1.PODZIAŁ METEOROLOGII JAKO NAUKI.

Meteorologia - bada i wyjaśnia zjawiska atmosferyczne z punktu widzenia fizyki.

Dzieli się według badanej przestrzeni na:

-aerologia

-hydrometeorologia - zajmuje się woda pod różnymi postaciami w atmosferze.

Według rodzaju badań na:

-dynamiczna - zajmującą się badaniem ruchów atmosfery

-pogodoznawstwo

-klimatologia - analizuje związki zachodzące pomiędzy element. meteorologii od warunków geologicznych, ich wpływ na rozwój świata zwierząt i roślin, higienę człowieka

-synoptyka - która analizuje pogodę na danym obszarze w określonym czasie i stara się przewidzieć jej zmiany, czyli przedstawić prognozę pogody na kilka godzin naprzód),

oraz według zastosowania:

-agrometeorologia - bada meteorologiczne, klimatyczne, hydrologiczne warunki mające znaczenie dla rolnictwa i mająca związki z produkcją.

-biometeorologia - nauka zajmująca się badaniem bezpośredniego i pośredniego wpływu klimatu i pogody na żywe organizmy, zwłaszcza na organizm człowieka. Ustalanie prognoz dotyczących samopoczucia ludzi, zachorowalności i przebiegu chorób - w zależności od przewidywanej pogody, bada związki między zmianami pogody i zachorowalnością oraz przebiegiem chorób.

-komunikacyjna - zastosowanie głównie w lotnictwie i nawigacji morskiej

-inżynierii środowiska.

2.BUDOWA ATMOSFERY ZA SZCZEGÓLNYM UWZGLĘDNIENIEM PODZIAŁU TROPOSFERY.

W atmosferze wyróżniany 4 warstwy: Troposfera, w której temperatura maleje wraz ze wzrostem wysokości prawie jednostajnie. Rozciąga się bezpośrednio nad powierzchnią ziemi do wysokości 7km w okolicach podbiegunowych - a do ok. 16 km w strefie równika. W jej obrębie wyróżnia się warstwę dolną - przyziemną do wys. 1,5km nad pow. ziemi, - średnią od 1,5km do 6,0km i - górną od 6km do górnej warstwy toposfery, czyli do 10km. Traposferę oddziela od atmosfery warswa przejściowa 1-2 km, tzw tropopauza, w której temer. jest niezmienna.

Następne warstwy to: Stratosfera do wys. 50-55km od pow. ziemi, póżniej znowu jest stratopauza i następna warstwa: Mezosfera do wys. ok. 80km od pow. ziemi. Nad mezosferą jest Termosfera (Jonosfera), w której wzrasta temp. Mezosferę i termosferę oddziela mezopauza.

Powyżej 80km od pow. ziemi jest egzosfera (strefa rozproszenia gazów)

3.DEFINICJA ATMOSFERY I JEJ SKŁAD.

Atmosfera jest fizyczną mieszaniną gazów. Zjawiska mające znaczenie dla meteorologii występują głównie w dolnych warstwach atm. Gazy wchodzące w skład powietrza w stosunku stałym nazywane są składnikami atmosfery, zaś występujące w ilości zmiennej nazywamy domieszkami. Główne składniki atmosfery to: azot (78,08%), tlen(20,95%), argon(0,93%) oraz dwutlenek węgla. Badania powietrza atm. wykazały, że powietrze suche jest w przybliżeniu jednorodną mieszaniną kilku gazów. Wszystkie składniki powietrza występują procentowo w stałych ilościach, za wyjątkiem dwutlenku węgla, którego zawartość może się zmieniać w granicach od 0,016-0,04% objętości.

Jedynie para wodna, bardzo istotna domieszka atm., może ulegać znacznym wahaniom udziału w składzie atm., bo od 0-4% jej objętości. Zmienny skład wykazują także: neon, Hel, xenon, wodór, krypton, ozon.

Atmosfera składa się z trzech podstawowych części: czystego i suchego powietrza, pary wodnej oraz zanieczyszczeń pochodz. organicz. i nieorganicz. Dla życia na ziemi największe znaczenie ma: tlen, azot, dwutlenek węgla, para wodna i ozon.

4.PODZIAŁ I CHARAKTERYSTYKA PROMIENIOWANIA.

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.

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

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

c)promieniowanie całkowite jest to suma promieniowania bezpośredniego i rozproszonego.

d)promieniowanie odbite to ta część promieniowania całkowitego, która dochodząc do powierzchni Ziemi jest odbijana ku górze.

e)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.

f)promieniowanie powierzchni ziemi lub wypromieniowanie jest to oddawanie otoczeniu części energii uzyskanej od Słońca po przetworzeniu jej w długofalową energię cieplną.

g)promieniowanie zwrotne atmosfery jest to energia wypromieniowywana przez atmosferę w kierunku Ziemi.

h)promieniowanie efektywne jest różnicą między własnym promieniowaniem Ziemi i zwrotnym promieniowaniem atmosfery .

5.MODYFIKACJA ROZKŁADU PROMIENIOWANIA SŁONECZNEGO PRZY PRZEJŚCIU PRZEZ ATMOSFERĘ.

Promieniowanie słoneczne dochodzące początkowo po liniach prostych napotyka w miarę przenikania przez atmosferę przeszkody w postaci drobin gazów, pyłów, kryształów lodu i kropel wody. Następuje wówczas odbijanie, załamywanie i uginanie, powodujące zmiany kierunku promieni. Mamy wówczas do czynienia z rozproszeniem promieniowania słonecznego w atmosferze.

6.PRAWA OPISUJĄCE PROCES PROMIENIOWANIA.

I.Prawo Kifchoffa

E - natężenie promieniowania (zdolność emisyjna ciała)

A - absorpcja

Zdolność wysyłania i pochłaniania to stosunek stały dla każdego ciała przy stałej długości (Jeżeli jakieś ciało wysyła promieniowanie o jakiejś długości fali to pochłania (absorbuje) ono również przy tej samej długości fali i tej samej temp jakąś ilość promieniowania i ten stosunek jest stały)

II.Pr. Plancka /funkacj arozkładu Plancka/

K - stała Boltzmana = 1.3807⋅10^-23[J⋅K^-1]

H=6,62⋅10^-34[J⋅s]

C - prędkość światła w próżni

Każdej długości fali λ odpowiada określona zdolność emisyjna ciała doskonale czrnego.

III.Prawo Wiena

c - stały współczynnik Wiena ~ 3000

Max długość promieni zależy od stałego wsp. Wiena i odwrotnie proporcjonalnie do temp.

IV.Prawo Stephana-Boltzmana

E_C=σ⋅T⁴

σ =5,67⋅10^-8[W⋅m²⋅K^-4]

7.SPOSOBY WYMIANY ENERGII A WYMIANA ENERGII SŁOŃCE - ZIEMIA.

Sposoby wymiany energii:

-przewodnictwo - głównie jako cieplne i elektryczne (może być także przewodnictwo domieszkowe, elektronowe, jonowe, próżniowe samoistne). Zjawisko wzajemnego przekazywania energii wewnętrznej przez bezpośredni styk cząsteczek, bez istotnej zmiany ich położenia, musi istnieć gradient temp. w ośrodku materialnym. Ciepło przepływa od ciała o niższej temp do ciała o wyższej temp.

-konwekcja - /unoszenie ciepła/ poprzez ruch cząsteczek płynów(cieczy i gazu), musi być różna energia wewnętrzna; może być wymuszona (np. przez czynniki zewnętrzne takie jak pompa itp) lub naturalna (różnica gęstości płynów) lub kombinowana)

-promieniowanie - wysyłanie energii w postaci strumieni cząstek przez układ materialny /sam fakt emitowania cząstek/ Dzieli się na elektromagnetyczne (np. Słonce - tzw. teledetekcja) i na jądrowe.

Wymiana energii Słońce - Ziemia:

-energia dostarczona od Słońca powoduje krążenie wody w atm; podtrzymuje życie biologiczne; powoduje ruch mas powietrza i wód oceanicznych na skutek różnic w nagrzaniu powierzchni Ziemi. Ta wymiana także może odbywać się za pomocą przewodnictwa, konwekcji promieniowania. Przewodnictwo dla wymiany pomiędzy Słońcem a Ziemią nie ma większego znaczenia, ponieważ próżnia kosmiczna i atmosfera są złymi przewodnikami, podobnie z konwekcją - która nie jest możliwa ponieważ nie ma mas mogących pośredniczyć w przemieszczaniu się energii. Jedynym sposobem przenoszenia energii jest promieniowanie słoneczne - specyficzna forma przekazywania energii pod postacią fal elektromagnetycznych (teledetekcja)Energia ta przekształca się głównie w energie cieplną.

8.WYKORZYSTANIE FAL ELEKTROMAGNETYCZNYCH W TECHNICE POMIAROWEJ.

Niektóre długości fal są wykorzystywane w tzw. teledetekcji. Należą do nich przede wszystkim mikrofale, których zakres znajduje się pomiędzy długofalowym promieniowaniem podczerwonym a krótkimi falami radiowymi. Teledetekcja - jest to przekazywanie energii słonecznej pod postacią fal elektromagnetycznych oraz zdalne techniki pomiarowe tj. nie wymagające bezpośredniego kontaktu przyrządu pomiarowego z badanym obiektem. Techniki te polegają na odbiorze emitowanego lub odbitego przez badany obiekt promieniowania elektromagnetycznego. Metody teledetekcji można podzielić na:

I.od rodzaju stosowanej techniki pomiarowej /Mikrofale - wykorzystywane są zarówno w teledetekcji pasywnej i aktywnej/

a)pasywna - wykorzystuje fale o długości 3 [mm] do 30[cm], polega na rejestrowaniu promieniowania emitowanego przez obiekty znajdujące się na powierzchni Ziemi, a także pod jej powierzchnią. Do pomiaru używane są radiometry mikrofalowe. Promieniowanie mikrofalowe jest mało wrażliwe na warunki atm. co umożliwia pomiar niezależnie os pogody.

b)aktywna - wykorzystuje fale od 8 [mm] do 133[cm]; do pomiaru stosowany jest radar, który wykorzystuje własne sztuczne źródło promieniowania mikrofalowego. Radar jest urządzeniem monochromatycznym, pracującym na ściśle określonej długości fali. Pomiary te mogą być również wykonane bez względu na pogodę i porę dnia.

II.miejsca umieszczenia przyrządu pomiarowego

a)satelitarna

b)lotnicza

c)naziemna

III.sposobu wykorzystania uzyskiwanej informacji pomiarowej

Najpowszechniej w teledetekcji wykorzystywany jest cały zakres promieniowania widzialnego (360-760nm = 0,36-0,76μm) najdłuższe fale ultrafioletowe (0,3-0,4μm) oraz tzw. bliska podczerwień (0,76-1,5μm). W całym tym zakresie promieniowania (0,32-1,5μm)wykonywane są zdjęcia czarno-białe i kolorowe.

Część długofalowego promieniowania Słońca jest absorbowana przez powierzchnię Ziemi i zamieniania w ciepło, którego pewna częśc jest wypromieniowywana z powrotem w przestrzeń atmosferyczną a część do atm. Promieniowanie to może być rejestrowane przez urządzenia umieszczone nad Ziemią. Są nimi radiometry mierzące promieniowanie podczerwone (termalne) powierzchni Ziemi, emitowane zarówno w ciągu nocy jak i w ciągu dnia.

Badania elektromagnetyczne pozwalają na określenie zawartości wody w atm, wilgotności powietrza, rodzaju chmur i z jaką prędkością i w jakim kierunku się przesuwają; natężenia opadów i całkowite sumy opadów w określonym czasie.

Badania radarowe pozwalają na określenie stanu atm. na odległość 100km od miejsca wystąpienia radaru, można określić w którym miejscu zaczął padać opad.

9.DEFINICJA TEMPERATURY, DEFINICJA TEMPERATURY W SENSIE METEOROLOGICZNYM.

Temperatura charakteryzuje stan cieplny dowolnego ciała. W sensie meteorologicznym jest to stopień ogrzania powietrza pod wpływem ciepła doprowadzonego za pośrednictwem przewodnictwa cieplnego, z wyłączeniem wpływów zewnętrznych, takich jak promieniowanie słoneczne, wiatr, deszcz, itp. Wyznacza się ją za pomocą termometrów, w klatce meteorologicznej .

10.TEMPERATURA BEZWZGLĘDNA, PODSTAWA JEJ WYZNACZANIA.

Temperatura jes funkcją prędkości poruszania (drgania) cząstek.

m - ciężar cząsteczkowy

v - średnia prędkość kinetyczna cząstki

k - stała Boltzmana = 1,38⋅10^-23[J/K]

Skala bezwzględna - Kelvina - zero tej skali odpowiada najniższej temperaturze, którą teoretycznie można otrzymać. t^OK = 273,15 + t^OC

11.PRZEMIANY FAZOWE WODY.

Strzałki przedstawiają przemiany fazowe:

S - sublimacja - przejście od fazy krystalicznej do gazowej

R - resublimacja - przejście od fazy gazowej do krystalicznej

T - topnienie - przejście z fazy krystalicznej (lub amorficznej) do fazy ciekłej

K - krzepnięcie - przejście od fazy ciekłej do fazy krystalicznej lub amorficznej

P - parowanie, wrzenie - przejście od fazy ciekłej do gazowej

Sk - skraplanie - przejście od fazy gazowej do ciekłej.

12.DEFINICJA PROMIENIOWANIA SŁONECZNEGO, STAŁA SŁONECZNA.

Promieniowanie słoneczne - forma przekazywania energii pod postacią fal elektromagnetycznych.

Promieniowanie słoneczne jest strumieniem energii wysyłanym równomiernie przez Słońce. Do zewnętrznej atmosfery Ziemi dociera promieniowanie o mocy 1,39 kW/m². Wartość ta została nazwana stałą słoneczną. W atmosferze promieniowanie zostaje jednak osłabione w wyniku rozproszenia, odbicia i absorpcji na cząsteczkach pyłów i gazów. W efekcie rozkłada się na: promieniowanie bezpośrednie i promieniowanie rozproszone

Stała Słoneczna (Jo) - jest to natężenie promieniowania słonecznego na jednostkową powierzchnię ustawioną prostopadle do kierunku rozchodzenia się promieni słonecznych, na górnej granicy atmosfery i w średniej odległości Ziemi od Słońca.

Jo = 1380 W/m² = 1,98 cal/cm²

14.PRAWO BOUGUERA I JEGO INTERPRETACJA.

Natężenie promieniowania na powierzchni terenu zależy od przejrzystości atm. z wykładnika ilości warstw przebijanych i wprost proporcjonalnie do natężenia początkowego na górnej warstwie atm.

15.PELNY BILANS CIEPLNY ATMOSFERY.

Ze Słońca otrzymujemy = 1,94 [cal/cm²⋅min] (stała słoneczna); w ciągu doby jest ona równa 700 [cal/cm²⋅dobę]co wynosi 100% ciepła dostarczanego przez Słońce, do Ziemi bezpośrednio dociera 27%; 15% pochłania atmosfera; 33% odbija się od chmur i wraca do kosmosu, a 25% - rozprasza się w atm /z tej rozproszonej części 16% trafia do Ziemi, a 9 do kosmosu/

Rys.

16.CO TO JEST USŁONECZNIENIE I JAK KSZTAŁTUJE SIĘ ONO W POLSCE.

Usłonecznienie jest to czas trwania promieniowania słonecznego dochodzącego bezpośrednio po liniach prostych od taczy słonecznej./dochodzenie do nas promieniowanie, zależy od stopnia zachmurzenia/

Proces albedo (łac. białość) jest to stosunek promieniowania odbitego do padającego na daną powierzchnię.(zależy od powierzchni, barwy, chropowatości, ekspozycji)

A≤1

albedo ziemi jest stosunkiem promieniowania odbitego w przestrzeń międzyplanetarną do otrzymanego przez Ziemię.

Gdyby nie było atmosfery, zjawisko usłonecznienia występowałoby cały dzień, od wschodu do zachodu. Dla każdego dnia w roku możemy wyznaczyć jego długość w godzinach i minutach - usłonecznienie możliwe. Okres, podczas którego pomiędzy tarczą słoneczną i danym miejscem na powierzchni ziemi ni ma zachmurzenia to usłonecznienie rzeczywiste. Pomiary usłonecznienia rzeczywistego dokonujemy za pomocą heliografu.

Wyniki pomiarów usłonecznienia rzeczywistego w postaci sum dobowych , najniższe zanotowano na obszarze Polski w grudniu od ok. 20 do 37godzin, najwyższe w czerwcu lub lipcu od ok. 170 do 270 godzin.

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

17.PIONOWY GRADIENT TEMPERATURY I JAKIE SĄ JEGO STANDARTOWE WARTOŚCI.

Pionowy gradient temperatury - czyli jej spadek w °C na każde 100m wznoszenia (wzrostu wysokości) i jego suchoadiabatycznego ochłodzenia. Zależą od niego stany równowagi mas powietrza:

A.równowaga stała < 1° C/100m

B.równowaga obojętna 1° C/100m

C.równowaga chwiejna > 1° C/100m

19.RODZAJE INWERSJI.

Inwersja temperatury, wzrost temperatury powietrza ze wzrostem wysokości. Sytuacja odwrotna do zachodzącej normalnie w troposferze, gdzie przeważa spadek temperatury ze wzrostem wysokości, średnio o 0,5°C na 100 m. W dolnych warstwach atmosfery przyczyną inwersji temperatury jest na ogół wypromieniowanie ciepła z powierzchni Ziemi w czasie bezwietrznych i pogodnych nocy.

Rodzaje inwersji:

a)inwersja turbulencyjna występuje gdy warstwa powietrza przemieszcza się z wyższą prędkością i prowadzi to do zasysania powietrza do tej warstwy z warstw wyżej i niżej leżących.

b)Inwersja osiadania, w silnie rozbudowanych wyżach podzwrotnikowych lub zimowych powietrze osiada na dużych obszarach, sprężając się ogrzewa. występuje wtedy bardzo suche powietrze.

c)inwersja frontowa jak na rysunku:

d)inwersja radiacyjna - podczas bezwietrznych i bezchmurnych nocy. Po zachodzie słońca, ziemia ochładza się przy powierzchni. Wyżej jest cieplej. Czasami powstaje też kondensacja pary wodnej (mgła).

e)Inwersja adwekcyjna czyli napływowa powstaje podczas ciepłego powietrza nad chłodne podłoże. Oziębia się ono w coraz grubszych warstwach dając odwrócony przebieg temp. Najczęściej występuje zimą w rejonach nadmorskich.

20.PODSTAWOWE RÓWNANIA FIZYKI ATMOSFERY.

-prawo Boyle'a-Mariotte'a - objętość gazu /V/ przy stałej temp. (proces izotemiczny), jest odwroenie proporcjonalna do ciśnienia /p/, pod którym się znajduje. (Iloczyn ciśnienia i jego objętości zachowuje wartość stałą). p⋅V=k_t

-prwo Gay-Lussaca - każdy gaz pod stałym ciśnieniem (proces izobaryczny), przy zmianie temp. o 1°C zmienia swoją objętość o wartość
części objętości jaką zajmował w temp. 0°C. Współczynnik α to wsp.rozszerzalności gazu. W temp. t₀=0°C wynosząca V₀, osiągnie wart. V_t według relacji: V_t=V₀(1+αt); gdzie (1+αt) - dwumian rozszerzalności gazów. Jeżeli użyjemy temp. bezwzględnej w [K] równanie ma postać: V_T=V₀[1+α(T-273)], a po wprowadzeniu za α=1/273 : V_T=V₀αT

-prawo Daltona - ciśnienie mieszaniny fizycznej gazów równe jest sumie ciśnień poszczególnych składników mieszaniny:

-prawo Charlesa - jeżeli nie zmienia się objętość gazu (proces izochoryczny), dla tej samej masy gazu, ciśnienie gazu jest proporcjonalne do temp.:

-równanie Clapeyrona - równanie stanu gazu doskonałego: p⋅v=R⋅T, gdzie R - stała gazowa, charakterystyczna dla danego gazu.

-prawo Avogarda - stosunek gęstości dwóch różnych gazów, pozostających pod tym samym ciśnieniem i w tej samej temp. równy jest stosunkowi ich ciężarów cząsteczkowych:

gdzie: M - masa gazu, V - objętość, ρ=M/V - gęstość gazu, μ - ciężar cząsteczkowy gazu

22.RÓWNANIE STANU DLA POWIETRZA SUCHEGO, WILGOTNEGO.

a)dla powietrza suchego: p⋅v=R_s⋅T lub p⋅v=n⋅R*⋅T gdzie R_s -stała gazowa dla powietrza suchego

b)Równanie stanu powietrza wilgotnego: p⋅v=R_s⋅T_v gdzie: v - objętość właściwa, R_s -stała gazowa dla powietrza suchego, T_v - tzw. Temp. wirtuarlna powietrza wilgotnego T_v=T(1+0,608s) /s - wilgotność właśniwa[g/kg], czyli zawartość pary wodnej [g]w 1 [kg]; s=0,622⋅e/p [-]; e - prężność pary wodnej, p - ciśnienie powietrza/

23.ZMIANY GĘSTOŚCI POWIETRZA WRAZ Z WYSOKOŚCIĄ.

Gęstość powietrza to wartość mierzona w kg/m3 wprost proporcjonalna do ciśnienia powietrza [hPa], a odwrotnie proporcjonalna do temperatury. Powyżej 100-150km wysokości atmosfera jest dodatkowo mniej gęsta, ze względu na składu na skład procentowy atmosfery o większym udziale pierwiastków lekkich jak hel i wodór.
Jest to bardzo ważna cecha dla lotnictwa, gdyż jak wynika to z definicji, pasy startowe na większych wysokościach muszą być dłuższe, a samoloty muszą startować załadowane mniejszym ładunkiem lub paliwem aby masa startowa była mniejsza od max. Dopuszczalnej. Podwyższona temperatura dodatkowo potęguje to zjawisko. Pogorsza prędkość minimalną samolotu, podwyższając ją.

W normalnych warunkach pogodowych gęstość i ciśnienie powietrza maleją jak pokazano na wykresie.

24.JEDNOSTKI CIŚNIENIA ATMOSFERYCZNEGO.

Ciśnieniem atmosferycznym nazywamy siłę parcia jaką wywiera na powierzchnię ziemi pionowy słup powietrza.

Ciśnieniem normalnym nazywamy ciśnienie wywierane przez atmosferę na 45⁰ szerokości geograficznej odniesione do poziomu morza i temperatury 0⁰C.

Jednostki

mm Hg

mbar

bar = 1000000 dyn/cm²

Pascal = 1 N/m²

1hPa = 100 Pa

mb = hPa

1 hPa = 3/4 mmHg

1 mmHg = 4/3 hPa

Atmosfera to powłoka gazowa, której masa wynosi 5.3 * 10¹⁵ t, dzięki czemu wywiera ona na powierzchnię Ziemi ciśnienie, które średnio na poziomie morza i 45⁰ szerokości geograficznej równoważy 760 mm Hg w barometrze. Mierzy się więc ciśnienie ciężarem słupa powietrza o poziomej podstawie jednostkowej (np. 1 m² ) i wysokości równej wysokości atmosfery.

Na poziomie morza ciśnienie wynosi 1000hPa, im wyżej tym ciśnienie spada.

26.WŁAŚCIWOŚCI CIEPLNE GRUNTU.

Stopień nagrzania gleby zależy od;

-pojemności cieplnej gruntu - ilość ciepła (cal) niezbędna do podniesienia temp. 1 gram lub 1 m³ ciała o 1°C, zależy od ilości powietrza i wody znajdującej się w glebie, gleby wilgotne ochładzają się wolniej, a suche szybciej.

-stopnia przewodnictwa cieplnego - zdolność danego ciała do przewodnictwa ciepła z warstw mocniej nagrzanych do chłodniejszych - wskaźnikiem jest wsp. przewodnictwa cieplnego λ - liczba odpowiadająca ilości ciepła jaka przepływa w ciągu 1 sekundy prze powierzchnię 1 cm² przy gradiencie cieplnym 1°C na 1 cm (przewodnictwo wzrasta wraz ze wzrostem wilgotności)

τ - czas, w którym dopływa ciepło

z - długość

t - temp.

Szata roślinna chroni przed uciekaniem ciepła.

28.SPOSOBY OKREŚLANIA WILGOTNOŚCI.

Wilgotnością powietrza nazywamy zawartość pary wodnej w atmosferze. Pomiary wilgotności powietrza wykonywane są psychometrem lub higrometrem.

Najczęściej stosowane metody pomiaru wilgotności powietrza to:

-metoda psychrometryczna,

-metoda pomiaru punktu rosy,

-metody absorpcyjne,

-metody elektryczne.

Metoda psychrometryczna

Psychrometrem nazywamy zespół składający się z dwóch termometrów, z których jeden ma zbiorniczek z rtęcią suchy, a drugi zwilżony wodą destylowaną, w której zanurzony jest batyst owijający ten zbiorniczek. Warstewka wody z batystu stale paruje i to tym intensywniej im otaczające powietrze jest dalsze od stanu nasycenia parą wodną. Temperatura termometru zwilżonego szybko obniża się, a następnie ustala, bowiem do parowania pobierane jest z otoczenia ciepło, a więc temperatura otoczenia zmienia się z t na t' przy stałym ciśnieniu p.

Parametry charakteryzujące zawartość pary wodnej w powietrzu obliczamy z ustalonych zależności, będących modyfikacją wzoru Regnaulta:

Temperaturę i wilgotność powietrza poza klatką meteorologiczną można wyznaczać psychrometrem aspiracyjnym Assmanna.

Metoda pomiaru punktu rosy

Z definicji temperatury punktu rosy wynika, że ciśnienie e pary wodnej zawartej w powietrzu jest równe ciśnieniu pary wodnej nasyconej w temperaturze τ punktu rosy, e = E_τ .

W wilgotnościomierzu punktu rosy obniżamy temperaturę otoczenia zbiorniczka termometru poprzez sztuczne zwiększanie parowania roztworu wodnego chlorku litu na elektrodzie otaczającej zbiorniczek tego termometru. Odczytujemy ustaloną temperaturę.

30.ADIABATYCZNE ZMIANY TEMPERATURY PODCZAS RUCHÓW PIONOWYCH - PODAĆ PODSTAWOWE RÓWNANIA I ICH INTERPRETACJĘ.

Najbardziej intensywne rozprężanie powietrza i związany z nim spadek ciśnienia i temp. zachodzi w atmosferze przy ruchach wstępujących. Takie wznoszenie się powietrza może odbywać w rozmaity sposób:

-w postaci wstępujących prądów konwekcyjnych ponad powierzchnią frontalną wskutek mechanicznego wypychania powietrza przez przemieszczający się do przodu klin powietrza chłodnego

-podczas wznoszenia się powietrza wzdłuż zboczy górskich.

W analogiczny sposób sprężanie powietrza, któremu towarzyszy wzrost ciśnienia atm. i temperatury występuje przy ruchach zstępujących. Stąd można wnioskować że:

-powietrze wstępujące oziębia się adiabatycznie

-powietrze zstępujące adiabatycznie się ogrzewa

Aby określić zmiany temp. wraz z wysokością dla wznoszącego się wydzielonego wycinka powietrza „i” należy zastosować równanie w postaci:

Zgodnie z podstawowym równaniem statyki atmosfery:

wyznaczona zostaje zmienność temp. powietrza T_a w słupie atm. otaczającym wznoszącą się wydzieloną, indywidualną cząstkę powietrza „i”.

Wstawiając to równanie do równania
otrzymujemy:

i ostatecznie:

Znak minus oznacza, że podczas adiabatycznego wznoszenia się powietrza jego temp. opada, a podczas adiabatycznego opadania temp. podnosi się.

Zakładając, że wyrażenie w nawiasie mało się różni od jedności a więc, że T_i/T_a=1 otrzymamy, że zmiana temp. w pionowo wznoszącym się powietrzu, odpowiadająca zmianie wysokości o jednostkę dz.

i to określono znakiem γ_s - wielkość ta nosi nazwę suchoadiabatycznego gradientu temp. i jest równa 0,978°C na każde 100[m] zmiany wysokości, lub w przybliżeniu 1°C/100m

Największe zmiany ciśnienia w atm. występują w kierunku pionowym. Wobec tego rozprężanie powietrza zachodzi przede wszystkim przy jego unoszeniu, sprężanie się przy opadaniu czyli przy ruchach wstępujących powietrze ochładza się adiabatycznie, a przy ruchach zstępujących ogrzewa się adiabatycznie.

31.RÓWNOWAGA OBOJĘTNA, STAŁA I CHWIEJNA ATMOSFERY.

O równowadze stałej mówimy wtedy, gdy gradient temperatury jest mniejszy od gradientu adiabatycznego.

O równowadze obojętnej mówimy, gdy gradient jest równy gradientowi adiabatycznemu.

O równowadze chwiejnej mówimy, gdy gradient jest większy od gradientu adiabatycznego.

32.POWSTANIE CHMURY. KONDENSACJA PARY WODNEJ.

35.GŁÓWNE WARUNKI ZBLIŻAJĄCE POWIETRZE WILGOTNE DO KONDENSACJI, DEFINICJA KONDENSACJI.

Chmury są to zawieszone w atmosferze produkty kondensacji i sublimacji, są zbiorami kropli, kryształków lodu lub mieszaniną obu składników. Obejmują część atmosfery, gdzie proces kondensacji jest silniejszy od parowania. Do powstawania chmur przyczyniają się:

-konwekcja termiczna

-wślizg powietrza wzdłuż powierzchni frontowej

-ruchy falowe

-mieszanie turbulencyjne

-wypromieniowanie ciepła

Kondensacja pary wodnej to przejście wody z fazy gazowej w ciekłą (ewentualnie w stały - resublimacja). Jest to możliwe, gdy:

-temperatura powietrza jest mniejsza lub równa temperaturze punktu rosy /Skraplanie się pary wodnej rozpoczyna się wówczas, gdy jej ciśnienie jest większe od ciśnienia pary nasycającej powietrze w danej temperaturze. Warunkiem skroplenia pary wodnej jest, zatem 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/

-w powietrzu istnieją jądra kondensacji jak: cząsteczki gleby, soli, pyły przemysłowe itp.

Procesowi temu towarzyszy wydzielanie dużych ilości ciepła, które zwiększa dynamikę atmosfery. Najczęstszą i najważniejszą przyczyną kondensacji pary wodnej w atmosferze jest jednak ochładzanie się wilgotnego powietrza wskutek: stykania się z powierzchnią Ziemi wyziębioną w wyniku wypromieniowania ciepła. Para wodna może skraplać się na powierzchni Ziemi, w przygruntowej warstwie powietrza oraz w swobodnej atmosferze; w pierwszym przypadku powstają osady atmosferyczne, w drugim - mgły, a w trzecim - zazwyczaj chmury i opady atmosferyczne.

Biorąc za podstawę podziału chmur mechanizm ich powstawania, dzielimy je na:

-konwekcyjne - Konwekcją nazywamy pionowe strugi wznoszącego się powietrza powstałe wskutek niejednakowego nagrzewania się od podłoża. Gdy podłoże silnie się nagrzeje, początkowo nieuporządkowana konwekcja przekształca się w potężne prądy wstępujące, sięgające nieraz aż po tropopauzę. Chmurami konwekcyjnymi są chmury kłębiaste Cumulus i burzowe Cumulonimbus, charakterystyczne w naszych szerokościach geograficznych dla ciepłej pory roku.

-pochodzenia turbulencyjnego - Ruchy turbulencyjne (w meteorologii) to chaotyczne ruchy cząsteczek powietrza, po bardzo złożonych torach:

a)gdy powietrze jest bliskie stanu nasycenia, każde pionowe przemieszczanie się tego powie­trza prowadzi do kondensacji - tworzą się wtedy bezkształtne, poszarpane chmury warstwo­we, złej pogody, nazwane Stratus fractus - St fr.,

b)dzięki ruchom turbulencyjnym często powstaje inwersja temperatury, poniżej której powstaje zwarta pokrywa chmur niskich warstwowych - Stratus - St.

-wślizgowe - Frontem (lub powierzchnią frontową) nazywa się w meteorologii powierzchnię rozdzielającą dwie różne pod względem właściwości, masy powietrza.

Wślizgiwanie się powietrza ciepłego po klinie chłodnego to front ciepły .

Wypychanie powietrza ciepłego ku górze przez klin powietrza chłodnego nazywa się frontem chłodnym.

Na czole frontu ciepłego pojawiają się najpierw chmury zbudowane z kryształków lodu - chmury pierzaste - Cirrus - Ci. Za nimi nasuwa się zwarta masa chmur pierzasto ­warstwowych - Cirro-stratus - Cs, dalej chmury średnie warstwowe - Altostratus - As, które przechodzą w chmury warstwowo - deszczowe - Nimbostratus - Ns. Poniżej As i Ns występują niskie chmury warstwowe - Stratus - St. oraz postrzępione chmury warstwowe - Stratus fractus.

Na froncie chłodnym pierwszego rodzaju układ chmur jest odwrócony w porównaniu z frontem ciepłym. Na czole występuje Cumulonimbus - Cb, a dalej Nimbostratus, Altostratus i Cirrostratus.

Front chłodny drugiego rodzaju charakteryzuje wąska strefa chmur typu Cumulunimbus i Stratocumulus. Często przed frontem występują Cirrocumulus i Altocumulus lenticularis - Ac lent.

-orograficzne - Napływające z wiatrem masy powietrza muszą przepłynąć nad górami, a wznosząc się ochładzają się do tego stopnia, że para ulega skropleniu dając początek chmurom warstwowym - Altostratus - As, zwanym murem halnym.

Gdy powietrze przepływające nad łańcuchem górskim zaczyna falować, po stronie zawietrznej powstają tzw. soczewki - Altocumulus lenticularis - Ac lent, mówią o występowaniu wiatru halnego. Z występowaniem fali górskiej związane są także chmury rotorowe. Pojawiają się pod szczytami fal czyli pod soczewkami i przypominają poszarpany Cumulus.

34.RODZAJE CHMUR I ICH OPIS.

Wysokie(5-13km):

-Cirrus; Ci /pierzaste/- chmury najwyższe, posiadają pierzastą budowę i nadają niebu wygląd delikatnego jedwabiu. Chmury te po pojawieniu się na niebie najczęściej szybko przechodzą w chmury niższe Cirrostratus lub Altostratus i wtedu sa zwiastunami nadchodzącej zmiany pogody. W okresach pogody burzowej często obserwujemy pewien gatunek chmur Cirrus otaczających Cumolonimbusy. Nazywamy je wtedy Cirrus fałszywy, gdyż są one nieco gęstsze i położonena niebie niżej niż zwykły Cirrus.

-Cirrostratus; Cs /pierzasto-warstwowe/ - wysokie - cienka, biaława powłoka chmur, często pierzasta, pokrywająca niebo w postaci zasłony o słabym mlecznym wyglądzie. Chmury Cirrostratus są przyczyną zjawiska optycznego „halo”, które tworzy się dookoła słońca lub księżyca. Zjawisko „halo” pozwala na lepsze rozpoznanie tych chmur; chmury te są również zwiastunami nadchodzącej zmiany pogody.

Zjawisko „halo” powstaje na 2 sposoby:

a)przez załamanie się promieni świetlnych na kryształkach lodu zawartych w chmurze, formują się dookoła słońca lub księżyca piękne kolorowe koła

b)przez odbicie się promieni świetlnych od kryształków lodu formują się podobnie jak wyżej ale tylko jednobarwne koła.

-Cirrocumulus; Cc /pierzasto-kłębiste/ - wysokie; złożone są z drobnych i małych kłębów chmur układających się na niebie w pewien regularny system. U nas zwane są popularnie barankami. Regularny system chmur Cc wywołany jest falowaniem całego układu chmur, co świadczy o niestałości powietrza w górnych warstwach.

Średnie(2-7km):

-Altostratus; As /warstwowe-średnie/ - średnie; gęsta i ciemna, czasami niebieskawa warstwa chmur. Najczęściej zlewają się z chmurami Cs. Narastający i grubiejący As prowadzi do dłuższych opadów atm.

-Altocumulus; Ac /kłębiasto-średnie/ - średnie, składa się z większych kłębów chmur niż Cc i posiada wyraźnie zarysowany cień. Jest oznaką zbliżającej się zmiany wyglądu nieba z regularnego na burzliwy.

Niskie(2km):

-Stratocumulus; Sc /kłębisto-warstwowe/ - niskie; warstwa chmur składająca się z wielkich płatów lub rolek chmur, o ciemnym kolorze z jaśniejszymi przerwami. Warstwy Sc układają się często w bardzo regularne systemy i przypominają Ac.

-Nimbostratus; Ns /warstwowo-deszczowe/ - niskie; gęsta i bezkształtna, nieraz bardzo nisko leżąca masa chmur, z której pada deszcz. Często łączy się bezpośrednio z As, który w takich wypadkach jest powyżej chmur deszczowych, choć ściśle z nimi połączony.

-Stratus; St /warstwowe/ - niskie; jadnolita i b.niska, podobna do mgły i ciemna masa chmur.

-Cumulus; Cu /kłębiaste/ - o rozwoju pionowym; stosunkowo dość gęste choć białe chmury, których górne części układają sie w kształcie wieży podobnej do kopa siana. Ich podstawa jest zwykle pozioma i bardzo regularna. Chmury typu Cu dzielimy na dwie klasy:

a)drone kłęby bez specjalnie wypiętrzonych szczytów nazywamy Cumulusami pięknej pogody (Cumulus humilis)

b)wielkie kłęby chmur, silnie rozbudowane w kierunku pionowym, wskazujące na ruch pionowy i turbulencję (cumulus congestus).

-Cumulonimbus; Cb /kłębiasto-deszczowe/ - o rozwoju pionowym; To wielkie i silne wypiętrzone masy chmur podobne do gór z olbrzymimi wieżami czy kowadłami, o bardzo nieregularnej i niskiej podstawie. Są to chmury burzowe i ulewne, którym często towarzyszą wyładowania elektryczne i grad. Wierzchołki tych chmur osiągają b.duże wysokości i są często otaczane fałszywymi Cirrusami.

36.RODZAJE OPADÓW PIONOWYCH - KRÓTKA CHARAKTERYSTYKA.

Deszcz - opad złożony z kropel wody o średnicy powyżej 0,5 [mm]. Im krople są większe, tym większa ich prędkość opadania, tym deszcz jest bardziej intensywny (o większym natężeniu). Małe krople deszczu charakterystyczne są dla deszczów rozlewnych o dłuższym czasie trwania, duże krople dla deszczów nawalnych o stosunkowo krótkim czasie trwania i małym zasięgu.

Mżawka - opad atm. o średnicy 0,005 do 0,5 [mm], średnio 0,4 [mm] tj. mniejszej od średnicy kropel deszczu, o małej prędkości opadania (poniżej 2,0 [m/s]), o małym natężeniu, pochodzący z chmur niskich warstwowych typu Stratus, powstający poprzez kondensację zazwyczaj na froncie ciepłym lub podczas piętrzenia powietrza wilgotnego na barierze orograficznej. Podstawa chmury sięga powierzchni ziemi lub występuje nieco ponad nią, w związku, z czym kropelki mżawki nie zdążą wyparować w czasie opadania.

Śnieg - opad złożony z rozgałęzionych, sześciokątnych kryształków lodu, gwiazdek, często pomieszanych z igłami lodowymi. Przy wyższych temp. (ponad -10°C) kryształki te wskutek cienkiej powłoki wodnej lub kropelek mgły pokrywających ich powierzchnię łączą się zwykle w płatki.

Kryształy śnieżne - białe, okrągłe, rzadziej stożkowate ziarna nieprzezroczyste o średnicy 2-5 [mm]. Budową przypominają śnieg a ziarenka są łamliwe i mogą być łatwo rozgniecione. Gdy padają na twarde podłoże wówczas się odbijają i często się rozpryskują. Ten rodzaj opadu występuje przy temp. około 0°C.

Krupy lodowe - półprzezroczyste, okrągłe, rzadziej stożkowate ziarna o średnicy 2-5[mm]. Składają się z jąder w postaci krupy śnieżnej, otoczonych cienką powłoką lodu. Ziarna te są mało łamliwe. Padają przeważnie powyżej 0°C.

Śnieg ziarnisty - białe, nieprzezroczyste kulki o budowie podobnej do budowy śniegu. Są one zbudowane z igieł lodowych lub kryształków śniegu pokrytych szronem i przypominają krupy śnieżne są spłaszczone lub wydłużone.

37.RODZAJE OSADÓW. (osad ciekły i stały na powierzchni ziemi)

Rosa - jest zjawiskiem związanym z nocnym oziębieniem. Gdy ziemia oziębi się przez wypromieniowanie, nadmiar pary wodnej zawartej w powietrzu osadza się w postaci oddzielnych kropel przede wszystkim tam, gdzie oziębienie jest największe. Liście, trawa, źdźbła są silnymi radiatorami i dlatego na nich w pierwszym rzędzie występuje rosa. Powietrze pozbawione części pary wodnej, staje się względnie suche, a para dyfunduje ku dołowi z wyższych warstw atm. i zasila proces roszenia. Wskutek wywiązania się znacznej ilości ciepła parowania, oziębienie nad gruntem postępuje wolniej lub nawet ustaje.

Jasne odsłonięte niebo sprzyja wytworzeniu się rosy zaś pochmurne przeszkadza. Jest to związane z tym, że przy pogodnym niebie wypromieniowanie, a więc i ochładzanie jest szczególnie silne.

Nalot - jest odmiana rosy, zwilżający w pogodne jesienne wieczory kamienne chodniki w miastach.

Szron - powstaje w podobnych warunkach jak rosa lecz przy temp. Bliskiej 0°C. Również podobnie jak rosa, nie pokrywa on przedmiotów jednolita warstwą, lecz wyrasta z oddzielnych punktów w postaci małych kitek i nie ma budowy krystalicznej lecz składa się z drobnych kulek lodu leżących obok siebie lub stapiających się w większą całość.

Szron występujący wczesną jesienną lub późną wiosną zwie się białym mrozem. Odmianą szronu jest lodoszreń, który powstaje na pokrywie śnieżniej zwiększając dostrzegalnie jej grubość i podnosi jej zdolność wypromieniowania.

Sadź (szadź) - pojawia się w czasie mglistej pogody na cienkich gałązkach, przewodach drucianych oraz wystających narożach przedmiotów w postaci białych puszystych kitek lodowych zwróconych wyłącznie w stronę odwietrzną. Dosięga rozmiarów znacznie większych niż szron, do którego podobny jest budową. Jest wytworem mgły i wiatru i może powstawać w każdej porze doby, podczas gdy szron powstaje jedynie na skutek wypromieniowania nocnego.

Niekiedy sadź przybiera postać szklistej masy i nazywa się wówczas lodowicą.

Sadź tworzy się przeważnie w górach, rzadziej na równinach i może przybrać katastrofalne rozmiary.

Zamróz - gdy po długotrwałym mrozie nastąpi nagle odwilż, to przemarznięte mury budynków, zwłaszcza nie opalanych, pokrywają się białym, drobnym osadem lodowym.

Gołoledź - powstaje wskutek zamarzania deszczu padającego na wymrożone powierzchnie. Odwrotnie, gdy po odwilży następuje mróz, to woda w gruncie zamarza, tworząc ślizgawicę.

38.MGŁY I ZAMGLENIA.

Mgła - składa się z drobnych kropelek wody φ<0,05 [mm], (przeciętnie 0,02 [mm]), niezamarzających nawet przy temp. <0°C. W temp. bardzo niskich mgła składa się z kryształków lodu. Dzięki swym małym wymiarom kropelki mgły unoszą się w powietrzu i opadają bardzo powoli. Zawartość ciekłej wody we mgle jest mała, wynosi ona tylko nieznaczną część pary nasyconej powietrza. Ważną cechą mgły jest jej nieprzezroczystość, podczas gdy deszcz o wiele większej masie wody minimalnie tylko zmniejsza widoczność..

Nieprzezroczystość mgły jest odwrotnie proporcjonalna do wielkości kropelek.

Czynnikiem, który pomaga w powstaniu mgły jest wiatr (niezbyt silny), wywołujący ruchy kręte. Zimne powietrze z nad wyziębionej ziemi (na skutek wypromieniowania /radiacji/ wznosi się w górę na podobieństwo kurzu i mieszając się z cieplejszym prądem powietrza powoduje skroplenie wytwarzające mgłę.

Widzialność - przejrzystość powietrza w kierunku poziomym. W ciągu dnia określa jest na podstawie dobrego rozpoznania obiektów (reperów) o znanej odległości. W nocy do pomiarów używa się specjalnych lamp o znanej sile światła. Widzialność jest mierzona w [m] lub [km].

Przy mgle - widzialność pozioma jest mniejsza niż 1000 [m].

Przy zamgleniu - od 1000 do 2000 [m].

Mgiełka - gdy powietrze nie jest całkowicie nasycone parą wodną, to higroskopijne jądra kondensacji powodują skroplenie pary wytwarzając mgiełkę, nie zaciera ona zarysów przedmiotów, lecz powoduje zamglenie widnokręgu i zmniejszenie widoczności.

Śreżoga - jest to zamącenie atm. wywołane dymem z pożarów lub kominów fabrycznych. Nazwa ta odnosi się również do stanu powietrza, gdy w czasie skwaru nad nagrzanym gruntem unoszą się w górę strugi powietrza powodując charakterystyczne jego drganie, dostrzegalne dla oka. Śreżoga zmniejsza przezroczystość atm.

Rodzaje mgły:

a)Mgła z wypromieniowania - radiacyjna. Tworzy się przy silnym oziębieniu gruntu i przylegającej warstwy powietrza z powodu wypromieniowania ciepła. Wysokość mgły jest rozmaita. Zaczynając od oparów, które cienką warstwą osiadają nad wodami i mokradłami, nawet w środku lata, przeciętnie osiąga grubość 30-50 [m] wyjątkowo do 300 [m].

W płaszczyźnie poziomej mgła ta rozprzestrzenia się oddzielnymi płatami o różnej wielkości i gęstości. Tworzy się przeważnie w zagłębieniach terenowych, nad terenami wilgotnymi i w okolicach uprzemysłowionych.

Mgła ta tworzy się przeważnie w czasie pogodnych i bezwietrznych nocy, zwłaszcza jesiennych i wczesno wiosennych, przy czym znacznie się potęguje nad ranem a osłabia lub całkowicie rozprasza koło południa. Tworzeniu się mgły towarzyszy przyziemna inwersja temp.

b)Mgła napływowa - zwana adwekcyjną tworzy się wskutek napływu cieplejszego wilgotnego powietrza na podłoże silnie oziębione. Tworzy się w chłodniejszej porze roku.

c)Mgła frontowa - powstaje wskutek dłużej trwającego deszczu, w czasie którego i po którym odbywa się silnie parowania powierzchniowej warstwy gruntu. To silne parowanie nasyca szybko powietrze do stanu max zawartości pary przy danej temp. Strefa mgły jest zwykle szeroko i sięga niekiedy w głąb od frontu, na odległość 200-400 [km], a wzdłuż frontu rozciąga się na odległość do 1000 [km] i więcej.

39.WITR - DEFINICJA I PODZIAŁ Z UWAGI NA RUCH.

Wiatr - jest to ruch dużych mas powietrza względem powierzchni Ziemi. Jest to wielkość wektorowa, którą cechuje kierunek i prędkość. Kierunek wiatru to nazwa strony, z której wiatr przychodzi. Prędkość jest to droga przebyta przez masę powietrza w jednostce czasu. Wyrażamy ją w m/s lub w km/godz.

41.WIATR GRADIENTOWY I GEOSTROFICZNY.

Wiatr geostroficzny - prostoliniowy przepływ powietrza o jednostajnej prędkości wiejący wzdłuż izobar prostoliniowych. Na ten wiatr nie oddziałują siły: Coriolisa, odśrodkowa i tarcia.

Wiatr gradientowy - jednostajny przepływ powietrza krzywoliniowy. Wiatr ten wieje wzdłuż krzywoliniowych izobar.

46.PODSTAWOWE UKŁADY BARYCZNE.

Układy baryczne - obszary obniżonego i podwyższonego ciśnienia występujące w atmosferze.

Podstawowymi układami barycznymi są niże (jest to taki obszar niskiego ciśnienia atmosferycznego, w którym najniższe ciśnienie jest w środku układu, skąd na wszystkie strony wzrasta.) i wyże (jest to taki obszar podwyższonego ciśnienia atmosferycznego, w którym najwyższe ciśnienie jest w środku układu, skąd na wszystkie strony maleje) atmosferyczne. Oprócz nich wyróżnia się jeszcze:

1) zatokę niskiego ciśnienia, która stanowi peryferyjną część niżu, charakteryzującą się wydłużonymi izobarami w kształcie litery V, wcinającymi się w obszar wyższego ciśnienia.

2) klin wysokiego ciśnienia, analogiczny do zatoki niskiego ciśnienia układu barycznego, z tym, że stanowi peryferyjną część wyżu, wcinającą się w układ niskiego ciśnienia.

3) wał baryczny (grzbiet baryczny), wydłużony obszar podwyższonego ciśnienia pomiędzy dwoma niżami.

4) bruzdę baryczną, wydłużony obszar obniżonego ciśnienia pomiędzy dwoma wyżami.

5) siodło baryczne, obszar pomiędzy dwoma niżami (lub zatokami niskiego ciśnienia) i dwoma wyżami (lub klinami wysokiego ciśnienia) ułożonymi na krzyż.

47.SCHEMAT OGÓLNEJ CYRKULACJI POWIETRZA.

Siłą motoryczną ogólnej cyrkulacji atm. jest energia promienista Słońca a ściślej jej nierównomierny rozkład na powierzchni kuli ziemskiej, co powoduje niejednakowe nagrzewanie się gruntu i powietrza w różnych szerokościach geograficznych zarówno:

-przy powierzchni Ziemi (różnice w średnich wartościach temp. rocznych dochodzą do 40-50°C)

-jak i w swobodnej troposferze.

Z rozkładem temp. związany jest rozkład:

-ciśnienia

-wiatrów

z kolei ruchy powietrza przyczyniają się do zmian

-rozkładu temp.

-rozkładu ciśnienia

Ponadto ogromny udział w kształtowaniu ogólnej cyrkulacji atmosferycznej mają również takie czynniki jak:

-ruch obrotowy Ziemi

-zmiany deklinacji Słońca

-rozkład oceanów i kontynentów

-pionowe ukształtowanie kontynentów

Rozkłady ciśnień wywołują ruchy powietrza, przyczyniające się do wymiany mas powietrza zarówno w zasięgu lokalnym (wyże, niże) jak i pomiędzy wysokim i niskimi szerokościami geograficznymi. Pomiędzy tymi szerokościami geograficznymi istnieje zamknięty ruch powietrza, nazywany ogólną cyrkulacją atm.

Pojawiają się strefy podziału ruchu powietrza i wywołane tym ruchem strefy podwyższonego i obniżonego ciśnienia (w układzie globalnym):

49.RODZAJE WIATRÓW Z UWAGI NA RÓŻNE KRYTERIA, PRĄDY STRUMIENIOWE.

a)Z uwagi na poziom występowania:

-wiatry górne - w swobodnej atm., powyżej warstwy tarciowej występuje siła gradientu ciśnienia G, siła Coriolisa i ewentualnie siła odśrodkowa F

-wiatry dolne - w warstwie tarciowej (występuje oprócz tamtych sił, siła tarcia R/lubT/)

Rodzaje wiatrów przy powierzchni Ziemi:

a)Z uwagi na ciągłość trwania wiatrów

-stałe - pasaty związane z ogólną cyrkulacją atm., wieją od wyżów podzwrotnikowych, spotykając się w międzyzwrotnikowej strefie niskiego ciśnienia na równiku

-zmienne - charakterystyka szczególnie dla szczególności umiarkowanych a częściowo i wysokich, gdzie jest silnie rozbudowana działalność cyklonalna na froncie polarnym i arktycznym

-okresowe - monsuny, bryzy, wiatry/bryzy/ górskie i dolinne

Bryzy - wiatry w okresie dobowym, charakterystyczne dla wybrzeży mórz, wywołane są różnym nagrzewaniem się powierzchni lądowych i wodnych w ciągu dnia i nocy. Cyrkulacja bryzowa rozwija się szczególnie intensywnie na wybrzeżach mórz podzwrotnikowych.

Bryza górska i dolinna - wiatry górskie i dolinne o okresie dobowym - zboczowe - o zakresie małoskalowym, wznoszący lub opadający ruch powietrza po zboczach w poprzek doliny.

Wiatry nieokresowe - lokalne - w wielu regionach geograficznych obserwuje się charakterystyczne wiatry pojawiające się w określonych porach doby, roku przy określonym rozkładzie ciśnienia

prądy strumieniowe (jet streams) - silne wiatry zachodnie występujące w górnej części troposfery w umiarkowanych szerokościach geograficznych (na wysokości 7-15 km). Ich prędkości dochodzą do 100 km-godz.-1 latem i prawie 200 km o godz.-1 zimą. Rozmiary prądów strumieniowych są znaczne. Ich miąższość wynosi kilka, szerokość kilkaset, a długość kilka lub kilkanaście tysięcy kilometrów. Przyjmuje się, że prądy te są wynikiem dużych zmian temperatury i ciśnienia w sąsiadujących ze sobą warstwach atmosfery

50.PODSTAWOWE MASY POWIETRZA, ICH DEFINICJA I HISTORIA.

Przebieg pogody związany jest ściśle z ruchem mas powietrza, które wyodrębniają się w troposferze w procesie ogólnej cyrkulacji atmosfery. Masa powietrza charakteryzuje się tym, że zajmuje ogromny obszar, nieraz rzędu wielu milionów km², wewnątrz którego występuje mniej więcej jednakowa, pionowa zmienność temperatury, wilgotności, stopnia zanieczyszczenia itp. W masie powietrza utrzymującej się przez dłuższy czas nad określonym obszarem kształtuje się właśnie, w wyniku oddziaływania podłoża (wymiany ciepła i pary wodnej z tym podłożem), charakterystyczny dla niej pionowy rozkład wymienionych parametrów fizycznych i określony typ pogody. Obszar, w którym formuje się masa powietrza nosi nazwę obszaru źródłowego.

Cztery podstawowe masy powietrzne

-arktyczna (antarktyczna),

-polarna,

-zwrotnikowa

-równikowa

Oddzielone są od siebie wąskimi strefami przejściowymi. Strefy te noszą nazwę frontów atmosferycznych. (Główne fronty atmosferyczne to: zwrotnikowy, polarny i arktyczny.)

W klasyfikacji mas powietrznych uwzględnia się następujące elementy:

-region powstawania (źródłowy) rozważanej masy. W zależności od położenia geograficznego obszaru źródłowego rozróżnia się następujące, wymienione już główne masy powietrza: powietrze arktyczne (PA) - powstaje w rejonie arktyki; polarne (PP) - tworzy się w szerokościach umiarkowanych; zwrotnikowe (PZ) - powstaje w podzwrotnikowych szerokościach geograficznych; równikowe (PR) - kształtuje się w strefie równikowej.

-stopień wilgotności. Jeśli obszar żródłowy jest kontynentem, masa klasyfikowana jest jako kontynentalna (k), a jeśli oceanem - jako morska (m);

-temperaturę masy względem podłoża, nad jakie napływa. Masa o temperaturze wyższej niż temperatura podłoża, nad które napływa, określana jest jako ciepła (c) a o temperaturze niższej - jako chłodna (ch).

51.FRONY ATMOSFERYCZNE - RODZAJE FRONTÓW.

48.PRĄDY POWIETRZA W ATMOSFERZE, GŁÓWNE FRONTY.

Fronty atmosferyczne - Jeśli dwie masy powietrza różniące się właściwościami fizycznymi, a szczególnie temperaturą, zetkną się ze sobą, to powstaje między nimi cienka warstwa przejściowa, którą nazywamy powierzchnią frontową lub frontem atmosferycznym. Obszar przecięcia się wymienionej warstwy z powierzchnią Ziemi nazywamy linią fontu. W obszarze tej warstwy występują duże poziome gradienty elementów meteorologicznych, zwłaszcza temperatury oraz zmienia się kierunek i prędkość wiatru. Duże, nierzadko skokowe zmiany poziome temperatury powodują powstanie w strefie frontowej pionowego ruchu powietrza, który jest z kolei przyczyną dużego zachmurzenia i opadów. Fronty atmosferyczne powstają na ogół pod wpływem określonych ruchów w atmosferze, zbliżających do siebie masy powietrza o różnych temperaturach. Ponadto muszą istnieć i wzrastać poziome gradienty temperatury powietrza, warunkujące powstanie frontu zamiast stopniowego przechodzenia jednej masy powietrza w drugą. Takie tworzenie się frontu nazywa się frontogenezą, a zanikanie frontu nosi nazwę frontolizy.

Rodzaje frontów:

-stacjonarne, czyli nie wykazujące wyraźnego ruchu

Do najważniejszych stacjonarnych frontów atmosferycznych należą tzw. główne fronty atmosferyczne - arktyczny, polarny i zwrotnikowy, stanowiące planetarne strefy frontowe. Front zwrotnikowy rozdziela powietrze równikowe od zwrotnikowego. Mniej więcej na 45^o szerokości geograficznej północnej, między powietrzem zwrotnikowym a polarnym, położony jest front polarny. Powietrze polarne od arktycznego oddziela trzeci główny front - arktyczny, który przebiega około 70^o szerokości geogroficznej północnej. Należy dodać, że fronty atmosferyczne zmieniają swoje położenie w zależności od pory roku.

W froncie stacjonarnym trudno jest określić typowy przebieg pogody; poszczególne odcinki tego frontu mogą charakteryzować się odmiennymi warunkami pogodowymi.

-ruchome można je podzielić na ciepłe, chłodne i zokludowane.

Front ciepły - jest warstwą przejściową między ustępującym powietrzem chłodnym a nasuwającym się nań powietrzem ciepłym, charakteryzującą się przy tym małym kątem nachylenia względem powierzchni Ziemi. Przy froncie ciepłym powietrze cieplejsze, wślizgując się wzdłuż powierzchni frontowej na powietrze chłodniejsze, oziębia się adiabatycznie i ulega kondensacji. W wyniku tego powstają chmury pierzaste i warstwowe, od Ci i Cs poprzez As aż do Ns. W układzie frontu ciepłego przy równowadze chwiejnej mogą powstawać również chmury kłębiaste deszczowe i powodować ulewy oraz burze. Front ciepły przynosi pogodę pochmurną, deszcze, a w zimie odwilż i opady śniegu.

Front zimny - jest to warstwa przejściowa między ustępującym powietrzem ciepłym a napływającym dołem powietrzem chłodnym. Powietrze chłodne przemieszcza się dołem do przodu, a powietrze ciepłe cofa się przed nim lub zostaje przez powietrze chłodne wypchane do góry. Wskutek wpływu tarcia czoło szybko przemieszczającego się przy ziemi  chłodnego powietrza ma kształt tępego klina, wobec czego powierzchnia frontowa, w odróżnieniu od frontu ciepłego, wznosi się stromo. Wypierane gwałtownie do góry ciepłe powietrze powoduje tworzenie się wzdłuż przedniej strony frontu silnie rozbudowanych chmur kłębiastych deszczowych, którym w lecie towarzyszą deszcze przelotne o charakterze ulewnym, często z burzami, niekiedy grad, a w zimie obfite opady śnieżne i zawieje.

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

1

---