimy w czasie występowania opadów śnieżnych a jej zadaniem jest zapobieganie wywianiu śniegu przez wiatr

Deszczomierz znajduje się na terenie ogródka i umieszczony jest na metalowym uchwycie przytwierdzonym do słupka pionowo wkopanego w grunt. Powierzchnia chwytna powinna znajdować się na wysokości 1m od powierzchni gruntu. Wysokość spadłego opadu uchwycona przez deszczomierz mierzy się za pomocą specjalnej menzurki opadowej wyskalowanej w mm.

V = Pxh h= V/P = 100/200= 0,5 cm = 5 mm

Pomiar opadu dokonuje się codziennie o 7⁰⁰ rano.

Pluwiograf pływakowy służy do rejestracji ciągłych stałych opadów atmosferycznych funkcji czasu. Składa się z podstawowych części:

1. Odbiornika o pow. płyn 200 cm².

2. Cylindryczny zbiornik na opad wew., którego znajduje się pływak ze sztywną osią, do której przytwierdzone jest piórko zapisujące.

3. Mechanizm zegar znajduje się wew. obrotowego bębna na powierzchnię, którego nakłada się taśmę rejestrującą.

Zasada działania przyrządu. Wraz z podnoszeniem się zwierciadła wody w cylindrycznym zbiorniku zbiera się opad a piórko wykreśla na taśmie rejestracyjnej linię przebiegu opad funkcji czasu. Gdy poziom wody zrówna się z kolankiem lewara następuje samoczynny przelew i przyrząd pracuje od 0. Przyrząd użytkowany jest tylko w temp. dodatnich i warunki klimat. Środkowo Polskich. Skrajnie możemy go używać od 1,04 do 15,11

Zaletą tego przyrządu jest moment rozpoczęcia opadu, czas trwania, czas zakończenia.

Podział opad ze względu na czas trwania i natężenia

Ze względu na czas trwania:

1. Długotrwałe,

2. Z przerwani,

3. Przelotne.

Opady długotrwałe odznaczają się jednostajnym, lecz nie wielkim natęż. Padają od kilku do kilkunastu godzin i związane są z przemieszczaniem się frontów atmosfer rozgraniczających 2 różne pod względem fizycznym masy powietrza.

Opady z przerwami są to opady od kilku do kilkunastu godzin, ale przeplatane krótkimi przerwami bezopadowymi o długości od kilku do kilkunastu minut

Opady przelotne są to opady o charakterze burzowym. Odznaczają się krótkim czasem trwania, ale za to dużą intensywnością.

Ze względu na natężenie opady dzielimy na:

• Słabe o wydajności 2,5mm/h,

• Umiarkowane o wydaj. 2,6-7,5 mm/h,

• Ulewne o wydajności powyżej 7,5 mm/h.

Okresowe wahania opadów mają charakter dobowy i roczny. Opady, chociaż nie mają charakteru ciągłego to na podstawie wieloletnich obserwacji udało się dostrzec pewne regularności ich przebiegu w cyklu dobowym i rocznym. W obrębie lądu wyróżniamy kontynentalny i morski typ ich dobowego i rocznego przebiegu.

Kontynentalny typ dobowego przebiegu opadów odnosi się również do warunków Polski charakteryzuje się tym, że najwyższe dobowe wartości obserwuje się w ciągu dnia a szczególnie w godz. popołudniowych. Związane to jest z występowaniem i rozwojem prądów wstępujących. Dobowe minimum opadów typu kontynentalnego obserwujemy szczególnie w godzinach nocnych szczególnie nad ranem.

Dobowy przebieg opadów typu morskiego odznacza się tym, że najwyższe dobowe wartości notowane są w nocy i nad ranem. Jest to następstwem oziębienia wilgotnego powietrza w skutek nocnego wypromieniowania ciepła przez podłoże. Dobowe minimum opadów typu morskiego obserwowane jest w godz. popołudniowych

Roczny przebieg opadów typu kontynentalnego odznacza się tym, iż najwyższe wartości obserwujemy w półroczu letnim szczególnie w lipcu, a najniższe w półroczu zimowym szczególnie w lutym.

W typie morskim roczne maksimum opadów obserwuje się w okresie jesienno - zimowym a minimum w okresie wiosennym - letnim.

Ćwiczenia. 10.06.2006

Proces formowania się niżu barometrycznego umiarkowanej szerokości geograficznej oraz zasady wyznaczania kierunku i prędkości wiatru.

Niże barometryczne umiarkowanych szer. geogr. tworzą się nad rozległymi obszarami środkowego Atlantyku w strefie zalegającego frontu polarnego rozgraniczającego chłodne masy powietrza polarnego od ciepłych mas powietrza zwrotnikowego. Powietrze polarne wykazuje zawsze tendencję przemieszczania się stronę niskich szer. geogr. na obszar źródłowy powietrza zwrotnikowego

Powietrze zwrotnikowe wykazuje z kolei tendencję przemieszczania się w stronę wysokich szerokości geograficznych na obszar źródłowy powietrza polarnego.

W zaistniałej sytuacji w strefie zalegającego frontu polarnego dochodzi do ścierania się dwóch różnych pod względem fizycznym mas powietrza w wyniku, czego w strefie styku tych dwóch mas dochodzi do tworzenia się olbrzymich fal o długości 1000 i więcej kilometrów, które dają początek procesowi rozwoju niżu.

Rozwój niżu dzielimy na 4 podstawowe stadia:

- stadium fali,

- stadium niżu młodego,

- stadium niżu dojrzałego,

- stadium niżu starego, czyli zanikającego.

W początkowej fazie chłodna masa powietrza polarnego i ciepła masa powietrza zwrotnikowego zalegają naprzeciw siebie i rozdzielone są nieaktywnym frontem stacjonarnym, który w naszym przypadku jest frontem polarnym.

Front stacjonarny jest strefą przejściową lub graniczną między dwoma masami powietrza chłodnego i ciepłego, które w początkowej fazie nie wykazują wyraźnego ruchu względem siebie. Z chwilą zaktualizowania się mas powietrza następuje ruch wzdłuż linii frontu w wyniku, czego pojawia się odpowiednio silna fala, po czym następuje wygięcie linii frontu.

Na froncie polarnym tworzy się zwykle kilka fal. Na jednym odcinku polarne ciepło wciska się w obręb chłodnego zaś na drugim odcinku powietrze chłodne wciska się w obręb ciepłego. Na odcinku gdzie powietrze ciepłe wciska się w obręb chłodnego powstaje ciepły wycinek ze stopniowo obniżającym się ciśnieniem atmosferycznym a w jego wierzchołkowej części w skutek zainicjowania ruchu powietrza niezgodnego z biegiem wskazówek zegara zaczyna się rozwijać stadium młodego niżu.

Typowy młody niż barometryczny umiarkowanej szer. geogr. składa się z dwojakiego rodzaju mas powietrza, mianowicie powietrza chłodnego oraz wycinku powietrza ciepłego.

Przednią granicą wycinka ciepłego niżu jest front ciepły zaś tylną granicą wycinka ciepłego jest front chłodny.

Średnia prędkość przemieszczania się frontu chłodnego wynosi ok. 40 km/h zaś ciepłego ok. 20 km/h. Po pewnym czasie front chłodny dogania front ciepły w wyniku, czego ciepły wycinek niżu stopniowo się zawęża, po czym dochodzi do nałożenia się frontu chłodnego na ciepły i zjawisko to nazywamy okluzją.

Podczas okluzji niż uzyskuje stadium dojrzałe. W trakcie trwania okluzji powietrze ciepłe jest stopniowo odcinane od podłoża i wypychane do górnej części troposfery odętego momentu niż stopniowo słabnie wypełnia się, po czym zanika.

Zjawiska pogodowe frontu ciepłego.

Przed frontem ciepłym.

Ciśnienie atmosferyczne- bardzo łagodnie i powoli spada

Temperatura powietrza- nie wykazuje większych zmian

Zachmurzenie- stopniowo pojawiają się chmury pochodzenia wślizgowego takie jak: cirrus, cirrostratus, altostratus, stratus, nimbostratus .

Opady- w okresie ciepłym w postaci deszczu lub śniegu w okresie zimnym.

Na froncie ciepłym.

Ciśnienie atmosferyczne-spadek jego ustaje.

Temperatura powietrza-stopniowo wzrasta.

Zachmurzenie-stratus i nimbostratus.

Opad-chwilowo ustaje

Za frontem ciepłym.

Ciśnienie atmosferyczne-wykazuje nieznaczne wahania

Temperatura powietrza-wzrasta bardzo wyrażnie

Zachmurzenie-występują chmury niskie, warstwowe-Stratus i kłębiasto warstwowe-Stratocumulus.

Przy dużym, zwartym i gęstym zachmurzeniu występuje opad mżawki lub słabego deszczu.

Zjawiska pogodowe frontu chłodnego.

Przed frontem chłodnym.

Ciśnienie atmosferyczne- bardzo gwałtownie spada.

Temperatura powietrza- nie wykazuje większych zmian.

Zachmurzenie-występują chmury średnie kłębiaste altocumulus oraz kłębiaste cumulus.

Opad o charakterze burzowym w postaci deszczu.

Na froncie chłodnym.

Ciśnienie atm.- spadek ustaje i jest wyrównany.

Temperatura powietrza bardzo gwałtownie spada.

Zachmurzenie- chmury kłębiaste i kłębiasto burzowe cumulonimbus o silnie postrzępionej podstawie sięgającej prawie pow. Ziemi.

Opady- gwałtowne ulewy połączone z wyładowaniami atmosferycznymi oraz gradobiciem.

Za frontem chłodnym.

Ciśnienie atm.-zaczyna powoli wzrastać.

Temperatura powietrza spada nadal, ale wolno.

Zachmurzenie-szybki wzrost wysokości podstawy.

Opady o charakterze przelotnym z częstymi przejaśnieniami.

Pomiar wiatru polega na wyznaczaniu jego kierunku oraz prędkości.

Kierunek wiatru wyznaczamy skąd wieje wiatr. Prędkość wiatru wyrażamy w m/s. Prędkością wiatru nazywamy drogę, jaką przebywają cząsteczki powietrza w jednostce czasu

Siłą wiatru nazywamy parcie wywierane przez poruszające się cząsteczki powietrza na napotkaną po drodze przeszkodę.

Do wyznaczania kierunku wiatru przeznaczona jest tzw. róża wiatrów uwzględniająca 16 stron widnokręgu. W jej obrębie wyróżniamy 4 kierunki główne jednoliterowe 4 kierunki pośrednie dwuliterowe i 8 kierunków uzupełniających 3 literowych.

Najprostszym przyrządem służącym do wyznaczania kierunku i prędkości wiatru jest wiatromierz Wilda. Składa się z następujących części: trzon, mufa wraz z prętami kierunkowymi wyznaczającymi strony świata, chorągiewka kierunkowa, wskaźnik prędkości składający się z łuku wraz z zębami oraz prostokątnej płytki odchylającej. Przyrząd zainstalowany jest na terenie ogródka na maszcie na wysokości 10-12m nad poziomem gruntu.

Podział wiatru ze względu na prędkość:

1. bardzo słaby 1-2m/s

2. słaby 3-4m/s

3. umiarkow. 5-6m/s

4. dość silny 7-10m/s

5. silny 11-15m/s

6. b.silny 16-20m/s

7. wichura 21-24m/s

8. silna wichura 25-28m/s

9. gwałtowna wichura29-32m/s

10. huragan powyżej 33m/s.

ĆWICZENIA. 01.07.2006

Redukcja ciśnienia atmosferycznego do poziomu morza oraz układy barometryczne pola ciśnienia.

Ciśnieniem atmosferycznym nazywamy ciężar słupa powietrza, którego wysokością jest grubość otaczającej atmosfery a jednostką podstawa powierzchni równa 1cm². Ciśnienie zależy od wysokości, temperatury oraz wilgotności.

Podstawową jednostką ciśnienia w układzie SI jest:

1 hPa = 100 Pa = 10 000

Ciężar 1 cm³ przy temperaturze 0^oC = 76x13,595x9806 = 1013,1755 hPa

76 cm Hg = 1013,2 hPa

Tendencją barometryczną nazywamy wielkość, o jaką zmieniło się ciśnienie atmosferyczne w ciągu 3 godz. poprzedzających daną obserwację.

Stopień barometryczny jest to wysokość w m, na jaką należy się pionowo wznieść, aby ciśnienie atmosferyczne zmieniło się o 1 hPa.

H - stopień barometryczny,

P - aktualne ciśnienie atmosferyczne,

- współczynnik rozszerzalności cieplnej powietrza (
=0,004),

t - aktualna temperatura powietrza w ⁰C.

W oparciu o wyliczony stopień barometryczny dokonuje się redukcji ciśnienia atmosferycznego do poziomu morza wg formuły:

Pz - ciśnienie zredukowane,

H - stopień barometryczny,

H - wysokość danej stacji meteorologicznej n.p.m. wyliczona z dokładnością do 1 m.

Barograf jest przyrządem służącym do rejestracji zmian ciśnienia atmosferycznego w funkcji czasu. Składa się z: czujnik, zespół dźwigni zakończony piórkiem zapisującym, mechanizm zegarowy znajdujący się wewnątrz obrotowego bębna, na powierzchnię, którego nakłada się wyskalowaną taśmę rejestracyjną. Czujnikiem przyrządu jest zespół próżniowych puszek wykonanych z cienkiej, falistej a zarazem elastycznej blachy.

Zasada działania przyrządu polega na tym, że czujnik pod wpływem zmian ciśnienia atmosferycznego kurczy się lub rozkurcza, co za pomocą zespołu dźwigni przekazywane jest na piórko zapisujące, które wykreśla na taśmie wykres zmian ciśnienia atmosferycznego w funkcji czasu.

Układy barometryczne, pola ciśnienia.

Układy główne:

1. Niż barometryczny jest to układ barometryczny o izobarach zamkniętych o ciśnieniu wzrastającym od centrum układu ku jego peryferiom.

W centrum niżu powietrze wznosi się ruchem pionowym do góry. Niż w porze letniej przynosi względne ochłodzenie a w porze zimowej przynosi względne ocieplenie.

2. Wyż barometryczny jest to układ barometryczny o izobarach zamkniętych o ciśnieniu malejącym od centrum ku peryferiom układu.

Nad centrum wyżu powietrze ruchem zstępującym opada w kierunku ziemi, ogrzewa się adiabatycznie, para wodna oddala się od stanu nasycenia.

Z wyżem barometrycznym pogoda generalnie jest bezchmurna, jest słoneczna.

W porze letniej wyż przynosi znaczne ocieplenie. W zimie wyż przynosi znaczne ochłodzenie.

Układy drugorzędne:

1. Zatoka niskiego ciśnienia jest to wydłużona strefa obniżonego ciśnienia o izobarach niezamkniętych zalegająca między dwoma układami wysokiego ciśnienia.

2. Klin wysokiego ciśnienia jest to wydłużona strefa podwyższonego ciśnienia o izobarach niezamkniętych zalegająca między dwoma układami niskiego ciśnienia.

3. Siodło barometryczne jest to układ bezgradientowy o izobarach nie zamkniętych rozdzielający zalegające naprzeciw siebie dwa układy, niżowy i wyżowy.

Układy trzeciorzędne:

1. Bruzda niskiego ciśnienia jest to wąska strefa lekko obniżonego ciśnienia rozdzielająca dwa układy wyżowe.

2. Wał wysokiego ciśnienia jest to wąska strefa bardzo lekko podwyższonego ciśnienia rozdzielającego dwa układy niżowe.

---