ZESTAW PYTAŃ Z METEOROLOGII I KLIMATOLOGI NA EGZAMIN

26 czerwca 2008

1. JAKIMI CECHAMI CHARAKTERYZUJE SIĘ PROMIENIOWANIE SŁONECZNE?

-rozchodzi się równomiernie we wszystkich kierunkach przestrzeni kosmicznej

-posiada natężenie, natężenie promieniowania docierającego do górnej granicy atmosfery nazywa się stałą słoneczną średnio wynosi 1353 W/m²

-ulega rozproszeniu - zmiana kierunku promieniowania na mikroskopijnych cząsteczkach aerozoli lub gazów atmosferycznych.

-Absorpcji-Promieniowanie elektromagnetyczne padając na materię (cząsteczkę, atom) może zostać przez nią pochłonięte - zaabsorbowane. Cząsteczka zostaje wówczas wzbudzona - przejmuje energię fali i przechodzi w wyższy stan energetyczny.

-odbiciu Fale elektromagnetyczne potrafią zachowywać się w określonych warunkach jak strumień materii - cząsteczek. Obserwujemy to w zjawisku odbicia promieniowania słonecznego od składników atmosfery, powierzchni Ziemi i obiektów znajdujących się na niej. Promieniowanie ulega odbiciu zgodnie z zasadą, że: kąt padania równy jest kątowi odbicia.

2. PODAJ I OBJAŚNIJ WZÓR NA NATĘŻENIE PROMIENIOWANIA SŁONECZNEGO NA POWIERZCHNIĘ POZIOMĄ.

S=S' sin h S' natężenie promieniowania na powierzchnie prostopadłą

h kąt padania promieni słonecznych

3. WYMIEŃ CZYNNIKI OSŁABIAJĄCE NATĘŻENIE PROMIENIOWANIA SŁONECZNEGO W DANEJ MIEJSCOWOŚCI.

-szerokość geograficzna

-pory roku

-zachmurzenie

-zanieczyszczenie atmosfery

-ekspozycja

-ukształtowanie

4. WYJAŚNIJ POJĘCIE SMOG.

Jest to nienaturalne zjawisko atmosferyczne polegające na współdziałaniu zanieczyszczeń powietrza spowodowanych działalnością człowieka oraz niekorzystnych naturalnych zjawisk atmosferycznych: znacznej wilgotności powietrza (mgła) i braku wiatru. Utrudnia oddychanie organizmom, a Ziemi wydalanie ciepła.. Wyróżnia się smog kwaśny (przemysłowy lub londyński) i smog fotochemiczny (utleniający, smog Los Angeles).

5. OMÓWIĆ PODSTAWOWE SKŁADNIKI POWIETRZA ATMOSFERYCZNEGO ORAZ PIONOWA BUDOWĘ ATMOSFERY.

78,09% azot

20,91% tlen

1% argon, neon, hel, metan, krypton, wodór i inne

a) Troposfera - sfera przyziemna, spadki temperatur do -60°C, średnia wysokość 10 km, w troposferze zachodzą główne procesy kształtujące pogodę i klimat
b) Tropopauza - jest to warstwa przejściowa pomiędzy stratosferą a troposferą. Znajduje się na wysokości między 10 -17 km. Temperatura wynosi od- 40^oC do - 700^oC

c) Stratosfera - wahania temperatur od -60°C do 0°C, pod koniec stratosfery- warstwa ozonowa, powietrze bardzo rozrzedzone, ruchy mas powietrza w dolnej części stratosfery- tropopauzie.
d) Ozonosfera -  występuje na wysokości  10-50 km, o podwyższonej koncentracji ozon maksymalna koncentracja ozonu występuje średnio na wysokości. 23 km.
Ozonosfera pochłania całkowicie promieniowanie nadfioletowe - bardzo szkodliwe dla organizmów żywych.
e) Stratopauza - znajduje się pomiędzy 50 a 55 kilometrem.
Temperatura wynosi w granicach od -10 do 10^oC
f) Mezosfera - od 10 do 80 km, spadek temperatury wraz z wysokością
g) Mezopauza - znajduje się pomiędzy 80  a 90 kilometrem.
Temperatura wynosi około  - 900C
h) Jonosfera - występuje powyżej 50-60 km nad powierzchnią Ziemi do 1000 km. Zawiera duże ilości jonów i swobodnych elektronów, powstających na skutek jonizacji cząsteczek gazu atmosferycznego pod wpływem promieniowania kosmicznego oraz nadfioletowego promieniowania słonecznego.

i )Termosfera- od 80 do 700 km, strefy jonowe (niżej dodatnie, wyżej ujemne), zjawisko zorzy polarnej, wzrost temperatury nawet do 400°C( wyżej do 1500°C), granica atmosfery meteorologicznej- 2000km
j) Egzosfera - 500 - 2000 km - brak tlenu; słabe oddziaływanie grawitacyjne

6. WYJAŚNIĆ, CO TO JEST EFEKT CIEPLARNIANY?

Powstaje w wyniku obecności w atmosferze gazów absorbujących długofalowe promieniowanie Ziemi i emitujących następnie promieniowanie, którego cześć dociera z powrotem do powierzchni, w dolnej troposferze panuje temperatura znacznie wyższa niż ta, jaka występowałaby przy ich braku.

7. JAK KSZTAŁTUJE SIĘ UDZIAŁ PROMIENIOWANIA BEZPOŚREDNIEGO I ROZPROSZONEGO W CIĄGU DOBY I W CIĄGU ROKU?

W ciągu doby: Promieniowanie rozproszone pojawia się tuż przed wschodem Słońca i promieniowaniem bezpośrednim. W ciągu dnia teoretycznie (zależnie od zachmurzenia) występuje promieniowanie bezpośrednie, dopiero tuz po zachodzie Słońca pojawia się promieniowanie rozproszone.

W ciągu roku większy udział promieniowania bezpośredniego a tym samym mniejszy rozproszonego notuje się latem (dłuższy dzień, mniejsza ilość chmur). Mniejszy udział promieniowania bezpośredniego zimą (krótki dzień , stosunkowo większa ilość chmur), a co za tym idzie większy rozproszonego.

8. CO TO JEST PROMIENIOWANIE EFEKTYWNE I W JAKICH WARUNKACH POGODOWYCH JEST ONO NAJBARDZIEJ INTENSYWNE?

Promieniowanie efektywne jest różnicą między własnym promieniowaniem Ziemi i zwrotnym promieniowaniem atmosfery .

Przy dużym zachmurzeniu promieniowanie zwrotne atmosfery jest wysokie, dzięki czemu promieniowanie efektywne Ziemi jest stosunkowo małe. W okresach bezchmurnych w przestrzeń kosmiczną przedostaje się większą cześć promieniowania Ziemi, ponieważ promieniowanie zwrotne atmosfery jest małe.

9. WYMIENIĆ I SCHARAKTERYZOWAĆ RODZAJE PROMIENIOWANIA I USŁONECZNIENIA.

Promieniowane:

UV- ultrafioletowe do 0,4 μm

UVA 400-316 nm (cały rok)

UVB 315-281 nm (marzec-październik, zw. sanitariuszem, niszczy mikroby)

UVC 280-200 nm (czerwiec-lipiec)

PAR - promieniowanie widzialne w atmosferze (promieniowanie aktywne w fotosyntezie)

NIR - bliska podczerwień 0,8-4 μm

LR - promieniowanie długofalowe pow. 4 μm

Usłonecznienie:

-możliwe (potencjalne) - od wschodu do zachodu Słońca

-przeciętne - realnie notowane

- względne - stosunek usłonecznienia rzeczywistego do możliwego (w %)

10. WYMIENIĆ I SCHARAKTERYZOWAĆ FORMY WYMIANY ENERGII CIEPLNEJ POMIĘDZY WIERZCHNIĄ WARSTWĄ GLEBY A ATMOSFERĄ

1. Przewodnictwo molekularne - ma niewielkie znaczenie, zachodzi w warstwie o miąższości ok. 1 mm.

2. Turbulencja - główna forma wymiany ciepła, zaczyna się przy prędkości wiatru powyżej 2m/s^-1.

3. Konwekcja - unoszenie się do góry ogrzanego, cieplejszego powietrza,

4. Adwekcja mas powietrza - wymiana powietrza między oceanem a kontynentem. V=5-12m/s

5. Długofalowe promieniowanie Ziemni - zachodzi przez całą dobę.

6. Przemiany fazowe wody- parowanie, kondensacja, krystalizacja

11. WYMIENIĆ DATY POCZĄTKU I KOŃCA ASTRONOMICZNYCH PÓR ROKU - OBLICZANIE KĄTA PADANIA PROMIENI SŁONECZNYCH.

Wiosna 21 marca - 22 czerwca, w pierwszy dzień: 90°-φ

Lato 22 czerwca - 23 września, w pierwszy dzień: 90°-φ + 23,5°

Jesień 23 września - 22 grudnia, w pierwszy dzień: 90°-φ

Zima 22 grudnia - 21 marca, w pierwszy dzień: 90°-φ - 23,5°

12. PODAJ I OBJAŚNIJ WZÓR NA BILANS CIEPLNY POWIERZCHNI CZYNNEJ.

Rn+LE+S+G=O₂

Rn-saldo promieniowania (W*m^-2)

LE-strumień ciepła utajnionego (W*m^-2) ciepło zużyte na parowanie

S-strumień ciepła jawnego ciepło zużyte na ogrzanie powietrza

G-strumień ciepła w glebie.

13. WYMIENIĆ NAZWY I PODAĆ TEMPERATURY PROGOWE KLIMATOGENICZNYCH PÓR ROKU W POLSCE.

Przedwiośnie 0⁰-5⁰C°

Wiosna 5⁰-15⁰C

Lato >15⁰C

Jesień 15⁰-5⁰C

Późna jesień 5⁰-0⁰C

Zima <0⁰C

14. OPISAĆ PRZESTRZENNY ROZKŁAD TEMPERATURY POWIETRZA W POLSCE W MIESIĄCU STYCZNIU I LIPCU.

Styczeń: Najchłodniej w północno-wschodniej części kraju (od -6 do 7°C) oraz w górach (do -9°). Najcieplej w zachodniej części kraju oraz nad morzem (od -1 do -2°C) oraz okolice Świnoujścia (od -1 do 0°C)

Lipiec: Najchłodniej na Kaszubach oraz w okolicach Kielc (16°-17°C), w górach notuje się temperatury (7-12°C). Najcieplej w okolicach Warszawy oraz Przemyśla (19-20°C) oraz w Wielkopolsce, Mazowszy oraz Lubelszczyźnie (18-19°C)

15. JAKIE CZYNNIKI WPŁYWAJĄ NA PRZESTRZENNY ROZKŁAD TEMPERATURY POWIETRZA?

Oświetlenie Ziemi. Głównym źródłem światła i ciepła na Ziemi jest docierające do niej krótkofalowe promieniowanie słoneczne. Jest ono pochłaniane przez powierzchnię Ziemi, która ogrzewając się, sama staje się źródłem promieniowania cieplnego - długofalowego (z uwagi na inną budowę fizyczną niż Słońce). Od ilości tego właśnie promieniowania zależy przede wszystkim temperatura powietrza w dolnych częściach troposfery.
a) Zmiany temperatury w cyklu dobowym - są konsekwencją ruchu obrotowego Ziemi. Ziemia przyjmuje promieniowanie słoneczne i nagrzewa się w ciągu dnia. Maksimum termiczne nie pokrywa się jednak z momentem górowania Słońca, czyli z momentem największej ilości docierającego do powierzchni Ziemi promieniowania słonecznego, ale jest opóźnione w stosunku do górowania Słońca o około l - 2 godziny, ponieważ musi upłynąć właśnie taki czas, aby Ziemia maksymalnie nagrzała się i wyemitowała największą (w danej chwili) ilość promieniowania cieplnego. Dlatego też najwyższa temperatura w ciągu doby występuje między godzinami 13°° a 15°°. W nocy Ziemia jedynie oddaje ciepło zmagazynowane w ciągu dnia. W związku z tym najniższa temperatura występuje tuż przed świtem, ponieważ w nocy, w miarę upływu czasu, Ziemia traci coraz więcej ciepła. O świcie promienie słoneczne zaczynają docierać do powierzchni gruntu i temperatura zaczyna wzrastać.
b) Zmiany temperatury w cyklu rocznym - są konsekwencją ruchu obiegowego Ziemi. Ze względu na stale nachylenie osi ziemskiej do płaszczyzny orbity (66°33') promienie słoneczne docierają do powierzchni Ziemi pod różnym kątem w ciągu roku. Jednocześnie zmienia się długość trwania dnia i nocy, a w związku z tym długość pobierania i oddawania ciepła przez Ziemię. Najwyższe temperatury będą więc występowały w okresach, gdy promienie słoneczne docierają do powierzchni Ziemi pod największym kątem w ciągu roku oraz najdłużej w ciągu doby, najmniejsze natomiast wtedy, gdy promienie słoneczne docierają pod najmniejszym katem w ciągu
roku oraz najkrócej w ciągu doby.
c) Szerokość geograficzna. Ze względu na kulisty kształt Ziemi promienie słoneczne padają na jej powierzchnią pod różnym katem w różnych szerokościach geograficznych. Najwięcej ciepła dociera do strefy międzyzwrotnikowej - średnia roczna temperatura wynosi tam ponad +25°C, a miejscami ponad +30°C. Natomiast najmniej ciepła dociera do strefy okołobiegunowej - średnia roczna temperatura wynosi tam poniżej -20°C. Wraz ze wzrostem szerokości geograficznej o l° temperatura powietrza obniża się o 0,6°C (albo inaczej - temperatura zmienia się o 0,5°C co 100 km długości wzdłuż południka). Najwyższą maksymalną wartość temperatury powietrza na Ziemi zanotowano w Al-Azizija w Libii - +57,8°C (13 X 1922 roku), a najniższą minimalną wartość na stacji Wostok na Antarktydzie - -89,2°C (21 VII 1983 roku). Gdyby temperatura na Ziemi zależała wyłącznie od jej oświetlenia, to izotermy (linie łączące punkty o tej samej wartości temperatury) roczne pokrywałyby się z równoleżnikami. Tak jednak nie jest, ponieważ na temperaturę powietrza ma wpływ jeszcze wiele innych czynników.
Ukształtowanie powierzchni. Wraz ze wzrostem wysokości bezwzględnych temperatura spada średnio o 0,6°C na każde 100 m wzniesienia. Dokładniej, wielkość tego spadku zależy od zawartości pary wodnej. W powietrzu wilgotnym (np. równikowym) spadek ten jest wolniejszy i może wynosić 0,3°C na 100 m wysokości. Przy obniżaniu temperatury para wodna zawarta w powietrzu ulega kondensacji i podczas tego procesu oddawane jest ciepło (pobrane wcześniej na parowanie) do atmosfery. W powietrzu suchszym (np. arktycznym lub antarktycznym) spadek temperatury jest szybszy i może wynosić 0,8°C na 100 m wysokości. A zatem im wyższa zawartość pary wodnej w powietrzu atmosferycznym, tym wolniejszy spadek temperatury wraz z wysokością. Zmiana temperatury o 0,6°C na każde 100 m wzniesienia nazywa się gradientem wilgotnoadiabatycznym (dotyczy powietrza o pewnej zawartości pary wodnej). W powietrzu skrajnie suchym zmiana ta wynosi 1°C na każde 100 m wysokości - jest to gradient suchoadiabatyczny. Na mapach przedstawiających rozkład temperatury często pomija się wpływ wysokości bezwzględnej na wartości temperatury w celu wyeksponowania wpływu innych czynników. Mapy takie są zresztą czytelniejsze i łatwiejsze do analizy. Dane ze stacji pomiarowych redukuje się do poziomu morza - to znaczy do wartości pomierzonych dodaje się 0,6°C na każde 100 m wysokości bezwzględnej, najakiej położona jest określona stacja. Na zróżnicowanie temperatury powietrza wpływa również nachylenie i ekspozycja (wystawienie na promienie słoneczne) stoków. Na półkuli północnej stoki o ekspozycji południowej dostają więcej ciepła niż tereny równinne i stoki o ekspozycji północnej, natomiast na półkuli południowej więcej ciepła otrzymują stoki o ekspozycji pomocnej (na tej samej szerokości geograficznej). W obrębie kotlin, czyli terenów otoczonych ze wszystkich stron wzniesieniami, może wystąpić zjawisko inwersji termicznej, czyli wzrostu temperatury wraz z wysokością. Ma to miejsce wtedy, gdy na dnie kotliny zalega mroźne, cięższe powietrze, które wypycha powietrze lżejsze, cieplejsze do góry. Taka sytuacja występuje często zimą lub rano w kotlinach śródgórskich.
Prądy morskie, Wpływ prądów morskich na temperaturą powietrza jest szczególnie silny w strefie wybrzeży, co na mapach rozkładu temperatur obrazowane jest przez wygięcie izoterm. Ciepłe prądy morskie ogrzewają powietrze. Dzięki nim nie zamarzają porty położone w wysokich szerokościach geograficznych, jak np. Narvik w Norwegii czy Murmańsk w Rosji - wpływ ciepłego Prądu Norweskiego. Zimne prądy morskie obniżają temperaturę powietrza. Przy wybrzeżach w strefie ich oddziaływania powstaje inwersja termiczna - cieplejsze i lżejsze powietrze znad silnie nagrzanych lądów wznosi się nad chłodniejszym i cięższym powietrzem morskim. W tej sytuacji nie może dojść do kondensacji pary wodnej i na wybrzeżach morskich powstają pustynie, np. Atacama na zachodnim wybrzeżu Ameryki Południowej - pod wpływem zimnego Prądu Peruwiańskiego lub Namib na południowo-zachodnim wybrzeżu Afryki - pod wpływem zimnego Prądu Benguelskiego.
Oddalenie od zbiorników wodnych. Woda nagrzewa się wolniej niż ląd, ale do większej głębokości. Wolniej też oddaje ciepło. Ląd nagrzewa się szybciej niż woda, ale do mniejszych głębokości i szybciej wypromieniowuje ciepło. W efekcie latem będzie cieplej nad lądem niż nad wodą, a zimą odwrotnie. A zatem roczne, a także dobowe amplitudy temperatury (amplituda temperatury - różnica między najwyższą i najniższą temperaturą w danym okresie) są wyższe nad lądem niż nad morzem. Wartości amplitud temperatury na lądach rosną wraz ze
wzrostem odległości od wybrzeży. W podobny sposób (lokalnie) na temperaturę powietrza wpływają wielkie kompleksy leśne (będące pewnego rodzaju zbiornikami wodnymi), nad którymi roczne i dobowe amplitudy temperatury są niższe niż nad terenami bezleśnymi.
Rodzaj podłoża. Szczególne znaczenie ma barwa podłoża. Do powierzchni Ziemi dociera około połowa promieniowania słonecznego dochodzącego do górnej granicy atmosfery (reszta jest pochłaniana lub odbijana przez atmosferę). Cześć tego promieniowania jest pochłaniana przez Ziemię, a reszta odbijana. Ilość promieniowania odbitego określą albedo - czyli stosunek promieniowania odbitego do całkowitego promieniowania docierającego do powierzchni Ziemi. Im wyższe albedo tym niższa temperatura. Ciemniejsze powierzchnie pochłaniają więcej promieniowania (mająmniejsze albedo), a zatem temperatura powietrza będzie nad nimi wyższa niż nad
powierzchniami jaśniejszymi. Średnie albedo dla kuli ziemskiej wynosi 30 - 40%, dla czarnoziemu 5%, dla zielonej trawy 20%, dla czystego śniegu ponad 90%. Dlatego na obszarach okołobiegunowych utrzymująca się cały czas pokrywa śnieżna powoduje dodatkowo obniżenie i tak już niskiej temperatury.
Zachmurzenie. Pokrywa chmur w ciągu dnia pochłania znaczną część promieniowania słonecznego, co powoduje obniżenie temperatury powietrza przy gruncie. W nocy natomiast chmury przeciwdziałają utracie ciepła przez Ziemię. Dlatego przy dużym zachmurzeniu dobowe amplitudy temperatury są niższe niż przy niebie bezchmurnym.
Zapylenie atmosfery. Zwiększona ilość pyłów w atmosferze powoduje zmniejszenie dopływu promieniowania słonecznego do powierzchni Ziemi, a w związku z tym obniżenie temperatury. Zapylenie atmosfery może mieć podłoże naturalne (np. pyły wulkanów, pyły z pustyń, pylenie roślin), jak i antropogeniczne (np. pyły emitowane przez zakłady przemysłowe).
Zanieczyszczenie atmosfery. Spośród zanieczyszczeń znajdujących siew atmosferze, największy wpływ na wielkość temperatury ma dwutlenek węgla, będący efektem spalania paliw kopalnych. Dwutlenek węgla przepuszcza krótkofalowe promieniowanie słoneczne, a zatrzymuje długofalowe promieniowanie Ziemi. Zwiększona ilość tego gazu w atmosferze powoduje wzrost temperatury powietrza -
jest to efekt cieplarniany.

16. CO TO JEST INWERSJA TEMPERATURY?

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

Zjawisko to może wywoływać inne efekty w atmosferze, które mogą być widoczne np. gromadzenie się mgły lub różnice w zanieczyszczeniu atmosfery. Z tego samego powodu, inwersje zalegające przez dłuższy czas mogą wpływać na intensyfikowanie się zjawiska smogu nad obszarami o dużej emisji zanieczyszczeń.

17. ZDEFINIOWAĆ POJĘCIA CHARAKTERYZUJĄCE ZAWARTOŚĆ PARY WODNEJ W ATMOSFERZE.

Para wodna jest jednym z najważniejszych gazów w powietrzu. W atmosferze Ziemi, para wodna jest elementem cyklu hydrologicznego. Para wodna tworzy się przez parowanie wody albo przez sublimację lodu. W atmosferze para wodna kondensuje lub resublimuje tworząc mgły lub chmury.

Wilgotność bezwzględna - zawartość pary wodnej w powietrzu, w jednostce objętości równej 1m³, wyrażona w gramach [g/m³].Wilgotność bezwzględna pary wodnej nazywana jest także gęstością bezwzględną pary wodnej.

Wilgotność względna - stosunek ciśnienia cząstkowego pary wodnej zawartej w powietrzu do ciśnienia nasycenia, określającego maksymalne ciśnienie cząstkowe pary wodnej w danej temperaturze.

Ciśnienie cząstkowe jest (zgodnie z prawem Daltona) ciśnieniem, jakie miałby gaz, gdyby zajmował całą dostępną objętość. Wilgotność względna jest niemianowana i zawiera się w przedziale od 0 do 1, często wyrażana w procentach (100%=1). Wilgotność względna równa 0 oznacza powietrze suche, zaś równa 1 oznacza powietrze całkowicie nasycone parą wodną. Przy wilgotności względnej równej 1 oziębienie powietrza daje początek skraplaniu pary wodnej.

Punkt rosy - jest to temperatura, w której przy danym składzie gazu lub mieszaniny gazów i ustalonym ciśnieniu może rozpocząć się proces skraplania gazu lub wybranego składnika mieszaniny gazu.

18. OMÓWIĆ ROLĘ NATURALNYCH SZTUCZNYCH ZANIECZYSZCZEŃ POWIETRZA W PROCESACH KONDENSACJI PARY WODNEJ

Kondensacja w powietrzu odbywa się dzięki obecności jąder kondensacji. Najważniejsze z punktu widzenia kondensacji są jądra odznaczające właściwościami higroskopijnymi, elektrostatycznymi i rozpuszczające się w wodzie. Kondensacja sprzyjają większe rozmiary jąder kondensacji (mniejsza krzywizna powierzchni) i niższa prężność pary nasyconej oraz roztwory wodne, obniżające prężność nasycenia. Najefektywniejsze są jądra kondensacji o rozmiarach 10^-1-1μm. Silne higroskopijne cząstki mogą zainicjować kondensację pary wodnej, kiedy prężność pary nie osiąga stanu nasycenia względem płaskiej powierzchni wody. Notuje się nieraz kondensację przy wilgotności względnej 80%, efektem takiej kondensacji jest zmętnienie atmosfery. Pojawia się ona równocześnie z masami powietrza, niosącego znaczna ilość aerozolu (np. masy ciepłego powietrza kontynentalnego w ciepłej porze roku)

Do jąder kondensacji należą: pyły wulkaniczne, zanieczyszczenia z procesów spalania, sól morska, pyły kaolinowe i krzemionkowe, obumarłe komórki roślin, grzybów, pyły przemysłowe, komunikacyjne.

19. WYMIEŃ RODZAJE PAROWANIA ORAZ CZYNNIKI INTENSYFIKUJĄCE TEN PROCES.

Rodzaje parowania:

-Ze swobodnej powierzchni wody, czyli ze zbiorników wodnych i rzek

-Z gleby, czyli bezpośrednio z powierzchni gruntu

-Transpiracja - wydalanie pary wodnej przez rośliny lądowe

-Ewapotranspiracja - z gleby i z powierzchni roślin traktowane łącznie, jeśli nie można ich rozdzielić.

Każdy z wymienionych rodzajów transpiracji może być „potencjalny” (ile wody mogłoby wyparować, gdyby nie było jej za mało) i „rzeczywisty” (ile wody rzeczywiście paruje w danych warunkach).

Czynniki :

-pierwotne, niezależne od nas,(dopływ energii do podłoża, zasoby ciepła, temperatura, niedobór pary wodnej w atmosferze, prędkość wiatru, ciśnienie-im mniejsze tym mniej energii należy dostarczyć.

-wtórne, nieregularne (uwilgotnienie podłoża, skład fizyczny i chemiczny, falowanie-im większe falowanie tym większe parowanie, rodzaj i struktura gleby).

20. WYMIENIĆ CZYNNIKI POWODUJĄCE KONDENSACJĘ PARY WODNEJ.

1. Powietrze musi osiągnąć stan pełnego nasycenie (wilgotność 100%, niedosyt 0%)

2. W atmosferze musza znajdować się jądra kondensacji (pyłki, aerozole) na których para wodna może się skraplać.

Kondensacja zachodzi w sytuacji gdy wartość prężności aktualnej pary wodnej w powietrzu zrówna się z wartości prężności maksymalnej w danych okolicznościach. Prężność maksymalna zależy od rodzaju obiektu stykającego się z parą (woda o powierzchni płaskiej, zakrzywionej, roztwór wodny, lód) i jest funkcją temperatury (rośnie wraz z jej wzrostem). Poziom nasycenia parą w osiągany jest w atmosferze nie poprzez dopełnienie objętości powietrza parą, ale poprzez obniżenie temperatury, dla której aktualna zawartość pary jest zawartością maksymalną. Graniczna temperatura osiągnięcia stanu nasycenia nazywa się temperaturą punktu rosy. Istotnym warunkiem zainicjowania procesu kondensacji jest istnienie w powietrzu tzw. jąder kondensacji.

21. WYMIENIĆ I SCHARAKTERYZOWAĆ ZASADNICZE WARUNKI POWSTAWANIA WZNOSZĄCYCH SIĘ PRĄDÓW POWIETRZA, A W KONSEKWENCJI TWORZENIA SIĘ CHMUR.

Pod pojęciem prądów termicznych rozumiemy pionowe ruchy powietrza w atmosferze powstałe w wyniku różnicy temperatur, czyli obszary wznoszącego się lub opadającego powietrza. Potocznie nazwę tę stosuje się do prądów wznoszących wykorzystywanych w szybownictwie czy lotniarstwie.

Powstanie prądów wznoszących może nastąpić na kilka różnych sposobów - w zależności od warunków meteorologicznych i terenowych. W Polsce najczęściej występuje termika wypracowana oraz tzw. żagiel (który nie należy do prądów termicznych).

Termiką wypracowaną nazywamy takie prądy wznoszącego się ciepłego powietrza, które powstały na skutek nagrzania terenu pod wpływem nasłonecznienia. Powierzchnia ziemi bardzo chętnie wypromieniowuje ciepło oddając je powietrzu zalegającemu bezpośrednio nad nią i ogrzewając je w stosunku do mas powietrza położonych powyżej. Ciepłe powietrze w pewnym momencie odrywa się od warstwy przyziemnej i w postaci "bąbla" rozpoczyna wędrówkę w górę. Szybownicy określają obszary wstępującego powietrza mianem "kominów". Często występowaniu termiki towarzyszą chmury typu Cumulus, zwane chmurami pięknej pogody. Wznoszące się ciepłe powietrze ulega adiabatycznemu rozprężaniu wraz z wysokością, przez co spada jego temperatura. Kiedy temperatura ta spadnie do temperatury punktu rosy, następuje kondensacja zawartej w powietrzu pary wodnej, powstają chmury.

Najważniejszym czynnikiem warunkującym postanie chmury jest wstępujący ruch wilgotnego powietrza (odwrotnie ruch zstępujący prowadzi do rozpadu obłoków). Wstępujące powietrze rozszerza się, ochładza, przy czym część odparowanej wody kondensuje się i wytwarza mikrokropelki. Mgła powstaje również w wyniku ochładzania wilgotnego powietrza, jednak, w odróżnieniu od chmury, zmiana temperatury zachodzi przy kontakcie z chłodniejszą powierzchnią przy ziemi (i wodzie).

Zawartość atmosferycznej wilgotności wraz z rosnącą wilgotnością szybko spada. Około 50% znajduje się na wysokościach niższych niż 2 km, a do wysokości 6 km jest zawarte 90% całkowitej wilgotności.

Zazwyczaj rozmiar wytworzonego kondensacyjnego jądra wynosi 0.02 μm (mikrony), część osiąga wielkość do 10 μm. Morskie powietrze zawiera w 1 m3 cca 1 miliarda takich cząstek. Rozmiar mikrokropelki waha się pomiędzy 10 a 25 μm. Odległość pomiędzy poszczególnymi kropelkami wynosi ok 50-kotności ich wielkości, czasem aż do 1 mm. W średnio gęstym obłoku znajduje się około 0.5g / m3 wody.

Ze względu na stan skupienia pary wodnej chmury możemy podzielić na wodne, lodowe i mieszane. Na poziomie mrozu dochodzi, przy kontakcie z odpowiednim jądrem niektórych mikrokropelek, do ich zamarzania. Następuje to przy temperaturach od -10°C až -15°C. Takie jądro zbudowane jest zazwyczaj z mineralnych mikrocząsteczek, popiołu wulkanicznego lub bakterii. Wielkość jądra wynosi około 0.1 μm, a na 1 m3 może ich przypadać aż 1 milion.

Krople wody mogą w stanie przechłodzenia osiągnąć temperaturę nawet poniżej -20°C, jednak  max. około temperatury nawet nie -40°C dochodzi do zamarznięcia wszystkich kropelek, przy czym jako kondesujące jądro działają tu już same mikrokropelki. Tym sposobem powstaje chmura wysokiego piętra typu cirrus. Lodowe kryształy mają tu kształt płaskiego lub kolumnowego sześcioboku.

22. CO TO SĄ KWAŚNE DESZCZE?

Kwaśne deszcze - opady atmosferyczne, o odczynie kwaśnym; zawierają kwasy wytworzone w reakcji wody z pochłoniętymi z powietrza gazami, takimi jak: dwutlenek siarki, tlenki azotu, siarkowodór, chlorowodór, wyemitowanymi do atmosfery w procesach spalania paliw, produkcji przemysłowej, wybuchów wulkanów, wyładowań atmosferycznych i innych czynników naturalnych.

23. WYJAŚNIJ TEORIĘ POWSTAWANIA OPADÓW ATMOSFERYCZNYCH.

Każdy opad był początkowo parą wodną zawartą w powietrzu. Ochłodzenie się powietrza powoduje kondensację (skraplanie lub zamarzanie) zawartej w nim pary wodnej. Najbardziej widocznym i widowiskowym efektem kondensacji pary wodnej na jądrach kondensacji (drobnych cząstkach stałych stanowiących zanieczyszczenie powietrza) są chmury, lecz tworzące je kropelki wody lub kryształki lodu mają średnice rzędu 0,001-0,1mm. Ich wielkość nie pozwala im opaść na ziemię, jednak w niektórych, mocno rozwiniętych chmurach takich jak cumulus, cumulonibus, stratus lub nimbostratus, te małe składniki łączą się ze sobą tworząc większe obiekty, których masa powoduje opadanie ich na ziemię. Owe większe elementy opadu pochodzą z chmur mieszanych - wodno-lodowych typu altostratus, nimbostratus czy cumulonibus. Mniejsze krople (mżawka) wydzielane są z chmur wodnych oraz mgieł, natomiast małe płatki śniegu padają z chmur wodnych stratus, stratocumulus i altocumulus unoszących się na poziomie jąder lodowych (w przybliżeniu wysokość na jakiej temperatura staje się ujemna).

24. WYMIENIĆ CZYNNIKI WPŁYWAJĄCE NA PRZESTRZENNY ROZKŁAD SUM OPADÓW ATMOSFERYCZNYCH W POLSCE.

Przejściowość morsko-kontynentalna klimatu Polski powoduje dużą zmienność pogody z dnia na dzień oraz z roku na rok. Cechy klimatu kontynentalnego nasilają się w kierunku południowo-wschodnim, co znajduje odbicie we wzroście amplitudy rocznej temperatury powietrza, jak również w zmianie rozkładu opadów w ciągu roku. Na rozkład przestrzenny temperatury powietrza w Polsce ma wpływ wysokość nad poziom morza oraz odległość od Bałtyku i Oceanu Atlantyckiego. Obydwie te cechy widoczne są w rozkładzie średnich rocznych wartości temperatury:

25. OPISAĆ PRZESTRZENNY ROZKŁAD POKRYWY ŚNIEŻNEJ W POLSCE.

Największą oraz najdłużej zalegającą pokrywę śnieżną notuje się w górach oraz w północno-wschodnich obszarach Polski (grubość ponad 20 cm, okres zalegania ponad 110 dni). Najcieńszą pokrywę śnieżną notuje się w północnej części Wielkopolski i na środkowym Pomorzu (poniżej 5 cm). Najkrócej pokrywa śnieżna zalega w zachodniej części kraju, i w Wielkopolsce (od 40-50 dni)

26. NARYSOWAĆ I OBJAŚNIĆ SCHEMAT CYRKULACJI POWIETRZA W UKŁADZIE WYŻOWYM I NIŻOWYM.

W niżu występuje zjawisko zasysania powietrza do centrum niżu. Zasysane powietrze pochodzi z przypowierzchniowej warstwy (z nad powierzchni Ziemi) i posiada ujemny ładunek elektryczny, - jeżeli niż utworzył się w strefie wiatrów zachodnich. Oddziaływanie ujemnych ładunków elektrycznych, dopływających do centrum niżu, z polem magnetycznym planety (oddziaływanie poprzeczne), wywołuje ruch wirowy powietrza wokół centrum niżu - w lewo na półkuli północnej i w prawo na półkuli południowej. O kierunku wirowania decyduje zwrot linii sił pola magnetycznego. W wyżu, jeżeli powstał w strefie podbiegunowych wiatrów zachodnich, powietrze dopływające do powierzchni Ziemi posiada ujemny ładunek elektryczny który rozprzestrzeniając się od centrum wyżu, oddziaływuje z polem magnetycznym planety wywołując ruch wirowy powietrza wokół centrum wyżu - w prawo na półkuli północnej i w lewo na półkuli południowej.

27. PODAĆ GEOGRAFICZNĄ KLASYFIKACJĘ MAS ATMOSFERYCZNYCH ORAZ WYMIENIĆ REJONY ICH POWSTAWANIA.

Podstawową klasyfikację mas jest geograficzna klasyfikacja mas atmosferycznych. U jej podstawy leży charakter obszaru źródłowego masy. Uwzględnia ona, w generalizujący sposób, właściwości cieplne podłoża, wyróżniając masy właściwe danym strefom geograficznym o odpowiednim charakterze reżimu bilansu cieplnego. Idąc od biegunów (tu północnego), można kolejno wyróżnić strefy klimatyczne, charakteryzujące się pewnymi podobieństwami ich reżimu cieplnego. Będą to kolejno:

strefa arktyczna, w której przez cały rok bilans cieplny jest ujemny. W okresie zimy bilans cieplny osiąga duże wartości ujemne, w okresie lata znacznie mniejsze, ale również znak bilansu jest ujemny. W związku z tym występujące w tej strefie temperatury powietrza przez cały rok będą niższe od zera stopni Celsjusza. W okresie zimy temperatury powietrza będą bardzo niskie - średnio temperatura powietrza będzie mieścić się w przedziale od -45 - -40 do minus kilkunastu °C, w okresie lata wynosić będzie od minus kilku do minus kilkunastu stopni Celsjusza. Odpowiednikiem strefy arktycznej na półkuli południowej jest strefa antarktyczna; temperatura powietrza w czasie antarktycznej zimy jest (może być) niższa od 10 do 20°, w czasie antarktycznego lata (grudzień, styczeń, luty) jest niższa przeciętnie od temperatury w strefie arktycznej o podobną wartość.

strefa umiarkowana, w której bilans cieplny wykazuje bardzo duże zmiany sezonowe. W okresie, gdy Słońce góruje nad tą samą półkulą, na której znajduje się strefa umiarkowana, bilans cieplny jest tam dodatni, temperatura powietrza wynosi od kilku do 10°C na północnej granicy zasięgu, do dwudziestukilku stopni na południowej granicy zasięgu. W okresie zimowym bilans cieplny w tej strefie jest ujemny, temperatura powietrza mieści się w granicach od plus kilku stopni na granicy zasięgu skierowanej w stronę równika do minus kilku nad wodami, minus kilkudziesięciu (-30 do -60°C) nad lądem na granicy ze strefą arktyczną. W rezultacie w tej strefie obserwuje się duże zróżnicowanie temperatury powietrza między latem a zimą. Zimowe powietrze strefy umiarkowanej (nazywane powietrzem polarnym) jest chłodne czy wręcz zimne (dotyczy półkuli północnej), letnie powietrze polarne jest powietrzem ciepłym.

strefa zwrotnikowa, w której w ciągu całego roku bilans cieplny jest dodatni, jednak w okresie, gdy Słońce kulminuje nad strefą zwrotnikową danej półkuli, temperatura powietrza bardzo silnie wzrasta, dochodząc do 28-40°C. Przy kulminacji Słońca na drugiej półkuli temperatura powietrza nieco się obniża, nie spadając jednak poniżej wartości około 20°C. Tak więc, mimo występowania w ciągu całego roku wysokiej temperatury powietrza (=> 20°C), zaznacza się w jej przebiegu wyraźna zmienność sezonowa.

strefa równikowa, w której w ciągu całego roku występuje wysoki i wyrównany dodatni bilans cieplny. Zmiany wysokości Słońca w kulminacji są tam niewielkie, również sezonowa różnica długości dnia i nocy jest mała. W związku z tym temperatura powietrza w tej strefie będzie stale wysoka (26-35°C) i nie będzie wykazywała większych zmian w ciągu roku.

28. OKREŚLIĆ TENDENCJE BAROMETRYCZNE PRZY PRZEJŚCIU FRONTU CIEPŁEGO, WYCINKA CIEPŁEGO I CHŁODNEGO.

W czasie przechodzenia frontu stabilizacja dotychczasowego spadku ciśnienia, po przejściu zmienia się bardzo mało lub bardzo powoli obniża

Po przejściu frontu chłodnego ciśnienie nadal wzrasta przy mniejszym tempie niż w czasie przechodzenia frontu.

29. SCHARAKTERYZUJ PODSTAWOWE CECHY KLIMATU POLSKI. S.223

1. Zmienność - największa zmienność zachodzi w czasie zimy, największa stabilizacja w 2 poł lipca i w sierpniu

2. Przejściowość pomiędzy klimatem kontynentalnym a morskim.

Klimat Polski kształtowany jest przez czynniki:

-położenie w umiarkowanych szerokościach geograficznych, które warunkuje zmiany wysokości Słońca nad horyzontem w ciągu roku.

-odległość o dużych zbiorników wodnych- Oceanu Atlantyckiego i Morza Bałtyckiego, co wpływa na wysokość temperatur oraz ilość opadów i ich rozkład w ciągu roku,

-ukształtowanie powierzchni w tym obszarów nizinnych, oraz równoleżnikowy układ pasów ukształtowania ułatwiają przepływ powietrza z zachodu w kierunku wschodnim i odwrotnie

-ogólna cyrkulacja powietrza atmosferycznego, z której wynika rozmieszczenie głównych ośrodków wysokiego i niskiego ciśnienia.

-rodzaje mas powietrza napływające nad Polskę

30. CHARAKTERYSTYCZNE CECHY KLIMATU MIASTA.

-w centrach miast występuje „miejska wyspa ciepła”, w której temperatury są wyższa o 1-2°C

-niska średnia wilgotność względna powietrza (nawet o 30% w porównaniu z terenami pozamiejskimi)

-większa suma opadów, w wyniku większego zanieczyszczenia tj. większej ilości jąder kondensacji.

-ilość godzin ze Słońcem w centrach miast jest mniejsza do 20% niż na przedmieściach.

-w miastach silnie zanieczyszczonych aerozolami częściej występują mgły.

31. WYJAŚNIĆ, CO TO JEST I JAK POWSTAJE BRYZA MIEJSKA.

Jest to wiatr wiejący w centrach wielkich miast. Powstaje w wyniku unoszenia się powietrza cieplejszego w postaci prądów wstępujących. Tam ulega kondensacji i skropleniu, powstaje niższe ciśnienie a powietrze cieplejsze przepływa do centrum.

Okresowy wiatr lokalny wynikający z różnicy temperatury i ciśnienia powietrza dwóch ośrodków: miasta i terenów otaczających miasto. Wieje szczególnie podczas pogody antycyklonalnej na skutek silnego nagrzania terenów miejskich w ciągu dnia (noce są bardzo ciepłe), co powoduje utworzenie się nad miastem lokalnego ośrodka niskiego ciśnienia, do którego napływa chłodniejsze powietrze z obszarów pozamiejskich.

32. OPISAĆ CZYNNIKI WPŁYWAJĄCE NA ZMIANY KLIMATU. S. 288

1. Tektoniczne wybuchy wulkanów wyrzucają dużą ilość gazów i pyłów do atmosfery

2. Astronomiczne zmiana energii słonecznej docierającej do powierzchni Ziemi.

3. Astrofizyczne zmiana przyciągania grawitacyjnego przez Słońce

4. Geofizyczne ruch obrotowy i obiegowy Ziemi, spłaszczenie, odchylenie

5. Sejsmologiczne trzęsienia ziemi, zmiana rozmieszczenia kontynentów,

6. Antropogeniczne zanieczyszczenia freonami, aerozolami, efekt cieplarniany

33. OPISAĆ SKUTKI ZMIAN KLIMATU W RÓŻNYCH DZIAŁACH GOSPODARKI.

Rolnictwo: w związku ze zwiększeniem temperatury i jednoczesnym zmniejszeniem opadów rolnictwo będzie przezywało kryzys; duże nakłady pracy i pieniędzy będą dawały małe plony, jednak okres wegetacyjny znacznie się zwiększy. Zmniejszająca się ochronna warstwa ozonu w atmosferze będzie przepuszczać większe promieniowanie UV i w konsekwencji spowoduje to wielkie straty w uprawach, gdyż promienie UV zabijają wszelkie istoty żywe; rośliny, zwierzęta, ludzi. Zwiększy się liczba szkodników.

Rybołówstwo: podwyższenie temperatury spowoduje masowe wymieranie ryb, a cześć zwierząt (np. tuńczyki) przeniesie się w chłodniejsze obszary.

Handel: Zmniejszy się ilość produktów żywnościowych, a oferowane na rynku będą w wysokich cenach

Turystyka: zmiany klimatu (kwaśne deszcze, wzrost poziomu morza i temperatury) wpływają negatywnie na miejsca wypoczynku ludności, a także zabytki.

Energetyka: zmniejszy się wykorzystywanie nieodnawialnych źródeł energii (gaz ziemny, ropa naftowa, węgiel kamienny…) na rzecz odnawialnych (energia wiatru, wody, Słońca, biomasy)

Ochrona zdrowia: zwiększy się zachorowalność na choroby tropikalne, układu krążenia, układu oddechowego oraz chorób serca

34. OBJAŚNIJ POJĘCIA: KLIMAT, MIKROKLIMAT I FITOKLIMAT.

1. Klimat, wieloletni układ charakterystycznych dla danego obszaru stanów pogody, obserwowanych w ich naturalnym następstwie w dostatecznie długim czasie (powyżej 30 lat).

2. Mikroklimat zespół elementów klimatologicznych charakterystyczny dla małej części środowiska przyrodniczego, jak np. kępy traw, korony drzew, bardzo zmienny i nietrwały.

3. Fitoklimat, mikroklimat przygruntowej warstwy powietrza warunkowany obecnością świata roślin

35. WYMIEŃ PODSTAWOWE ZANIECZYSZCZENIA ATMOSFERY.

1. Gazy i pary związków chemicznych, np. tlenki węgla (CO, CO2), siarki (SO2, SO3) i azotu (NOx), fluor (F), ozon (O3), radon (Rn), amoniak (NH3), węglowodory i ich pochodne chlorowe, fenole
2. Drobne kropelki cieczy, np. kropelki zasad, kwasów, rozpuszczalników
3. Drobne ciała stałe, np. popioły, pyły, związki metali ciężkich, sadze, stałe związki organiczne, azbest, pestycydy
4. Mikroorganizmy, których ilość lub rodzaj nie jest charakterystyczny dla naturalnego składu powietrza, makroorganizmy (np. grzyby) wraz z produktami ich metabolizmu

Rosnące zapotrzebowanie na energie uczyniło ze spalania główne źródło zanieczyszczeń atmosferycznych pochodzenia antropogenicznego. Najważniejsze z nich to:

dwutlenek siarki (SO2),

tlenki azotu (NOx),

pyły węglowe (X2)

tlenek węgla (CO),

ozon troposferyczny (O3),

ołów (Pb),

pyły,

36. SCHARAKTERYZOWAĆ OGÓLNA CYRKULACJĘ NA KULI ZIEMSKIEJ.

Cyrkulacja powietrza - system prądów powietrznych nad powierzchnią kuli ziemskiej.

Za wielkoskalowe prądy powietrzne przyjmuje się takie prądy, które pod względem swych rozmiarów są porównywalne z wielkimi obszarami lądów i oceanów. Od ogólnej cyrkulacji należy odróżnić cyrkulacje lokalne, np. bryzy przy wybrzeżach mórz, wiatry dolinne i górskie, wiatry lodowcowe, pustynne (wiatr). W globalnej cyrkulacji atmosfery wyróżnia się komórki cyrkulacyjne, występujące na obu półkulach, w obrębie, których odbywa się ruch mas powietrza. W niskich szerokościach geograficznych obu półkul występują dwie komórki cyrkulacji powietrza, zwane komórkami Hadleya. Krążenie powietrza odbywa się tam między równikiem a zwrotnikami i nosi nazwę cyrkulacja pasatowa. W podzwrotnikowych i umiarkowanych szerokościach geograficznych na obu półkulach występują komórki Ferrela. Powietrze krąży między 30° a 60° szerokości geograficznej północnej i południowej. W okolicach biegunów cyrkulacja odbywa się w komórkach okołobiegunowych.

Przyczyną cyrkulacji powietrza w troposferze są różnice w ogrzewaniu powierzchni Ziemi. Różne ogrzewanie powierzchni wywołuje różne ogrzewanie powietrza powoduje jego rozszerzenie, co sprawia, że powietrze ciepłe jest lżejsze od zimnego. Dlatego powietrze ciepłe unosi się do góry, a zimne opada na dół. Jest to zjawisko fizyczne zwane prądem konwekcyjnym. Na całej kuli ziemskiej powstają w ten sposób wyże i niże baryczne. Zróżnicowanie ciśnienia jest przyczyną powstawania wiatru.
1. Komórka Hadleya - W niskich szerokościach geograficznych powietrze przemieszcza się w kierunku równika. Ogrzewając się, podnosi się do góry i odpływa w kierunku biegunów w górnych partiach troposfery - opada  w okolicy zwrotników. Taka komórka cyrkulacyjna decyduje o cechach klimatów - od  równikowego po podzwrotnikowy.
2. Komórka Ferrela - Komórka ta, nazwana tak przez Farrela w XIX wieku, ma duże znaczenie w kształtowaniu się różnych procesów pogodowych w umiarkowanych szerokościach geograficznych. W komórce tej powietrze przemieszcza się w kierunku bieguna blisko powierzchni Ziemi, skręcając nieco na wschód, a odpływa w stronę równika w wyższych partiach troposfery, skręcając na zachód.
3. Komórka polarna - Powietrze unosi się, rozdziela  i kieruje w stronę biegunów. Nad obszarami okołobiegunowymi powietrze opada - tworzą się wyże polarne. Przy powierzchni Ziemi powietrze przemieszcza się na zewnątrz układów wysokiego ciśnienia. Dlatego wiatry wiejące przy powierzchni ziemi w tej komórce cyrkulacyjnej to głównie wiatry wschodnie (okołobiegunowa strefa wiatrów wschodnich).

37. OPISAĆ WAŻNIEJSZE PRĄDY MORSKIE NA OCEANIE ATLANTYCKIM.

Prąd Wschodniogrenlandzki (również Prąd Grenlandzki) zimny prąd morski, oblewający wschodnie wybrzeża Grenlandii, płynący w kierunku południowym przez Cieśninę Duńską do przylądka Farvel na południu wyspy. Na południu łączy się z ciepłym Prądem Irmingera, którego przedłużeniem jest z kolei Prąd Zachodniogrenlandzki. Odpowiada za surowy klimat wyspy Jan Mayen i północnej Islandii. Prędkość nurtu Prądu Wschodniogrenlandzkiego wynosi ok. 1 km/h, temperatura wód powierzchniowych waha się od 1,5°C do 3°C, zasolenie (zależne od temperatury) nie przekracza 34‰. Prąd Wschodniogrenlandzki niesie pak lodowy i góry lodowe pochodzące z Arktyki.

Prąd Labradorski - zimny, powierzchniowy (do maksymalnie 600 m) prąd morski płynący na Oceanie Atlantyckim u wschodnich wybrzeży Ameryki Północnej. Płynie on od Morza Baffina (z północy) do Nowej Fundlandii. Temperatury wody wynoszą -1°C w zimie i od 2 do 10°C w lecie. Jego prędkość wynosi ok. 1-2 km/h. Stopień zasolenia waha się pomiędzy 32 - 34‰. Przemieszcza on od 3,5 do 5,5 mln km³ wody na sekundę. Niesie ze sobą przez cały rok góry lodowe w kierunku południowym do ok. 40° szerokości geograficznej północnej.

Prąd Zatokowy (także Golfsztrom, Golfstrom) to powierzchniowy prąd morski północnego Atlantyku. Golfsztrom ma znaczący wpływ na ocieplenie klimatu terenów lądowych w jego pobliżu. Golfsztrom transportuje ciepłe wody, które potem jako Prąd Północnoatlantycki dostają się w okolice Europy. Zimą powietrze nad oceanem położonym na zachód od wybrzeży Norwegii jest średnio o ponad 22 stopnie Celsjusza cieplejsze niż powietrze na podobnych szerokościach geograficznych, co jest jedną z największych anomalii tego typu na Ziemi.

Prąd Północnoatlantycki - ciepły prąd morski. Jest przedłużeniem prądu Golfsztromu i wpływa na relatywnie (w stosunku do szerokości geograficznej) wyższe średnie temperatury Europy. Na początku ociepla Skandynawię, tam jego wody oddają ciepło atmosferze, ogrzewając Europę.

Prąd Północnorównikowy - ciepły prąd morski na Oceanie Atlantyckim i Spokojnym, wywołany pasatem. Płynie na półkuli północnej, na zachód, równolegle do równika i Zwrotnika Raka, między 10°N a 20°N. Na Oceanie Atlantyckim wraz z odnogą Prądu Południoworównikowego daje początek Prądowi Zatokowemu, a na Oceanie Spokojnym - prądowi Kuro-siwo. Wywołany jest rotacją Ziemi na wschód. Płynie z prędkością średnią ok. 2 km/h, a temperatura wody, jaką niesie, wynosi więcej niż 25°C.

Prąd Gwinejski - ciepły prąd morski, który płynie z zachodu na wschód wzdłuż wybrzeża Zatoki Gwinejskiej. Latem stanowi przedłużenie ciepłego Równikowego Prądu Wstecznego. Temperatura wody wynosi w ciągu roku od 23 do 28 stopni Celsjusza.

Prąd południoworównikowy - ciepły prąd morski występujący na oceanach: Atlantyckim, Spokojnym i Indyjskim na półkuli płd. w okolicach równika; płynie ze wsch. na zach.; prędkość 1-3 km/godz.; temp. wody 25-28°C; przy wschodnich krańcach Ameryki Płd., Afryki i Australii rozwidla się na pomniejsze ciepłe prądy (m.in. Brazylijski, Madagaskarski i Wschodnioaustralijski).

Prąd Benguelski - zimny prąd morski płynący z południa na północ na Oceanie Atlantyckim, oblewający zachodnie wybrzeża południowej części Afryki i docierający w okolice równika. Jego prędkość wynosi około 1 - 2 km/h. Temperatura wód powierzchniowych waha się pomiędzy 19 (na południu) a 26°C (na północy) w lecie i 15 a 22°C w zimie. Prąd ten ma wpływ na powstanie pustyni Namib na południowym wschodzie Afryki.

Dryf Wiatrów Zachodnich - zimny prąd morski, największy system prądów obiegający kulę ziemską. Płynie między 40 a 56 stopniem szerokości geograficznej południowej. Jest to strefa bardzo silnych wiatrów, sztormów i gwałtownych zmian pogodowych. W strefie południowej Atlantyku odnogami Dryfu Wiatrów Zachodnich są zimne prądy morskie: Benguelski (opływający południowo-zachodnie wybrzeża Afryki) oraz Falklandzki, który wpływa na warunki pogodowe na Falklandach i na wybrzeżu Argentyny. Na Pacyfiku swój początek bierze inny zimny prąd, który również stanowi odnogę Dryfu Wiatrów Zachodnich. Jest to Prąd Peruwiański (Humboldta), który płynie wzdłuż zachodnich wybrzeży Ameryk Południowej, aż po strefę równikową. Na Oceanie Indyjskim analogicznie swój początek ma zimny Prąd Zachodnioaustralijski. Szerokość Dryfu Wiatrów Zachodnich jest zróżnicowana i wynosi od 900 do 2000 km. Głębokość w wielu miejscach przekracza 3000 metrów. Niejednokrotnie w jego obszarze można spotkać krę lodową a nawet duże fragmenty gór lodowych, które odrywają się w porze letniej na wybrzeżach Antarktydy.

38. OPISAĆ WAŻNIEJSZE PRĄDY MORSKIE NA OCEANIE SPOKOJNYM.

Prąd Alaskański- ciepły prąd morski występujący w północno-wschodniej części Oceanu Spokojnego. Płynie wzdłuż zachodnich wybrzeży Ameryki Północnej (do ok. 50°N), następnie kieruje się ku zachodowi, przez Zatokę Alaska, między Aleutami do Morza Beringa i przez Cieśninę Beringa wpływa do Oceanu Arktycznego. Stanowi on północne odgałęzienie Prądu Północnopacyficznego. Osiąga prędkość do ok. 3 km/godz., a średni przepływ wody wynosi ok. 10-20 mln³/s. Temperatura wód powierzchniowych wynosi w ciągu roku od 2 do 15°C (2-7°C w zimie, 10-15°C w lecie). W zasadniczym stopniu łagodzi zimy u wybrzeży zachodniej Kanady oraz południowej Alaski, dzięki czemu porty w jego zasięgu nie zamarzają.

Kuro Siwo - ciepły prąd morski w północno-zachodniej części Oceanu Spokojnego. Płynie z prędkością 2-6 km na godzinę, na północ wzdłuż wybrzeży Wysp Japońskich, a następnie skręca na wschód. Powoduje występowanie raf koralowych na stosunkowo znacznych szerokościach geograficznych, przede wszystkim wokół Wysp Riukiu.

Oja Siwo - zimny powierzchniowy kurylski prąd oceaniczny płynący z północy na południe wzdłuż Półwyspu Kamczatka i Wysp Kurylskich. U wschodnich wybrzeży Wysp Japońskich napotyka odnogę prądu Kuro Siwo.

Prąd Peruwiański (Prąd Humboldta) - zimny prąd morski na Pacyfiku płynący z południa na północ, będąc wyodrębnieniem Dryfu Wiatrów Zachodnich, wzdłuż zachodnich wybrzeży Ameryki Południowej. Temperatura wód powierzchniowych wynosi ok. 20°C w lecie (styczeń-marzec) i ok. 15°C w zimie (czerwiec-sierpień). Powoduje wysuszanie i ochładzanie klimatu wybrzeża przyczyniając się do pustynnienia (np. pustynia Atacama).

Nazwa prądu nadana została na cześć niemieckiego przyrodnika Alexandra von Humboldta.

W ostatnich latach Prąd Peruwiański zakłócany jest przez tzw. efekt el Niño, powodujący podniesienie się temperatury wód przybrzeżnych i katastrofalne opady deszczu w Andach oraz zmniejszanie się pokrywy wiecznych śniegów, których równomierne topnienie w ciągu roku zapewniało dopływ wody do andyjskich rzek.

Prąd Wschodnioaustralijski - ciepły prąd morski na Oceanie Spokojnym Płynie on z północy na południe, z wschodnich wybrzeży Australii ku Dryfowi Wiatrów zachodnich. Temperatura wody, jaką niesie ze średnią prędkością 2km/h waha się między 15°C a 25°C. Ta ciepła woda, niesiona przez prąd pochodzi z Morza Koralowego. Szerokość nurtu wynosi około 200km, zaś głębokość 1km.

39. OPISAĆ WAŻNIEJSZE PRĄDY MORSKIE NA OCEANIE INDYJSKIM.

Prąd Monsunowy - ciepły prąd morski na Oceanie Indyjskim wywoływany przez monsun. Płynie tylko latem, na wschód z Morza Arabskiego do Sumatry, zasilany jest przy tym przez znacznie chłodniejszy Prąd Somalijski.

Jego prędkość się zmienia w granicach 0,5 - 4,5 km/h. Temperatura wód powierzchniowych wynosi 25-28°C, a nawet 30°C w maju.

Prąd Mozambicki - ciepły prąd morski płynący wzdłuż wybrzeży Mozambiku ku Dryfowi Wiatrów Zachodnich. Jest to odgałęzienie Prądu Południoworównikowego. Prąd został odkryty przez Polaków: Andrzeja Osadowskiego i Piotra Karzełka. Jego inna nazwa to Prąd Agulhas.

Prąd Agulhas - ciepły prąd morski występujący na Oceanie Indyjskim, płynący w kierunku południowo-zachodnim, wzdłuż wschodniego wybrzeża południowej Afryki.

Ocean Indyjski w części środkowej ma stałą cyrkulację o kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara, charakterystyczną dla południowej półkuli. Biegnąc na zachód, Prąd Południoworównikowy wzbudzany pasatem południowo-wschodnim porusza się z prędkością 25 mil morskich/dzień od zachodnich brzegów Australii aż po Madagaskar. W rejonie Madagaskaru nurt jego rozdziela się na dwie odnogi. Skręcająca w prawo obmywa brzegi Kenii i osiąga prędkość 50, a czasem 80 mil/dzień. Wody Prądu Południoworównikowego skręcające w lewo omywają wschodnie wybrzeża Afryki, płynąc przez Kanał Mozambicki na południe. Na odcinku tym noszą nazwę Prądu Mozambickiego. Prędkość jego jest zmienna i wynosi od 20 do 100 mil/dzień. Na dalszym, południowym odcinku prąd ten przybiera nazwę Agulhas.

Prąd Somalijski - prąd morski na Oceanie Indyjskim - opływa wschodnie wybrzeże Afryki. Latem, jako północne odgałęzienie Prądu Północnorównikowego, płynie na północny wschód i jest prądem zimnym. Zimą, kiedy wieje monsun znad Azji, zmienia kierunek i płynie na południe łącząc się z Prądem Równikowym Wstecznym i jest wtedy prądem ciepłym. Sezonowe zmiany termiczne Prądu Somalskiego powodują brak raf koralowych w tym rejonie oceanu.

Prędkość Prądu Somaliskiego sięga 10 km/godz., a woda ma temperaturę od 13° do 26°C.

Prąd Zachodnioaustralijski - zimny prąd morski na Oceanie Indyjskim. Płynie on wzdłuż zachodnich brzegów Australii na północ. Jest to odgałęzienie Dryfu Wiatrów Zachodnich. Średnia prędkość, z jaką płynie, wynosi 1 km/h.

40. SCHARAKTERYZOWAĆ UKŁADY BARYCZNE (NIŻE I WYŻE) NA KULI ZIEMSKIEJ I ICH WPŁYW NA WARUNKI POGODOWE.

międzyzwrotnikowa (równikowa) strefa niskiego ciśnienia - w lipcu tworzy rozległą strefę niżową przesuniętą nieznacznie na północ od równika, w styczniu niże - Południowoamerykański, Południowo­afrykański i Australijski - łączą się w szerokościach równikowych, tworząc wyraźny pas niskiego ciśnienia.

podzwrotnikowa strefa wysokiego ciśnienia - na półkuli północnej tworzą ją w ciągu całego roku Wyż Azorski i Wyż Hawajski, które w styczniu łączą się z Wyżem Wschodnioazjatyckim i Północnoame­rykańskim. W lipcu wyże nad oceanami rozrastają się i przesuwają na północ, natomiast nad południową częścią Azji tworzy się ośrodek niżowy. Na półkuli południowej pas wysokiego ciśnienia tworzą przez cały rok wyże: Południowopacyficzny, Południowoatlantycki i Południowoindyjski wzmocnione w lipcu przez Wyż Australijski.

strefa obniżonego ciśnienia umiarkowanych i subpolarnych sze­rokości geograficznych - jest bardziej zwarta na półkuli południowej, mimo że nie posiada wyraźnych ośrodków niskiego ciśnienia. Na półkuli północnej zwarty pas obniżonego ciśnienia tworzy się jedynie w lipcu - niże: Islandzki, Aleucki, Północnokanadyjski, Północnoame­rykański. W styczniu strefa ta jest rozerwana wyżami - Syberyjskim, Kanadyjskim i Północnoamerykańskim.

strefa wyżów okolobiegunowych - wyraźnie zaznaczona w ciągu całego roku - Wyż Grenlandzki i Wyż Antarktyczny.

Wszystkie zjawiska pogodowe zachodzące w wyżu są bardzo osłabione i niewyrażone silnie (słabsze wiatry niż w niżu, słabsza termika - jeśli wystąpi w ogóle, mniej typowe układy chmurowe, mniej intensywne opady itp.);

Wszystkie zjawiska pogodowe zachodzące w niżu są silnie wyrażone i tylko w niżu można oczekiwać ekstremalnych zachowań pogody. Dzieje się tak, dlatego, że w zasadzie z powodu opisanych wcześniej mechanizmów ruchu powietrza powstają wyłącznie niże. One to wypychają na zewnątrz spore masy powietrza na skutek siły odśrodkowej, te zaś są utrzymywane tylko poprzez okoliczne niże i przez niekręcone, jak koła zębate w odwrotną stronę. Wyże są od początku zjawiskami wtórnymi (w tym miejscu fachowcy rzucą się na mnie chcąc mnie rozszarpać, ale uprzedzałem, że chcąc przeprowadzić ten kurs w realnym czasie muszę używać skrótów myślowych, nawet wtedy, kiedy one są spore - zainteresowanym chętnie mogę ten temat rozwinąć, ale dla naszych potrzeb paralotniarskich nie widzę sensu);

41. OPISAĆ PÓŁNOCNOATLANTYCKĄ OSCYLACJĘ (NOA) I JEJ WPŁYW NA WARUNKI METEOROLOGICZNE EUROPY I AMERYKI PÓŁNOCNEJ.

Oscylacja Północnoatlantycka opisuje fluktuacje wielkości meteorologicznych i oceanicznych takich jak ciśnienie, temperatura, prędkość wiatru w obszarze Północnego Atlantyku. Została zdefiniowana (tzw. indeks NAO) przez Gilberta Walkera w latach 1920 i jest opisywana południkową znormalizowaną różnicą ciśnienia atmosferycznego pomiędzy Azorami, Lizboną lub Gibraltarem a Islandią.

W Europie Środkowej pozytywna faza NAO wiąże się z nasileniem cyrkulacji strefowej (zachodniej) i napływem wilgotnych mas powietrza polarnomorskiego. W zimie wiąże się to z ociepleniem, w lecie z ochłodzeniem. W obu przypadkach wzrasta zachmurzenie. Negatywna faza NAO jest związana z nasileniem cyrkulacji południkowej. Do Polski mogą wówczas napłynąć masy powietrza z północy (zimne i suche) lub z południa (ciepłe wilgotne lub suche). Ujemna faza NAO jest związana ze słabym Wyżem Azorskim i słabym Niżem Islandzkim. Zmniejszenie gradientu ciśnienia umożliwia transport zimnego powietrza do kontynentalnej Europy, prowadzi do łagodniejszych zim w wysokich szerokościach i umożliwia transport równikowego powietrza do obszaru Morza Śródziemnego.

W Polsce ujemna faza NAO wiąże się z:

-ostrymi zimami,

-upalnym, burzowym latem, wzrostem sum opadów latem,

-późnowiosennymi silnymi wezbraniami na rzekach.
Dodatnia faza NAO występuje, gdy wzrostowi ciśnienia w Wyżu Azorskim towarzyszy spadek ciśnienia w Niżu Islandzkim. Dodatnia faza NAO oznacza wzrost intensywności sztormów na północnym Atlantyku i jest związana z łagodniejszą pogodą w Europie. W Polsce dodatnia faza NAO wpływa na:

-ocieplenie zim,

-wzrost liczby dni z deszczem (niekoniecznie wzrost opadów),

-wcześniejsze rozpoczęcie i wydłużenie okresu wegetacyjnego,

-zmniejszenie amplitud przepływów na rzekach.

Dodatnia (pozytywna) faza NAO

Zimą w czasie dodatniej fazy NAO występuje znaczna różnica ciśnień pomiędzy Azorami i Islandią. Powoduje to częstsze powstawanie silnych sztormów nad Atlantykiem, przemieszczających się w kierunku północno-wschodnim. Przynoszą one ciepłe powietrze znad oceanu do północno-zachodniej Europy, powodując występowanie tam ciepłych i wilgotnych zim, ale równocześnie zimnych i suchych zim w rejonie Morza Śródziemnego. Silne wiatry północno-zachodnie przemieszczają się nad Morzem Labradorskim powodując ochłodzenie, które z kolei wpływa na tworzenie się wód głębinowych i występowanie zimnych i suchych zim w Kanadzie i na Grenlandii. W rejonie Morza Grenlandzkiego oddziaływanie opisanych wiatrów jest słabsze, toteż obszar ten nie ochładza się tak bardzo i nie dochodzi do powstania zimnych wód głębinowych.    

Ujemna (negatywna) faza NAO

W czasie zimy przy ujemnej fazie NAO występuje niewielka różnica ciśnień pomiędzy Azorami i Islandią. Prowadzi to do występowania mniejszej ilości sztormów, które równocześnie są znacznie słabsze. Sztormy te poruszają się po szlaku skierowanym bardziej na południe niż te związane z pozytywnymi warunkami NAO i przynoszą one ciepłe, wilgotne powietrze w obszar śródziemnomorski. Powodują także przemieszczanie się zimnego powietrza z północy i wschodu w rejon północnej Europy. Ten zimny, północny wiatr wieje od bieguna pn. nad Morze Grenlandzkie oziębiając wodę na tyle, by mogła ona opaść i utworzyć zimne wody głębinowe.

42. WYMIEŃ WAŻNIEJSZE SFERY KLIMATYCZNE NA KULI ZIEMSKIEJ.

2. strefa klimatów równikowych

1. równikowy wybitnie wilgotny

2. podrównikowy wilgotny

3. podrównikowy suchy

3. strefa klimatów zwrotnikowych

1. wilgotny

2. pośredni

3. kontynentalny suchy

4. wybitnie i skrajnie suchy

4. strefa klimatów podzwrotnikowych

1. morski

2. pośredni

3. kontynentalny

4. kontynentalny, suchy

5. strefa klimatów umiarkowanych

1. umiarkowane ciepłe

2. umiarkowane chłodne

6. strefa klimatów okołobiegunowych

1. subpolarny

2. polarny

---