POGODA - stan zjawisk atmosferycznych w danym czasie na danym terenie.
KLIMAT - wieloletni układ pogód badany przez długi czas (minimum 10 lat) na danym terenie.
Temperatura:
Czynniki warunkujące temperaturę:
- ukształtowanie terenu,
- pokrycie terenu,
- prądy morskie,
- kąt padania promieni słonecznych,
- odległość od zbiorników wodnych.

Budowa atmosfery

• troposfera

• stratosfera

• warstwa ozonowa

• mezosfera

• termosfera

• egzosfera

• jonosfera

Troposfera - jest najniższą i najcieńszą warstwą atmosfery. Górna jej granica zmienia się w zależności od pory roku i od szerokości geograficznej. Nad biegunami 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 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.

spadek temperatury wraz ze wzrostem wysokości, przeciętnie 0,6°C na 100 m.

Ciśnienie atmosferyczne maleje wraz ze wzrostem wysokości. W troposferze zachodzą częste turbulencje powietrza oraz najważniejsze procesy kształtujące pogodę i klimat na Ziemi.

Stratosfera - od ok. 15-20 km, do ok. 45-55 km. prawie stała temperatura powietrza, począwszy od wysokości 30-50 km temperatura wzrasta wraz z wzrostem wysokości. W niej znajduje się warstwa ozonowa, która odpowiada za filtrowanie promieni ultrafioletowych docierających do Ziemi ze Słońca.

Mezosfera - wysokości od 45-50 km do 80-85 km, temperatura powietrza maleje wraz ze wzrostem wysokości. Ciśnienie poniżej 1 hPa.

Termosfera - na wysokości ok. 85 km nad powierzchnią Ziemi i sięgająca do ok. 500-600 km. temperatura wzrasta wraz z wysokością. Głównym składnikiem termosfery jest tlen atomowy.

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.

Masy powietrza jest to duży obszar troposfery o szczególnym pionowym uwarstwieniu termicznym, wilgotności powietrza i innych wspólnych cechach, które nabyła przez dłuższy pobyt nad określonym typem podłoża.
- powietrze arktyczne i antarktyczne (PA)
- powietrza polarne (PP)
- powietrza zwrotnikowe (PZ)
- powietrza równikowe (PR)

Wszystkie masy powietrza (poza równikowym) można podzielić jeszcze ze względu na charakter podłoża, nad którym się tworzy,
- suche (teren lądowy)
- wilgotne (tereny morskie)
i temperaturę:
- ciepłe
- zimne

FRONT ATMOSFERYCZNY - powierzchnia ścierania się mas powietrza różniącymi się temperaturą
- front arktyczny (rozdziela masy powietrza arktycznego od polarnego)
- front antarktyczny (rozdziela masy powietrza antarktycznego od polarnego)
- fronty polarne (rozdzielają masy powietrza polarnego od zwrotnikowego)

WTÓRNE FRONTY ATMOSFERYCZNE - rozdzielają różne części tej samej masy powietrza, mające jednak inne właściwości fizyczne spowodowane oddziaływaniem podłoża.
- front ciepły (przemieszcza się w stronę chłodnej masy powietrza)
- front chłodny (przemieszcza się w kierunku ciepłej masy powietrza)
- front okluzji (powstaje wtedy, gdy szybciej przemieszczający się front chłodny dogadania wolniejszy front ciepły)
- front stacjonarny (utrzymuje się w tym samym miejscu, nie przesuwa się w żadną stronę).
Nadejście frontu atmosferycznego powoduje zmianę pogody.

Front atmosferyczny ma postać wąskiej (kilkaset metrów) strefy przejściowej pomiędzy dwoma masami powietrza i jest nachylony do powierzchni Ziemi pod niewielkim (kilka stopni) kątem. Poniżej frontu znajduje się powietrze chłodne, powyżej ciepłe. W zależności od kierunku ruchu mas powietrza rozróżnia się front ciepły - gdy ciepłe powietrze nasuwa się na powietrze chłodne oraz front chłodny, gdy chłodne powietrze wciska się pod powietrze ciepłe. W strefie frontu chłodnego powstają chmury kłębiaste deszczowe, powodując silny ale krótkotrwały opad obejmujący mały obszar. Front powstały z połączenia frontu ciepłego z doganiającym go frontem chłodnym to front okluzji. Kiedy strefa frontu nie przemieszcza się jest to front stacjonarny.

Ze względu na duże różnice temperatur na niewielkiej przestrzeni w strefie frontu występują silne wiatry i inne gwałtowne zjawiska atmosferyczne - np. burze.

front ciepły jest frontem powolnym, a chłodny to front szybk

gdy front chłodny dogoni front ciepły i powietrze chłodne za frontem chłodnym jest chłodniejsze od powietrza chłodnego przed frontem ciepłym, wówczas mamy do czynienia z okluzją chłodną. Powstaje zachmurzenie typowe dla obu rodzajów frontów.

Jeżeli natomiast front chłodny doganiający front ciepły będzie miał za sobą powietrze chłodne ale cieplejsze niż przed frontem ciepłym, wówczas mamy do czynienia z okluzją ciepłą.

Tu również zachmurzenie jest mieszane.

PROMIENIOWANIE SŁOŃCA jest głównym źródłem energii cieplnej na Ziemi. Słońce wysyła promienie o długości fal od milionowych części mikrometra (np. fale Rentgena) po dziesiątki km (fale radiowe). W meteorologii rozróżnia się promieniowanie krótkofalowe (0,1 do 4,0 μ ) i długofalowe ( 4 do 120 μ ). Promieniowanie słoneczne składa się w 99 % z promieniowania krótkofalowego. Promieniowanie Ziemi i atmosfery zaliczane jest do długofalowego gdyż składa się głównie z fal o długości 4 do 120 mikrometrów. 

NATĘŻENIEM PROMIENIOWANIA (gęstością strumienia energii) nazywamy ilość energii cieplnej ( cal), jaką otrzymuje jednostka powierzchni ( cm2) ustawionej prostopadle do biegu promieni, w jednostce czasu (min). Oznaczamy je symbolem I i wyrażamy w . Natężenie promieniowania słonecznego dochodzącego do górnej granicy atmosfery nazwano STAŁĄ SŁONECZNĄ I0 = 1,98 cal/cm2 * min. 

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

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

PROMIENIOWANIE CAŁKOWITE jest to suma promieniowania bezpośredniego i rozproszonego. 

PROMIENIOWANIE ODBITE to ta część promieniowania całkowitego, która dochodząc do powierzchni Ziemi jest odbijana ku górze. 

PROMIENIOWANIE POCHŁONIĘTE jest to różnica pomiędzy promieniowaniem całkowitym, a odbitym. Pochłanianie powoduje zmianę jakościową energii słonecznej, dzięki niemu jej część przekształca się w energię cieplną. 

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

ALBEDO ZIEMI jest stosunkiem promieniowania odbitego w przestrzeń międzyplanetarną do otrzymanego przez Ziemię. 

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 wypromieniowywana przez atmosferę w kierunku Ziemi. 

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

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

USŁONECZNIENIE jest to czas trwania promieniowania słonecznego. 

USŁONECZNIENIE BEZWZGLĘDNE to suma godzin ze słońcem za dzień, miesiąc czy rok, uzyskana z zapisów heliograficznych. 

Pionowy gradient temperatury - pionowe zmiany temperatury

zjawisko zmiany temperatury wraz z wysokością w atmosferze a także wielkość określająca zmianę temperatury w atmosferze ziemskiej, przypadającą na jednostkę wysokości. Zazwyczaj jest wyrażany w stopniach Celsjusza na 100 metrów wysokości (°/100m).

Gradient temperatury między dwoma punktami (1) i (2) określony jest równaniem:

gdzie γ jest gradientem temperatury, T jest temperaturą, a z jest wysokością.

Gradient temperatury w atmosferze zależny od zjawisk zachodzących w atmosferze, od pory roku, wilgotności powietrza i pory dnia.

Meteorologia w analizie zjawisk atmosferycznych wprowadza stałe:

suchoadiabatyczny gradient temperatury - zachodzący gdy cząstka powietrza zmieniając wysokość nie wymienia energii oraz nie zachodzi w niej skraplanie lub parowanie wody, jest to ok. 0,978 °C/100m,

wilgotnoadiabatyczny gradient temperatury (dla powietrza nasyconego parą wodną) - zwykle jest to ok. 0,5°C/100m.

Gradient umożliwia określenie stanu równowagi w atmosferze. W zależności od wielkości gradientu powietrze znajduje się w stanie równowagi:

• stałej (ok. 0,5°C/100m),

• chwiejnej (ok. 1,2°C/100m),

• obojętnej (ok. 1°C/100m).

Inwersja temperatury to zjawisko atmosferyczne polegające na wzroście temperatury powietrza wraz z wysokością.

W normalnych warunkach, w najniższej części atmosfery, troposferze, powietrze bliżej powierzchni ziemi jest cieplejsze niż wyżej. Dzieje się tak dlatego, że powietrze ogrzewa się od nagrzanej powierzchni ziemi a tak ogrzane powietrze, unosi się do góry w wyniku konwekcji. Unoszące się powietrze ochładza się w wyniku przemiany adiabatycznej (wyżej jest mniejsze ciśnienie). Czasami w wyniku zjawisk zachodzących w atmosferze dochodzi do odwrotnego układu temperatur niż zazwyczaj.

Zjawisko to może wywoływać inne efekty w atmosferze, które mogą być widoczne np. gromadzenie się mgły lub różnice w zanieczyszczeniu atmosfery.

Inwersje w atmosferze swobodnej [edytuj]

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

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

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

• pasatowa -

• tropopauzy -

Inwersje przyziemne [edytuj]

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

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

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

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

W wyniku różnic w prędkości rozchodzenia się dźwięku w powietrzu ciepłym i zimnym zjawisku inwersji przyziemnej towarzyszy znaczący wzrost słyszalności dalekich głosów mówi się, że powstaje wówczas soczewka akustyczna.

Warunki kondensacji pary wodnej.

Kondensacją pary wodnej nazywamy przemianę fazową, w wyniku której para ta przechodzi w stan ciekły, ewentualnie w stały. Procesowi temu towarzyszy wydzielanie dużych ilości ciepła, które zwiększa dynamikę atmosfery. Warunkiem skroplenia pary wodnej jest ukształtowanie się odpowiedniego wzajemnego stosunku temperatury i ciśnienia pary. Może to nastąpić albo wskutek obniżenia się temperatury do punktu rosy, albo w wyniku wzrostu ciśnienia pary wodnej aż do granic nasycenia podczas zwiększonego parowania wody z podłoża; oba te procesy mogą też występować jednocześnie. Najczęstszą i najważniejszą przyczyną kondensacji pary wodnej w atmosferze jest jednak ochładzanie się wilgotnego powietrza wskutek: stykania się z powieszcznią Ziemi wyziębioną w wyniku wypromieniowania ciepła; adiabatyczanego rozprężania wznoszącego się powietrza; mieszania się dwóch mas powietrza o odpowiednio różnych temperaturach i wilgotnościach. Warunkiem koniecznym kondensacji pary wodnej jest obecność jąder kondensacji

powstają osady atmosferyczne, w drugim - mgły, a w trzecim - zazwyczj chmury i opady atmosferyczne.

Produkty kondensacji pary wodnej
osady, mgły i chmury, czyli produkty powstałe w atmosf. i unoszące się w niej oraz opady, czyli produkty kondensacji pary wodnej spadające na powierzchnię Ziemi.
1. Osady (produkty kondensacji osadzające się na powierzchni Ziemi):
a) Rosa (powstaje w wyniku skraplania się pary wodnej w warstwie powietrza stykającego się z wychłodzonym podłożem w dodatniej temperaturze)
b) Szron (tworzy się, gdy wilgoć skrapla się, a następnie zamarza)
c) Szadź (tworzy się, gdy wilgoć bezpośrednio zamarza)
d) Gołoledź (osad lodowy powstający wskutek zamarzania silnie przechłodzonych kropelek mgły, mżawki lub deszczu na powierzchniach ok. 0˚C)
e) Zamróz

Mgły i chmury
2. Mgła (tworzą ją kropelki wody występujące w przyziemnej warstwie atmosfery)
a) radiacyjna (wywołane silnym ochłodzeniem powierzchni Ziemi)
b) adwekcyjna (powstają przez napływ na wychłodzone podłoże ciepłego i wilgotnego powietrza)

3. Chmury (powstają ze skupienia produktów kondensacji pary wodnej, czyli kropelek wody lub kryształków lodu albo obu tych produktów jednocześnie)
a) piętra wysokiego
- pierzaste (Cirrus) - Ci
- kłębiasto - pierzaste (Cirrocumulus) - Cc
- warstwowo - pierzaste (Cirrostratus) - Cs
b) piętra średniego
- średnie kłębiaste (Altocumulus) - Ac
- średnie warstwowe (Altostratus) - As
c) piętra niskiego
- warstwowo - deszczowe (Nimbostratus) - Ns
- kłębiasto - warstwowe (Stratocumulus) - Sc
- warstwowe (Status) - St
d) o budowie pionowej
- kłębiaste (Cumulus) - Cu
- kłębiasto - deszczowe (Cumulonimbus) - Cb

4. Opady (produkty kondensacji spadające na powierzchnię Ziemi - ich powstanie możliwe jest wtedy, gdy produkty kondensacji tworzącej chmurę pokonają opór powietrza):
Powstawanie opadów możliwe jest wtedy gdy produkty konde-nsacji pary wodnej tworzące chmurę pokonają opór powietrza.
a) ciekłe
- deszcz
- mżawka
b) stałe
- grad
- śnieg
- krupa śnieżna

CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE - nacisk masy powietrza na jednostkę powierzchni wyrażony w hPa (hektopaskalach).
Ciśnienie maleje wraz z wysokością - średnio o i 1 hPa na 8m. Za normalnie przyjmuje się 1013hPa.

STOPIEŃ BARYCZNY - przyrost wysokości odpowiadający zmianie ciśnienia o 1 hPa.

BARYCZNY UKŁAD przestrzenny rozkład ciśnienia atmosferycznego z wszystkimi jego formami, takimi jak wyż, niż, klin wyżowy, siodło baryczne; kształtują one lokalną cyrkulację atmosfery oraz stan pogody.

Podstawowe układy baryczne:
- wyż (układ zamkniętych izobar z ciśnieniem wzrastającym do cenrtum) W lecie pogoda wyżowa charakteryzuje się dużą ilością słońca i często bezchmurnym niebem. Temperatury wyżu barycznego latem są zazwyczaj dość wysokie Pogoda podczas zimowego wyżu może być dwojaka. Albo pochmurna z dużą ilością mgieł, lub tak jak latem słoneczna i bezchmurna, ale zarazem bardzo mroźna. Podczas takiej pogody możemy obserwować najpiękniejsze dzieła zimowej aury, wszystko pod grubą warstwą śniegu, szadź na drzewach i wiele innych.

- niż (układ zamkniętych izobar z ciśnieniem malejącym do centrum) występują zazwyczaj układy frontalne. jest zjawiskiem pogodowym, a nie po prostu obszarem niskiego ciśnienia. obserwuje się spadek ciśnienia i zazwyczaj zmianę innych parametrów, takich jak temperatura czy zachmurzenie, wiatry wieją cyklonalnie,
- klin wysokiego ciśnienia (peryferyjna część wyżu, w której izobary przyjmują kształt litery „U”)
- zatoka niskiego ciśnienia (peryferyjna część niżu, w której izobary przyjmują kształt litery „V”).

-Siodło baryczne - rodzaj układu barycznego pomiędzy dwoma niżami (lub zatokami niskiego ciśnienia) i dwoma wyżami (lub klinami wysokiego ciśnienia) ułożonymi na krzyż.

Niże baryczne stanowią ważny element ogólnej cyrkulacji atmosfery umożliwiający efektywny transport ciepłego powietrza z obszarów podzwrotnikowych do obszarów biegunowych. Ruchy wstępujące w niżu barycznym są związane z pasem transmisyjnym (ciepłe powietrze wślizgujące się na powietrze zimne charakterystyczne dla frontu ciepłego), wypieraniem powietrza zimnego przez powietrze ciepłe i z innymi efektami dynamicznymi na górnych poziomach w atmosferze.

WIATRY - poziome ruchy powietrza spowodowane zróżnicowaniem ciśnienia atmosferycznego w dolnej troposferze. Wiatr wieje zawsze od wyżu do niżu.
Siły warunkujące wiatr:
- siła Coriolisa
- siła tarcia
- siła odśrodkowa

Efekt Coriolisa - efekt występujący w obracających się układach odniesienia. Polega na zaburzeniu toru ciał poruszających się w takim układzie. Zaburzenie to zdaje się być wywołane jakąś siłą

Ziemia obraca się wokół swojej osi i dlatego dla ciał poruszających się po powierzchni Ziemi występuje efekt Coriolisa.

Na Północ od równika powoduje on zakrzywienie toru ruchu poruszających się obiektów w prawo, a na Południe - w lewo (patrząc w kierunku równika).

Efekt ten nie jest zazwyczaj odczuwalny, objawia się jedynie przy długotrwałych procesach lub w przypadku ciał poruszających się bardzo swobodnie. A oto przykłady jego wpływu (z punktu widzenia obserwatora patrzącego w kierunku równika):

• na półkuli północnej wiatr ma tendencję do skręcania w prawo, a na południowej - w lewo;

• na półkuli północnej mocniej podmywane są prawe brzegi rzek (odpowiednio: na południowej - lewe);

• na półkuli północnej wiry wodne oraz antycyklony (opadające płyny) poruszają się zgodnie z ruchem wskazówek zegara (na południowej - przeciwnie).

Wiatry stałe - pasaty mają w warstwie tarciowej kierunek NE-ENE na półkuli północnej i SE-ESE na południowej. Związane są one z ogólną cyrkulacją atmosferyczną, wieją od wyżów podzwrotnikowych, spotykając się w międzyzwrotnikowej strefie niskiego ciśnienia na równikowej linii zbieżności, zwanej niekiedy frontem równikowym albo międzyzwrotnikowym. Efektem zbieżności wiatrów ponad powierzchnią Ziemi są silne prądy wstępujące, które wiele km wzwyż i przyczyniają się do powstawania potężnych chmur kłębiasto-deszczowych, dających obfite opady przelotne. Przy samej powierzchni Ziemi ruch powietrza na skutek tarcia słabnie, dając tzw. pas ciszy równikowej.

Wiatry okresowe to monsuny, bryzy oraz wiatry górskie i dolinne.

Bryzy to wiatry o okresie dobowym, charakterystyczne dla wybrzeży mórz i wielkich jezior, wywołane są różnym nagrzewaniem się powierzchni lądowych i wodnych w ciągu dnia i nocy. Bryza morska (dzienna) wieje znad chłodniejszego morza na bardziej nagrzany lad, a bryza lądowa (nocna) na odwrót.

W ciągu dnia przy operacji słonecznej nad lądem nagrzane powietrze rozpręża się i unosi do góry (prąd wstępujący). Na jego miejsce napływa dołem chłodniejsze powietrze znad morza. Góra natomiast powietrze odpływa w kierunku morza, gdzie znów w pewnej odległości od brzegu ochłodzone osiada (prąd zstępujący) zamykając w ten sposób cykl obiegu bryzy dziennej.

Bryza lądowa (nocna) stanowi analogiczny obieg powietrza między lądem a wodą, tylko w odwrotnym kierunku.

Bryza dzienna obejmuje swym zasięgiem pionowym warstwę powietrza o grubości ok. 1 km, w poziomie sięga kilkanaście km w głąb lądu. Wobec mniejszych różnic temperatury między morzem a lądem w nocy zasięg pionowy i poziomy bryzy nocnej jest mniejszy.

Cyrkulacja bryzowa rozwija się szczególnie intensywnie na wybrzeżach mórz podzwrotnikowych. W naszych szerokościach wyraźne bryzy występują latem przy pogodzie słonecznej i cichej na wybrzeżu mórz, a nawet dużych jezior. Zjawisko to znane jest od dawna i wykorzystywane jest przez rybaków, którzy wypływają na połowy z bryzą lądową(nocna), a wracają z bryzą morską (dzienną).


Wiatry górskie i dolinne o okresie dobowym to wiatry zboczowe, którymi nazywamy małoskalowy, wznoszący lub opadający ruch powietrza po zboczach w poprzek doliny.

Przyczyną wiatrów zboczowych jest różnica pomiędzy temperaturą powietrza przylegającego do zbocza a temperaturą powietrza stagnującego nad dnem doliny na tej samej wysokości. W dzień słoneczny zbocza, zwłaszcza o ekspozycji południowej, nagrzewają się silnie, powietrze stykające się z nimi również, następnie rozpręża się i unosi do góry po stokach, dając początek dziennemu wiatrowi zboczowemu dolinnemu. Na miejsce powietrza uniesionego dopływają nowe porcje powietrza z niższych partii zboczy i z dna doliny. Wiatry zboczowe wiejące z dolin ku grzbietom są przyczyną powstawania potężnych nieraz chmur kłębiastych nad grzbietami górskimi w ciągu dnia. Nocą na odwrót, zbocze i powietrze na tej samej wysokości nad doliną, więc ochłodzone ciężkie powietrze opada po stoku w dół, powodując wiatr zboczowy górski.

wiatry dolinne, zasysające powietrze z niższych części dolin ku górom, gdzie na stokach nasłonecznionych wiatr zboczowy spowodował zniżkę ciśnienia. W noce bezchmurne występują natomiast wiatry górskie, które dają spływ ochłodzonego powietrza od strony gór, gdzie wiatr zboczowy wywołał zwyżkę ciśnienia, w dół cieplejszej doliny o stosunkowo niższym ciśnieniu.

Wiatry nieokresowe wywołane są najczęściej współdziałaniem rzeźby terenu i aktualnej sytuacji synoptycznej.

Fen to silny, porywisty, ciepły, suchy wiatr wiejący z gór. Znany jest od dawna w Alpach, z niemieckiego fohn. Występuje w Karpatach, Sudetach, w zachodniej części Kaukazu, w górach Azji Środkowej, w Ałtaju, na wschodnich zboczach Gór Skalistych, a także na Grenlandii i Islandii. W różnych krajach nosi nazwy lokalne np. halny w Tatrach, polak po czeskiej stronie Sudetów, chinook w Górach Skalistych. Warunkiem koniecznym do wystąpienia fenu jest wysokie ciśnienie po jednej stronie łańcucha górskiego, a niskie po drugiej. Wiatr typu fenowego po stronie układu niżowego jest ciepły, suchy, czasem bardzo porywisty i silny, a podwyższenie temperatury i spadek wilgotności powietrza, zwane ogólnie efektem fenowym odczuwane będą jeszcze na znacznych odległościach od gór, np. w Krakowie, przy wiejącym halnym. Ten typ wiatru jest dość często notowany, mniej więcej kilkadziesiąt razy w ciągu roku. W zimie powoduje gwałtowne topnienie, a nawet bezpośrednie parowanie śniegu. Latem efekt fenowy wywołuje nieraz gwałtowne wysuszenie i opad liści. W Polsce ten typ wiatru występuje w Karpatach i Sudetach. W Sudetach wobec mniejszej wysokości względnej siła wiatru i efekty fenowe po naszej stronie są słabsze niż w Tatrach, lecz skutki ich dają się odczuwać niemal na całym Przedgórzu Sudeckim z powodu dużej tu częstości wiatrów SW.

Bora to gwałtowny zimny i porywisty wiatr spadający z terenu wzniesionego nad cieplejsze morze. Warunkiem jego występowania jest niskie ciśnienie i stosunkowo wysoka temperatura nad morzem, a na bliskim zapleczu, z utrzymującym się przez dłuższy czas zimnym powietrzem. Chociaż wiatr spadając ogrzewa się według gradientu suchoadiabatycznego, to jednak pokonując niewielką wysokość, nie zdoła ogrzać się dostatecznie i na wybrzeżu jest odczuwalny jako zimny i bardzo przykry. Bora daje się we znaki szczególnie zimą nad Adriatykiem w Dalmacji i koło Triestu, oraz na wybrzeżu Morza Czarnego. Obserwowany bywa również na Spitsbergenie i Nowej Ziemi. Mistral to lokalna nazwa Bory, występuje w basenie Rodanu jako przykry, zimny wiatr spadający z Masywu Centralnego lub przedgórza Alp w kierunku Morza Śródziemnego.

CZYNNIKI KLIMATOTWÓRCZE
Geograficzne czynniki kształtujące klimat:
- szerokość geograficzna (zróżnicowanie ilości promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi),
- rozkład lądów o mórz (różnice w pochłanianiu promieniowania słonecznego kształtują masy powietrza o odmiennych właściwościach -> klimat morski i kontynentalny),
- prący morskie (biorą udział w przenoszeniu ciepła między niskimi a wysokimi szerokościami geograficznymi),
- ukształtowanie terenu (wraz ze wzrostem wysokości spada temperatura -> maleje dobowa i roczna amplituda)
- pokrycie terenu (od rodzaju podłoża uzależniony jest przebieg wielu procesów wpływających na temperaturę i wilgotność powietrza).
Antropogeniczne czynniki kształtujące klimat:
- emisja zanieczyszczeń,
- przemysł (produkty spalania paliw oraz inne substancje emitowane do atmosfery zmniejszają jej przezroczystość i ograniczają ilość promieniowania słonecznego dochodzącego do powierzchni),
- komunikacja,
- zabudowa terenu (zwarta zabudowa osłabia siłę wiatru - efekt kurtynowy, lub wzmaga go - efekt tunelowy).

STREFY KLIMATYCZNE ŚWIATA
1. Strefa klimatów równikowych (>20˚C, małe amplitudy, pory roku wyznaczone przez opady, największe przy zenitalnym położeniu słońca):
a) równikowy - wybitnie wilgotny (opady >2000mm - Amazonka, zach. cz. Wyż. Brazylijskiej, Kongo, Zat. Gwinejska, w-py Indonezji),
b) podróżnikowy - suchy i wilgotny (opady 500-2000mm - Ameryka Środkowa, Wyż. Brazylijska, Afryka środkowa, płn. wybrzeże Australii).
2. Strefa klimatów zwrotnikowych (>20˚C, duże dobowe amplitudy, opady głównie w lecie, pory roku wyznacza w klimatach morskich i monsunowych reżim opadów, a w suchych przebieg temperatury, dominują układy wysokiego ciśnienia):
a) wilgotny i pośredni (1000-2000mm - Zatoka Meksykańska, cz. Wyż. Brazylijskiej, Indie, Płw. Indochiński, Góry Wododziałowe),
b) kontynentalny i wybitnie kontynentalny (b. małe opady lub ich brak - cz. Meksyku, Andy, Sahara, Płw. Arabski, śr. cz. Australii).
3. Strefa klimatów podzwrotnikowych (10-20˚C, w okresie letnim dominują wyże, zimą rozwój układów cyklonalnych, pory roku wyznacza przebieg temperatury i opadów):
a) morski (opady prawie wyłącznie w zimie - basen Morza Śródziemnego, pas na Nizinie Atlantyckiej, wybrzeża Ameryki Płd., Afryka Płn., Australia Płn.),
b) przejściowy (opady prawie wyłącznie w zimie - śr. cz. Ameryki Pn., pas w Azji Środkowej, cz. Ameryki Płd),
c) kontynentalny suchy i wybitnie kontynentalny (opady niskie - zach. wybrzeże USA, pustynia Lota w Azji).
4. Strefa klimatów umiarkowanych:
a) ciepłych (0-10˚C, pory roku wyznacza przebieg zmian temperatury):
- morski (opady przez cały rok - Apallachy, W-py Brytyjskie, płn. cz. Francji, Belgia, Holandia, Dania, płd. cz. Norwegii, płn. cz. Ameryki Płd)
- przejściowy (rejon Wielkich Jezior w Ameryce Płn., płn. wybrzeża Europy, Polska, płn. cz. Ameryki Płd.)
- kontynentalny (opady małe głównie w lecie - śr. cz. Ameryki Płn., pas ziemi ciągnący się od Europy Środkowej do Oceanu Spokojnego),
b) chłodnych (0-10˚C)
- morski (opady całoroczne - wybrzeża Zatoki Alaski, Nowa Funlandia, płn. cz. Płw. Skandynawskiego),
- przejściowy (płd. cz. Szwecji, Finlandia, wsch. wybrzeże Azji),
- kontynentalny (małe opady - płn. cz. Kanady, Azja środkowa)
5. Strefa klimatów okołobiegunowych (opady małe, głównie śnieżne, pory roku wyznacza długość dnia i nocy, <0˚C):
a) subpolarny (opady prawie wyłącznie śnieżne - Alaska, Syberia, wybrzeża Grenlandii, Ziemia Ognista),
b) polarny (opady wyłącznie śnieżne i b. niskie - Antarktyda, Arktyka, Grenlandia, W-py Królowej Elżbiety)

KLIMAT POLSKI
Polska leży w strefie klimatu przejściowego strefy umiarkowanej.
Czynniki niemeteorologiczne kształtujące klimat Polski:
- szerokość geograficzna,
- ukształtowanie terenu,
- odległość od zbiorników wodnych,
- prądy morskie.

Czynniki meteorologiczne kształtujące klimat Polski:
- masy powietrza,
- układy baryczne,
- fronty atmosferyczne.
Rozkład elementów klimatu:


Temperatura powietrza:
zima - południkowy przebieg izoterm,
lato - różnoleżnikowy przebieg izoterm
śr. roczna temperatura - 6-8,3˚C
śr. rocza amplituda - 15-23˚C
okres wegetacyjny (liczba dni ze śr. temp. dobową >5˚C) - do 230 dni (zachód Polski)
Opady atmosferyczne:
śr. roczna suma opadów maleje ku centralnej Polsce - od 500 do 700mm


Wiatry:
przeważają wiatry zachodnie ze średnią prędkością 5m/s
Cechy klimatu Polski:
- 6 pór roku
- anomalie pogodowe
- zmienność i kapryśność pogód

---