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

warstwy

• warstwy wyróżnione według kryterium termicznego

• warstwy wyróżnione według kryterium składu

• warstwy wyróżnione według stopnia jonizacji

warstwy wyróżnione według kryterium termicznego

TROPOSFERA (Tropopauza)

Warstwa atmosfery rozciągająca się od powierzchni Ziemi do około 8-10 km w wysokich szerokościach geograficznych, 11-12 km w szerokościach umiarkowanych i 16-18 km w strefie równikowej.

Powietrze w tej warstwie ulega intensywnemu mieszaniu na skutek pionowych ruchów powietrza (wznoszących i osiadających)

W troposferze temperatura średnio spada z wysokością w tempie około 0.6°C na każde 100 metrów wzniesienia.

Wszystkie procesy pogodowe, o których będziemy mówili w dalszej części wykładu zachodzą w troposferze.

Troposferę od leżącej nad nią stratosfery oddziela tropopauza. W tropopauzie temperatura nie zmienia się z wysokością, dlatego nazywamy ją warstwą izotermiczną.

STRATOSFERA (Stratopauza)

W stratosferze na wysokości około 20 km temperatura powietrza zaczyna wzrastać z wysokością. Taki wzrost temperatury nosi nazwę inwersji.

Inwersja hamuje pionowy ruch powietrza w stratosferze.

Ponieważ podczas produkcji i rozpadu ozonu pochłaniane jest promieniowanie słoneczne (ultrafioletowe), to powietrze w tej warstwie ogrzewa się.

MEZOSFERA (Mezopauza)

Oddzielona od stratosfery stratopauzą, cienką warstwą izotermiczną leżącą na wysokości około 50 km. Ciśnienie atmosferyczne na tym poziomie wynosi około 1 mb.

Procentowy udział azotu i tlenu jest zbliżony do tego przy powierzchni Ziemi, ale ciśnienie powietrza jest dużo mniejsze.

Temperatura powietrza spada z wysokością, ponieważ w tej warstwie ciśnienie jest zbyt niskie by mógł powstawać ozon. Cząsteczki tracą więcej energii niż pochłaniają. Ciepło z cieplejszej stratosfery jest transportowane do góry, ale wznoszące powietrze ochładza się.

Mezosfera sięga wysokości 8o-85 km, tam temperatura osiąga swoje minimum wynoszące około -90°C.

TERMOSFERA

Powyżej 85 km temperatura przestaje spadać z wysokością i pojawia się kolejna warstwa izotermiczna - mezopauza, a wyżej temperatura powietrza zaczyna wzrastać (inwersja).

Promieniowanie słoneczne UV jest absorbowane głównie przez cząsteczki tlenu powodując ich rozpad na pojedyncze atomy. Nadmiar energii zwiększa ich energię kinetyczną (dlatego prędkość poruszania się atomów wzrasta).

O2 + promieniowanie słoneczneႮ O + O

Skład atmosfery zaczyna się zmieniać. Spada udział cięższych cząsteczek, a wzrasta lżejszych. Powietrze jest tak rzadkie, że zderzenia między nimi stają się coraz rzadsze.

warstwy wyróżnione według kryterium składu

Homosfera - 0 - ok. 85km, najbardziej popularne gazy : N2, O2, Ar

Heterosfera - ok. 85 - 500km Ciężkie gazy: N2, O, O2, He

- ok. 500 - 1000 km Lekkie gazy: O, He, N2, H

warstwy wyróżnione według stopnia jonizacji (jonosfera)

Obszary atmosfery o dużej koncentracji elektronów, za względu na specyficzne właściwości elektryczne zwane są jonosferą. Występują one głównie w obrębie termosfery. W jonosferze wyodrębnia się kilka warstw:

• Warstwa D tworzy się na wysokości ok. 80 km pod działaniem promieniowania elektromagnetycznego o długości fali 121,6 nm oraz częściowo promieniowania rentgenowskiego i kosmicznego. Istnieje tylko w ciągu dnia, nocą zanika.

• Warstwa E tworzy się głównie pod wpływem promieniowania o długości fali 1-10 nm. Jest warstwą o dużej stabilności, utrzymuje się w ciągu całego roku na wysokości ok. 110 km.

• Warstwy F1 i F2 ich powstanie jest uwarunkowane oddziaływaniem promieniowania nadfioletowego Słońca o długości fal od ok.17 do 170 nm. Koncentracja elektronów jest tu znacznie większa niż w pozostałych warstwach jonosfery. Podział na F1 i F2 jest zasadny tylko w ciągu dnia i latem. W nocy i w zimie specyficzne cechy warstwy F1 zanikają i tworzy ona wraz z warstwą F2 jeden obszar zwany jako F.

2. Skład atmosfery

skład atmosfery:

• składniki stałe

• składniki zmienne

• węgiel

• metan

• ozon

• freony

• para wodna

3. Zmiany ciśnienia z wysokością, podstawowe równanie statyki atmosfery

Ciśnienie spada wraz z wysokością, gdyż zmniejsza się jego nacisk (powietrze jest rzadsze) jest go odpowiednio mniej.

Równanie statyki atmosfery:

ΔP=ρgΔZ

Gdzie:

P - ciśnienie

Z - wysokość

ρ - gęstość powietrza

g - przyspieszenie ziemskie

4. Ozon - procesy powstawania i rozpadu

Tworzy się w atmosferze ziemskiej w wyniku reakcji fotochemicznej. Powstaje pod wpływem promieniowania nadfioletowego. Promieniowanie powoduje rozpad dwuatomowej cząsteczki tlenu na pojedyncze atomy. Zderzenia cząsteczek i atomów tlenu O2 i O oraz udział jeszcze innych cząsteczek prowadzi do powstania trójmianowej cząsteczki tlenu, ozonu O3.

M - katalizator reakcji

W wyższych warstwach atmosfery proces powstania i destrukcji ozonu sterowany jest głównie promieniowaniem słonecznym. W niższych warstwach stratosfery dochodzą procesy destrukcyjne wywołane związkami chemicznymi, których źródłem jest powierzchnia Ziemi. W stratosferze ozon jest rozkładany przez przenikające do tej warstwy związki chloru i bromu.

Podczas produkcji i rozpadu ozonu zużywane jest promieniowanie ultrafioletowe o długości poniżej 0,242 μm

5. Ozonosfera - definicja, znaczenie dla życia na Ziemi

ozonosfera - warstwa zwiększonej koncentracji ozonu w stratosferze. Znajduje się na wysokości ok. 20-50 km nad Ziemią. Główna warstwa ozonu znajduje się 25-30 km nad poziomem morza.

Spadek ilości ozonu w stratosferze może powodować:

• Wzrost przypadków zachorowań na raka skóry (1 procentowa redukcja ozonu powoduje 2-5 procentowy wzrost zachorowalności na raka skóry)

• Negatywny wpływ na plony i zwierzęta z powodu wzrostu natężenia promieniowania UV

• Ochłodzenie stratosfery, które może wpłynąć na zmiany intensywności i kierunku wiatrów stratosferycznych, co może w poważny sposób wpłynąć na klimat przy powierzchni Ziemi.

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

CO2 powstaje w reakcji spalania węgla oraz poprzez oddychanie. Do atmosfery gaz ten przedostaje się w procesie spalania surowców energetycznych, rozkładu materii organicznej oraz oddychania organizmów żywych. Pochłaniany jest z atmosfery w procesie fotosyntezy. Znaczne jego ilości są rozpuszczane w oceanach i innych zbiornikach wodnych.

Źródła naturalne: wybuchy wulkanów, oddychanie org. żywych, naturalne pożary

Źródła antropogeniczne: transport, przemysł, produkcja rolna, hodowla zwierząt, produkcja artykułów spożywczych.

7. Metan - procesy powstawania i rozpadu, źródła naturalne i antropogeniczne

Metan powstaje w przyrodzie w wyniku beztlenowego rozkładu szczątków roślinnych (np. na bagnach).

Metan jest rozkładany przede wszystkim w reakcji z OH:

OH + CH₄ ->
CH₃ + H₂O

Reakcja ta zachodzi jednak dość wolno, dlatego też metan wyemitowany do atmosfery pozostaje tam zwykle przez 8,4 lat.

Źródła antropogeniczne:

• Uprawy ryżu

• Hodowla bydła

• Wypalanie lasów pod uprawy

• Uwalniany w procesach spalania paliw kopalnych

Źródła naturalne:

• Uwalniany z bagien i trzęsawisk

• Termity

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

Cykl roczny: Na wiosnę i lato wartość maleje, zaś jesienią i zimą wzrasta. Jest to związane z pochłanianiem CO₂ przez rośliny lądowe na wiosnę i w lecie (od maja do października), a następnie, wraz ze spadkiem liści i śmiercią roślin jednorocznych jesienią i zimą - oddawaniem go do atmosfery. Na półkuli południowej cykl pór roku i wzrostu roślinności jest co prawda przesunięty o pół roku, ale powierzchnia lądów na półkuli północnej jest znacznie większa, więc ich wpływ dominuje.

Cykl wieloletni: W ostatnich latach notuje się stały wzrost CO2 w atmosferze. Od końca lat '50 XX wieku koncentracja CO₂ w atmosferze wzrosła z 315 ppmv do poziomu 385 ppmv i wzrost ten jest coraz szybszy.

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

Aerozole - drobne cząstki stałe lub ciekłe zawarte w powietrzu atmosferycznym pochodzenia organicznego i nieorganicznego. Mają bardzo małe rozmiary dzięki czemu przez dłuższy czas utrzymują się w powietrzu w stanie zawieszonym.

Mogą być pochodzenia naturalnego: pyły kosmiczne, aerozole pochodzenia morskiego, pyły zwiewane z powierzchni lądowych, pyły i gazy wulkaniczne lub sztucznego: gazy, pary, dymy, pyły pochodzące z działalności gospodarczej człowieka.

Aerozole atmosferyczne są podstawowymi jądrami kondensacji. Ich obecność warunkuje i przyspiesza kondensacje pary wodnej, w wyniku której powstają rożnego rodzaju produkty kondensacji jak chmury, mgły, opady i osady atmosferyczne.

10. Podział aerozoli

Podział aerozoli ze względu na rozmiar

Aitkena (jądra kondensacji) 0,005-0,1 μm (<0,2 μm)

Duże jądra 0,1-1 μm (0,2-2 μm)

Olbrzymie jądra >1 μm (>2 μm)

11. Prawa promieniowania: prawo Wiena i Stefana-Boltzmana

Stefana-Boltzmana

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

E = ၳ T4

E = przepływ energii (W/m2)

T = temperatura (K)

ၳ = 5.67 x 10-8 W/m2K4 (stała)

Wiena

Cieplejsze obiekty emitują energię w zakresie krótszych fal (λ)

ၬmax ၀ 3000 ၭm

T(K)

12. Bilans promieniowania Ziemi: definicja, równanie z opisem członów, bilans dobowy

BILANS PROMIENIOWANIA ZIEMI (saldo radiacyjne) jest to różnica pomiędzy przychodem i rozchodem ciepła drogą promieniowania

1.) I - promieniowanie bezpośrednie

2.)I*sinh - Promieniowanie bezpośrednie padające na płaską powierzchnię

3.) i - Promieniowanie rozproszone

4.) I*sinh+i - Promieniowanie całkowite padające na płaską powierzchnię

5.) A - albedo

6.) (I*sinh+i ) * ( 1-A) - Promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię Ziemi

promieniowanie efektywne Ziemi= promieniowanie Ziemi - promieniowanie zwrotne atmosfery

1+2.) PROMIENIOWANIE BEZPOŚREDNIE jest to ta część energii promienistej, która przez atmosferę dociera do powierzchni ziemskiej bezpośrednio od Słońca pod postacią promieni równoległych (bez rozproszonych).

3.) PROMIENIOWANIE ROZPROSZONE to ta część promieni, która ulega odchyleniu (zmianie kierunku) w niejednorodnym optycznie środowisku jakim jest atmosfera.

4.) PROMIENIOWANIE CAŁKOWITE jest to suma promieniowania bezpośredniego i rozproszonego

5.) ALBEDO (łac. białość) jest to stosunek promieniowania odbitego do padającego na daną powierzchnię.

PROMIENIOWANIE EFEKTYWNE jest różnicą między własnym promieniowaniem Ziemi i zwrotnym promieniowaniem atmosfery .

PROMIENIOWANIE POWIERZCHNI ZIEMI lub wypromieniowanie jest to oddawanie otoczeniu części energii uzyskanej od Słońca po przetworzeniu jej w długofalową energię cieplną.

PROMIENIOWANIE ZWROTNE ATMOSFERY jest to energia emitowana przez atmosferę w kierunku Ziemi.

13. Bilans cieplny powierzchni Ziemi

Saldo dopływu i odpływu energii do powierzchni czynnej opisywane jest równaniem zwanym:

BILANSEM CIEPLNYM POWIERZCHNI CZYNNEJ

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.

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

14. Procesy absorpcji, odbicia i pochłaniania promieniowania w atmosferze

W atmosferze ziemskiej promieniowanie słoneczne podlega:

• rozpraszaniu,

• absorpcji

• odbiciu.

Rozpraszanie polega na zmianie kierunku promieniowania na mikroskopijnych cząsteczkach aerozoli lub gazów atmosferycznych. Promieniowanie rozproszone jest izotropowe, tzn jednakowe we wszystkich kierunkach i dociera do Ziemi ze wszystkich innych stron. To właśnie dzięki temu zjawisku widzimy ciała różne od Słońca i gwiazd. Zjawisko rozpraszania jako pierwszy opisał angielski fizyk Lord Rayleigh (1842-1919) i dlatego nazywamy je rozpraszaniem Rayleigha.

iλ - natężenie promieniowania rozproszonego o długości λ,

Iλ - natężenie promieniowania bezpośredniego o długości λ,

k - stały współczynnik rozpraszania.

Absorpcja, (pochłanianie), polega na przechwyceniu kwantu promieniowania przez cząsteczkę, dzięki czemu zyskuje ona dodatkową energię wewnętrzną.

Absorpcja promieniowania jest selektywna. Cząsteczki gazów mogą pochłaniać kwanty o ściśle określonej energii, ponieważ elektrony krążące wokół atomów, z których się składają mogą znajdować się tylko na ściśle określonych powłokach, a przejście z jednej powłoki na inną wiąże się ze zmianą energii o zawsze tę samą wartość. Dopiero, gdy kwant energii jest wystarczająco duży by rozbić cząsteczkę na dwie lub więcej części (proces ten nazywany jest dysocjacją), ilość pochłanianej energii może być dowolnie duża. Jej nadmiar zostanie zużyty na zmianę prędkości cząstek powstałych w wyniku rozpadu.

Odbicie polega na zmianie kierunku promieniowania, bez zmiany długości fali. Odbicie zachodzi zgodnie ze znaną z optyki regułą, że kąt odbicia równa się kątowi padania i dlatego promieniowanie odbite ucieka w przestrzeń kosmiczną. Powierzchnie, w zależności od rodzaju, odbijają promieniowanie z różną intensywnością.

15. 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:

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.

16. Albedo: definicja, wpływ na bilans promieniowania

Albedo jest to stosunek ilości promieniowania odbitego do ilości promieniowania padającego. Wartość zmienia się w szerokim zakresie i zależy ona przede wszystkim od rodzaju i barwy powierzchni odbijającej promieniowanie, długości fal i kąta padania promieni słonecznych.

Im albedo jest wyższe tym więcej promieniowania jest odbijane przez dane ciało czyli mniej energii pochłania powierzchnia zatem zmniejsza się przychód w bilansie cieplnym powierzchni Ziemi.

17. Prawa Fouriera rozchodzenia się ciepła w głąb gruntu

ROZCHODZENIE SIĘ TEMPERATURY W GRUNCIE - PRAWA FOURIERA

• 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.

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

Grunt:

• Energia pochłaniana przez wierzchnią powierzchnię

• Mniejsze ciepło właściwe

• Powierzchnia nieprzeźroczysta

• Większa amplituda temperatur

• Straty na transpiracje

Woda:

• Duże ciepło właściwe

• Ciepło przenoszone przez ruchy wody falowanie, ruch turbulencyjny

• Powierzchnia przeźroczysta

• Większa warstwa pochłaniania

• Mniejsza amplituda temperatur

19. Dobowy przebieg temperatury na tle dobowego przebiegu bilansu promieniowania

Dobowy cykl bilansu radiacyjnego

i jego wpływ na dobowy cykl zmian temperatury

O wschodzie słońca temperatura jest najniższa. Po wschodzie słońca rozpoczyna się dopływ energii do powierzchni Ziemi w postaci promieniowania krótkofalowego. Powierzchnia pochłania energię i nagrzewa się. Następnie emituje promieniowanie długofalowe i znajdujące się nad powierzchnią powietrze ogrzewa się a temperatura wzrasta. W godzinach po południowych osiąga swoją największa wartość. Gdy ilość promieniowania bezpośredniego maleje podczas zachodu słońca a straty energii przewyższą jej dostawy rozpoczyna się spadek temperatury.

20. Obieg wody w przyrodzie

Zasoby wodne Ziemi uczestniczą w procesie krążenia, który polega na nieustannej wymianie wody pomiędzy hydrosferą i atmosferą. W wymianie tej bierze udział litosfera i biosfera. Głównymi siłami sprawczymi krążenia wody pomiędzy różnymi strefami są energia cieplna i siła ciężkości. Z energia cieplną jest związany proces parowania i kondensacji pary wodnej, a w wyniku działania siły ciężkości następuje opadanie kropel wody w atmosferze, przemieszczanie się wody w rzekach, występują wahania głębokości zalegania wód podziemnych itd. Proces krążenia wody w przyrodzie składa się z wielu zjawisk, z których najważniejsze to: parowanie, transport pary wodnej związany z ruchami powietrza, kondensacja pary wodnej, opad oraz odpływ wody z lądów do oceanów. Ogniwo atmosferyczne procesu krążenia wody obejmuje przemieszczanie się pary wodnej za pośrednictwem cyrkulacji powietrza oraz kondensacji pary w atmosferze i opad.

21. Zmiany zawartości pary wodnej z wysokością w atmosferze

Zmiany zawartości pary wodnej wraz z wysokością

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

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

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

• Powyżej 70 km 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. 90 km.

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

Prężność pary wodnej (ciśnienie pary wodnej) - ciśnienie cząstkowe wywierane przez parę wodną zawartą w powietrzu, określane w jednostkach ciśnienia - milimetrach słupa rtęci (mm Hg) lub hektopaskalach (hPa).

Prężność pary wodnej mierzona jest w jednostkach ciśnienia - najczęściej w hPa, kPa lub mb.

W dobowym przebiegu prężności pary wodnej, wilgotności właściwej i bezwzględnej obserwuje się dwa maksima i dwa minima:

• Minimum poranne jest wynikiem zależności E od temperatury.

• Minimum popołudniowe spowodowane jest rozwojem konwekcji. Minimum to nie występuje nad morzem i w górach

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

Prężność pary wodnej nasyconej- maksymalna chłonność pary wodnej w danej temperaturze

Zależność prężności pary wodnej nasyconej od temperatury bezwzględnej, T, określa równanie Clausiusa-Clapeyrona:

Przy wzroście temperatury powierzchni parującej i jednoczesnym wzroście suchości powietrza obserwuje się wzrost intensywności parowania. Proces ten przyspiesza również wzrost prędkości ruchu powierza nad powierzchnia parującą. Mając na uwadze ciśnienie powietrza można zauważyć, że szybkość parowania jest odwrotnie proporcjonalna do ciśnienia atmosferycznego.

24. Stosunek zmieszania - definicja, jednostki, w jakich procesach stosunek zmieszania nie ulega zmianie

Stosunek zmieszania

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

gdzie:

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

Rv=461.51 J·kg-1·K-1 - stała gazowa dla pary wodnej

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

25. Wilgotność względna - definicja, jednostki, przebieg dobowy

Wilgotność względna

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 wtedy:

Wilgotność względna wskazuje, w jakim stopniu powietrze jest nasycone parą wodną.

Nasycenie może zostać osiągnięte, gdy dostarczymy do powietrza więcej wilgoci lub oziębimy je.

Temperaturą punktu rosy nazywamy temperaturę, do której trzeba ochłodzić powietrze, by osiągnęło stan nasycenia (f=100%).

Dobowy przebieg wilgotności względnej jest odwrotny do przebiegu temperatury z jednym minimum i jednym maksimum.

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

1. Prężność pary wodnej (ciśnienie pary wodnej) - ciśnienie cząstkowe wywierane przez parę wodną zawartą w powietrzu, określane w jednostkach ciśnienia - milimetrach słupa rtęci (mm Hg) lub hektopaskalach (hPa).

Prężność pary wodnej mierzona jest w jednostkach ciśnienia - najczęściej w hPa, kPa lub mb.

2. Stosunek zmieszania

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).

3. Wilgotność względna

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 wtedy:

4. Wilgotność bezwzględna

Wilgotność bezwzględna, ၲ, to masa pary wodnej zawarta w jednostce objętości - gęstość pary wodnej

Jednostką wilgotności bezwzględnej jest g·m-3.

Wilgotność bezwzględna określa masę pary wodnej w jednostce objętości powietrza.

5. Wilgotność właściwa

Wilgotność właściwa q jest to stosunek masy pary wodnej, mv, do masy powietrza wilgotnego, md+ mv, w danej objętości

(ilość gramów pary wodnej na gram, lub częściej na kilogram, powietrza wilgotnego)

Jednostką wilgotności właściwej jest g/g lub g/kg

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

d = E - e

7. 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.

8. Deficyt punktu rosy, ၄, to różnica między aktualną temperaturą powietrza T a temperaturą punktu rosy Td :

၄ = T - Td

9. 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

10. Precipitable water

Grubość warstwy wody jaka powstałaby na powierzchni ziemi gdyby cała woda ze słupa powietrza skropliła się na powierzchni. Wielkość ta nazywa się wodą osadzoną (ang. precipitable water) lub zapasem wilgoci. Podawana jest w kg·m-2 lub w mm.

27. 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 to maksymalne możliwe parowanie, nie ograniczone zapasami wilgoci

Parowanie rzeczywiste to faktyczna ilość wyparowanej w danych warunkach wody. Zależy od :

- jest proporcjonalne do niedosytu wilgotności (E-e),

- jest odwrotnie proporcjonalne do ciśnienia atmosferycznego p,

- zależy od kształtu powierzchni parującej (współczynnik A),

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

28. Ciepło utajone - definicja, znaczenie dla procesów klimatycznych

Ciepło utajone to ilość ciepła jaką pobiera lub oddaje jednostka masy danego ciała podczas przemiany fazowej przy określonej temperaturze i określonym ciśnieniu np. podczas topnienia lodu lub skraplania pary wodnej.

Energia ta jest przekazywana miedzy innymi podczas przemian fazowych wody co sprawia że parowanie związane jest z pobieraniem energii z otoczenia i ukrywaniem jej w cząsteczkach wody. Powietrze staje się wilgotniejsze więc wolniej ochładza się a amplitudy temperatur mogą być mniejsze odwrotny proces będzie zachodził podczas oddawania ciepła utajonego przez cząsteczki np. przez zamarzanie.

29. 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.

Kryteria podziału:

• budowa

• sposób powstawania

• wygląd

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

Kryterium wyglądu zewnętrznego

Według Międzynarodowej Klasyfikacji Chmur wyróżniamy dziesięć podstawowych rodzajów chmur, są one podzielone na trzy piętra, w zależności od wysokości podstawy chmury oraz wydzieloną grupę chmur o budowie pionowej, które mogą mieć podstawy w różnych piętrach. Klasyfikacja ta wyróżnia ponadto gatunki i odmiany chmur.

Podstawy klasyfikacji opracował Howard około 150 lat temu, jej ostateczna wersja przyjęta została przez Światową Organizację Meteorologiczną w połowie XX wieku.

30. Rodzaje chmur

Rodzaje chmur

piętro wysokie

Cirrus (Ci) - pierzasta

Cirrostratus (Cs) - pierzasto-warstwowa

Cirrocumulus (Cu) - pierzasto-kłębiasta

piętro średnie

Altostratus (As) - średnia-warstwowa

Altocumulus (Ac) - średnia-kłębiasta

piętro niskie

Nimbostratus (Ns) - deszczowo-warstwowa

Stratocumulus (Sc) - warstwowo-kłębiasta

Stratus (St) - warstwowa

chmury o budowie pionowej

Cumulus (Cu) - kłębiasta

Cumulonimbus (Cb) - kłębiasto-deszczowa

31. Procesy prowadzące do stanu nasycenia

32. Proces Bergerona-Findejsena

Proces Bergerona-Findeisena

Prężność pary wodnej nasyconej dla wody przechłodzonej jest wyższa niż dla lodu. Dlatego dla temperatur, przy których różnice te są największe, kropelki wody szybko parują (powietrze nie jest dla nich nasycone) a kryształki lodu szybko przyrastają (para przesycona). Dzięki temu transferowi wilgoci mogą wzrosnąć do rozmiarów umożliwiających opad.

Procesy wzrostu kryształków - proces Bergerona-Findeisena.

33. Mgły: definicja budowa i procesy powstawania

Mgła to zawiesia mikroskopijnych cząsteczek wody w powietrzu atmosferycznym zmniejszająca widzialność poziomą do poniżej 1000 m.

Mgły radiacyjne Podczas bezchmurnej nocy ziemia szybko wypromieniowuje ciepło w postaci promieniowania w podczerwieni. Z tego warstwa powietrza tuż przy ziemi ochładza się wskutek przewodnictwa cieplnego. Gdy temperatura spadnie poniżej punktu rosy para wodna kondensuje i tworzy się mgła. Przy idealnie bezwietrznych warunkach mgła może mieć nawet poniżej jednego metra grubości. Gdy wieje słaby wiatr mgła może osiągnąć do 300 m grubości na skutek pojawienia się turbulencji.

Mgły adwekcyjne Powstają na skutek adwekcji, gdy nad zimne podłoże napłynie cieplejsze i wilgotne powietrze. Powietrze to wychładza się i następuje kondensacja. Mgły tego typu występują często na morzu (głównie latem), gdy tropikalne masy powietrza napotykają zimniejsze wody z wyższych szerokości geograficznych i nad lądem (zimą), gdy nad zimne podłoże napływa ciepłe morskie powietrze. Mgły adwekcyjne mogą mieć do kilkuset metrów grubości i są długotrwałe, zwłaszcza przy inwersji temperatury. Zanikają gdy masa powietrza ulegnie wymianie.

Mgły z parowania wywołane są parowaniem cieplejszej powierzchni wodnej i unoszeniem się pary wodnej oraz jej kondensacją w chłodniejszym powietrzu.

Mgły orograficzne powstają w wyniku adiabatycznego ochładzania się powietrza gdy unosi się ono po zboczach wzniesień terenowych. Najczęściej spotykane w górach.

Budowa:

• przy temperaturach dodatnich mgła będzie się składała z kropelek wody,

• przy niezbyt niskich temperaturach ujemnych składa się ona z przechłodzonych kropelek wody,

• przy temperaturach ok. -10^oC lub niższych we mgle mogą, obok kropelek wody, pojawić się kryształki lodu i mgła staje się wówczas mieszana,

• przy bardzo niskich temperaturach mgła może się składać całkowicie z kryształków lodowych;

zdarzają się jednak przypadki mgły z kropelek wody nawet w temperaturze - 30^oC.

34. Równanie stanu gazów

Równanie stanu gazów

(równanie Clapeyrona)

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/molთK. Ponieważ w określonych warunkach temperatury i ciśnienia 1 mol dowolnego gazu ma tę samą objętość, to stała gazowa wyrażona w J/molთK 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:

lub

gdzie:

p - ciśnienie powietrza,

V - objętość elementu powietrza,

R_d=287.05 J·kg^-1·K^-1 - stała gazowa dla powietrza suchego'

m - masa elementu powietrza,

T - temperatura powietrza,

ρ - gęstość powietrza

Jeżeli powietrze jest wilgotne to:

gdzie:

T_v - temperatura wirtualna, czyli temperatura jaką miałoby powietrze suche o gęstości powietrza wilgotnego

35. Procesy adiabatyczne

Procesy termodynamiczne zachodzące bez wymiany ciepła z otoczeniem nazywamy procesami adiabatycznymi.

Proces sucho adiabatyczny

Podczas wznoszenia się powietrza ku górze z rośnie, a temperatura T spada. Odwrotna relacja zachodzi w czasie osiadania powietrza z maleje, a T rośnie.

Wielkość

nazywamy pionowym gradientem temperatury

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.

Jest to gradient sucho adiabatyczny.

36. Procesy wilgotnoadiabatyczne i pseudoadiabatyczne, definicje i różnice

Proces wilgotno adiabatyczny

Po osiągnięciu stanu nasycenia dalsze wznoszenie się powietrza powoduje, iż zawarta w nim para wodna zaczyna się skraplać, dzięki czemu wydziela się ciepło Q= ၄mskropl · Lp, Pierwsza zasada termodynamiki przybiera postać:

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).

Proces pseudoadiabatyczny

Pseudoadiabatyczne zmiany temperatury zachodzą wtedy, gdy skondensowana para wodna w postaci kropelek deszczu, śnieżynek albo gradu wypada natychmiast z rozprężającej się porcji powietrza

Wilgotnoadiabatyczne zmiany temperatury zachodzą wtedy, gdy produkty kondensacji i resublimacji w niej pozostają

Termiczne efekty tych dwóch procesów nieco się różnią. W przypadku procesu wilgotno adiabatycznego na temperaturę oddziałuje np. pojemność cieplna kropelek wody (lodu), których brak w procesie pseudoadiabatycznym.

37. Diagram Stuve'go - jakie linie są narysowane na diagramie ?

Diagram termodynamiczny - diagram Stuve'go

• izobary - linie jednakowego ciśnienia

• izotermy - linie jednakowej temperatury

• adiabaty suche - wskazują, jak zmienia się temperatura powietrza podczas pionowych ruchów powietrza nienasyconego w atmosferze

• adiabaty wilgotne - wskazują, jak zmienia się temperatura powietrza podczas pionowych ruchów powietrza nasyconego w atmosferze

• Krzywe stałego stosunku zmieszania - stosunek zmieszania wskazuje, jak zmienia się temperatura punktu rosy podczas pionowych ruchów powietrza nienasyconego w atmosferze

38. Diagram Stuve'go - do czego służy ?

Diagram Stüve - rodzaj diagramu termodynamicznego używany w opisie sondażu atmosferycznego. 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.

39. Typy równowagi mas powietrza

Ponieważ istnieją różnice w wartościach gradientu sucho- i wilgotnoadiabatycznego typ równowagi może być różny w zależności czy unoszące się (opadające) powietrze jest nasycone czy nie. Dlatego wyróżniamy następujące typy równowagi:

1. chwiejna: ၧo > ၧs

2. sucho-obojętna, wilgotno-chwiejna: ၧo = ၧs > ၧw

3. sucho-stała , wilgotno-chwiejna: ၧs > ၧo > ၧw

4. sucho-stała i wilgotno-obojętna: ၧw = ၧo < ၧs

5. stała: ၧo < ၧw

Przypadki 2,3,4 kiedy typ równowagi zależy od tego czy osiągnięty został stan nasycenia nazywa się równowagą warunkowo-chwiejną.

40. Temperatura potencjalna - definicja, 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

Dobowa zmienność stratyfikacji atmosfery

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:

przeciwny (odwrócony) w stosunku do przeważającego rozkład pionowy elementu meteorologicznego w atmosferze

INWERSJA TERMICZNA:

wzrost temperatury z wysokością

Typy inwersji termicznej

• przygruntowe:

• Inwersja radiacyjna - wzrost temperatury powietrza przy gruncie na skutek wypromieniowania ciepła z podłoża

• Inwersja adwekcyjna - wzrost temperatury powietrza wraz z wysokością związany z frontem ciepłym. Zachodzi gdy nad zalegające przy powierzchni Ziemi stagnujące lub wolno przemieszczające się powietrze chłodne gorą napływa powietrze ciepłe.

• w swobodnej troposferze:

• Inwersja frontowa - występuje we frontach atmosferycznych, zwłaszcza we froncie ciepłym, kiedy masa ciepłego powietrza wślizguje się ponad chłodniejsze. Wtenczas na styku tych mas, obecna jest warstwa inwersji.

• Inwersja z osiadania - wzrost temperatury powietrza wraz z wysokością w rozbudowanych wyżach podzwrotnikowych i silnie rozwiniętych zimowych wyżach barycznych na kontynentach. Wzrost temperatury następuje w wyniku sprężania i ogrzania adiabatycznego powietrza opadającego z wyższych warstw atmosfery.

43. Wiatry lokalne - wiatry o genezie termicznej - bryza

W dzień ląd szybciej się nagrzewa niż morze więc temperatura nad lądem jest wyższa. W wyniku tego zalegające nad nim powietrze ogrzewa się silniej niż powietrze znajdujące się nad wodą. Prądy wstępujące unoszą powietrze z nad lądu i następuje rozprażenie a na jego miejsce napływa chłodniejsze powietrze z nad morza. Górą przemieszcza się cieplejsze powietrze z nad lądu, gdzie w pewnej odległości od brzegu ochłodzi się i osiądzie za pośrednictwem prądu zstępującego. Cyrkulacja ta przenosi z nad zbiornika wodnego chłodne i wilgotne powietrze jest to bryza dzienna lub morska. W nocy sytuacja ta odwraca się i powstaje bryza lądowa lub nocna.

44. Wiatry lokalne - wiatry o genezie termicznej - wiatr dolinny i górski

Wiatr dolinny

Podczas pogody bezchmurnej w ciągu dnia zbocza dolin nagrzewają się znacznie. Od nich nagrzewa się powietrze, rozpręża się i unosi po stokach do góry. Powstaje wzdłuż podłużnej osi doliny wiatr dolinny wiejący w kierunku przeciwnym do jej spadku. Powietrze jest zasysane z niższych części doliny i przemieszcza się po stokach nasłonecznionych, gdzie jako cieplejsze unosi się ku górze.

Wiatr górski

Podczas bezchmurnej nocy występuje wiatr wiejący od strony gór w kierunku wylotu doliny. Następuje odwrócenie cyrkulacji dziennej powietrza. Zbocza wzniesień i przylegające do nich powietrze w nocy ulegają silnemu wychłodzeniu i obserwuje się spływ powietrza po stokach ku najniższym częściom doliny. Zachodzący w nocy ruch powietrza jest nazywany wiatrem górskim.

45. Fen - sposób powstawania, obszary występowania, nazwy lokalne

Fen to ciepły i jednocześnie suchy, odznaczający się znaczną porywistością wiatr wiejący z gór w kierunku dolin i kotlin. Do powstania tego wiatru jest niezbędne istnienie bariery górskiej prostopadłej do kierunku przemieszczania się względnie wilgotnych mas powietrza. Wysokość przeszkody lub wilgotność powietrza musi być na tyle duża, aby przy wymuszonym wznoszeniu nastąpiło skroplenie zawartej w nim pary wodnej i pojawił się opad atmosferyczny. Powietrze po dowietrznej stronie stoku ochładza się zgodnie z gradientem wilgotno adiabatycznym. Następuje kondensacja pary wodnej, tworzenie się chmur i opad. Po zawietrznej stronie stoku spływa ono jako suchy i porywisty wiatr ochładzając się zgodnie z gradientem sucho adiabatycznym.

Obszary występowania i nazwy lokalne:

• Fen - w Alpach,

• Halny - w Tatrach

• Chinook - w Górach Skalistych

46. Bora - sposób powstawania, obszary występowania

Bora powstaje, gdy mad morzem zalega względnie ciepłe powietrze odznaczające się niskim ciśnieniem, a nad sąsiadującym z morzem płaskowyżem lub pasmem niewysokich gór zalega zimne powietrze. Kiedy miąższość warstwy zimnego powietrza osiągnie względnie duże rozmiary zacznie ono spływać po stoku w stronę morza pojawia się zimny bardzo silny, porywisty wiatr wiejący w kierunku morza z sąsiadujących niezbyt wysokich obszarów górskich. Bora pojawia się szczególnie zimą i jest wiatrem katabatycznym.

Występuje w rejonie Adriatyku i Morza Czarnego.

47. Definicja masy powietrza

Definicja według Słownika meteorologicznego:

„Wielka objętościowo ilość powietrza, wycinek troposfery odznaczający się jednorodnymi właściwościami wskutek tworzenia się nad jednorodną powierzchnią i w jednorodnych warunkach; poziome rozmiary mas powietrznych dochodzą do kilku tysięcy km, a pionowe do kilku km; właściwości masy powietrznej w znacznej mierze określają typ pogody nad zajmowanym przez nią obszarem; granice pomiędzy masami powietrznymi stanowią fronty” .

48. Transformacja mas powietrza

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

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

(Odp. w pliku: Typy mas powietrza)

50. Front atmosferyczny - definicja, podziały frontów

Front atmosferyczny - linia wzdłuż której powierzchnia frontowa przecina się z powierzchnią Ziemi

Podział:

Front chłodny - powstaje, gdy powietrze chłodne wypiera powietrze cieplejsze

Front ciepły - powstaje, gdy cieplejsze powietrze nasuwa się na powietrze chłodne.

Front zokludowany - jeśli szybciej przemieszczający się front chłodny dogoni znajdujący się przed nim front ciepły, wówczas wycinek ciepły niżu coraz bardziej się zwęża w kierunku poziomym i w końcu dochodzi do połączenia obu frontów przy powierzchni Ziemi, w wyniku czego powstaje tak zwany front złożony, czyli okluzja.

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

Front ciepły

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 frontem wiatr południowo-wschodni jest chłodno i ciśnienie spada. Opady średnio intensywne a widzialność słaba. Zachmurzenie wzrasta pojawiają się chmury :Ci, Cs, As, Ns.

W trakcie przechodzenia frontu wiatr jest zmienny i porywisty a temperatura rośnie. Ciśnienie jest niskie a opadem jest mżawka. Widzialność poprawia się a zachmurzenie stanowią chmury St.

Po przejściu frontu wiatr zmienia kierunek na południowo - zachodni a temperatura i ciśnienie wzrastają. Opady zanikają a widzialność jest dobra. Zachmurzenie jest niskie głównie rzadki Sc.

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

Front chłodny

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 frontem chłodnym wiatr wieje z południa lub z południowego-zachodu, temperatura jest względnie wysoka a ciśnienie spada. Na krotko przed dojściem frontu mogą wystąpić ulewy. Widzialność dobra czasem ograniczona mgłą. Zachmurzenie nieba przez chmury: Ci, Cs, Cb.

W trakcie przechodzenia frontu wiatr jest zmienny i porywisty, temperatura spada a ciśnienie jest niskie. Opad stanowią ulewy ewentualnie mogą wystąpić burze. Widzialność gwałtownie spada a zachmurzenie rośnie chmury Cu, Cb.

Po przejściu frontu wiatr zmienia kierunek na zachodni lub północno - zachodni, temperatura spada zaś ciśnienie wzrasta. Opady zanikają a widzialność poprawia się. Zachmurzenie znaczne głównie Cu.

53. Fronty okluzji

Fronty okluzji

Front okluzji o charakterze frontu ciepłego

Jeśli chłodna masa powietrza za frontem chłodnym jest cieplejsza od masy chłodnego powietrza za frontem ciepłym to w wyniku połączenia frontu ciepłego i zimnego dochodzi do okluzji ciepłej

Front okluzji o charakterze frontu chłodnego

Jeśli chłodna masa powietrza za frontem chłodnym jest chłodniejsza od masy powietrza chłodnego za frontem ciepłym to w wyniku połączenia się frontu ciepłego i chłodnego dochodzi do okluzji chłodnej.

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

Początkowym stadium niżu jest pojawienie się drobnego zaburzenia na froncie stacjonarnym między chłodnym powietrzem na północy i cieplejszym na południu. Zaburzenie to ma postać zafalowania, w jego środku ciśnienie nieznacznie się obniża. W zachodniej części fali zaczyna kształtować się front chłodny, we wschodniej pojawia się front ciepły. W miarę rozwoju zaburzenia strefowy przepływ powietrza ulega zniekształceniu. W wierzchołku fali ciśnienie spada i powstaje niż o środku leżącym na froncie. Po zachodniej stronie rozwijający się front chłodny przesuwa się na południowy wschód, po wschodniej front ciepły wędruje na północny wschód. Pomiędzy frontem ciepłym a chłodnym znajduje się język ciepłego powietrza zwany ciepłym wycinkiem niżu. W kolejnej fazie front chłodny porusza się nieco szybciej, dogania front ciepły i łączy się z nim. Zachodzi okluzja niżu, która odcina ciepły wycinek niżu od jego środka. Powietrze ciepłe w centrum niżu jest wypychane do góry i ochładza się. Ciśnienie w środku niżu wzrasta i rozpoczyna się faza wypełniania niżu. Okluzja zanika a wraz z nią zaburzenie na linii frontu

55. Przekrój przez ciepły wycinek niżu

Przekrój przez niż w fazie dojrzałej - ciepły wycinek niżu

Przed frontem ciepłym rozciąga się szeroka strefa zachmurzenia, głównie chmurami warstwowymi i strefa opadów ciągłych, związanych z chmurami Nimbostratus.

Wzdłuż frontu chłodnego leży względnie wąska strefa opadów o charakterze konwekcyjnym. Dobrze wykształcony ciepły wycinek oznacza, że niż jest w fazie dojrzałej.

56. Baroklinowość i barotropowość - definicje, związek z adwekcją ciepła lub chłodu

Barotropowość w atmosferze występuje wtedy, kiedy gęstość powietrza jest funkcją jedynie ciśnienia. Izotermy przebiegają wówczas równolegle do izobar. W swobodnej atmosferze barotropowej wiatr wieje równolegle do izobar, a więc także równolegle do izoterm. Napływające powietrze ma taką samą temperaturę jak powietrze wypierane znad danego obszaru. Nie występuje zatem w atmosferze barotropowej ani adwekcja chłodu, ani adwekcja ciepła.

Baroklinowość jest stanem przeciwnym do barotropowości. Gęstość powietrza zależy w tym wypadku nie tylko od ciśnienia, ale także od temperatury i wilgotności, a izobary przecinają się z izotermami. W swobodnej atmosferze baroklinowej wiatr wieje równolegle do izobar, a więc jego kierunek przecina się z izotermami. W takim przypadku wiatr przywiewa więc powietrze o innej temperaturze, niż poprzednio zalegało nad danym obszarem i mamy do czynienia z adwekcją chłodu lub adwekcją ciepła.

Baroklinowość odgrywa istotną rolę w procesie cyklogenezy (powstawania niżu). W atmosferze baroklinowej na wskutek napływu różnych mas powietrza powstaje tzw. niestabilność baroklinowa (pojawia się równowaga chwiejna), która jest jednym z podstawowych czynników „niżotwórczych”.
Bezpośrednią przyczyną pojawiania się baroklinowości jest powstanie zafalowania (tzw. fali krótkiej) na froncie stacjonarnym. Po zachodniej stronie takiej fali następuje adwekcja chłodu, a po stronie wschodniej - adwekcja ciepła.

W atmosferze barotropowej izobary są równoległe do izoterm. W swobodnej atmosferze przepływ powietrza jest równoległy do izobar, czyli również do izoterm. Nie ma zatem adwekcji ciepła lub chłodu.

W atmosferze baroklinowej przepływ równoległy do izobar powoduje napływ mas ciepłych lub chłodnych - adwekcję ciepła lub chłodu

57. Ogólna cyrkulacja atmosferyczna

Globalna cyrkulacja atmosferyczna - przyczyny

W niskich szerokościach geograficznych absorpcja promieniowania słonecznego jest znacznie większa od emisji (nadmiar energii) W regionach polarnych emisja przewyższa absorpcję (deficyt energii) Nieradiacyjny transport energii jest niezbędny. Kierunek przepływu jest ukierunkowany od niższych ku wysokim szerokościom geograficznym.

Ogólna cyrkulacja atmosferyczna czyli krążenie powietrza w skali globalnej poprzez strefową, południkową i pionową wymianą powietrza, transportuje energię, moment pędu i wilgoć w atmosferze ziemskiej. Jej motorem jest zróżnicowanie bilansu radiacyjnego a w konsekwencji także temperatury i ciśnienia atmosferycznego. Rozkład temperatury na Ziemi powoduje że w strefie równikowej nagrzane powietrze wznosi się ku górze, adiabatycznie ochładza się i powstają wypiętrzone chmury konwekcyjne. Wznoszące się powietrze nie może pokonać stabilnej tropopauzy, więc rozpływa się pod nią na boki, kierując się ku biegunom. Na skutek ruch obrotowego na każdej półkuli powstają trzy nawzajem się wzmacniające komórki cyrkulacyjne Hadleya. Ferrela oraz podbiegunowa.

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

Komórka Hadleya leży między zwrotnikiem i równikiem. Nagrzane nad równikiem powietrze wznosi się do góry, zawarta w nim para wodna kondensuje, tworząc wypiętrzone chmury Cu. Ciepło utajone uwalniane podczas kondensacji wzmacnia cyrkulacje powietrza. Wznoszące się powietrze rozpływa się pod tropopauzą. Siła Coriolisa sprawia że powietrze uzyskuje składową zachodnią i przyspiesza w kierunku bieguna. Powietrze ochładza się i osiada, zachodzi konwergencja mas powietrza około 30 równoleżnika. Konwergencja wymusza osiadanie mas powietrza, które ogrzewając się adiabatyczne wysusza się. Osiadające powietrze rozpływa się przy powierzchni ziemi. Znaczna część powietrza płynie ku równikowi dzięki sile Coriolisa i nabiera wilgoci. Te stałe wiatry wschodnie zwane są passatami a linia zbieżności passatów obu półkul jest określana jako międzyzwrotnikowa strefa zbieżności.

59. Cyrkulacja atmosferyczna w szerokościach umiarkowanych

60. Sezonowe ośrodki baryczne nad kontynentami - typy, mechanizm powstawania, przykłady

61. Pustynie na kuli ziemskiej - typy pustyń, przyczyny ich powstania, przykłady

Przyczyna

Typ pustyni

Globalna cyrkulacja atmosferyczna - pustynie podzwrotnikowe (Sahara)

Efekt orograficzny - pustynie cienia opadowego (Nevada)

Geograficzne oddalenie od źródeł wilgoci - pustynie wnętrza kontynentu (Gobi)

Chłodne prądy morskie - pustynie nadbrzeżne (Atacama)

62. Zjawisko ENSO

ENSO stanowi rezultat współdziałania cyrkulacji oceanicznej i atmosferycznej w strefie równikowej Pacyfiku

Ciepłe wody są wypychane przez pasaty na zachód w kierunku Azji i Australii

Zimne wody głębinowe wypływają na powierzchnię u wybrzeży Ameryki Południowej

Ten układ wschodnio-zachodniej cyrkulacji powietrza, podobny do komórki Hadleya, nazywa się cyrkulacją Walkera

Ciśnienie atmosferyczne:
Normalnie

wysokie nad Tahiti, niskie nad Darwin w Australii

El Nino

niskie nad Tahiti, wysokie nad Darwin

Te wahania ciśnienia noszą nazwę Oscylacji Południowej (Southern Oscillation)

Kombinacja El Niño/Southern Oscillation (Oscylacji Południowej) zwana jest ENSO

63. Definicja klimatu

Charakterystyczny dla danego obszaru zespół zjawisk i procesów atmosferycznych, kształtujących się pod wpływem właściwości fizycznych i geograficznych tego obszaru, określony na podstawie wyników wieloletnich obserwacji (Z. Kaczorowska)

WMO poleca, aby klimat określać na podstawie co najmniej 30-letnich obserwacji.

Aby mówić o klimacie musimy scharakteryzować:

• średnie parametry meteorologiczne na danym obszarze

• charakterystyczny dobowy i roczny cykl ich zmienności

• ekstremalne wartości elementów meteorologicznych występujące na danym obszarze

64. Klasyfikacja klimatów wg Köppena - typy klimatów i kryteria ich wyróżniania

Rozkład opadu i temperatury jako główne kryterium podziału

Köppen wydzielił pięć głównych stref klimatycznych;

• A (wilgotny gorący),

• B (suchy),

• C (umiarkowany ciepły),

• D (umiarkowany zimny)

• E (polarny)

Typ - A.

• 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

• W Peru, zróżnicowanie opadu jest większe niż temperatury i wynika z wędrówki międzyzwrotnikowej strefy zbieżności pasatów

• Klimat monsunowy gorący (Am): Gdy sumy opadu spadaja poniżej 60 mm na co najmniej 2 miesiące w roku mówimy o klimacie monsunowym

• Z suchą zimą (Aw) lub suchym latem (As): Pojawia się wyraźna pora sucha. Opady roczne są niższe , około 100 cm (1000 mm)

Typ B - klimaty suche

• 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

• Na pustyniach podzwrotnikowych (BWh), dobowe maksimum temperatury latem może przekraczać 50°C (40-45°C to typowe wartości); wilgotność względna w południe 5-25%; minimalne temperatury dobowe spadają poniżej 25°C

• Pustynie szerokości umiarkowanych (BWk): Letnie temperatury maksymalne sięgają 40°C; zimy są mroźne z minimum temperatury nawet poniżej -35°C; leżą w cieniu opadowym wysokich łańcuchów górskich (Sierra Nevada w Ameryce Północnej, Himalaje w Azji i Andy w Ameryce Południowej

• Obszary pustynne otoczone są przez półpustynne - stepowe, o nieco większych opadach (BS)

Typ C - klimat 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;

Klimat umiarkowany chłodny (Typ-D)

• 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)

Typ E klimaty mroźne

• 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.

Klimaty wysokogórskie (Typ H)

• klimat zależy od wysokości bezwzględnej - 300 m wysokości odpowiada przesunięciu o 300 km w kierunku bieguna (3°)

• Wędrują w górach można zwiedzić wiele stref klimatycznych na stosunkowo niewielkich odległościach

• W górach Sierra Nevada: przedgórze: warunki stepowe; podnóża: klimat śródziemnomorski; na stokach kolejno: umiarkowany chłodny i subpolarny; w pobliżu wierzchołków klimat wiecznego mrozu - lodowce górskie

Kryteria:

Klimaty grupy A:

średnia temperatura najchłodniejszego miesiąca > 18°C,

opady powyżej 750 mm rocznie

Klimaty grupy B:

typ opadu	step	pustynia
opady głównie zimą	t < R ≤ 2t	R ≤ t
opady całoroczne	(t+7) < R ≤ 2(t+7)	R ≤ (t+7)
opady głównie latem	(t+14) < R ≤ 2(t+14)	R ≤ (t+14)

R - roczna suma opadu w cm

t - średnia roczna temperatura

Klimaty grupy C:

średnia temperatura najchłodniejszego miesiąca < 18°C i ≥ -3 °C

Klimaty grupy D:

średnia temperatura najchłodniejszego miesiąca < -3 °C

średnia temperatura najcieplejszego miesiąca ≥ 10 °C

Klimaty grupy E:

klimaty tundry:

średnia temperatura najcieplejszego miesiąca ≥ 0 °C i < 10 °C

klimaty wiecznego mrozu:

średnia temperatura najcieplejszego miesiąca < 0 °C

65. Klasyfikacja klimatów wg Köppena - identyfikacja typu na podstawie klimogramu

66. Porównanie morskich i kontynentalnych cech klimatu

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

Cechy klimatu oceanicznego

• Niewielka amplituda temperatury

• Opóźnienie maksimum temperatury o jeden miesiąc (sierpień cieplejszy od lipca)

• Opóźnienie minimum temperatury o jeden miesiąc (luty chłodniejszy od stycznia)

• Temperatura wiosny niższa od temperatury jesieni

• Wyższe sumy opadów niż w klimacie kontynentalnym

• Bardziej równomiernie rozłożone w ciągu roku

• Najwyższe opady w porze jesiennej

• Opady chłodnej pory roku większe niż opady ciepłej pory roku

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

Cechy klimatu kontynentalnego

• Duża amplituda temperatury

• Gorące lata

• Chłodne zimy

• Najwyższe opady w okresie lata

• Sumy opadu niższe niż w klimacie oceanicznym

• Opady ciepłej pory roku większe niż opady chłodnej pory roku

67. Czynniki geograficzne oddziałujące na klimat Polski, wymień czynniki, scharakteryzuj sposób ich oddziaływania na klimat

Geograficzne:

• szerokość geograficzna

• położenie względem oceanów i kontynentów

• ukształtowanie terenu

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

miarami kontynentalizmu termicznego są:

• roczna amplituda temperatury

• stosunek temperatury wiosny do temperatury jesieni

miarami kontynentalizmu pluwialnego są:

• nierównomierność opadu

• stosunek opadu zimowego do letniego

• stosunek opadu ciepłej pory roku do całorocznego

• półokres opadowy

ukształtowanie terenu

• rzeźba

• wysokość bezwzględna

• wysokość względna

• kierunek wzniesień w stosunku do głównych kierunków adwekcji

68. Czynniki radiacyjne oddziałujące na klimat Polski, wymień czynniki, scharakteryzuj sposób ich oddziaływania na klimat

Radiacyjne:

• usłonecznienie rzeczywiste

• usłonecznienie względne

• bilans promieniowania

usłonecznienie rzeczywiste - liczba godzin ze Słońcem w ciągu doby

• sumy roczne rosną z pd.-zach. ku pn.-wsch.

• sumy sezonu wegetacyjnego rosną z pd. ku pn.

największe zróżnicowanie w skali roku nad morzem (wysokie sumy latem, niskie zimą)

góry: stosunkowo dużo zimą (wierzchołki wystają ponad chmury warstwowe), niewiele latem (konwekcja)

usłonecznienie względne

stosunek usłonecznienia rzeczywistego do możliwego (długość dnia)

bilans promieniowania

• całkowite promieniowanie słoneczne

• pochłonięte promieniowanie słoneczne

• wypromieniowanie efektywne

Warunki termiczne

• średnie roczne temperatury powietrza

• amplitudy roczne temperatury powietrza

• wpływ czynników cyrkulacyjnych

• Średnia temperatura powietrza lipiec

• Średnia temperatura powietrza styczeń

• Średnia temperatura powietrza

Warunki nefologiczne (zachmurzenie)

• Liczba dni pochmurnych (zachmurzenie Ⴓ 7) rok

• Liczba dni pogodnych (zachmurzenie Ⴃ 2) rok

Opady atmosferyczne

• średnie sumy roczne

• wpływ czynników cyrkulacyjnych

• Średnia wysokość pokrywy śnieżnej

• Maksymalna wysokość pokrywy śnieżnej

• Średnia liczba dni z pokrywą śnieżną

69. Czynniki cyrkulacyjne oddziałujące na klimat Polski, wymień czynniki, scharakteryzuj sposób ich oddziaływania na klimat

Cyrkulacyjne:

• główne centra działalności atmosfery

• typowe sytuacje synoptyczne

• dominujące masy powietrza

• fronty atmosferyczne

Główne centra baryczne:

całoroczne:

Niż Islandzki

Wyż Azorski

sezonowe:

Wyż Azjatycki

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

Niż Południowoazjatycki

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

70. Typy mas powietrza napływające nad Polskę

71. Termiczne cechy klimatu Polski

72. Opadowe cechy klimatu Polski

73. Cechy charakterystyczne klimatów górskich

Klimaty wysokogórskie (Typ H)

• klimat zależy od wysokości bezwzględnej - 300 m wysokości odpowiada przesunięciu o 300 km w kierunku bieguna (3°)

• Wędrują w górach można zwiedzić wiele stref klimatycznych na stosunkowo niewielkich odległościach

• W górach Sierra Nevada: przedgórze: warunki stepowe; podnóża: klimat śródziemnomorski; na stokach kolejno: umiarkowany chłodny i subpolarny; w pobliżu wierzchołków klimat wiecznego mrozu - lodowce górskie

Zmiany ciśnienia

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

Zmiany temperatury

W górach średnia roczna temperatura maleje z wysokością średnio o 0.6°C na każde 100 metrów wzniesienia.

Jednocześnie maleją dobowe i roczne amplitudy powietrza.

Atmosfera górska

atmosfera stokowa

jest pod wpływem promieniowania słonecznego, podlega intensywnym zmianom w cyklu dobowym

atmosfera dolinna

modyfikowana głównie przez turbulencję: termiczną i dynamiczną

Zmiany opadów

Opady w obszarze gór wzrastają z wysokością. Gradienty opadów zależą od klimatu obszaru otaczającego góry. W Polsce mieszczą się w granicach 50-100 mm na 100 metrów wzniesienia.

Wzrost opadów z wysokością zauważa się jednak tylko do pewnej wysokości, powyżej tej granicy opady zaczynają maleć z wysokością. To zjawisko nosi nazwę inwersji opadowej

Poziom inwersji opadowej jest zimą niższy niż latem, zależy też od strefy klimatycznej. Na Kaukazie wynosi około 2500 m n.p.m., w Alpach około 2000 m n.p.m., w Tatrach - 1800 m n.p.m., a w Himalajach 1300 m n.p.m.

Katabatyczne wiatry

• Każdy wiatr wiejący w dół stoku

• Zwykle stosuje się nazwę do wiatrów silniejszych od bryzy.

• Katabatyczne wiatry mogą spadać ze stoków z siłą huraganu, ale większość jest znacznie mniej intensywna o szybkości poniżej 20 km/godz

• Bora - chłodny, porywisty pn.-wsch. wiatr czasem osiągający prędkość do 200 km/godz (Pn. Adriatyk)

• Mistral - chłodny, mniej gwałtowny wiatr spadajacy z gór doliną Rodanu we Francji

74. Efekt cieplarniany

75. Współczesne zmiany klimatyczne - obserwowane od początku XX wieku

• Wzrost średniej temperatury na Ziemi

• Wzrost poziomu morza

• Spadek pokrywy śnieżnej

• Zanik wiecznej zmarzliny

76. Naturalne przyczyny współczesnych zmian klimatu

• zmiany parametrów orbitalnych

Ekscentryczność orbity ziemskiej

Cykl zmian ekscentryczności trwa około 100 tys. lat.

PRECESJA

Obecnie przesilenie zimowe na półkuli północnej następuje, gdy Ziemia zbliża się do peryhelium (punktu najbliższemu Słońcu), a letnie, gdy Ziemia zbliża się do aphelium (punktu położonego najdalej od Słońca). Dzięki temu zimy na półkuli północnej są nieco łagodniejsze a lata nieco mniej upalne. Na półkuli południowej kontrasty termiczne między skrajnymi porami roku są większe. 11 000 lat temu było odwrotnie.

Nachylenie osi Ziemi do płaszczyzny ekliptyki

Nachylenie osi Ziemi do płaszczyzny ekliptyki waha się od 21.8° do 24.4°. Obecnie wynosi 23.4°. Wraz z nachyleniem osi przesunięciu ulegają zwrotniki i koła podbiegunowe. Większy kąt nachylenia oznacza większe różnice klimatyczne między strefą gorącą a zimną. Podstawowy cykl zmian trwa 41 tys. lat.

• zmiany aktywności słonecznej

PLAMY SŁONECZNE

• 11-letni cykl plam

• 22-letni cykl plamy + namagnesowanie

• ~ 100-letni cykl liczby plam w maksimum

• aktywność wulkaniczna

Erupcje wulkaniczne

eksplozywne wybuchy wulkaniczne wyrzucają olbrzymie ilości pyłu do atmosfery

pył zmniejsza dopływ promieniowania do dolnej troposfery, przy jednoczesnym ociepleniu stratosfery

• orogeneza

• zmiany konfiguracji kontynentów

ROZKŁAD PRĄDÓW MORSKICH

• prąd wokół biegunowy duży południkowy gradient temperatury

• prąd wokół równikowy mały południkowy gradient temperatury

77. Antropogeniczne przyczyny współczesnych zmian klimatu

• zmiany składu atmosfery

• zmiany użytkowania gleb

• urbanizacja

• wylesianie

78. Źródła danych o zmianach klimatu w okresie przedhistorycznym

79. Źródła danych o zmianach klimatu w okresie historycznym

Dane historyczne

• zapiski dotyczące zbiorów, cen zbóż

• daty zakwitania (wiśni z Japonii od kilkuset lat)

• warunki żeglugi (góry lodowe wokół Islandii)

• daty zamarzania jezior (Japonia)

• zapiski w starych kościelnych kalendarzach

• rysunki naskalne

• typowe cechy wznoszonych budowli

• opisy pogody

----------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------

PIERŚCIENIE DRZEW

• Na podstawie danych o przyrostach pierścieni drzew można rekonstruować mapy przebiegu elementów klimatycznych lub ich wieloletnie zmiany

Źródła wiedzy o klimacie w przeszłości

• pierścienie przyrostów drzew

• proporcje izotopów tlenu 18O/16O w wapiennych muszlach mikroorganizmów oceanicznych

• skład powietrza uwięzionego w lodzie grenlandzkim i antarktycznym

• zasięgi gatunków o wyraźnych preferencjach klimatycznych

---