Atmosfera: stanowi powłokę gazową naszej planety. Krąży wraz z ziemią w przestrzeni kosmicznej.
Powietrze atmosferyczne jest mieszanina gazów, które nie reagują wzajemnie pod względem chemicznym. Skład atmosfery: --azot,N2 78%; tlen O2 21%; gzay szlachetne( argon) 1%; CO2 0,03%;
Ozon: O3, trój atomowa forma tlenu, największe stężenie na wysokości 20-35 km. Absorbuje promieniowanie ultrafioletowe, spełnia role ochronnego filtra gdyż jego nadmiar może być niszczący dla organizmów żywych. W powstaniu O3 udział biorą: wyładowania atmosferyczne, promieniowanie słoneczne o najmniejszej długości. Zanieczyszczenia niszczą ozon, utlenia się.
Para wodna: gaz bezbarwny i bezwonny, lżejszy od większości składowych powietrza. Jej koncentracja zależy od temperatury i odległości od powierzchni, na na których odbywa się zjawisko parowania. Od jej zawartości i jej stanu skupienia zależy w głównej może stan pogody. Zawartość pary wodnej w atmosferze określić można na podstawie jej ciśnienia cząstkowego.
Powietrze to:
Bezbarwna i bezwonna mieszanina gazów, składająca się z : azot N2 (78,08 % obj.), tlen O2 (20,95% obj.), argon Ar (ok. 1 % obj.) i inne gazy szlachetne, parę wodną H2O (0-4 % obj.), dwutlenek węgla CO2 (0,02-0,04 % obj.); oraz pary wodnej i zanieczyszczeń pochodzenia organicznego i mineralnego.
Atmosfera ziemska to:
Stanowi powłokę gazową naszej planety. Krąży wraz z ziemią w przestrzeni kosmicznej.
3. Atmosfera ziemska dzieli się na:
jonosfera (85 - 2000 km)
egzosfera (500 - 2000 km)
termosfera (85 - 500 km)
mezosfera (50 - 85 km)
stratosfera (12 - 50 km)
troposfera (do ok. 12 km)
(powierzchnia Ziemi)
Jonosfera - warstwa atmosfery występująca powyżej 50-60 km nad powierzchnią Ziemi (do wys. 1000 km).
Zawiera duże ilości jonów i swobodnych elektronów, powstających na skutek jonizacji cząsteczek gazu atmosferycznego pod wpływem promieniowania kosmicznego oraz nadfioletowego promieniowania słonecznego. Wraz z wysokością zmieniają się czynniki jonizacyjne oraz skład chemiczny i gęstość gazu atmosferycznego, dlatego też w jonosferze wyróżnić można kilka warstw różniących się zawartością elektronów w jednostce objętości. W jonosferze następuje załamywanie, odbijanie, pochłanianie i polaryzacja fal radiowych; zaburzenia w jonosferze wywołują zakłócenia w łączności radiowej.
Najniżej Ziemi położona jest troposfera. To w niej mają miejsce wszystkie najistotniejsze procesy pogodowe. Najintensywniej zachodzą tu przemiany fazowe i
realizuje się atmosferyczny fragment obiegu wody w przyrodzie. Najbardziej widocznym efektem tego jest tworzenie się chmur i opady atmosferyczne. Cechą
szczególną troposfery jest zjawisko wymiany pionowej masy oraz spadek temperatury wraz z wysokością. Spadek ten wynosi od 0,44 do 0,68 oC/100m w
zależności od szerokości geograficznej. Nad równikiem gradient termiczny jest większy, wymiana intensywniejsza i obejmuje przestrzeń pionową do 16-18 km. Taka też jest tu wysokość warstwy troposfery. Nad biegunem troposfera jest płytsza bowiem ruchy pionowe dotyczą wysokości jedynie do 7 km. Temperatura górnej granicy tej warstwy wynosi od -45oC (nad biegunami latem) do -80 (nad równikiem). Powyżej troposfery rozciąga się wąska warstwa tropopauzy, a tuż nad nią stratosfera. W stratosferze temperatura początkowo utrzymuje się na poziomie takim jak w górnej troposferze, by po przekroczeniu wysokości 35 km zacząć wzrastać. Przeciętnie temperatura na granicy górnej osiąga ostatecznie wartość ok. 0oC. Zjawisko ocieplenia tej przestrzeni w atmosferze wiąże się z absorbcją energii
promieniowania ultrafioletowego. Stratosfera zawiera przeważającą ilość ozonu atmosferycznego, a największa jego koncentracja dotyczy przestrzeni 20-30km. W
omawianej warstwie znajduje się tylko znikoma ilość pary wodnej i stąd mieszczą się w niej jedynie wierzchołki chmur wysokich i cumulonimbusów. Samodzielnie mogą
tworzyć się tu tzw. obłoki iryzujace, widoczne tylko w nocy, będące cienkimi skupiskami kropelek przechłodzonej wody. Górna granica stratosfery przebiega na wysokości ok. 50 km i kończy się warstwą przejściową - stratopauzą.
Nad stratosferą lokuje się mezosfera. Jej charakterystyczne cechy zaznaczają się na wysokości od 50 do ok. 80-85 km. Zgodnie z nazwą jest to warstwa środkowa, nazywana przez niektórych autorów górną troposferą. Jest to o tyle uprawnione gdyż występuje tu podobny rozkład temperatury - od wartości 0oC u podstawy, temperatura spada tu do granic -80oC. W miejscach tych występują najniższe temperatury w całej atmosferze. Taki też rozkład termiki umożliwia pionowe ruchy bardzo już rozrzedzonego tu powietrza. Ponad mezosferą rozpościera się mezopauza.
Powyżej znajduje się warstwa o bardzo małej gęstości zwana termosferą. O ile w dolnej troposferze średnia droga swobodna gazu wynosi 10-5 cm to w warstwie
termosfery są to wartości od 1 do 100 km. Termosfera dolna nosi nazwę jonosfery. W jonosferze przeważają zjonizowane cząsteczki gazów. Wolne jony dodatnie i
elektrony mogą się z sobą łączyć. Ponadto różnica ciężarów cząstek prowadzi do rozwarstwień. W górnej przestrzeni tej warstwy temperatura wzrasta ponad 1000 oC. Do jonosfery przenikają okresowo cząstki tzw. „wiatru słonecznego” (plazmy słonecznej). Powoduje to charakterystyczne rozbłyski, burze jonosferyczne, czy zorze polarne. Zjawiska występujące w tej warstwie prowadzą do zakłóceń radiokomunikacji ziemskiej. Górna część termosfery -egzosfera - jest warstwą w której jest tak mało materii, iż praktycznie cząstki gazów nie zderzają się ze sobą. Jest to strefa z której materia wypływa w przestrzeń kosmiczną.
Na zewnątrz typowych warstw atmosferycznych lokuje się tzw. Magnetosfera, będąca układem pól magnetyzmu ziemskiego. Nie jest to już atmosfera jednak spełnia - podobnie jak otoczka gazowa Ziemi - zadanie ochronne wobec planety. Magnetosfera zabezpiecza nas przed „wiatrem słonecznym” i jego szkodliwym działaniem na organizmy biologiczne.
Ciśnienie atmosferyczne: ciśnienie powietrza określić można jako siłę odpowiadająca ciężarowi pionowego słupa powietrza, którego wysokoś sięga do górnej granicy atmosfery, naciskającego na jednostkę powierzchni. Pomiar dokonuje się np.: barometrem rtęciowym, w układzie SI jednostka hPa; 760 mmHg = 1013,2 hPa= 1atm
Jako ciśnienie normalne przyjmuje się wartoś 760mmHg lub 1013 hPa w temp. 0 C dla szerokości geograf 45 i umownie przyjętego poziomu morza. W dolnych warstwach atmosfery ciśnienie zmniejsza się o 1 hPa przy zmianie wyskości o ok. 7,6 m. czyli 13 hPa na 100m. Linie łączące punkty o takich samych wartościach ciśnienia to - izobary. Układ izobar w którym nad pewnym obszarem występuje najwyższe ciśnienie , zmniejszające się w kierunkach większych odległości od środka nazywamy wyżem . Jeżeli izobary na mapie otaczają obszar niższego ciśnienia , które wzrasta w miarę zwiększania odległości , wówczas mamy do czynienia z niżem. Cyrkulacja górno-troposferyczna występuje na wysokości ok. 7 km. Obniżone ciśnienie występuje nad obszarami biegunowymi, a wysokie w pobliżu równika. Powietrze tam przepływa z zachodu na wschód.
PROMIENIOWANIE SŁONECZNE: energię określamy jako zdolność oddziaływania pomiędzy dwoma układami, najczęściej przedstawioną jako możliwośc wykonania pracy. Temperatura słońca ok. 6000K temp, korony 2000000K. Promieniowanie słoneczne to energia elektomagnetyczna rozchodząca się po liniach prostych bez przeszkód w prózni międzyplanetarnej. Na górnej granicy atmosfery przez 1m2 powierzchni ustawinej prostopadle do kierunku promieni przepływa 1380 W, albo 2 cal. Przez 1 cm2na 1 min—jest to stała słoneczna. Im wyższa temperatura powierzchni, tym większa energia emisji i tym mniejsza długośc fali. Podczas przechodzenia przez atmosferę zachodzi zjawisko pochłaniania i rozpraszania. Nas powierzchni drobin gazów i domieszek następuje przemiana energii promieniowania w ciepło i częśc energii pochłania atmosfery. Na skutek tego zjawiska dochodzi do powierzchni ziemi znacznie mniej energii w porównaniu z wielkościa stałej słonecznej. W miarę przechodzenia przez atmosferę promienie, które nie uległy pochłonięciu, są załamywanie, uginanie i odbijanie na przeszkodach przeszkodach średnicach większych od 120 nm. Zjawisko zwane rozproszeniem , powoduje zmiany kierunku prostoliniowego promieni we wszystkie strony . Nie zmieniają się wówczas długości fali ani ich energii. Terminy przejścia górnej krawędzi tarczy słonecznej przez horyzont określamy jako wschód i zachód, wówczas kąt padania wynosi 0.
Usłonecznienie MOŻLIWE: astronomiczna długośc dnia ( liczba godzin i minut) pomiędzy wschodem a zachodem słońca. Teoretycznie gdyby nie było strat energii w atmosferze.
Usłonecznienie RZECZYWISTE uwzględniamy oświetlenie terenu przez promienie słoneczne uwzględniają zmiany związane z rozproszeniem, pochłanianiem energi w atmosferze, zachmurzenie odczytanie z paska- długość wszystkich śladów. ( za pomocą heliografu).
Usłonecznienie WZGLĘDNE (wskaźnik przychodu energi słonecznej do pow. terenu) stosunek usłonecznienia rzeczywistego do możliwego. Czas usłonecznienia mierzy się za pomocą heliografu.
SKŁAD WIDMOWY PROMIENIOWANIA SŁONECZNEGO : Analiza widmowa promieniowania polega na jego rozłożeniu na poszczególna długości fal. Emisja słońca ok. 500nm- promieniowanie krótkofalowe; emisja ziemi ok. 4000nm- prom . długofalowe. Najwięcej dociera
Do nas z zakresu 350-900 nm to 61,63%
Promieniowanie słoneczne dochodzące do powierzchni ziemi:
-prom. Ultrafioletowe: dług. fali 250- 400nm to 7 % ( od 253-254nm niszcza białko i chlorofil; 280nm zabójcze dla grzybów i bakterii; ozon pochłania UV, 320- 350nm osłabiaja rośliny a nawed obumierają,; ważne dla ludzi : opalanie i witamina D, ale i rak skóry
-prom. Widzialne: fale o dług. 400-700nm, fale to wyłapuje oko ludzkie które reaguje na widzenie barw ( do pow ziemi dochodzi 45%)
-prom. Podczerwone: fale o dług. >700nm do pow. ziemi dochodzi ok. 48% energii.
Promieniowanie bezpośrednie określamy strumień energii dochodzący po liniach prostych do ziemi od tarczy słonecznej. Mierzony za pomocą aktynometru.
Promieniowanie rozproszone określamy promieniowanie słoneczne dochodzące nie od tarczy słonecznej lecz od całego nieboskłonu. Mierzymy za pomocą pyranometru. Energia promieniowania rozproszonego odpowiada 50% całkowitego przychodu.
Promieniowanie całkowite jest to całkowita suma energii słonecznej dochodzącej do płaszczyzny poziomej na powierzchni ziemi.
T=S+D s- natężenie promieniowania bezpośredniego
D- natężenie promieniowania rozproszonego. Promieniowanie całkowite mierzymy za pomocą solarymetru. Największy przychód energii występuje pomiędzy godzinami 11.30 a 12.30.
Promieniowanie odbite jest to ilość energii odbitej od powierzchni. Każda p[owierzzchnia za wyjątkiem ciała absolutnie czarnego odbija część promieniowania. Mierzymy za pomocą solarymetru.
Albedo jest to stosunek ilości energii promieniowania odbitego do ilości promieniowania padającego na określoną powierzchnię. a= R/T R- natężenie promieniowania odbitego T-promieniowanie całkowite. Wartość albedo podajemy w częściach jedności lub w procentach. o wielkości albedo decyduje barwa powierzchni, kąt padania promienii słonecznych (im są mniejsze tym albedo większe) oraz szorstkość pow.
Bilans promieniowania słonecznego nazywamy ostateczny wynik rachunku zysków i strat: Qs=T-R Qs=T(100-a)/100 obliczona wielkość odpowiada całkowitej ilości energii pochłoniętej przez pow poziomą
Promieniowanie długofalowe
promieniowanie pow. ziemi obejmuje całość emisji wysyłanej przez pow gleby, rośliny, zbiorniki wodne, budyki i tym podobne. Trwa bez przerwy przez całą dobę.
Promieniowanie atmosfery obejmuje emisję energii przez drobiny gażów pyłów oraz chmur, skierowaną do powierzchni między planetarnej około 37% i do pow ziemi około 63%. Źródłem emisji jesty promieniowanie słoneczne i długofalowe promieniowanie ziemi pochłonięte przez atm.
Bilans promieniowania długofalowego jest różnića poiedzy ilościa energii emitowaniej przez pow ziemi w kierunku przestrzenie międzyplanetarnej i ilością energii emitowanej z powrotem w kierunku ziemi. Zjawisko to określa się jako promieniowanie efektywne Ql=Ig-Ia Ig - natężenie promieniowania emitowanego przez pow ziemi Ia - nat ęzenie promieniowania przez atm w kierunku ziemi.
Całkowity bilans promieniowania Q=Qs+Ql promieniowanie długo i krutko.
Bilans cieplny obejmuje całokształt zmian energetycznych na powierzchnii która dysponuje energią wynikającą z całkowitego bilansu promieniowania. Przy dodatniej wartości bilansu następuje wzrost temp pow, przy ujemnych- ochłodzenie.
Ciepło wynika z całkowitej energii chaotycznego ruchu drobin. Przekazywanie energii odbywa się przez zderzenia miedzyczżsteczkami materii. Powstająca zmiana energii nazywana jest ilością ciepła które towarzyszy zianie temp danego ciała.
Równanie bilansu cieplnego
+-Q+-G+-A+-LE=0
Q - całkowity bilans promieniowania
G- wymiana ciepla z podłożem
A- wymiana ciepła z atm
L- ciepło utajone zmian stanu skupienia wody
E- wielkośc parowania lub kondensacji
W dzień: Q-G-A-LE=0
w nocy -Q+G+A+LE=0
Temperatura: jest wielkością wprost proporcjonalna do średniej energii kinetycznej ruchów cząstek danego ciała. Pomiar za pomocą termometrów - zmiana objętości w zbiorniku ( receptorów) : rtęc, toluen, alkohol
Temperatura powietrza: charakteryzuje stan cieplny atmosfery w określonym miejscu i czasie.
O zmianach temperatury w profilu glebowym najlepiej informują termoizopiety.
Stopień nagrzania i ochładzania gleby zależy w dużej mierze od rzeźby terenu, i nachylenia zboczy.
Atmosfera wewnątrz gleby: CO2 0,3-3% ( w glebach bagiennych 6%); azot N2 78-87%; tlen O2 10%
Średnia dobowa temper. Pow. w posterunkach meteo:
Tśr=t07+t19+tmax+tmin/4
Przymroski radiacyjne i adwekcyjne
Przymroski radiacyjne-zwiazane z silnym wypromieniowaniem długofalowym i występuje na ogół lokalnie w formach terenu sprzyjających gromadzeniu się oziębionego powietrza
Przymroski adwekcyjne- spowodowane napływem zimnych mas powietrza i obejmują duze obszary.
Wymienić znane wiatry lokalne.
Wiatry lokalne - przykłady, mechanizm powstawania.
a. bryza - mały zasięg 15 -20km;cykl dobowy: w dzień bryza morska
(morzeŕląd), w nocy na odwrót (bryza lądowa).
b. Fen - (halny) suchy, ciepły, porywisty na skutek gwałtownych skoków
ciśnienia; wiejący z gór, unosi się w górę po drugim zboczu, wieje
gwałtownie i chaotycznie; powoduje odwilże ( np. w Tatrach)
c. Bora - silny, porywisty, chłodny, wieje w dół po niskich zboczach
przymorskich części gór w stronę cieplejszego morza; powoduje parowanie i
rozpryskiwanie wody (M. Czarne i pn Adriatyk)
d. Nad obszarami oceanicznymi wieją wiatry zwane monsunami (od nazwy wiatru
typowego dla Oceanu Indyjskiego).
e. W strefie podzwrotnikowej wieją wiatry regularne zwane pasatami i
antypasatami.
f. Dolinne i górskie - dolina ŕ zbocze doliny w górę, w nocy na odwrót
7.Omówić mechanizm powstawania fenu
b. Fen - (halny) suchy, ciepły, porywisty na skutek gwałtownych skoków
ciśnienia; wiejący z gór, unosi się w górę po drugim zboczu, wieje
gwałtownie i chaotycznie; powoduje odwilże ( np. w Tatrach)
8. Omówić mechanizm powstawania bryzy morskiej
Bryza
Bryza dzienna to wiatr miejscowy, wiejący z morza w kierunku lądu, powstający wskutek nierównomiernego nagrzania się lądu i morza. W dzień ląd jest cieplejszy od wody i dlatego w obszarach przybrzeżnych wytwarza się gradient ciśnienia, (czyli różnica ciśnień) skierowany od morza w stronę lądu powodujący ruch powietrza znad powierzchni morza nad powierzchnię lądu. Bryza morska rozpoczyna się około godz. 9 - 10 rano i osiąga szybkość 4 - 7 m/s. W ciągu dnia jej prędkość wzrasta, a jednocześnie następuje skręt w wiatru w prawo i w godzinach popołudniowych kierunek bryzy może być odchylony o 60° od kierunku początkowego. Proces występuje w dolnych warstwach atmosfery na wysokości od kilkuset metrów do 1 - 2 km, a zasięg w głąb lądu może dochodzić do 20 - 40 km. W Polsce, nad morzem, bryza dzienna pojawia się około godziny 10 - 11 i może być odczuwalna do 30 km w głąb lądu. Prędkość wiatru osiąga 3 - 5 m/s, a w obszarach międzyzwrotnikowych prędkość jest jeszcze większa. Bryza dzienna nieco obniża temperaturę nad lądem i podnosi wilgotność względną powietrza.
9. Omówić mechanizm powstawania bryzy lądowej
-Bryza nocna to wiatr wiejący w nocy z lądu na morze. W nocy powierzchnia lądu ochładza się bardziej niż powierzchnia morza i wskutek tego, w okolicy przybrzeżnej, wytwarza się gradient baryczny skierowany z lądu w stronę morza. Dlatego też w nocy wiatr wieje z lądu w stronę morza. Bryza ta jest o wiele słabsza i ma mniejszy zasięg niż bryza morska z powodu mniejszych różnic temperatury pomiędzy lądem a morzem w nocy. Rozpoczyna się ona po zachodzie słońca i trwa do późnego rana. Zasięg jej w głąb morza dochodzi do 8 - 10 km. W miarę wzrostu prędkości wiatru kierunek jej ulega skrętowi w prawo. Zasięg bryzy nocnej nie przekracza 20 - 30 km od brzegu, a jej siła maksymalna osiąga 3 - 4° w skali Beauforta.
1. Mechanizm powstawania wiatrów lokalnych (bryza, halny, wiatry dolinowe i górskie)
Bryza morska i lądowa - przy małym zachmurzeniu powierzchnia morza ogrzewa się znacznie słabiej od lądu podczas dnia. Wynika to ze znacznej pojemności cieplnej wody, jej przewodnictwa, strat ciepła na parowanie, mieszania ogrzanej warstwy powierzchniowej z głębszymi itp. W przypadku lądu następuje znacznie silniejsze ogrzewanie powierzchni, zwłaszcza podczas posuchy, gdy parowanie z gleby i transpiracja ograniczone są niedostatkiem wody. Podczas dnia ląd jest w stosunku do morza ośrodkiem ciepła. Wznoszące się ponad nim powietrze zastępowane jest powietrzem pochodzącym znad morza. Im większa różnica temperatur, tym większa prędkość wiatru. W nocy ląd ochładza się i znacznie silniej od morza wskutek wypromieniowania długofalowego. Woda morska oddaje wówczas część ciepła nagromadzonego podczas dnia. Powstaje wtedy wiatr od lądu w kierunku morza. Jeżeli wiatry gradientowe są słabe lub panuje cisza, to bryzy morskie są wyraźnie odczuwalne od godz. 10 do 18, lądowe od 21 do 7.
Bryza zbocza - Pod wpływem promieniowania słonecznego powietrze stykające się z powierzchnią zboczy może zostać silnie nagrzane. Powstaje różnica temperatury w stosunku do powietrza w wyższych warstwach. Tworzy się wówczas ruch powietrza po zboczu do góry. Bryza wstępująca powstaje po wschodzie osiąga maksimum w południe i ustaje o zachodzie. W nocy przypowierzchniowa warstwa powietrza ulega ochłodzeniu rośnie gęstość powietrza, które spływa po zboczu. Bryza zstępująca powstaje nieco po zachodzie i wieje dość regularnie przez całą noc. Prędkość bryz zboczy może osiągać 3-4 m/s w warstwie o grubości 100-200 m.
Bryza doliny - Podłużna oś doliny odgrywa rolę zbocza. Podczas dnia powietrze wznosi się ku górze. Powstaje godzinę lub dwie po wschodzie osiąga maksimum we wczesnych godzinach popołudniowych i zanika nieco po zachodzie. Podczas nocy powietrze spływa ku dołowi. Ruch ten powstaje w 2-3 godziny po zachodzie i zanika o wschodzie. Prędkość bryz doliny może osiągać 5 m/s. Podobnie jak w przypadku bryz morskich wiatr gradientowy poruszający się wzdłuż osi doliny może w zależności od kierunku potęgować lub osłabiać działanie bryz doliny.
Wiatr halny - (fen) powstaje wówczas gdy poruszająca się masa atmosferyczna spotyka przeszkodę w postaci masywu górskiego. Podstawa masy unosi się do góry w postaci prądu orograficznego. Następuje wówczas adiabatyczne oziębienie i strata części wody dzięki powstaniu opadu po stronie dowietrznej. Osuszone powietrze opada po zawietrznej i ogrzewa się adiabatycznie. Z tego powodu wiatr halny jest ciepły, dość suchy o dużej prędkości i porywistości.
Wiatry dolinowe i górskie - powstają w dolinach i kotlinach górskich zwłaszcza w miesiącach letnich przy ustalonej bezchmurnej pogodzie oraz bardzo słabych warunkach adwekcji. Przyczyną ich powstawania jest nierównomierne ogrzanie się powietrza nad poszczególnymi częściami zboczy o różnym nachyleniu i ekspozycji. W ciągu dnia powietrze nagrzewając się od strony zbocza jest lżejsze przemieszcza się do góry lub też do ujścia doliny o pewnym spadku wzdłuż jej osi podłużnej- są to wiatry dolinne. W nocy cięższe powietrze spływa grawitacyjnie w dół a następnie ze spadkiem doliny powstaje wiatr górski.
1. Podstawowe wielkości wpływające na wilgotność powietrza
MAKSYMALNA ZAWARTOŚĆ PARY WODNEJ W ATMOSFERZE (e max), Jest to całkowite nasycenie powietrza para wodna tzn zajecie wszystkich możliwych miejsc w jednostce objętości powietrza przez pare wodna.
AKTUALNA PRĘŻNOŚĆ to zawartość pary wodnej (e) mierzone za pomoca psychrometru.
PSYCHROMETR-sklada się z 2 termometrow-suchego i zwilzonego,którego zbiornik jest owiniety pojedyncza warstwa cienkiej tkaniny.Woda z umieszczonego ponizej naczynia podsiaka i stale zwilza powierzchnie czujnika. Jeżeli powietrze nie jest calkowicie nasycone para wodna, wówczas utajone cieplo parowania powoduje obnizenie temp.termometru zwilzonego.Na podstawie roznicy wskazan pomiedzy opisanymi termometrami podczas pomiaru odczytuje się w tablicach psychometrycznych wielkosc aktualnej preznosci pary wodnej w hPa.
NIEDOSYT WILGOTNOŚCI POWIETRZA (d)
Wynika z roznicy pomiedzy wartością maksymalna w danej temp powietrza w chwili obserwacji odczytanej z tabeli i wielkością aktualnej prężności według zależności:
d = emax - e
WZGLEDNA WILGOTNOŚĆ POWIETRZA
Nazywamy stosunek prężności pary wodnej zawartej w powietrzu do prężności pary nasyconej w temp termometru suchego podczas pomiaru. Wielkość wilgotności względnej f (%) obliczamy wg wzoru: f = e/emax * 100. Pomiary wilgotności względnej można wykonać za pomocą higrometru. Działa on na zasadzie zmian długości odtłuszczonego włosa,który wydłuża się przy wzroście wilgotności i skraca przy jej obniżaniu. Skala przyrządu powstała na podstawie wyznaczenia położenia wskazówki przy róznych wartościach wilgotności względnej (w %) mierzonych psychrometrem.
PUNKT ROSY (td) określamy w ten sposób temp przy której para wodna zawarta w powietrzu osiaga stan nasycenia. W temp punktu rosy wartość niedosytu wilgotności wynosi 0, zaś wilgotności względnej 100 %.
1. Dobowy i roczny rozkład wilgotności względnej.
Dobowy przebieg wilgotności powietrza. Zawartość pary wodnej w przygruntowej warstwie atmosfery jest funkcją warunków lokalnych-przede wszystkim parowania i ruchów powietrza, odprowadzających nasycone para wodna objętości powietrza do wyższych, bardziej suchych warstw. Aktualna prężność pary wodnej zmienia się w granicach ok. 2hPa, najniższą zawartość pary wodnej w powietrzu obserwuje się w nocy i koło południa. Przebieg dobowy niedosytu podobny jest do przebiegu temperatury powietrza, max wartości niedosytu występują ok. godz. wcześniej niż maksimum temperatury.
Roczny przebieg wilgotności powietrza. Najwyższe wartości występują w czerwcu i lipcu, najniższe w grudniu i styczniu. Wynika to z wartości temperatury powietrza i odpowiadających im wielkości prężności pary wodnej nasyconej.
Wyż atmosferyczny, wyż baryczny, obszar, w którym ciśnienie atmosferyczne jest podwyższone i wzrasta ku środkowi, osiągając maksymalną wartość w centrum tego obszaru (centrum wyżu). Na mapie synoptycznej wyż baryczny przedstawia się za pomocą zamkniętych izobar z rosnącymi wartościami ciśnienia do centrum wyżu. Cyrkulacja powietrza wyżu barycznego ma charakter antycyklonalny. Na obszarze wyżu występują ruchy skierowane ku dołowi od środka wyznaczonego przez izobary układu we wszystkich kierunkach. Podczas przemieszczania powietrza z obszaru wysokiego ciśnienia do powierzchni ziemi następuje sprężanie i w konsekwencji wzrost temp spowodowany ogrzewaniem adiabatycznym. Wzrasta wówczas niedosyt wilgotności, zmniejsza się wilgotność względna i obniża punkt rosy. Nie ma warunków do kondensacji pary wodnej. W wyżu mamy do czynienia z dużym przychodem energii słonecznej w dzień silnym wypromieniowaniem długofalowym w nocy. W centralnej części wyżu wieją słabe wiatry przy powierzchni ziemi lub jest cisza. Występują duże amplitudy dobowe temp powietrza i niedosytu wilgotności.
Niż atmosferyczny, niż baryczny, cyklon, ośrodek niskiego ciśnienia charakteryzujący się zamkniętym układem izobar, w którym ciśnienie powietrza maleje od zewnątrz do środka. Szczególnym przypadkiem niżu atmosferycznego jest cyklon tropikalny. Niże tworzą się z reguły na obszarach rozgraniczenia mas atmosferycznych. Podczas szybkiego przemieszczania powstaje odkształcenie warstwy granicznej w postaci fali a następnie klina. Tworzy się wówczas ruch wirowy a najniższe ciśnienie występuje na szczycie klina. Powietrze ciepłe przenika w głąb obszaru powietrza zimnego i wślizguje się ku górze tworząc front ciepły. Niż w którym powietrze wiruje wokół centrum przeciwnie do ruchu wskazówek zegara przemieszcza się ponad powierzchnia kuli ziemskiej na ogół w kierunku cieplejszych mas.
2. wymienić i omówić czynniki klimatotwórcze.
1)Szerokość geograficzna - 2)Rodzaj powierzchni. 3) Odległość od mórz i oceanów. 4) Polorzenie nad poziomem morza. 5) Rzezba terenu. 6) Działalność antropogeniczna.
OSAD ATMOSFERYCZNY-powstaje gdy powierzchnia ochłodzi się co najmniej do temperatury punktu rosy przylegającej do niej warstwy powietrza.
ROSA-powstaje w temp.>0.Przyczyną ochłodzenia powierzchni jest przede wszystkim silne wypromieniowanie długofalowe przy braku zachmurzenia i małej prędkości wiatru lub ciszy. Tworzą się wówczas pojedyncze krople wody, głównie na pow. Poziomych. W chłodnej porze roku rosa powstaje, gdy po umiarkowanych przymrozkach napływa cieplejsze, wilgotne powietrze.
SZRON-powstaje w temp.<0 na przedmiotach odpowiednio ochłodzonych(tak aby na nich sublimowała para wodna). Szron osadza się głównie na pow.poziomych i przybiera postać lodowych łusek, piórek itp. Gdy zaczyna napływać ciepłe powietrze występuje głównie na pow. Pionowych.
SADŹ(SZADŹ)-osad powstający wskutek zamarzania kropelek przechłodzonej mgły. Sadź miękka jest kruchym osadem z igiełek lub łusek, przy ciszy lub słabym wietrze osadza się na gruncie i ze wszystkich stron przedmiotów(w temp <-8).Sadź twarda powstaje przy temp -2 do -8, jest osadem ziarnistym i wykazuje dużą przyczepność.
GOŁOLEDŹ-gładki, przezroczysty, na ogół zwarty osad lodu powstający przy temp ok. 0. Powolne zamarzanie kropelek powoduje ich przenikanie między już istniejące cząstki lodu.Przy temp dużo niższej od 0 każdy opad deszczu powoduje gołoledź.
1. czynniki wpływające na wielkość parowania.
Promieniowanie słoneczne, energia w postaci ciepła parowania umożliwiająca przejście drobin z fazy ciekłej w gazową, temp powietrza, energia cieplna zmagazynowana w masie cieczy w przypadku ujemnych wartości bilansu promieniowania, wymiana ciepła z powierzchnią i atmosferą, ruchy powietrza powodujące odprowadzenie wzbogaconych parą wodną warstw do dalej położonych obszarów.
2. rozkład miesięczny temperatury powietrza w Polsce.
Bez względu na położenie stacji badawczych zaznacza się roczny rytm okresowych zmian. Najcieplejszym miesiącem jest lipiec a najchłodniejszym styczeń. Rozkład izoterm dla stycznia wskazuje na występowanie w Polsce temp wyższych od -1C ( okolice zalewu szczecińskiego) oraz niższych od -5C( północno-wschodnie obszary kraju i góry). Natomiast w lipcu zróżnicowanie temperatur powietrza jest znacznie mniejsze, od 18,5 C na znacznej części obszaru Polski do 16,5 C na wybrzeżu Bałtyku i w obszarach górskich. Na szczytach występują średnie wieloletnie temp lipca niższe od 10C.
3. czynniki kształtujące warunki mikroklimatyczne.
Mikroklimat w znaczeniu encyklopedycznym jest to klimat charakterystyczny dla małej części środowiska, której odrębność jest wynikiem specyfiki układu czynników ją tworzących, np. wysokością i wahaniami temperatury, wilgotności, szybkością ruchu powietrza itp. Określonym mikroklimatem może się charakteryzować zarówno obszar geograficzny (np. miejscowość, kotlina, czy wąwóz), jak i twór sztuczny zbudowany przez człowieka (wnętrze samochodu, mieszkanie, hala produkcyjna).
Czynniki kształtujące mikroklimat
Do podstawowych czynników kształtujących mikroklimat środowiska należy zaliczyć temperaturę powietrza, wilgotność, ruch powietrza, promieniowanie cieplne, ciśnienie atmosferyczne. Duże zachmurzenie powoduje zanikanie różnic mikroklimatycznych. Mała ilość promieniowania dochodząca w tych warunkach do powierzchni ziemi niezależnie od rodzajów powierzchni czynnej różnicuje się w niewielkim stopniu w związku z czym odrębności mikroklimatyczne są słabo zaznaczone. Powstawaniu lokalnych różnic mikroklimatycznych sprzyja też częstsze występowanie bezchmurnych dni i nocy.
zestaw 20
1. czynniki wpływające na parowanie terenowe
Do oszacowania wielkości parowania terenowego różnych powierzchni stosowane są współczynniki empiryczne które powstają przez porównanie zmierzonych wielkości parowania terenowego i potencjalnego obliczonego na podstawie jednego ze wzorów lub zmierzonego za pomocą ewapometru lądowego parowania wolnej powierzchni wodnej dla tego samego okresu czasu i obiektu objętego pomiarami. Istotne znaczenie dla wielkości parowania terenowego ma wilgotność gleby, rodzaj roślinności, faza rozwojowa, liczba roślin na jednostce powierzchni, promieniowanie całkowite, niedosyt wilgotności, prędkość wiatru, opad atmosferyczny, czynniki biologiczne itp.
Klimat suwalszczyzny W porównaniu z innymi rejonami Polski miasto znajduje się stosunkowo często pod wpływem arktycznych i kontynentalnych mas powietrza. Właśnie za sprawą arktycznych wpływów region ten jest zaliczany do najzimniejszych (poza górami) obszarów Polski, a w pobliżu miejscowości Wiżajny znajduje się polski biegun zimna (rekordowo nawet poniżej -40°C). Zimy są tutaj na ogół długie i mroźne (nawet dwukrotnie dłuższe niż na zachodzie Polski), a wiosna dociera bardzo późno. Lato najczęściej bywa krótkie ale za to bardzo ciepłe. Ekstremalne temperatury zanotowane na tym terenie to +36°C i -38°C.
Głównym z nich jest ażurowa klatka meteorologiczna, ustawiona tak aby zbiorniczki zainstalowanych termometrów znajdowały się na wysokości 2 m nad
powierzchnią gruntu. W klatce na specjalnym statywie umieszcza się termometry suchy i zwilżony (w zespole stanowiące psychrometr Augusta) oraz minimalny i
maksymalny. Ponadto bywają tam też instalowane termograf, higrograf i higrometr. Pomiary temperatury przy gruncie (termometr minimalny) oraz temperatur gruntu dokonuje się specjalnymi termometrami na wydzielonej części ogródka, pozbawionej roślinności. Deszczomierz Hellmanna montuje się na słupku, tak aby górna jego krawędź znajdowała się na wysokości 1 m nad powierzchnią gruntu. Pluwiograf
przytwierdza się do wzmocnionej podstawy, również z zachowaniem powyższego warunku. Z kolei wiatromierz Wilda instalowany bywa na słupie o wysokości 10 m.
Przyrządy do mierzenia ciśnienia atmosferycznego znajdują się zawsze w pomieszczeniach obserwatorów. Istotne znaczenie ma terminarz dokonywanych pomiarów i obserwacji. Czas pomiaru jest ściśle oznaczony. W przypadku stacji pracujących na potrzeby prognoz
pogody dokonuje się 8 oznaczeń parametrów atmosfery co 3 godziny, począwszy od godziny 00 GMT (średni czas Greenwich). W polskich warunkach, gdzie obowiązuje
czas środkowoeuropejski, pierwszy pomiar przypada na godzinę 01 a dalsze wykonywane są w odstępach trzygodzinnych. Stacje, a zwłaszcza posterunki, pracujące w systemie 3 pomiarów wykonują je o godzinach 07, 13 i 19; dodatkowo stacje te, wykorzystując rejestratory (samopisy), pozyskują dane z 4 terminu, tj z
godziny 01. Do końca 1970 pomiarów dokonywano wg miejscowego czasu słonecznego. Tego typu praktyka miała swoje uzasadnienie, ponieważ wszystkie
parametry miały większy walor porównawczy, szczególnie pod kątem wykorzystania w opracowaniach klimatologicznych. Z punktu widzenia synoptyki system ten był jednak zdecydowanie niewłaściwy.
Stacje meteorologiczne i posterunki prowadzą zapisy pomiarów i obserwacji w
specjalnych dzienniczkach. Przejrzysty układ treści tych dokumentów ułatwia znacznie pracę obserwatora i ogranicza możliwość popełnienia błędu. Dalsze
wykorzystanie pozyskanych danych zależy od typu stacji, zwykle są one przekazywane do instytucji nadrzędnych.
Kąt padania promieni słonecznych, a zatem i ilość docierającej energii do danego
punktu na powierzchni Ziemi, zależy od wielu czynników. Przede wszystkim
decyduje o tym szerokość geograficzna analizowanego obszaru. W odniesieniu do
każdego punktu na kuli ziemskiej obserwujemy roczną zmienność wysokości Słońca
nad horyzontem, wynikającą z zasad obrotu naszej planety wokół tej gwiazdy
(deklinacja Słońca). Najwyższe kąty wysokości Słońca względem płaszczyzny horyzontu notuje się w strefie międzyzwrotnikowej i z tego też powodu ta cześć
planety zyskuje najwięcej energii promienistej. Ponadto różnice dobowe wywołuje
też obrót Ziemi wokół własnej osi, ustalając dla każdej pory pora dnia (tzw. kąt
godzinowy).
W meteorologii terminem - temperatura powietrza - określa się wartość liczbową
charakteryzującą stan cieplny mieszaniny gazów atmosferycznych w określonym
czasie i miejscu. Miejscem oznaczeń temperatury powietrza jest klatka
meteorologiczna lub w warunki zbliżone do tych jakie gwarantuje klatka
meteorologiczna, w których przyrząd pomiarowy umieszczono 200 cm nad
powierzchnią gruntu. Wszystkie inne oznaczenia w dowolnych punktach atmosfery,
aczkolwiek w wielu przypadkach przydatne, nie są temperaturą powietrza w sensie
meteorologicznym Ujednolicenie miejsca i warunków pomiaru jest konieczne dla
uzyskiwania porównywalnych wyników.
Podstawowym parametrem charakterystyki termicznej atmosfery dla danego
obszaru jest temperatura średnia dobowa. Jej wyliczeń dokonujemy na bazie
wartości pomiarów chwilowych, wykonywanych cyklicznie w stałych odstępach
czasowych w ciągu doby. Stosując najpowszechniejszą częstotliwość odczytów
wartości chwilowych, wyliczeń temperatury średniej dobowej (począwszy od 1 stycznia 1996) dokonujemy, stosując poniższy wzór: tdob = (t7+t13+tmax+tmin)/4
Średnia dobowa służy do uproszczonej analizy zjawisk termicznych w ciągu dnia, a jej wartość zależy od wartości temperatur rzeczywistych występujących o każdej godzinie dnia i nocy. Dobowy przebieg przeciętnych wartości temperatury powietrza wykazuje ścisły związek z bilansem całkowitym promieniowania w zakresie wielkości minimalnych.
Do pomiaru temperatur powietrza służą termometry zwykłe oraz minimalny i
maksymalny. W klatce meteorologicznej znajdują się dwa termometry zwykłe,
jeden suchy służący do rejestracji temperatury powietrza, drugi zwilżony, który wykorzystywany jest do innych celów - w zespole z pierwszym przeznaczony jest do pomiaru wilgotności powietrza. Procedura odczytu temperatury jest ściśle ustalona i obowiązuje obserwatorów na stacjach i posterunkach meteorologicznych. Należy nadmienić, iż każdy pomiar (z dokładnością do jednej dziesiątej stopnia, przy rozstępie skali co 0,2 oC), musi być skorygowany o wartość poprawki na niedokładność każdego termometru względem wzorca (dane znajdziemy na formularzu świadectwa termometru, dostarczonym przez producenta). Do pomiaru najwyższej temperatury od czasu ostatniej obserwacji służy termometr maksymalny. Jego zasada działania polega na tym, iż rtęć jest w stanie przenikać przez zwężenie na granicy przejścia zbiorniczka w kapilarę (wtopiony w środek pręcik szklany), tylko wtedy gdy temperatura wzrasta. Powrót do stanu wyjściowego możliwy jest jedynie po ostrożnym, aczkolwiek energicznym, wstrząśnięciu; czyni się tak po odczytaniu pomiaru dla każdego okresu dobowego. Z kolei temperaturę najniższą z przedziału czasowego mierzy się termometrem nazywanym minimalnym. Jego konstrukcja i zasada działania wykorzystuje prawidłowość polegającą na tym, że toluen wypełniający kapilarę, jest w stanie przesuwać zawarty tam pręcik szklany lub metalowy tylko w przypadku gdy się kurczy. Zatem aktualne położenie górnego końca pręcika wskazuje temperaturę minimalną dla ostatniego okresu. Następny odczyt minimum termicznego jest możliwy po przechyleniu termometru tak aby pręcik dotknął menisku toluenu. Cechą charakterystyczną tego termometru jest to, że posiada on zbiorniczek o dużej powierzchni kontaktu z powietrzem (rozwidlony), tak aby zwiększyć szybkość reakcji toluenu na zmiany tempera tury. Obydwa powyższe termometry umieszcza się w klatce meteorologicznej poziomo, przy czym maksymalny zbiorniczkiem lekko w dół.
Wszystkie wyżej opisane parametry termiczne pozwala zmierzyć przyrząd samopiszący, zwany termografem. Jego częścią czułą na zmiany temperatury jest zestaw dwu płytek o odmiennych charakterystykach termometrycznych, tzw.
bimetal. Dzięki temu, wraz ze zmianami temperatury, następują odkształcenia płytki
bimetalicznej przenoszone na pionowy ruch pisaka. Ten z kolei zaznacza ślad na pasku osadzonym na obrotowym bębnie. Pełny obrót bębna następuje w ciągu 24 godzin. Linia zapisu na odpowiednio wyskalowanym termogramie stanowi wykres
funkcji temperatury w zależności od czasu.
Współcześnie coraz popularniejsze są zestawy elektroniczne, które rejestrują
temperaturę powietrza i wyświetlają na ekranie monitora. Odpowiednie klawisze
wywołują kolejno odczyty temperatury wewnątrz i na zewnątrz pomieszczeń.
Mikroprocesor zawarty w takich urządzeniach pozwala na wybór skali (Celsjusza lub
Fahrenheita), ponadto dokonuje zapisów ekstremów w pamięci urządzenia (wraz z
dokładnym czasem ich wystąpienia) Elektronika umożliwia zaimplementowanie wielu
funkcji obliczeniowych, na przykład temperatury odczuwalnej czy temperatury
punktu rosy.
Temperatura gleby kształtuje się bezpośrednio po wpływem docierającej energii
słonecznej. Gleba, w przeciwieństwie do atmosfery, jest wyraźnie chemicznie
zróżnicowana w przestrzeni, a owo zróżnicowanie determinuje warunki cieplne. Przy
tej samej ilości dostarczanej energii temperatura kształtuje się swoiście w glebach o
różnym pochodzeniu genetycznym, tych samych, ale odznaczających się odmiennym
stanem uwilgotnienia czy kultury rolnej. Warunki termiczne przy tym najsilniej
zdeterminowane są relacją pomiędzy fazą stałą, ciekłą i gazową. Każda z tych faz
posiada odmienne właściwości cieplne, a temperatura ustala się jako wypadkowa
tych właściwości.
Pomiary parowania
Metody pomiaru i oszacowania wielkości parowania dzielą się na empiryczne i
statystyczne. W pierwszym przypadku obserwuje się ubytki z teoretycznych, czy też
praktycznych, układów ewaporacyjnych i ewapotranspiracyjnych. Służą do tego
różnorodne konstrukcje przyrządów pomiarowych. W drugim, oszacowanie wywodzi
się z równań opisujących zależność parowania od czynników zewnętrznych. Tak
więc, w praktyce korzysta się z pomiarów innych parametrów otoczenia, zaś
pożądany wynik uzyskuje się na drodze odpowiednich przeliczeń. Wielkość
parowania określa się wysokością słupa wody, która wyparowała z jednego metra
kwadratowego i wyraża się w mm. W przeliczeniu na objętość jeden milimetr
parowania oznacza ubytek 1 litra wody z 1 m2 powierzchni parującej. Do najpopularniejszych przyrządów służących do oznaczenia parowania z wolnej
powierzchni wodnej (parowanie potencjalne) zaliczamy ewaporometry Piche'a
i Wilda.
Kondensacja pary wodnej i jej produkty
Chmura- Stanowią one zbiór kropel wody i kryształków lodu lub ich mieszaniny, pojawiających się w obszarze atmosfery, w którym proces kondensacji przeważa nad parowaniem. Kondensacja
w atmosferze jest możliwa tylko wtedy gdy w powietrzu znajdują się cząstki
niegazowe, nazywane z powodu swej roli, jądrami kondensacji. Tych jednak jest
zawsze wiele, powietrze bowiem zawiera szereg zanieczyszczeń stałych pochodzenia
naturalnego i sztucznego.
Utrzymywanie się chmur w atmosferze związane jest z oddziaływaniem prądów
wstępujących (konwekcji, turbulencji), dzięki czemu krople unoszą się w powietrzu.
Ponieważ równowaga termiczna w atmosferze jest zmienna, więc zjawiska
sprzyjające powstawaniu chmur, a z nimi same chmury, pojawiają się i zanikają.
Znajomość charakterystyki chmur i ich rozróżnianie są pomocne w meteorologii i
innych dziedzinach praktycznej działalności człowieka (np. w lotnictwie). Wiele
podręczników i skryptów zawiera bardziej lub mniej syntetyczne opisy poszczególnych rodzajów z międzynarodowej klasyfikacji chmur. Odsyłając do tych
opisów wskażemy tu jedynie parę uwag na temat praktycznego ich rozpoznawania. Cechą pozwalającą na rozróżnienie rodzin chmur jest poprawne określenie
wysokości ich podstawy. Chmury wysokie takie jak Ci, Cs,Cc lokują się wysoko na niebie i ich właściwością szczególną jest to, że na ogół promienie słoneczne przez
nie przeświecają. Biaława zasłona nieba z przenikającymi promieniami słonecznymi może mieć postać delikatnych włókien lub pasm i wtedy mamy do czynienia z typowym Cirrusem (Ci). Jeżeli jednak widzimy wyraźnie zaznaczone płaty (bez cieni) bądź fragmenty układające się w regularne zmarszczki lub soczewki to ten rodzaj chmur określa się jako Cirrocumulus (Cc). Z kolei zasłona wysokich chmur o gładkim, jednolitym kształcie nazywa się Cirrostratusem (Cs). Chmury wysokie nie dają opadów. Równie bezproblemowo można odróżnić chmury z rodziny niskich, mających niską podstawę i charakteryzujących się pionowym rozciągnięciem w atmosferze. Są to przede wszystkim chmury z rodzaju Cumulus (Cu) i Cumulonimbus (Cb). Chmura Cu posiada wyraźnie zaznaczone kształty. Jej podstawa ma zwykle ciemne zabarwienie, zaś boki i wierzchołek białe. Cechuje ją zmienność kształtów we właściwym im cyklu rozwoju. Bardziej rozwinięte chmury kłębiaste mogą powodować przelotne opady. Chmury Cb powstają wtedy, gdy
proces pionowego rozwoju Cu obejmie większą warstwę troposfery, w wielu przypadkach aż do jej górnych granic. Chmura taka posiada więc dużą rozciągłość
pionową i poziomą. Od podstawy jest ciemno zabarwiona oraz robi groźne wrażenie gdy pojawia się jako zwiastun nadchodzącej burzy. Intensywne ruchy pionowe w tej
chmurze powodują powstawanie opadów o dużym natężeniu, zaś pojawiająca się przy tym stratyfikacja ładunków elektrycznych jest przyczyną błyskawic i wyładowań atmosferycznych. Wśród występujących na naszym niebie chmur stosunkowo łatwy do identyfikacji
bywa też Stratus (St). Jest to chmura o bardzo niskiej podstawie, niekiedy sięgającej poziomu wyższych budynków i niewielkich wzniesień (w wyższych górach
wierzchołki są wtedy całkowicie niewidoczne). Występowanie jej czyni wrażenie pokrycia nieba mleczną zasłoną, nie pozwalającą na przenikanie promieni
słonecznych. Występowaniu jej towarzyszą zwykle mało intensywne opady drobnych kropel deszczu. Tego typu chmurę niską można przeciwstawić innej, zwanej
Nimbostratusem (Ns). Tworzy ona również nisko rozpostartą, nieprzenikliwą warstwę, o wyraźnej ciemnoszarej barwie. Ciemna barwa oraz długotrwałe
i intensywniejsze opady odróżniają rodzaj Nb od opisanego wyżej St. W grupie chmur niskich klasyfikowany jest także Stratocumulus (Sc). Jest to chmura trudniej rozróżnialna i łatwa do pomylenia z Nb, czy którąś z rodziny chmur średnich. Należy
jednak pamiętać, iż jej wyróżnikiem jest warstwowa budowa z wyraźnie zaznaczonych płatów, brył, walców, itp. ułożonych dość regularnie w przestrzeni,
opady daje jednak bardzo rzadko.
Chmury z rodziny średnich powstają w wyniku ewolucji i podnoszenia podstawy
chmur warstwowych i kłębiastych. W pierwszym przypadku powstaje Altostratus
(As) w drugim Altocumulus (Ac). Wprawne oko obserwatora jest w stanie określić w
przybliżeniu wysokość ich podstaw. Jeżeli jest to trudne to należy zwrócić uwagę na
wielkość elementów tworzących składowe tych chmur. Walce, bryły czy płaty
chmury Ac będą znacznie mniejsze niż Sc lecz zarazem większe od Sc. Altostratus to
szara lub niebieskawa warstwa chmur w formie zasłony lub płata, pokrywa niebo
całkowicie lub częściowo.
Prawidłowe oznaczanie chmur nie jest łatwe i wymaga nieco treningu, ponieważ
nie ma chmur absolutnie jednakowych, a co więcej, następuje często ewolucyjna
przemiana jednych w drugie i trudno czasem określić na jakim etapie proces
przemian się znajduje. Uporządkowaną charakterystykę chmur, sklasyfikowanych
według skali międzynarodowej, zawarto w zestawieniu tabelarycznym
zamieszczonym na końcu rozdziału (tab. 6), zaś przykładowe zdjęcia na końcu
podręcznika.
Zjawiskiem podobnym do chmury jest mgła. Składa się ona z drobnych kropelek
wody osiągających maksymalnie 0.1 mm średnicy, zawieszonych tuż nad
powierzchnią ziemi. Skutkiem jej jest ograniczona widoczność. Mgła ma wiele cech
wspólnych z chmurą lecz inne są bezpośrednie przyczyny jej powstawania. Biorąc za
kryterium przyczynę powstawania można wyróżnić mgły: adwekcyjne, radiacyjne,
frontowe, orograficzne i mgły parowania.
Opady i osady atmosferyczne
Produktami kondensacji, a jednocześnie zjawiskami pogodowymi, są opady i
osady atmosferyczne.
Opady atmosferyczne są wtórnymi produktami kondensacji
gdyż ich powstawanie wiąże się z istnieniem chmur. Kropelki wody czy kryształki
lodu tworzące chmury, w momencie ich powstania, mają bardzo małą średnicę i
przez to masę. Siła ciężkości jest w takich sytuacjach mniejsza niż siła prądów
wstępujących, więc chmura utrzymuje się w powietrzu. W chmurze jednak mogą
zachodzić procesy prowadzące do zwiększania rozmiarów kropel i kryształków, do
takiego stopnia, iż spowoduje to w końcu ich wypadanie, czyli zjawisko opadu
atmosferycznego. Do dziś pozostają aktualne teoria Bergerona i teoria koagulacji,
wyjaśniające mechanizm powstawania opadów. Pierwsza z tych teorii tłumaczy
powstanie opadu zjawiskiem niższej prężności pary wodnej wokół kryształków lodu
niż w otoczeniu kropel wody (rys. 19). W chmurze zbudowanej z kropel i
kryształków dochodzi zatem do stałego przemieszczania się parującej wody od
kropel ku kryształkom i powiększanie rozmiarów tych ostatnich. W efekcie
odpowiednio ciężkie kryształki wypadają z chmury i docierają do powierzchni ziemi
w pierwotnej postaci (śnieg), gdy temperatura na przestrzeni do powierzchni ziemi
jest zerowa lub ujemna, bądź też w postaci deszczu, gdy jest ona dodatnia. Warunki
do powstawania chmur mieszanych istnieją w średnich szerokościach
geograficznych, stąd też większość opadów powstaje tu w oparciu o powyżej
opisany schemat zjawisk. W okolicach międzyzwrotnikowych, gdzie chmury średnie i
niskie rozwijają się w przestrzeni temperatur dodatnich, mniej jest chmur
mieszanych. Tu przyczyną opadów atmosferycznych jest koagulacja kropel
(zlepianie), pojawiająca się na skutek różnej prędkości opadania oraz wznoszenia
kropel małych i większych. Koagulacja następuje zatem w wyniku zderzania się
kropel i powiększania ich rozmiarów. Osady, jako produkty kondensacji, powstają na styku pomiędzy atmosferą a powierzchnią ziemi i przedmiotami na niej występującymi. Najbardziej typowe osady
to: rosa, szron i szadź. Rosa pojawia się zawsze wtedy gdy powietrze styka się z
przedmiotem, którego temperatura jest niższa od temperatury powietrza i równa lub
niższa od temperatury punktu rosy. Wtedy to na powierzchni ciała stałego pojawiają
się kropelki wody. W sytuacji gdy proces ten zachodzi w temperaturze niższej od
zera, to skondensowana para natychmiast zamarza, a na powierzchni pojawia się
szron. Szadź osadza się na różnych przedmiotach (drzewach, słupach, płotach) w
okresie zimy gdy nad wychłodzone podłoże napływa cieplejsze zamglone powietrze.
Wtedy to kropelki mgły, stykając się z silnie oziębionymi przedmiotami, osadzają się
na nich w postaci kryształków lodu.
CYRKULACJA POWIETRZA
Wiatr jako czynnik pogodowy określany bywa kilkoma parametrami, tj.
kierunkiem, prędkością, siłą i porywistością. Kierunek odnosi się do geograficznych
stron świata z których napływają cząsteczki, a nie stron, ku którym się one
przemieszczają. Najprostsza skala obejmuje 4 podstawowe i 4 pośrednie kierunki
(N, NE, E, SE, S, SW, W, NW), czasem jednak stosowana jest też skala 16-
kierunkowa. Można również parametr ten określać w stopniach kątowych, poczynając od 0 dla kierunku północnego i dalej odpowiednio, zgodnie z ruchem
wskazówek zegara, aż do 360o.
Prędkość wiatru podawana bywa najczęściej w metrach na sekundę, chociaż
bardziej przemawiającą do wyobraźni jednostką (skojarzenie z prędkością pojazdów)
jest kilometr na godzinę. Zwyczajowo, prędkość określana bywa też w skalach
opisowo-punktowych. Najbardziej znana jest skala Beauforta. Obejmuje ona 13
stopni (0 do 12) od ciszy do huraganu (12o - przy prędkości wiatru powyżej 32,7
m/s). Do wyznaczenia stopnia skali służą wskaźniki wizualne, typowe dla sytuacji
spotykanych w przyrodzie.
Do pomiaru parametrów wiatru służy między innymi klasyczny przyrząd zwany
wiatromierzem Wilda. Umieszcza się go na wysokości 10 m nad
powierzchnią gruntu. Składa się on z dwóch zespołów, to jest wskaźnika kierunków
obracającego się względem prętów określających 8 kierunków stron świata i
chorągiewki wskazującej prędkość. Wskaźnik, w postaci klina złożonego z dwóch
kawałków blachy, obraca się na osi, zakończonej po drugiej stronie kulą (walcem o
stożkowatej podstawie). To właśnie kula wskazuje kierunek wiatru, gdyż zawsze
ustawia się ona ku stronie świata skąd napływa powietrze. Chorągiewka prędkości
zbudowana jest z jednego płata blachy. W położeniu wyjściowym ustawiona jest
ona na osi prostopadle do kierunku wiatru. Pod jego wpływem wychyla się ku górze,
tak że obserwator może ustalić wartość odchylenia w stosunku do prętów specjalnej
skali. Po ustaleniu pręta, do którego sięga średnie wychylenie w ciągu 2 minut,
można określić prędkość wiatru korzystając z odpowiednich tabel. Bardziej precyzyjne dane uzyskamy korzystając ze wskazań tzw. anemometrów.
Anemometr to przyrząd z zespołem czasz osadzonych na wysięgnikach
przymocowanych do wspólnej osi. Przy pomocy tego instrumentu można określić
prędkość chwilową, a w przypadku bardziej złożonych konstrukcji, również prędkość
średnią. Wszystkie automatyczne systemy pomiarowe rejestrują prędkość wiatru na
zasadzie anemometru, zaś kierunek z użyciem prostego wskaźnika, którego
wychylenie względem stron świata zamieniane jest na impuls elektryczny. Całość
zintegrowana jest elektronicznymi modułami pamięci i przetwarzania.
Opracowania warunków wietrznych mogą być dokonywane w ujęciu liczbowym
lub też graficznym. W tym ostatnim przypadku, kreśli się najczęściej tzw. różę
wiatru. Na skali będącej zespołem krzyżujących się linii, narysowanych zgodnie
z układem stron świata, odkłada się uśrednione dla danego okresu, częstotliwości
występowania wiatrów z danego kierunku. Można też owe częstotliwości rozłożyć na
przedziały prędkości wiatru, wtedy wykres róży przedstawia bardziej kompleksową
charakterystykę. Graficzne rozwiązania, w zakresie opisu wiatru na danym terenie,
bywają bardzo różnorodne i często całkiem oryginalne.
Wiatry występujące na świecie można sklasyfikować jako wiatry stałe, wiejące z
dużą regularnością kierunkową i czasową (pasaty, monsuny), wiatry układów
barycznych związane z ośrodkami niżów i wyżów oraz wiatry lokalne, o których
specyfice decydują szczególne lokalne uwarunkowania geograficzno-klimatyczne.
Pasaty wieją w strefie międzyzwrotnikowej. Ich istnienie związane jest z opisaną
wcześniej tzw. globalną cyrkulacją powietrza w atmosferze ziemskiej. Kierunek
pasatów, wiejących praktycznie przez cały rok, kształtuje się pod wpływem siły
Coriolisa. Powietrze w komórce Hadley'a, zmierzając od zwrotników ku równikowi,
odchyla swój bieg w prawo na półkuli północnej i stąd północno-wschodni kierunek
tych wiatrów. Na półkuli południowej pasaty wieją z południowego wschodu. Inne
wiatry cyrkulacji ogólnej - monsuny - powstają na styku wielkich lądów i gorących
oceanów. W lecie przepływ powietrza odbywa się z kierunku oceanu nad ląd
(zjawisku temu towarzyszą obfite opady atmosferyczne), gdyż ląd nagrzewa się
szybciej i to nad nim kształtują się obszary obniżonego ciśnienia. W zimie kierunek
jest odwrotny, a nad lądem panuje pora sucha. Tak więc monsuny, wiejąc z dużą
regularnością, zmieniają swój kierunek dwa razy w roku.
Wiatry układów barycznych są charakterystyczne dla dużych obszarów w strefach
pozazwrotnikowych. Na półkuli północnej, w strefie tej, wiatry wieją najczęściej z
kierunków zachodnich.
Wiele zjawisk związanych z przemieszczeniami powietrza ma charakter wiatrów
lokalnych. Cechują się one zwykle mniejszym zasięgiem niż wcześniej omówione i
zależą w głównej mierze od warunków geograficznych danych obszarów. Do grupy
tej można zaliczyć potężne i groźne wiatry jakie towarzyszą burzom tropikalnym
(huragany, cyklony, tajfuny, Willy-Willy) jak również wiatry bora, feny (np. wiatr
halny w Polsce na małym obszarze Tatr), czy wreszcie bryzy morskie oraz jeziorne.
Ważniejsze wiatry lokalne zaznaczono na wyżej zamieszczonej mapie (rys. 28).
Gwałtowne burze tropikalne powstają nad obszarami gorących wód
oceanicznych
Równie gwałtowny przebieg ma układ cyklonalny zwany tornadem lub trąbą
powietrzną. Prędkości wiatru w tym przypadku są także bardzo duże, jednak
średnica wirującego leja dochodzi tylko do kilkuset metrów. Tornada wyrządzają
wielkie szkody materialne w pasie swoich przejść (np. w tzw. alei tornad w USA).
Inne wiatry lokalne, aczkolwiek niekiedy bardzo uciążliwe, niekoniecznie mają
przebieg powodujący katastrofy, czasem stanowią jedynie lokalny fenomen
pogodowy. Przykładowo wiatr bora jest silnym porywistym wiatrem wiejącym znad
gór przybrzeżnych ku cieplejszym morzom (np. na wybrzeżu Adriatyku). Wiatry
fenowe (w Polsce - wiatr halny), powstają podczas przepływu masy powietrza przez
wysokie łańcuchy górskie (Alpy, Tatry), przy dużych różnicach ciśnień. Wtedy to, po
stronie nawietrznej wstępujące po grzbietach gór powietrze ochładza się
adiabatycznie przyczyniając się do powstawania chmur opadowych. Przenikając na
drugą stronę grzbietu powietrze suche opada gwałtownie w dół po zboczach, tym
razem ogrzewając się adiabatycznie. Halny w Tatrach niszczy drzewostan i
przyczynia się do szybkiego topnienia śniegu na przedwiośniu. W górach, jako
typowe, występuje zjawisko wiatrów dolinowych i górskich. W pierwszym
przypadku, w ciągu dnia powietrze ogrzane od silniej nagrzewających się zboczy
unosi się ku górze, a w jego miejsce napływa chłodniejsze z dolin. Z kolei w nocy
zbocza silnie się ochładzają przez wypromieniowanie, a od nich ochładza się
przylegające powietrze. Jako cięższe spływa w dół powodując zjawisko wiatru
górskiego.
Ze względu na właściwości ruchu fronty dzieli się na cieple i chłodne fronty okluzji. Strefa frontu ciepłego rozpościera się na przestrzeni 600 - 800 km, z czego na
obszar objęty opadami deszczu (śniegu) przypada 300-500 km. Opady
frontu ciepłego związane są z rozległą warstwą chmur Nimbostratus lub czasem
Altostratus. Zatem są to opady najczęściej ciągłe. Front ciepły przemieszcza się z
prędkością 20 - 40 km/h, przeciętnie 25 km/h, zatem opady z nim związane mogą
trwać od 7 do 15 godzin. W klinie powietrza chłodnego, przed przejściem frontu, w
wyniku parowania i spadku ciśnienia tworzą się rozległe połacie mgły frontowej
(zwłaszcza zimą).
Front chłodny występuje w sytuacji gdy powietrze chłodne wypiera ciepłe znad
danego obszaru (rys. 31). Powietrze chłodne, jako cięższe, wciska się w postaci
klina, pod powietrze ciepłe, które dzięki temu wynoszone jest intensywnie do góry.
Szerokość strefy jest więc węższa. Pionowy ruch powietrza wywołuje znane skutki
związane z adiabatycznym ochłodzeniem. W tym jednak przypadku czołowa część
frontu objawia się napływem chmur kłębiastych. Dopiero za nimi pojawiają się
chmury wyższych pięter, zgodnie z układem płaszczyzny frontowej. Opady związane
z frontem chłodnym zależą od rozwoju sytuacji frontowej. W przypadku frontu
chłodnego I rodzaju, gdy powietrze chłodne przemieszcza się dość wolno, tworzą się
chmury będące niemal lustrzanym odbiciem sytuacji charakterystycznej dla frontu
ciepłego. Zatem po gwałtowniejszych opadach przelotnych pojawiają się opady
ciągłe o mniejszym natężeniu. W sytuacji gdy front chłodny przemieszcza się szybko
(front chłodny II rodzaju), to powstawanie chmur kłębiastych jest intensywniejsze,
co jest szczególnie wyraźne podczas miesięcy letnich. Tworzą się wtedy chmury
Nimbostratus dające opady burzowe. Chmury Nimbostratus i Altostratus w takich
sytuacjach nie występują. Wiatr podczas przejścia tego frontu skręca w prawo i
zwiększa prędkość. Prędkość przemieszczania się tego frontu osiąga około 50
km/godz.
Stacja meteorologiczna, miejsce wykonywania pomiarów i obserwacji meteorologicznych. Stacja meteorologiczna jest wyposażona w poletko pomiarowe (ogródek meteorologiczny) - trawiasty obszar o wymiarach 15×15 m, na terenie którego są zainstalowane przyrządy meteorologiczne. Podstawowy zestaw przyrządów to klatka meteorologiczna z kompletem termometrów, wiatromierz, deszczomierze, termometry gruntowe, heliograf, ewentualnie przyrządy do pomiarów promieniowania słonecznego. Na terenie stacji meteorologicznej wykonuje się pomiary: temperatury powietrza na wysokości 2 m nad poziomem gruntu, temperatury powietrza na wys. 5 cm npg., wilgotności powietrza na wysokości 2 m npg., ciśnienia powietrza, wysokości opadu atmosferycznego, czasu usłonecznienia, widzialności meteorologicznej.Na nieotrawionym, przekopanym poletku meteorologicznym zorientowanym w osi wschód-zachód mierzy się temperaturę gruntu na głębokości 5, 10, 20 i 50 cm. Oprócz tego oblicza się parowanie. Każdy z przyrządów występuje w kilku wersjach, jednak na stacji stosuje się zawsze jeden rodzaj w danym czasie. Przyrządy meteorologiczne muszą być normowane co kilka lat, czyli porównywane z wzorcowymi, nieeksploatowanymi aby zapobiec przekłamaniom spowodowanym zużyciem. Pomiary dokonuje się o godzinach : 7.00, 13.00 i 19.00
Klatka meteorologiczna to obiekt, w którym znajdują się przyrządy do pomiarów meteorologicznych. Profesjonalna klatka posiada wymiary 50/50/75 cm. Wewnątrz wbudowane jest potrójne dno. Dla zachowania przewiewności jej ścianki zbudowane są z tzw. żaluzji. Dla ochrony przed słońcem pomalowana jest na biało.
Na stacjach synoptycznych realizowany jest następujący podstawowy program obserwacyjno-pomiarowy:
wykonywanie całodobowych pomiarów i obserwacji przy wykorzystaniu aparatury standardowej i automatycznej oraz uzupełniające je obserwacje wizualne,
pomiar temperatury - odczyt temperatury na termometrze zwykłym, temperatury ekstremalne, temperatura minimalna przy powierzchni gruntu, temperatura w gruncie na głębokości 5, 10, 20, 50 i 100 cm, dane z czujników temperatury,
pomiar wilgotności - odczyt temperatury na termometrze zwykłym zwilżanym, psychrometr wentylowany, dane z czujnika wilgotności,
pomiar prędkości i kierunku wiatru - średnia prędkość i kierunek wiatru oraz porywy, dane z czujników kierunku i prędkości wiatru,
pomiar opadu - wysokość opadu mierzona według stanadardu, rozkład czasowy opadu, wysokość i rodzaj pokrywy śnieżnej, zawartość wody w śniegu, dane z czujnika opadu,
obserwacje wizualne - wielkość zachmurzenia, rodzaj chmur, wysokość podstawy chmur, widzialność, stan gruntu, ukształtowanie i rodzaj pokrywy śnieżnej, zjawiska atmosferyczne (hydrometeory, litometeory, zjawiska optyczne, inne), rodzaj, czas trwania i natężenie zjawisk (nasilone obserwacje podczas występowania zjawisk ekstremalnych), dane z czujników widzialności, usłonecznienia, wysokości podstawy chmur, detekcji zjawisk, inne.
Skala Celsjusza to jedna ze skal pomiaru temperatury (od nazwiska szwedzkiego uczonego Andersa Celsiusa, który zaproponował ją w roku 1742).
Skala Kelvina (skala bezwzględna) jest skalą absolutną, tzn. zero w tej skali oznacza najniższą teoretycznie możliwą temperaturę, jaką może mieć kryształ doskonały, w którym ustały wszelkie drgania cząsteczek. Temperatura ta nie została nigdy zarejestrowana, gdyż praktycznie nie da się jej osiągnąć, lecz obliczono ją na podstawie funkcji uzależniającej temperaturę od energii kinetycznej drgań cząsteczek w krysztale doskonałym. Funkcję tę opracował Lord Kelvin
Skala Fahrenheita to skala pomiaru temperatury stosowana w niektórych krajach anglosaskich.
Skalę w 1715 zaproponował Daniel Gabriel Fahrenheit.
Dodatkowo na termometrze rtęciowym skala jest liniowa czyli współczynnik rozszerzalności rtęci jest stały. Obecnie skala Fahrenheita stosowana jest przede wszystkim w Stanach Zjednoczonych.
Ciśnienie atmosferyczne to stosunek wartości wektora siły, z jaką słup powietrza naciska na powierzchnię ziemi do powierzchni na jaką dany słup naciska (por. ciśnienie). Co za tym idzie, w górach ciśnienie jest niższe, gdyż słup ten jest mniejszy, a na nizinach ciśnienie jest wyższe
Ciśnienie to wielkość skalarna określona jako wartość siły działającej prostopadle do powierzchni podzielona przez powierzchnię na jaką ona działa, co przedstawia zależność:
Opad jest to produkt kondensacji pary wodnej, który w stanie stałym (śnieg, grad) lub ciekłym
(deszcz) dociera do powierzchni terenu.
Od opadu należy odróżnić osady - stanowiące również produkt kondensacji - ze względu na odmienny
sposób ich formowania.
Opad mierzymy wysokością warstwy wody, jaka powstałaby w terenie gdyby był szczelny, płaski i nie
byłoby parowania i wyrażamy w mm.
Opad wyrażony w mm odnosi się do punktu pomiarowego i jego najbliższego otoczenia. Jeśli pod
uwagę bierze się obszar objęty opadem wówczas wygodniej jest posługiwać się objętością opadu,
jaka spada na dany teren w jednostce czasu. Mówimy wówczas o wydajności opadu (ale w połączeniu
z jednostką czasu na jednostkę powierzchni).
Dla przykładu:
Jeśli na pow. 1 m2 - spadnie deszcz o wysokości 1 mm to objętość wody wyniesie - 1 litr
Jeśli na pow. 1 ha - spadnie deszcz o wysokości 1 mm to objętość wody wyniesie - 10 m3
Jeśli na pow. 1 km2 - spadnie deszcz o wysokości 1 mm to objętość wody wyniesie -1000 m3
Pomiar opadu polega na zmierzeniu wysokości warstwy wody jaka spada na badany
teren. Wykonuje się go na stacjach meteorologicznych i wybranych posterunkach opadowych. Pomiar
odbywa się przy użyciu przyrządów standardowych (deszczomierzy i pluwiografów) bądź przy użyciu
czujników wchodzących w skład automatycznego systemu rejestracji danych. Deszczomierze mierzą
sumy dobowe (wpisywane zawsze za poprzednią dobę). Są to najczęściej blaszane pojemniki o
określonej powierzchni wlotu, posiadające we wnętrzu zbiornik na wodę opadową. Mimo prostej
konstrukcji pomiar opadu obciążony jest błędami wywołanymi deformacją strugi w pobliżu samego
deszczomierza, zwilżeniem ścianek naczynia przez opad, parowaniem wody ze zbiornika.
Pomiar wysokości opadu za pomocą deszczomierza
Pomiary opadu na posterunkach opadowych przeprowadza się 1 raz dziennie o godz. 700. Do
celów synoptycznych mierzy się opad cztery razy na dobę oraz dodatkowo w pewnych szczególnych
przypadkach. Wyniki pomiarów wpisuje się do dziennika obserwacyjnego, przy czym pamiętać należy,
że zmierzoną sumę dobową wpisuje się do dziennika z datą dnia poprzedniego. Pomiar opadu
wykonuje się przy pomocy specjalnie do tego celu wyskalowanej menzurki, która w dolnej części
posiada skalę skażoną, pozwalającą na odczytywanie opadów mniejszych od 1 mm. Menzurka
dostosowana jest do powierzchni standardowej równej 200 cm2 i wyskalowana jest bezpośrednio
w mm wysokości opadu. Wlewając do menzurki objętość wody zgromadzonej w naczyniu odczytujemy
na skali wprost wysokość danego opadu.
Deszczomierz Hellmanna
Przyrząd standardowy stosowany do wysokości
500 m. n. p. Składa się z odbiornika, podstawy, zbiornika,
wkładki używanej podczas opadów śniegu oraz trzymadła
służącego do zawieszenia przyrządu na paliku.
Powierzchnia wlotu wynosi 200 cm2. Deszczomierz
przytwierdza się do słupka tak, by wlot do niego
znajdował się w poziomie na wysokości 1 m nad terenem.
Powyżej 500 m n.p.m. deszczomierze montuje się tak by
ich powierzchnia wlotowa znajdowała się na wysokości
1,5 m nad terenem
Błędy w pomiarze deszczomierzem Hellmanna
Opad mierzony deszczomierzem obarczony jest błędem spowodowanym działaniem wiatru,
który powoduje, że część kropli deszczu jest wywiewana znad powierzchni chwytnej deszczomierza.
Opracowane poprawki wskazują, że ich wartość rośnie wprost proporcjonalnie do kwadratu prędkości.
W celu uniknięcia zakłóceń spowodowanych wiatrem stosuje się specjalne osłony deszczomierzowe.
Poprawka na parowanie wiąże się z wpływem deficytu wilgotności powietrza i prędkości wiatru
na proces parowania wody zgromadzonej w zbiorniku. W okresie letnim można przyjąć wielkość
parowania od 0,2 - 0,5 mm na dzień.
Poprawka na zwilżenie deszczomierza spowodowana jest stratą opadu, który spływając do
dolnego zbiornika zwilża ścianki deszczomierza. Jednorazowe zwilżenie deszczomierza wynosi 0,26
mm, z czego na górną część (naczynie przechwytujące opad) przypada 0,15 mm.
Pluwiografy rejestrują przebieg opadu dostarczając tym samym pełnej informacji o przebiegu
procesu.
Pluwiograf
Są to urządzenia rejestrujące przebieg zjawiska w ciągu całego rozpatrywanego okresu
czasu. Zbudowane z obudowy metalowej, części chwytnej składającej się z otworu wlotowego
o powierzchni standardowej 200 cm2 zakończonej dnem wykształconym w postaci lejka. Zbierany
opad poprzez lejek, gumowym wężem dostaje się do zbiorniczka, w którym znajduje się pływak.
Przymocowane za pomocą pręta połączonego z pływakiem piórko, przylegające do taśmy papieru
nawiniętej na metalowy bęben poruszany mechanizmem zegarowym, kreśli wykres zwany
pluwiogramem, przedstawiający aktualny stan wody w zbiorniczku, odpowiadający sumie opadu od
początku do momentu analizowanego. Ponieważ objętość zbiorniczka jest ograniczona (10 mm),
wyposażono go w urządzenie przelewowe oparte na zasadzie działania lewara. Dzięki temu pomiar
opadu nie zależy od jego wysokości. W miejsce zbiorniczka wprowadza się często urządzenia
korytkowe, znacznie łatwiejsze w obsłudze i znacznie pewniejsze. Składa się ono z dwóch
bliźniaczych korytek umieszczonych pod otworem wlotowym w ten sposób, by po wypełnieniu się
wodą jednego z nich nastąpił wywrócenie powodujące umieszczenie pod otworem wlotowym drugiego
z nich.
Deszczomierz wagowy
Do ciągłej rejestracji opadu w czasie służą
deszczomierze sprzęgnięte z rejestratorami.
Jednym z takich rozwiązań jest deszczomierz
wagowy. Zasada działanie jest zbliżona do
deszczomierza Hellmana, z ta jednak różnicą, że
zbiornik, w którym gromadzi się opad znajduje
się na wadze. Waga jest sprzęgnięta
z rejestratorem, który na rejestruje przyrost wagi
(objętości) opadu w czasie - co później jest
przeliczane na wysokość opadu.
Takie rozwiązanie wymaga, jednak, aby
obserwator (raz na dobę) opróżniał zbiornik.
Deszczomierz korytkowy
Deszczomierz składa się z dwóch symetrycznych
zbiorników (korytek) podpartych centralnie.
Objętość korytek jest znana. Podczas
wystąpienia opadu korytka są wypełniane
naprzemian. W wyniku napełniania zmienia się
ciężar, po całkowitym napełnieniu korytka
zachwiana zostaje równowaga i urządzenie
przechyla się. Następuje wówczas opróżnienie
jednego korytek, a drugie napełnia się.
Rejestrator zlicza liczbę przechyleń urządzenia i
na tej podstawie określa się objętości (wysokość)
opadu w czasie.
Deszcze o dużym natężeniu i krótkim czasie trwania nazywamy deszczami
nawalnymi. Z pojęciem deszczu nawalnego łączy się jego natężenie i wydajność.
Natężeniem opadu (intensywnością) nazywamy stosunek wysokości opadu do czasu jego
trwania i wyrażamy go w mm/min
Wydajność opadu jest to objętość opadu, jaka spadła na jednostkę powierzchni w jednostce
czasu i wyrażamy ją w l/s·ha lub w m3 /s·km2.
Czas trwania opadu jest to czas od chwili wystąpienia opadu do jego zakończenia.
Podstawową jednostką intensywności opadu jest jednostka wyrażona w mm/min lub
mm/godz.
Temperatura punktu rosy lub punkt rosy - temperatura, w której, przy danym składzie gazu lub mieszaniny gazów i ustalonym ciśnieniu, może rozpocząć się proces skraplania gazu lub wybranego składnika mieszaniny gazu
Rozpatrywany składnik gazu (np. para wodna) ma w obecnej temperaturze ciśnienie parcjalne równe ciśnieniu pary nasyconej tego składnika w temperaturze punktu rosy W przypadku pary wodnej w powietrzu, jest to temperatura, w której para wodna zawarta w powietrzu staje się nasycona (przy zastanym składzie i ciśnieniu powietrza), a poniżej tej temperatury staje się przesycona i skrapla się lub resublimuje. Zjawisko znalazło zastosowanie do budowy psychrometrów, laboratoryjnych przyrządów do pomiaru wilgotności powietrza. Wypolerowaną płytkę ochładza się, aż do zauważenia na niej kropelek rosy, temperatura płytki określa temperaturę punktu rosy. Na podstawie tabeli określającej ciśnienie pary wodnej nasyconej, określa się zawartość pary w powietrzu. Temperatura punktu rosy ma duże znaczenie w meteorologii, a zwłaszcza w meteorologii lotniczej, jako że jest ona bezpośrednio związana z wysokością, na której znajduje się podstawa chmur w danych warunkach meteorologicznych. Wysokość podstawy chmur ma natomiast kluczowe znaczenie w lotach termicznych (szybownictwo, paralotniarstwo), ponieważ stanowi, w normalnych warunkach, górne ograniczenie dla wznoszącego się w kominie termicznym statku powietrznego.
Maksymalna wilgotność, czyli maksymalna ilość pary wodnej w określonej ilości powietrza silnie zależy od temperatury powietrza. Im wyższa temperatura powietrza, tym więcej pary wodnej może się w nim znajdować.Przekroczenie maksymalnej wilgotności (np. w wyniku obniżenia temperatury powietrza) powoduje skraplanie się pary wodnej. Dlatego właśnie powstaje wieczorna (nocna) rosa. Nagrzane w dzień powietrze może zawierać w sobie dużo pary wodnej, gdy przychodzi noc, powietrze ochładza się i spada przez to maksymalna ilość pary wodnej, która może być w nim zawarta. Nadmiar pary wodnej skrapla się, tworząc na powierzchni ziemi kropelki
wilgotność właściwa - masa pary wodnej wyrażona w gramach przypadająca na 1 kg powietrza (powietrza ważonego razem z parą wodną),
wilgotność względna - wyrażony w procentach stosunek ciśnienia cząstkowego pary wodnej zawartej w powietrzu do prężności pary wodnej nasyconej w tej samej temperaturze,
Przykłady przeliczeń temperatury:
• -20°F; ile to °C?; 5/9 = 0.5555... (-20 - 32) = -52, -52 * 0.5555 = -28.9°C
• 80°F; ile to w °C? (80-32) = 48, 48 * 0.5555 = 26.7°C,
Przyrządy służące do pomiaru temperatury powietrza noszą ogólną nazwę termometrów lub termografów. W meteorologii stosuje się kilka podstawowych grup przyrządów, wśród których wyróżnia się:
- termometry stacyjne, służące do pomiaru temperatury aktualnej,
- termometry ekstremalne, służące do pomiaru temperatury maksymalnej i minimalnej w danym okresie (odcinku czasu),
- termometry psychrometryczne (instalowane w psychrometrach aspiracyjnych),
- termografy; przyrządy do pomiaru temperatury i jednoczesnego zapisu jej przebiegu w funkcji czasu.
Termometry stacyjne mogą być termometrami cieczowymi lub termometrami elektrycznymi. Zwyczajowo określenie 'termometr stacyjny' zarezerwowny jest na określenie termometru cieczowego. Jeśli jest to termometr rtęciowy, zazwyczaj jego zakres pomiarowy wynosi od -30°C do +50°C (bywają wykorzystywane i inne zakresy pomiaru temperatury).
Psychrometr, przyrząd służący do określania względnej wilgotności powietrza. Składa się z dwóch termometrów, z których jeden ma zbiorniczek rtęciowy owinięty zwilżoną szmatką bawełnianą.
Termometr suchy wskazuje aktualną temperaturę powietrza, termometr wilgotny - niższą od aktualnej temperaturę powietrza (związane jest to z utratą ciepła na odparowanie wody).
Różnica pomiędzy wskazaniami obu termometrów, zwana różnicą psychrometryczną, pozwala na określenie (za pomocą tablic psychrometrycznych) względnej wilgotności powietrza.
higrometr (gr. hygros - wilgotny, mokry) to przyrząd służący do wyznaczania wilgotności. Specjalną grupą higrometrów są
psychrometry (gr. psychros - zimny, chłodny), czyli przyrządy oparte na pomiarze termometrem suchym i wilgotnym. Współczesne higrometry są często przyrządami elektronicznymi mierzącymi także temperaturę, ciśnienie czy temperaturę punktu rosy.żnica jest większa, tym mniejsza wilgotność powietrza.
Wiatromierz, miernik prędkości wiatru, niekiedy także wskaźnik jego kierunku. Stosuje się rozmaite odmiany, różniące się konstrukcją i zasadą działania. Np. w wiatromierzu Wilde'a (najprostszym) prędkość wiatru wskazuje odchylenie płytki na tle podziałki wykonanej z prętów, a jego kierunek - ustawienie statecznika, ręczny wiatromierz Robinsona natomiast zlicza obroty turbinki w jednostce czasu. Współczesne wiatromierze są często urządzeniami elektronicznymi.
Rodzaj opadów atmosferycznych.
DESZCZ - opad złożony z kropel wody o średnicy większej niż 0,5 mm. Jest to najczęściej pojawiający
się opad w naszym klimacie.
MŻAWKA - opad drobnych kropelek wody o średnicy mniejszej od 0,5 mm, które spadają bardzo
wolno i są łatwo przenoszone przez wiatr w kierunku poziomym.
ŚNIEG - opad kryształków lodu, które mają zwykle delikatną, rozgałęzioną strukturę. Podstawową
formą cząstek tego opadu są gwiazdki sześcioramienne o pięknej i bogatej kompozycji. Przy
temperaturach nieco niższych od zera kryształki łączą się zwykle w płatki (śnieżynki), a te
często w duże płaty.
ŚNIEG Z DESZCZEM - opad śniegu i deszczu lub mokrego śniegu, występujący w temperaturach
zbliżonych do zera i wyższych od zera.
KRUPY ŚNIEŻNE - opad białych, kulistych lub stożkowatych ziarenek o średnicy od 2 do 5 mm.
Podczas spadania na twarde podłoże odbijają się i rozpryskują.
GRAD - opad kulek lub bryłek lodu nieforemnego kształtu (gradzin) o średnicy do 50 mm, czasami
większych. Pada przy temperaturach wyższych od 0oC, w ciepłej porze roku, zwykle
towarzyszy mu burza atmosferyczna. Najczęściej występuje w niższych szerokościach
geograficznych, a największe gradziny spotykane są w strefie międzyzwrotnikowej.
Znane są ponadto takie opady, jak deszcz marznący, mżawka marznąca, śnieg ziarnisty, ziarna
lodowe i słupki lodowe.
Opady można także podzielić na ciągłe, z przerwami, przelotne i roszące.
OPADY CIĄGŁE - są to opady deszczu lub śniegu trwające przez dłuższy czas bez przerwy (więcej
niż 6 godzin) lub z bardzo krótkimi przerwami, o przeciętnym i dosyć równomiernym natężeniu
(większym niż 0,5 mm/godz.), obejmujące na ogół swym zasięgiem duże obszary. Padają
zwykle z chmur warstwowych deszczowych Ns i średnich warstwowych As uformowanych
przy wznoszeniu się powietrza wzdłuż powierzchni frontowych.
OPADY Z PRZERWAMI - są to równomierne opady, zazwyczaj o małym natężeniu, z chmur
warstwowych, padające z przerwami.
OPADY PRZELOTNE - są to opady zwykle krótkotrwałe o zmiennym, lecz dużym natężeniu (ulewy).
Pochodzą z chmur kłębiastych deszczowych (Cb). Opadom przelotnym towarzyszą często
silne i porywiste wiatry oraz burze, błyskawice i grzmoty. Opady te, dlatego są zazwyczaj
krótkotrwałe, że pochodzą z oddzielnych chmur lub z chmur występujących w stosunkowo wąskich strefach opadowych, szybko przemieszczających się frontów chłodnych.
Szron - osad atmosferyczny, tworzący drobne lodowe kryształki w postaci igieł powstające na dowolnym podłożu hydrofilowym. Szron powstaje w wyniku kontaktu wilgotnego powietrza z podłożem o temperaturze poniżej 0 °C, zachodzi wówczas resublimacja pary wodnej, czyli jej bezpośrednia przemiana w ciało stałe.
Szadź (też: sadź) - osad lodu powstający przy zamarzaniu małych, przechłodzonych kropelek wody (mgły lub chmury) w momencie zetknięcia kropelki z powierzchnią przedmiotu lub już narosłej szadzi. Składa się ze zlepionych kryształków lodu narastając niekiedy do stosunkowo znacznych grubości, powodując łamanie się pod jej ciężarem gałęzi drzew
Mgła - krople wody (lub kryształy lodu) zawieszone w powietrzu, których dolna podstawa styka się z powierzchnią ziemi. Mgła powoduje ograniczenie widzialności poniżej 1 km.
Wyszukiwarka