Atmosfera powłoka gazowa Ziemi (lub innych ciał niebieskich). Gazy składające się na atmosferę utrzymują się wokół kuli ziemskiej wskutek sił gra­witacji i uczestniczą - jako całość w jej w ruchu obrotowym. Gęstość atmosfery zbliża się do zera na wysokości ok. 1500 km. wysokość tę przyjmuje się za umowną górną granicę atmosfery. Mie­szaninę gazów atmosfery ziemskiej nazywamy powietrzem. Przyziemną warstwę atmosfery. pod­legającą bezpośrednim oddziaływaniom powierzchni ziemi (w szczególności sił tarcia. wpływa­jących na prędkość wiatru) nazywamy warstwą graniczną (tarciową). Wyżej rozciąga się tzw. wol­na (swobodna) atmosfera.

Geografia bada powłoki Ziemi, jej przestrzenne zróżnicowanie, pod względem przyrodniczym, społeczno-gospodarczym, oraz badaniem związków jakie zachodzą między środowiskiem geograficznym a działalnością człowieka.

Klimat długookresowy charaktery­styczny reżim pogody na określonym ob­szarze, uwarunkowany bilansem ciepl­nym, cyrkulacją atmosf., cechami pod­łoża atmosfery i działalnością ludzką . Przy opisie k. należy uwzględnić śred­nie wielkości (z okresu przynajmniej 30 lat) elementów meteorologicznych (gl. ciśnienie atmosf., wiatr, temperatura, wilgotność, opady), odchylenia od śred­niej i częstości tych odchyleń, wielkoś­ci skrajne oraz ich przebieg roczny; nale­ży także scharakteryzować warunki pogodowe podczas typowych sytuacji synoptycznych z podaniem ich często­ści. W zależności od skali przestrzen­nej wyróżnia się makroklimat (obszar o rozmiarach setek km), mezoklimat (ki­lometry do dziesiątków km.), i mikrokli­mat (poniżej l km). K. wykazuje zmien­ność w czasie udokumentowaną za­równo przez dane historyczne, jak i do­wody dostarczane przez inne dyscypliny nauk przyrodniczych nawet z odległych epok geol. Badaniem k. zajmuje się kli­matologia.

Klimatologia bada klimat w różnych skalach czasowych i przestrzennych. Podstawy badań klimatologicznych są wieloletnie (50-80 lat) serie obserwacji i pomiarów wykorzystanych na stacjach meteorologicznych. Na ich podstawie wylicza się średnie wartości wybranych Ele. meteorologicznych i średnie częstości występowania, wybranych zjawisk atmosferycznych. Klimatologia zajmuje się badaniem prawidłowości zmian i ich przyczyn oraz zróżnicowaniem klimatu w przebiegu czasowym i w różnych wysokościach na kuli ziemskiej. Wyniki badań pozwalają na prognozowanie zmian klimatu i naparowanie człowieka na te zmiany.

Mapa synoptyczna blankiet na którym zaznaczone są kontury kontynentów, granice państw, ważniejsze rzeki, jeziora, łańcuchy górskie, oraz miejscowości w których zlokalizowano stacje meteorologiczne z naniesionymi krążki stacji opisane numerami. Wokół krążka stacji nanosi się elementy meteorologiczne i symbole zjawisk meteorologicznych które są jednakowe na całym świecie.

Meteorologia (fizyka atmosfery) bada zjawiska i procesy zachodzące w atmosferze i tych wszystkich procesów zachodzących na pow. Ziemi, które w bezpośredni sposób wpływają na procesy atmosfery. M. bada budowę i skład atmosfery wszelkiego rodzaju promieniowaniem występującym w układzie Słońce, Ziemia, atmosfera, wymiana ciepła i wilgoci, przemianami fazowymi wody, poziomym i pionowymi ruchami powietrza, zjawiskami optycznymi, elektrycznymi i akustycznymi, występującymi w atmosferze, pływem warunków pogody i klimatu na życie na i działalność człowieka na Ziemi oraz wpływem działalności człowieka na przebieg procesów i występowanie zjawisk w atmosferze (melioracja klimatu).

Pogoda ciągle zmieniający się stan atmosfery. Pogodę w danym miejscu w danym momencie opisuję się kompleksem wartości wybranych elementów meteorologicznych i występujących zjawisk atmosferycznych. Elementy meteorologiczne: temp, wilgot, wielkość zachmurzenia, widzialność, kierunek, prędkość wiatru, inne.

Słońce jest kulą zjonizowanego gazu o masie około 2×1030 kg, z czego 74% stanowi wodór, 25% hel, a niespełna 1% pierwiastki cięższe i sporadycznie występujące proste związki chemiczne. Kula plazmy utrzymywana jest w równowadze hydrostatycznej dzięki sile grawitacji z jednej strony i rosnącym wraz z głębokością ciśnieniem gazu, które równoważy ciężar materii znajdującej się powyżej. W centrum ciśnienie osiąga wartość 1016 Pa, co jest wynikiem faktu, że jądro rozgrzewa się do temperatury kilkunastu milionów stopni, w której to temperaturze mogą już zachodzić reakcje jądrowe. W przypadku gwiazd ciągu głównego reakcją jądrową, która dostarcza energii jest przemiana wodoru w hel. Gęstość materii w jądrze Słońca wynosi 1,5×105 kg/m³, jednak wysoka temperatura utrzymuje materię w stanie gazowym, natomiast gęstość gazu na powierzchni wynosi 10-4 kg/m³, czyli jest to prawie próżnia. Na podstawie odmiennych własności plazmy i procesów w niej zachodzących, które wynikają z różnic w gęstości i temperaturze, można wyróżnić trzy różne obszary wewnątrz Słońca.: Budowa Słońca: Promień 696000 km, Masa 1,9891 × 10 30kg, Średnia gęstość 1409km/m3, Gęstość w cen. jądra 160000 kg/m3, Temp. efektywna 5800 K, Temp w cent. jądra 15,600,000 K

Środowisko geo zespół warunków przyrodczniczych występujących na określonym obszarze wpływających na rozwój społeczno-gospodarczy i ulegających ciągłym zmianą pod wpływem sił przyrody i działalności człowieka. W jego skład wchodzą wszystkie elementy tworzące atmosferę, hydrosferę, litosferę, biosferę. W skład nauk geograficznych wchodzą meteorologia i klimatologia.

Temp punktu rosy temp przy której aktualna prężność pary, zawartej w powietrzu, staje się prężnością pary nasyconej.

Ziemia trzecia w kolejności (licząc od Słońca) i piąta co do wielkości planeta Układu Słonecznego. Wokół Ziemi krąży jeden naturalny satelita - Księżyc oraz prawdopodobnie dwa księżyce pyłowe (księżyce Kordylewskiego) i znaczna liczba sztucznych satelitów. Stałą, stabilną orbitę posiada także planetoida 3753 Cruithne, która pozostając w rezonansie z orbitą Ziemi przez niektórych naukowców jest uważana za drugi księżyc Ziemi. Uformowała się około 4,5 miliarda lat temu. Ziemia ma właściwą masę i grawitację dla utrzymania atmosfery, która chroni przed szkodliwym promieniowaniem ultrafioletowym, a także pole magnetyczne chroniące przed pochodzącym ze Słońca promieniowaniem korpuskularnym. Oddalenie od Słońca jest właściwe dla utrzymania odpowiedniej temperatury. Uważa się, że czynniki te sprzyjały powstaniu życia na naszej planecie. Jest największą z planet skalistych w Układzie Słonecznym, a także jak dotychczas jedynym znanym miejscem występowania życia. Budowa Ziemi: Odległość od słońca Max 152mln km, Śred 150 mln km, Mini 147 mln km, Średnica równika 12 756,274 km, Średnica biegunowa 12 713,500 km, Średnia prędkość odchylenia 29,783 km/s, Temperatura powierzchni Max 331K, Śred 287K, Mini 185K, Ciśnienie atmosferyczne na powierzchni 1013 hPa, Nachylenie równika do orbity 23°45' Albedo 0,39- stosunek energii odbijanej powierzchni danego ciała do całkowitej energii na to ciało.

Zjawisko pogodowe wszelkiego rodzaju zjawiska: mgły, zamglenia, burze, zawieje, zamiecie

Skład atmosfery

	Zawartość %	Względna drugość
Azot N2	78,08	6,25 km
Tlen O2	20,95	1,68 km
Argon Ar	0,93	74 m
Dwutlenek węgla CO2	0,03	2,6 m
Neon Ne	0,0018	15 cm
Hel He	0,00052	4 cm
Metan CH4	0,00014
Krypton Kr	0,00011	4 mm
Ksenon Xr		4 mm
Wodór H	0,00005	4 mm

Względna grubość warstwy grubość warstwy danego gazu zebranego z całej atmosfery na poziomie morza przy warunkach: temp=15C, cienienie 1013hPa. Do składników zmiennych zaliczamy: parę wodną, tlenki węgla, siarki, azotu, metan, ozon, freony, których zawartość w powietrzu jest zmienna i zależy od procesów fizyczno chemicznych zachodzących w atmosferze wywołanych przyczynami naturalnymi: wybuchy wulkanów, gejzerów, pożarów lub też czynnikami antropogenicznymi związanymi działalnością człowieka. Składniki te powodują występowanie zjawisk lub procesów w różnych skalach: 1.w skali globalnej- efekt cieplarniany (szklarniowy) 2.w skali regionalnej

jest to zjawisko kwaśnych opadów atmosferycznych. 3.w skali lokalnej zjawisko smogu atmosferycznego.

Warstwowa budowa atmosfery ze względu na właściwości termiczne w atmosferze wyróżnia się szereg warstw: Troposfera jest najniższą i najcieńszą warstwą atmosfery. Górna jej granica zmienia się w zależności od pory roku i od szerokości geograficznej. Nad biegunami sięga ona do 7 km w zimie i do 9 km w lecie. W umiarkowanych szerokościach geograficznych od 10 km w zimie do 13 km w lecie. Nad równikiem zasięg troposfery waha się od 15 do 18 km przez cały rok. Zróżnicowana grubość troposfery wynika z różnic nagrzewania się obszarów leżących na różnych szerokościach geograficznych oraz różnej wartości siły odśrodkowej działającej na cząsteczki powietrza. Tropopauza izotermiczna warstwa atmosfery ziemskiej o grubości ok. 1 - 2 km, tworząca strefę przejściową między troposferą a stratosferą. Nad biegunami rozciąga się na wysokości od ok. 6-8 km, w szerokościach umiarkowanych do 10-12 km, a nad równikiem podnosi się do 15-17 km. Jej położenie zależy również od pory roku - latem znajduje się wyżej. Temperatura w warstwie tej sięga do - 55°C. Stratosfera druga od dołu warstwa atmosfery ziemskiej, położona nad troposferą, a pod mezosferą. Zaczyna się od wysokości ok. 15-20 km nad powierzchnią Ziemi, a kończy na wysokości ok. 45-55 km. W dolnej części stratosfery panuje prawie stała temperatura powietrza, począwszy od wysokości 30-50 km temperatura ROŚNIE wraz ze wzrostem wysokości. Temperatura w górnej części wzrasta do O stopni Celcjusza. W niej znajduje się warstwa ozonowa, która odpowiada za filtrowanie promieni ultrafioletowych docierających do Ziemi ze Słońca. Stratosfera skupia około 21% masy powietrza. Występują w niej chmury iryzujące (perłowe). Mezopauza cienka izotermiczna warstwa atmosfery ziemskiej znajdująca się na wysokości 80-90 km oddzielająca mezosferę od leżącej wyżej termosfery. W mezopauzie temperatura powietrza wynosi około -100°C a ciśnienie około 5 hPa. Termosfera warstwa atmosfery ziemskiej zaczynająca się na wysokości ok. 85 km nad powierzchnią Ziemi i sięgająca do ok. 500-600 km. Termosfera położona jest nad mezosferą i pod egzosferą. Termosfera jest warstwą atmosfery Ziemi sięgającą od mezopauzy czyli ok. 80km do ok. 500km. W warstwie tej występuje jednostajny wzrost temperatury powietrza z wysokością do ok. 1000 C, powodowany oddziaływaniem Słońca. Występuje tu duża jonizacja cząstek bombardowanych wiatrem słonecznym. Strefa, gdzie zjonizowane cząstki utrzymują się przez dłuższy czas nazywana jest jonosferą. Egzosfera zewnętrzna warstwa atmosfery Ziemi. Egzosfera zwana jest inaczej sferą rozpraszania, sferą dyssypacji. Dolna granica egzosfery rozpoczyna się powyżej 600 km, natomiast jej zewnętrzna, górna granica jest określona na około 2 tysięcy km. Powyżej tej wysokości rozpoczyna się otwarta przestrzeń kosmiczna. Temperatura w egzosferze zbliżona jest do ok. -270°C.

W podziale fizycznym atmosfery wyróżnia się: 1.homosferę w której do wysokości 80 km skład powietrza nie ulega zmianie 2.heterosferę występuje powyżej 80km i w warstwie tej wraz z wysokością spada zawartość tlenu wzrasta zawartość azotu.

W podziale elektrycznym wyróżnia się jonosferę złożoną z kilku warstw występują 60-370 km. Zjonizowana cząsteczka powietrza tej warstwie powoduje odbijanie fal elektromagnetycznych co umożliwia łączność radiową na Ziemi.

Energia w atmosferze głównym źródłem energii na Ziemi jest krótkofalowe promieniowanie słoneczne. Słońce zachowuje się jak ciało doskonale czarne o temp. Około 6000K. Wysyła ono promieniowanie w szerokim zakresie długości fal z tym iż przy przejściu przez atmosferę znaczna część jego energii jest pochłaniania przez gazy tworzące powietrze. Do Ziemi dochodzi promieniowanie widzialne i bliskie podczerwieni. Są to fale o długości 4-0,8 µm maximum energii przypada 0,5 µm. Ten podział długości fal promieniowania słonecznego nosi nazwę okna atmosferycznego. Ogrzana przez energię słoneczną powierzchnia Ziemi sama zachowuje się jak ciało doskonale czarne o temp ok. 300K i emituje fale podczerwone (długofalowe) do atmosfery. Maxiumu energii przypada na fale o długości do 11 µm. Emisja ta jest podstawą występowania na Ziemi zjawiska szklarniowego i umożliwiła powstanie na naszej planecie życia organicznego.

Sposoby wymiany ciepła pomiędzy podłożem a atmosferą. Ogrzana przez Słońce powierzania Ziemi przekazuje zalegającym nad nią warstwą powietrza energie cieplną zarówno w poziomie jak i w pionie. 1.poczłanianie promieniowania w atmosferze Ogrzana przez krótkofalowe promieniowanie słoneczne, powierzania Ziemi sama staje się źródłem promieniowania długofalowego podczerwonego. Występujące w atmosferze gazy (szklarniowe): para wodna, CO2,CH4, zon, freony, podtlenek węgla promieniowanie to pochłaniają i zamieniają na energię cieplna, która ogrzewa warstwę powietrza w której ona występują. Ogrzanie w ten sposób staje się wtórnym źródłem emisji promieni podczerwonych, których część skierowana do góry jest bezpowrotnie tracona w przestrzenia kosmicznej zaś część skierowana do dołu tzw. promieniowanie zwrotne , ogrzana przyziemna warstwa powietrza o 32-33C Powoduje to iż rzeczywista temperatura powietrza wynosi +15C a nie jak wynika z bilansu promieniowania -17C,-18C co umożliwia rozwój życia na Ziemi. 2.bezpośrednie przewodnictwo cieplne Polegająca na bezpośrednim styku cząsteczek powietrza i podłoża i przepływie między nimi energii cieplnej. Sposób ten ma zasięg do kilkunastu cm przy powierzchni Ziemi. 3.Przemiany ciepła na drodze konwekcji i turbulencji ruchy konwekcyjne Są to uporządkowane wstępujące↑ lub stępujące↓ pionowe ruchy powietrza wywołane nierównomiernym ogrzaniem się podłoża. W zależności od barwy, wilgotności oświetlania przez słońce różne rodzaje podłoża ogrzewają się w różnym stopniu i tempie. Obszary które ogrzewają się relatywnie szybko (obszary termiczne) oddają część swojej energii cieplnej cząsteczką powietrza co prowadzi do powstawania nad nimi strat uporządkowanych ruchów wstępujących, zaś nad obszarami relatywnie chłodniejszymi powstają straty ruchów konwekcyjnych i występują najwyraźniej w ciepłej porze roku, przy wyżowej, bezchmurnej i bezwietrznej pogodzie. Konwekcja swym zasięgiem obejmuje całą troposferę. Turbulencja Oddziaływanie nierówności terenu podłoża na kierunek i prędkość przemieszczających się cząstek powietrza . turbulencja swym zasięgiem obejmuje 2-3 kilometrową warstwę przyziemną atmosfery. 4. Przemiany fazy wody Woda w układzie Ziemi atmosfera znajduje się w ciągłym obiegu związanym z przemianami gazowymi: para wodna, ciecz, stan stały. Z powierzchni Ziemi woda wyparowuje i zachodzi pobór ciepła parowania. Wilgotne powietrze unosi się do góry trafia w warstwy o temp. niższej, para wodna kondensuje i powstają krople wody. Wydziela się ciepło kondensacji. Unoszone kropelki do góry wody na pewnej wysokości zamarzają (krystalizują) i wydziela się ciepło krystalizacji (zamarzania). Po osiągnięciu maksymalnych rozmiarów rozpoczyna się ich spadek ku Ziemi trafiają w warstwy cieplejsze mogą ulec topieniu przy poborze ciepła z zewnątrz. W zależności od prędkości spadania, temp. powietrza, wyparowana z Ziemi woda wraca na jej powierzchnię w formie ●*,▲Przemiany fazowe wody są najbardziej wydajnym procesem transportu olbrzymich ilości ciepła i wilgoci obejmują one swym zasięgiem całą troposferę.

Zasady graficznego opracowania map synoptycznych Na mapach synoptycznych wykreśla się linie łączące punkty o tych samych wartościach ciśnienia zwane izobarami. Dają nam one obraz pola barycznego i położenie centrów układów. W centrach niżów wpisujemy dużą czerwoną literę N. W centrach wyżu wpisujemy dużą niebieską literę R. Na mapach liniami przerywanymi wykreśla się centra spadku i wzrostu ciśnienia. W centrach spadku ciśnienia wpisuje się dużą czerwoną literę S. W centrach wzrostów ciśnienia wpisuje się dużą niebieską literę R. Na każdej stacji na mapie pod ww wyszukujemy symboli opadów ciągłych: ●,*. Symbole te pogrubiamy kolorem zielonym zaś strefę opadów ciągłych obramowujemy linią falistą i zamalowujemy na zielono.

Dobowe i roczne zmiany temperatur Ponieważ w wyniku przechylenia osi obrotu kuli ziemskiej względem powietrzni ekliptyki o kąt 65,5° w ciągu całego roku następuje zmiana ilości dopływającej do danego regionu energii słonecznej. Oraz ze względu na fakt iż w ciągu nocy dopływ promieni słonecznych do tego rejonu jest uniemożliwiony obserwuje się dobową i roczną zmianę wartości temperatury. W przebiegu dobowym wartość minimalna temperatury obserwowana jest

przy wschodzie słońca, wartość maxymalna w godzinach 14-15 i po zachodzie słońca jest spadek temperatury. Przebieg zarówno zmian dobowych ja ki rocznych ma charakter sinusoidalny z tym iż amplituda zmiana temperatury jest uzależniona od wielkości zachmurzenia zarówno w skali doby jak i w skali roku. Przy niebie bezchmurnym w okresie nocy Ziemia intensywnie się ochładza zaś w ciągu dnia ulega maksymalnemu ogrzaniu po przez promienie słoneczne. W przypadku tym obserwuje się dużą amplitudę dobowych zmian temperatury. Przy dużej ilości chmur blokują one w nocy ucieczkę ciepła z powierzchni Ziemi, zaś w ciągu dnia ograniczają dopływ energii słonecznej przez co warunki zmian temperatury ulegają wyraźnemu spłaszczeniu.

Pionowa zmiana temperatury Przy opisywaniu zmian temp wybranych porcji powietrza w czasie jego ruchów pionowych przyjmuje się iż zachodząca miedzy wybraną objętością powietrza a otoczeniem- procesy, są procesami aniabotycznymi. Proces ten zachodzi bez wymiany energii z otoczeniem w myśl równania: pV=RT. Przy ruchu powietrza suchego do góry lub w dół wartość zmian jego temp opisywana jest przez tzw. sucho adiabatyczny niżowy gradient temperatury γs=1°C/100m. W przypadku powietrza wilgotnego występuje w nim para wodna oraz krople wody. Przy ruchu do góry powietrze ulega rozprzężeniu, adiabatycznemu ochłodzeniu, para wodna kondensuje wydziela się ciepło kondensacji, które ogrzewa unoszącą się objętość powietrza. W przypadku ruchu do dołu powietrze trafia w warstwy o gęstości większej, ulega sprężeniu, adiabatycznemu ogrzaniu zaś zawarte w nim kropelki wody ulegają wyparowaniu. W obu tych przypadkach zmiany temperatury przy ruchu poziomym będą mniejsze od 1°/100m i ich wartość opisuje tzw. wilgotno adiabatyczny poziom gradientu temp γw=0,2-0,9°C/100m. im powietrze jest bardziej wilgotne tym pionowa zmienna temp będzie mniejsza. Wartość γ określa się na podstawie poziomych sondaży atmosfery. Stacje te w terminach 0, 12 wysyłają do atmosfery balony o średnicy 2,3m napełnione wodorem (ze względu na koszt rzadko helem) do których przymocowane są sądy aerodynamiczne. Jest to kartonowe opakowanie o rozmiarach dłoni dorosłego człowieka, wewnątrz którego znajduje się czujniki pomiarowe: 1.ciśnienia 2.temp i wilgotności 3. dekoder 4.nadajnik radiowy. Co 30 sek po starcie czujniki wykonują pomiar których wyniki są wysyłane drogą radiową do stacji odbiorczej. W ciągu całego czasu lotu balon jest również śledzony prze radar co umożliwia określenie kierunków wiatrów na określonych wysokościach nad danym rejonem.

Warstwy hamujące W atmosferze przeważają sytuacje gdy wraz ze wzrostem temp powietrza obniża się średnio o 6,5°C na 1km. Od tego rozkładu są jednak wyjątki gdy temp jest stała wraz ze wzrostem wysokości lub wzrasta warz ze wzrostem wysokości. W 1 przypadku mówimy o izotermach zaś w przypadku 2 o inwersji termicznej. Obie te warstwy mają wspólną nazwę warstw hamujących gdyż utrudniają lub uniemożliwiają rozwój konwekcji termicznej a tym samym prowadza do powstawania dużych stężeń antropogenicznych zanieczyszczeń atmosfery przy powierzchni Ziemi. Ze względu na wysokość występowania inwersja i izotermie dzielimy na: 1.dolną (przygruntowe) 2.górną (uniesioną). Ze względu na fizyczne warunki powstawania inwersje dolną dzielimy: 1.radiacyjne 2.adwekcyjne mieszane. Inwersje górną dzielimy: 1.turbulencyjne 2.osiadania 3.frontowe. Inwersja radiacyjna (z wypromieniowaniem) występuje najczęściej nocą w przygruntowej, kilku lub kilkunastmometrowej warstwie powietrza podczas pogody bezchmurnej i bezwietrznej lub ze słabym wiatrem. Powstaje na wskutek silnego nocnego wypromieniowania ciepła z przyziemnych warstw podłoża. Inwersja ta zanika najczęściej po wschodzie słońca i ogrzaniu się podłoża. Latem występuje głównie w zagłębieniach, obniżeniach terenowych, natomiast zimą występuje nad pokrywą śnieżną podczas bezchmurnej pogody wyżowej. Ponadto inwersję radiacyjną obserwuje się na powierzchnią chmur warstwowych np. Stratus lub Stratocumulus. Inwersja adwekcyjna występuje podczas napływu ciepłych mas powietrza nad wychłodzone podłoże np. wiosną na topniejącą pokrywę śniegową. Zasięg pionowy może obejmować od kilkudziesięcu do kilkuset metrów. Inwersja mieszane występują w przejściowych porach roku przy jednoczasowym oddziaływaniu czynnika radiacyjnego i adwekcyjnego. Inwersja turbulencyjna powstaje na skutek mieszania się powietrza wywołanego silnymi zawirowaniami powietrza. Zawirowania te mogą tworzyć się na nierównościach terenowych lub przy silnym wietrze. Inwersja osiadania występuje głównie w ośrodkach wysokiego ciśnienia i zajmuje dość rozległy obszar o średnicy kilkuset kilometrów. Inwersja ta związana jest z występowaniem górnych warstwach atmosfery prądów zstępujących. Opadające powietrze ulega sprężeniu i adiabatycznemu ogrzaniu. Pod warstwą inwersyjną tworzy się często w okresie jesienno-zimowym warstwa podinwersyjnych chmur Stratus. Ponadto warstwa inwersyjna jest bardzo wysuszona, wskutek adiabatycznego sprężania (patrz poniższy rysunek). Inwersja frontowa związana jest z ciepłym frontem atmosferycznym, nad ustawioną ukośnie do powierzchni ziemi płaszczyzną frontową znajduje się ciepłe powietrze, a pod nią powietrze cięższe, chłodne.

Stan równowagi termodynamicznej mas powietrza Przy diagnozowaniu i prognozowaniu występowania zjawisk w atmosferze niezbędnym jest znajomość stanu równowagi termodynamicznej występującej w danym rejonie mas powietrza. W meteorologii wyróżnia się 3 stany równowagi: 1 chwiejny 2.stały 3.obojętny Stan równowagi chwiejnej (atmosfera niestabilna) Występuje jeśli aktualny gradient termiczny jest większy od sucho adiabatycznego (1 st. C / 100 m), tzn. spadek temperatury wynosi np. 1,2 st. C / 100 m. Każdy blok powietrza w tym stanie atmosfery będzie się stale unosić, gdyż zawsze będzie cieplejszy od otoczenia. Taki stan atmosfery najczęściej ma miejsce w warstwie atmosfery przy powierzchni ziemi w upalny i słoneczny dzień. Stan równowagi stałej (atmosfera stabilna) Występuje kiedy aktualny gradient termiczny jest mniejszy od wilgotno adiabatycznego (0,5 st. C / 100 m), tzn. spadek temperatury wynosi np. 0,3 st. C na 100 m wzniesienia; w takich warunkach każda paczka powietrza i tego suchego i tego wilgotnego stanie się ostatecznie chłodniejsza od otoczenia i zacznie opadać (brak warunków do konwekcji). Stan równowagi obojętnej Występuje gdy aktualny gradient termiczny jest pośredni między sucho adiabatycznym (1 st. C / 100 m) a wilgotno adiabatycznym (0,5 st. C / 100 m) - wynosi np. 0,6 st. C / 100 m. Taki stan atmosfery jest najczęściej spotykany. Wnoszenie nienasyconego powietrza w tym stanie najczęściej powoduje front atmosferyczny lub topografia terenu (góry) jeśli powietrze to jest dostatecznie wilgotne, na pewnym poziomie staje się nasycone - dochodzi do kondensacji, powstają chmury (opady). Taki proces często powoduje letnie burze i opady.

Pole baryczne na mapach synoptycznych nanoszone są wielkości symbole elementów meteorologicznych i zjawisk. Jednym z nich jest wartość ciśnienia atmosferycznego podawana z dokładnością do 0.1 hPa na mapach wykreśla się linie biegnące pofalowane łączące punkty o tej samej wartości ciśnienia zwanej izobarami ich rozkład obrazuje pole baryczne którego znajomość jest niezbędna przy diagnozie i prognozie warunków atmosferycznych w wybranym rejonie W polu barycznym można wyróżnić kilka charakterystycznych frontów do których zaliczamy: Siodło baryczne układ 2 niżów i 2 wyżów na krzyż, Niż (cyklon) jest to potężny wir mas powietrza przemieszczający się w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara ze składową Q centrum układu zbieżność mas powietrza ku centrum niżu powoduje iż w jego obszarze wytwarza się strefa ruchów wstępujących unoszące się powietrze trafia w warstwy o gęstości mniejszej ulega rozprężeniu adiabatycznemu ochłodzeniu para wodna kondensuje co prowadzi do rozległych zwartych systemów w zachmurzeniu. Wysunięte części niżu są nazwane zatokami niskiego ciśnienia w osiach zatok występują fronty atmosferyczne. Wyż (antycyklon) jest to potężny wir masy powietrza z najwyższym ciśnieniem w centrum w którym masy powietrza przemieszczają się zgodnie z ruchem wskazówek zegara za składową Q peryferyjnej części układu.

Ubytek mas powietrza przy powierzchni ziemi w centralnej części wyżu jest kompensowany przez osiadanie mas powietrza z wyższych warstw atmosfery. Powietrze osiadając trafia w warstwy o gęstości większej ulega sprężeniu adiabatycznemu ogrzaniu co prowadzi do wyparowania kropel wody i zanikania chmur w związku z tym przez okres całego roku w obszarach wyżowych obserwuje się pogodę

bezchmurna lub o małym zachmurzeniu, w lecie upalno w zimie bardzo mroźno. Wydłużoną część wyżu nazywamy klinem wysokiego ciśnienia.

Masy powietrza nazywamy olbrzymią jego objętość o jednakowych właściwościach fiz tj: temp, pionowy gradient temp, wilgotność, przeźroczystość, stan równowagi termodynamicznej. Rodzaj i intensywność występujących zjawisk atmosferycznych i inne. Ażeby powstała jednakowa masa powietrza powietrze musi się unosić nad tym samy rodzajem podłoża kontynent lub ocean w tej samej szer geogr. przez okres o 3 - 5 dni. Obszary, w których tworzą się jednorodne masy powietrza noszą nazwę obszarów źródłowych. Ze względu na ich położenie geogr. wyróżnia się następujące masy powietrza: 1.Powietrze równikowe - powstaje w szer od 10ºN - 10ºS 2.Powietrze zwrotnikowe - powstaje w szer 10º - 30º na obu półkulach 3.Powietrze polarne - 30º - 60º 4.Powietrze arktyczne (antarktyczne) - powyżej 60º na obu półkulach.

Ze względu na położenie powstaje dana masa powietrza wyróżnia się masy morskie i masy kontynentalne do Polski określone masy powietrza napływają z określonych kierunków PAm z N, PAk z NE, PPk z E, PzK z SE, PZm z SW, PPm z W i NW.

Klasyfikacjia termiczna: M ciepła jest to taka masa powietrza, która napływa na dany obszar i przynosi ocieplenie sama zaś ulega ochłodzeniu od podłoża. M chłodna to masa, która napływają nad dany obszar przynosząc ochłodzenie sama zaś ulega ogrzaniu od podłoża. M lokalna jest to mas, która pozostaje w stanie równowagi termodynamicznej z podłożem.

W przedziale termodynamicznym: Masa stała jest to masa w których właściwości fizyczne w szczególności zaś pionowy gradient temp utrudnia lub uniemożliwia rozwój konwekcji termicznej w związku z tym w masach tych wyst inwersje termiczne w porze chłodnej mgły adwekcyjne i niskie chmury warstwowe zaś prz słabym wietrze dochodzi do dużych koncentracji antropogenicznych zanieczyszczeń atmosfery przy powierzchni ziemi. Masa chwiejna której właściwości fizyczne w szczególności zaś pionowy gradient temp sprzyja intensywnemu rozwojowi konwekcji termicznej co powoduje transport dużej ilości ciepła i wilgoci do troposfery. W wyniku czego obserwuje się rozwój chmur kłębiastych Cumulus i Cumuluonimbus z których występują przelotne opady atmosferyczne burz i porywy wiatrów. W masach chwiejnych w skutek intensywnego mieszania nie obserwuje się podwyższonych stężeń antropogenicznych zanieczyszczeń powietrza.

Front atmosferyczny wąska strefa przejściowa rozdzielająca masy powietrza o różnych właściwościach fiz. W strefach frontów atmosferycznych dochodzi do gwałtownych zmian: temp, pionowego gradientu temp, ciśnienia atmosferycznego, wilgotności, kierunku i prędkości wiatru oraz występują rozbudowane strefy zachmurzenia i związanych z nimi zjawisk pogody. Kulę ziemską opasają 2 gł. fronty atmosferyczne: 1.Gł. front arktyczny dzielący chłodne powietrze Arktyki (PP) od cieplejszego (PP) 2.Gł. front polarny oddzielający chłodne powietrze polarne os ciepłego powietrza zwrotnikowego (PZ). Ponieważ masy powietrza w skutek działania różnych sił znajdujących się w ciągłym ruchu przemieszczeniu ulegają również dzielące je fronty atmosferyczne w zależności od kierunku przemieszczania się mas powietrza wyróżnia się na frontach gł ciepłe i chłodne ich odcinki. Jeśli za frontem gł napływa masa ciepła wówczas jest to ciepły odcinek frontu gł pot front ciepły. Front ciepły powstaje w sytuacji, gdy masa powietrza posiada większą prędkość od ustępującej masy chłodnej. Wślizg masy ciepłej wzdłuż powierzchni frontowej prowadzi do jej rozprężania adiabatycznego rozprężania kondensacji pary wodnej i powstaniu zwartego systemu chmur frontowych. Szerokość strefy zachmurzenia jest rzędu 800 - 1000km rzadziej do 1200 km. Grubość tych chmur może obejmować całą troposferę 10 - 12 km z chmur tych występuje ciągły opad deszczu i śniegu z deszczem i śniegu w chłodnej porze roku, którego strefa może mieć szerokość 500 700km. Front chłodny powstaje w syt gdy napływająca chłodna gęsta masa pow ma prędkość ruchu większą niż ustępująca masa ciepła. Powoduje to wślizg masy chłodnej pod masę ciepła i jej wypychanie do góry wzdłuż pow frontowej. Unoszące się do góry powietrze ciepłe rozpręża się i ochładza adiabatycznie, co prowadzi do kondensacji pary wodnej i powstawania chmur. Ze względu na prędkość przemieszczania się masy chłodnej wyróżnia się 2 rodzaje frontów chłodnych: 1.Front chłodny opóźniony (I rodz.), który najczęściej wyst w chłodnej porze roku 2.Front chłodny przyspieszony (II rodz.) wyst w ciepłej porze roku.

System zachmurzenia na froncie chłodnym opóźnionym jest prawie odwróceniem zachmurzenia na froncie ciepłym z tym że mogą na nim występować Cumulonimbus. Strefa zachmurzenia i związanych z nią opadów na froncie chłodnym, jest większa i wynoszą odpowiednio: 500 - 700km i 400 - 600km strefa opadów.

Front chłodny przyśpieszony to strefa silnie wypiętrzonych chmur kłębiastych Cunulonimbus dających krótkotrwałe (0,5 - 1h) przelotne intensywne opady deszczu i gradu, burze i silne porywy wiatrów. Po przejściu lini frontu obserwuje się kilkugodzinny (3 - 5) okres nieba bezchmurnego, po czym mogą wystąpić kolejne burze i opady atmosferyczne.

Woda w atmosferze Przestrzeń, której na ziemi wyst woda nazywana jest Hydrosferą. Obejmuje ona znaczną część atmosfery i ogólną część Litosfery. Hydrosfera to: oceany, morza, rzeki, jeziora, bagna lodowce, pokrywa śnieżna, wody podziemne i woda atmosferyczna. Są to wszystkie wody niezwiązane fiz ani chem ze skałami skorupy ziemskiej, które mogą się przemieszczać pod wpływem sił ciężkości lub ciepła.

Do chwili obecnej nie stwierdzono ze 100% pewnością źródła pochodzenia wody na ziemi. Istnieje kilka hipotez mniej lub bardziej prawdopodobnych. Hipoteza solama zakłada iż podczas reakcji termo - jądrowych przemian wodoru w hel zachodzących na słońcu emitowane są do atmosfery jądra atomów wodoru czyli dodatnio naładowanych protonów. W atmosferze wychwytują wolne elektrony, co prowadzi do powstawania atomów wodoru, te zaś wchodzą w reakcję z tlenem tworząc cząstki wody. Obliczenia wskazują, iż takiej ilości wody kosmicznej przebywa ok. 1,5 tony/rok, co w ciągu ok. 4,5 mld lat istnienia ziemi wypełniło morza i oceany. Hipoteza geochemiczne Kolejna hipoteza wiąże pochodzenie wody z działalności wulkanicznej podczas której z wnętrza ziemi wydobywają się olbrzymie ilości gazów m.in. para wodna. W miarę stygnięcia pow ziemi para wodna kondensowała powstawały chmury występowały z nich opady wypełniając morza i oceany. Jest to tzw. hipoteza H. Rubey.

Woda jest jednym z podstawowych ognisk, które umożliwiły rozwój życia.

Posiada dużą wartość ciepła właściwego, wysoka lepkość i znaczne napięcie powierzchniowe Dzięki za wszystko i czemu jest dobrym rozpuszczalnikiem. W przyrodzie występuje w 3 stanach skupienia ciekłym, stałym i gazowym. Zaś procesy przejść fazowych związane są z pobieraniem lub oddawaniem ciepła. Z pow ziemi woda wyparowuje do momentu osiągnięcia prężności nasycenia, wart prężności nasycenia wzrasta wraz ze wzrostem temp powietrza. Prężność nasycenia nad pow lodu jest nieznacznie mniejsza, od prężności nasycenia nad pow czystej chem wody. Prężność nasycenia nad pow zakrzywioną jest większa od prężności nasycenia nad płaską pow wody. Wartość prężność nasycenia wzrasta wraz z krzywą czyli ze spadkiem średnicy kropel wody. Prężność nasycenia nad pow roztworu jest mniejsza niż nad pow czystej chem wody, dlatego drobne kropelki roztworu noszą nazwę jąder kondensacji. Jądra takie powstają w olbrzymich ilościach podczas sztormów, przy pękaniu bąbelków piany morskiej, wówczas do atmosfery dostają się kryształki chlorku sodu i wapnia dające początek powstawaniu kropel wody. Zróżnicowanie prężności pary nasyconej sprawia, że w powietrzu, w którym wyst para wodna nasycona względem płaskiej pow czystej chem wody małe kropelki znajdują się w otoczeniu pary wodnej nienasyconej i będą wyparowywały, zaś kryształki lodu i krople roztworów znajdują się w otoczeniu pary wodnej przesyconej i będą zwiększały swoje rozmiary w skutek kondensacji pary wodnej. Zależności te odgrywają podstawową rolę w powstawaniu kropel wody tworząc chmury kryształów gradu i opadów atmosferycznych. Podstawowymi

procesami obiegu wody w atmosferze jest parowanie i kondensacja pary wodnej są mgły, zamglenia i chmury.

Mgła jest to efekt kondesacji pary wodnej w przyziemnej warstwie atmosfery w postaci kropelek wody, kryształków lodu lub ich mieszaniny jednocześnie ograniczając widoczność przy pow ziemi poniżej 1km. W przypadku, gdy widzialność zawiera się w przedziale 1 - 10km mówimy wówczas o zjawisku zamglenia. Ze względu na ograniczoną widzialność, czyli na intensywność mgły dzielimy na: 1.Bardzo gęste (widzialność poniżej 50m) 2.Gęste (50 - 200m) 3.Umiarkowane (200 - 500m) 4.Rzadkie (500 - 1000m). Ze względu na miejsce powstawania mgły dzielimy na: 1.Wewnątrz masowe - powstające w jednorodnych masach powietrza 2.Frontowe - powstające w strefach frontów atmosferycznych. Ze względu na fiz mechanizm powstawania mgły dzielimy na radiacyjne, adwekcyjne, miesana, zboczowe i z wyparowywania. Mgły radiacyjne (z wypromieniowania) są zjawiskiem lokalnym powstają nad obszarami o wilgotnym podłożu podczas bezchmurnych i bezwietrznych nocy najczęściej w ciepłej i przejściowych porach roku. Ziemia w nocy wypromieniowując swoje ciepło w postaci fal podczerwonych ulega wychłodzeniu co prowadzi do kondensacji pary wodnej i powstają mgły. Mgły takie zanikają w kilka godzin po wschodzie słońca w skutek ogrzania podłoża lub tez przy wzroście prędkości wiatru przechodzą w niskie podinwersyjne chmury Stratus. Mgły adwekcyjne (napływowe) wyst najczęściej w chłodnej porze roku podczas napływu ciepłych wilgotnych morskich mas powietrza nad wyziębione podłoże. Mgły takie obejmują zwykle znaczne obszary, mogą one trwać od kilku do kilkunastu godzin. Mgły mieszane wyst podczas działania jednocześnie czynnika radiacji i adwekcji. Mgły tego typu mogą się utrzymywać przez kilka kolejnych dni, słabnąć w ciągu dnia i intensyfikując się w nocy. Mgły zboczowe powstają w terenach pofalowanych podczas wymuszonego ruchu wilgotnego powietrza po zboczach do góry gdzie ulega ono rozprężeniu adiabatycznemu wychłodzeniu, co prowadzi do kondensacji pary wodnej. Mgły z wyparowywania powstaje w nocy lub w chłodnej porze roku nad ciepłymi panującymi powierzchniami wód /kalafior/

Chmura widoczny efekt kondensacji pary wodnej w postaci kropelek wody, kryształów lodu lub ich mieszaniny jednocześnie zawieszonych w swobodnej atmosferze (powyżej 30m)

Ze względu na wygląd procesy prowadzące do [wstawania budowę fiz i wyst zjawiska atmosferyczne Światowa organizacja meteorologiczna WNO dokonała klasyfikacji chmur:

Nazwa	skrót	Nazwa pol.
Cirrus	Ci	Pierzasta
Cirrocumulus	Cc	Pierzasto - kłębiasta
Cirrostratus	Cs	Pierzasto - warstwowa
Altocumulus	Ac	Średnia kłębiasta
Altostartus	As	Średnia warstwowa
Nimbostratus	Ns	Warstwowa deszczowa(opadowa)
Stratocumulus	Sc	Warstwowo kłębiasta
Stratus	ST	Warstwowa
Cumulus	Cu	Kłębiasta
Cumulonimbus	Cb	Kłębiasta deszczowa)opadowa

Ze względu na wysokość występowania chmur podzielono je na piętra. Zasięg poszczególnych pięter na kuli ziemskiej jest zmienny i zależy od szer geogr. umiarkowanych Polska wyrażamy: 1.Piętro niskie - do 2km 2.Piętro średnie 2 - 7km 3.Piętro wysokie 5 - 12km: Ch piętra niskiego: stratus i stratocumulusy. Ch piętra średniego: altocumulus chmura altosstratus „gro” swej objętości ma w piętrze średnim zaś wierzchołki sięgają pietra wysokiego. Chmura nimbostratus „gro” swej objętości posiada w piętrze średnim i jej wierzchołki sięgają pietra wysokiego zaś podstawa występuje w piętrze niskim. Ch piętra wysokiego: cirrus, cirrostratus, cirrocumulus, tzw chmury rozwoju pionowego cumulus i cumulonimbus powstają w piętrze niskim i w czasie rozwoju przechodzą przez piętro średnie i wierzchołki mają w piętrze wysokim. Ze względu na fiz mechanizmy powstawania wyróżnia się chmury kłębiaste powstają w masach powietrza o równowadze chwiejnej. Chmury warstwowe powstają w masach powietrza o równowadze stałej. Chmury orograficzne powstają po zawietrznej stronie łańcuchów górskich. Chmury kłębiaste występują w postaci wierz wskazujących tendencję do rozwoju pionowego mają zwykle płaską podstawę i srebrzysto - białe ostro zarysowane krawędzie boczne. Są to chmury Cumulus i Culumonibus którym towarzyszą intensywne przelotne opady atmosferyczne, burze i silne porywy wiatrów. Chmury warstwowe tworzą ciągłą o różnej grubości szarą warstwę postrzępioną rozmytą podstawe, z której występują opady ciągłe. W największej skali chmury te są obserwowane są w strefach frontu atmosferycznych gdzie ich układ Ci, Cs As Ns może mieć rozpiętość 800 - 1000km chmury warstwowe mogą się też tworzyć w masie chłodnej w strefach opadów atmosferycznych oraz unoszące się przy wzroście prądami wiatru są to chmury niskie warstwowe ST. Chmury orograficzne (falowe) powstają po zawietrznej stronie gór w obrębie oddziaływania foliograficznych.

Procesy klimatotwórcze na kuli ziemskiej ma kształtowanie klimatu kuli ziemskiej wpływają liczne procesy zachodzące w atmosferze. Niektóre z nich przebiegają również na styku powierzchni ziemi - atmosfera lub atmosfera - przestrzeń kosmiczna. Podstawowy wpływ na kształtowanie klimatu ziemi wywierają 2 procesy: 1.Obieg ciepła 2.Obieg wilgoci

Podstawowym źródłem energii na kuli ziemskiej jest energia słoneczna dochodząca do ziemi w postaci promieni słonecznych (krótkofalowych), którego ok. 30% jest odbijane lub pochłaniane przez atmosferę. Pozostała część jest pochłaniana przez pow ziemi i i dolną część atmosfery. Ponieważ kula ziemska krąży wokół słońca zaś jej oś obrotu jest nachylona do powierzchni ekliptyki pod kątem ok. 66,5º w ciągu całego roku następuje zmian kąta padania promieni słonecznych na pow ziemi. Obserwuje się zróżnicowanie stopnia nagrzania jej pow wraz ze zmianą szerokości geogr. Oprócz tego istotny wpływ na ilość dochodzącego do ziemi ciepła wywiera długość trwania dnia i nocy. W szerokościach okołorównikowych występują niewielkie różnice czasu trwania dni i nocy. Wraz ze wzrostem szer geogr., szczególnie w szer umiarkowanych obserwuje się wyraźny wzrost długości trwania dnia w porze ciepłej zaś w nocy w porze chłodnej. W szerokościach okołobiegunowych występuje zjawisko polarnych dni i nocy trwających od kilku do kilkunastu tygodni. W związku tym ilość dochodzącej do ziemi energii słonecznej waha się do 80w/m² w strefach okołobiegunowych do 280 w/m² w szerokościach okołorównikowych. Dla pełnego scharakteryzowania różnic stopnia ogrzania pow ziemi wyliczono dla niej wartość bilansu promieniowania czyli różnicy pomiędzy ilością dochodzącej i energii wypływającej przez pow ziemi. Na bazie wart bilansu promieniowania na pow ziemi wydzielono 5 stref: 1Strefa obejmuje pas szerokości wokół równika od 25ºN - 25ºS. zajmuje ona ok. 40% pow ziemi i wykazuje wyraźną nadwyżkę promieniowania słonecznego (znacznie dodatnie wart bilansu). 2Strefa szerokości umiarkowanych na obu półkulach leżące w szer od 25º - 50º. Każda z tych stref zajmuje ok. 18% pow ziemi. W strefach tych wraz ze wzrostem szer geogr. obserwuje się przejście z dodatnich na ujemne wartości bilansu promieniowania i tak znaczne jego zmiany są przyczyną zachodzenia gwałtownych procesów w atmosferze i powstawania układów barycznych, wyst frontów atmosferycznych i związanych z nimi zjawisk stref atmosferycznych. 3. 2Strefy około biegunowe wyst w szerokościach powyżej 50º, każda z nich zajmuje ok. 12% pow ziemi i charakteryzuje się ono wyraźną ujemna wart bilansu promieniowania.

Strefowy rozkład wart bilansu promieniowania znajduje swoje odzwierciedlenie w występowaniu stref klimatycznych na kuli ziemskiej i różnego typu klimatów.

Na obieg wilgoci składają się procesy parowania wody, kondensacji pary wodnej, powstawanie kryształów lodu ich topnienia, powrotu wody na ziemię w formie opadów deszczu mżawki, gradu, wsiąkania wody i jej spływu. Istotną rolę odgrywa tu również adwekcja pary wodnej przenoszonej wraz z masami powietrza nad podłoża wilgotnego nad podłoże suche (kontynentalny). Na wielkość parowania tym samym wilgotność powstających mas powietrza decydujący wpływ obok dostępności wody wywiera dopływ energii słonecznej. Dość dobrym obrazem wielkości parowania i wilgotności powietrza jest

wysokość różnych opadów atmosferycznych atmosferycznych poszczególnych rejonach kuli ziemskiej. Obieg ciepła i wilgoci w skali globalnej na kuli ziemskiej jest sterowany przez ogólną cyrkulację atmosfery.

---