WYKŁAD 3 08.05.2007

wykorzystanie teledetekcji.

Teledetekcja - przekazywanie energii słonecznej pod postacią fal elektromagnetycznych. Pod tym pojęciem rozumie się również zdalne techniki pomiarowe (nie wymagają kontaktu przyrządu pomiarowego z badanym obiektem). Techniki te polegają na odbiorze emitowanego lub odbitego przez dany obiekt promieniowania elektromagnetycznego.

Kryteria podziału metod teledetekcji:

1. metody stosowanej techniki pomiarowej

1. teledetekcja pasywna

wykorzystuje długości fal od 3mm do 30cm

Mikrofalowa telelekcja pasywna polega na rejestrowaniu promieniowania emitowanego przez obiekty znajdujące się na powierzchni Ziemi, a także pod jej powierzchnią. Promieniowanie mikrofalowe jest mało wrażliwe na warunki atmosferyczne, co umożliwia pomiar niezależnie od pogody.

2. teledetekcja aktywna

wykorzystuje zakres promieniowania widzialnego (0,76-1,5μm) oraz mikrofale (od 8mm do 133cm)

Zastosowanie: radar, który wykorzystuje wtórne, sztuczne źródło falowania mikrofalowego. Radar pracuje na ściśle określonych długościach fali, bez względu na pogodę i porę dnia.

2. miejsca umieszczenia przyrządu pomiarowego

1. pomiary satelitarne

Systematyczne badania rozpoczęły się 1 kwietnia 1960 roku przez USA

Satelity:

- okołobiegunowe 600-900km

NOAA, METEOR

Okrążają Ziemię w płaszczyźnie biegunowej

Kąt 80-100° w stosunku do równika

- geostacjonarne ok. 35km

METEOSAT

Poruszają się nad danym punktem z prędkością kątową Ziemi w ciągu doby

(są zawieszone nad danym punktem).

Informacje na temat temperatury, wilgotności powietrza, wilgotności podłoża,

zachmurzenia, pokrywy śnieżnej oraz wektora prędkości wiatru co 0,5h

przekazywane są drogą radiową do odpowiedniej stacji (jest

ich około 1500, z czego w Polsce 17).

Głównym satelitą w Europie jest niemiecki DARMSTADT.

2. pomiary lotnicze

zdjęcia z samolotu

3. pomiary naziemne

Najbliższy radar znajduje się w miejscowości Brzuchania (gmina Miechów, małopolskie).

3. sposobu wykorzystania uzyskanej informacji pomiarowej

ENERGIA CIEPLNA W ATMOSFERZE

Procesy wymiany ciepła pomiędzy podłożem i atmosferą.

Temperatura powietrza charakteryzuje termiczny stan atmosfery. Jest wprost proporcjonalna do średniej kinetycznej energii cząsteczek, z których składa się powietrze.

m - masa powietrza

v_śr - średnia prędkość kinetyczna cząsteczek

k - stała Boltzmana (1,38·10^-23 J/K)

Temperatura - skalarna wielkość fizyczna o takiej właściwości, że jej równość dla dwóch ciał będących w bezpośrednim kontakcie zapewnia ich równowagę termodynamiczną.

Temperatura powietrza i nieustanne jej zmiany zależą od wymiany ciepła pomiędzy powierzchnią Ziemi i atmosferą, zaś w samej atmosferze od wymiany między jej warstwami w pionie, między masami w poziomie, a także między atmosferą i przestrzenią kosmiczną.

W sensie meteorologicznym temperatura to: stopień ogrzania powietrza pod wpływem ciepła doprowadzonego za pośrednictwem przewodnictwa cieplnego z wyłączeniem czynników, wpływów zewnętrznych takich, jak promieniowanie słoneczne, deszcz oraz wiatr (porywisty). Wyznaczamy ją za pomocą termometrów umieszczonych w klatce meteorologicznej na wysokości 2m nad powierzchnią Ziemi.

Wymiana ciepła może się odbywać na drodze:

• Promieniowania - promienie słoneczne docierają bezpośrednio do powierzchni Ziemi. Mogą one podnieść temperaturę powietrza o 0,5ºC.

• Molekularnego przewodnictwa ciepła - w dzień przyziemne warstwy atmosfery nagrzewają się od nagrzanej promieniami słonecznymi powierzchni czynnej (przylega ona bezpośrednio do podłoża). Warstwa ta nosi nazwę przygruntowej warstwy granicznej i może mieć grubość mniejszą niż 1mm. Do warstwy granicznej przylega warstwa przejściowa o grubości do 9mm i w tej warstwie następują m.in. turbulencyjne ruchy powietrza, pozwalające na przewodnictwo ciepła. Do niej przylega przygruntowa warstwa górna (1,5-2m nad terenem). Zaczyna działać turbulencja, dzięki której warstwy szybciej się mieszają i temperatura zaczyna się wyrównywać.

• Turbulencji - chaotyczny ruch cząsteczek powietrza. Może mieć charakter dynamiczny związany z tarciem o powierzchnię Ziemi lub termiczny, który wynika z niejednakowego nagrzania się terenu.

• Zmian fazowych wody - ciepło jest pobierane w procesie parowania

Diagram fazowy wody.

• Zmian adiabatycznych - procesy związane z prądami wstępującymi (masy powietrza opadają w kierunku Ziemi) i prądami zstępującymi (unoszenie się mas powietrza do góry).

• Zmian wywołanych przez adwekcję - napływ mas powietrza, który może się odbywać w sposób laminarny (warstwowy) oraz turbulencyjny (przy prędkościach wiatru powyżej 4m/s)

Właściwości termiczne podłoża.

Podłoże - górna warstwa gleby z jej naturalnym pokryciem (roślinne, lodowe), sztucznym, które wytworzył człowiek oraz olbrzymią powierzchnią oceanów i zbiorników wodnych.

Temperatura podłoża determinuje temperaturę przyziemnych warstw atmosfery.

Promieniowanie słoneczne pochłonięte przez powierzchnię Ziemi podwyższa temperaturę, ciepło przenika w głąb gleby i jest zużywane na parowanie lub topnienie. Podstawowym mechanizmem transportu ciepła w glebie jest przewodnictwo molekularne. Cieplejsze cząsteczki gleby oddają ciepło cząsteczką chłodniejszym tracąc przy tym część ciepła własnego, lecz nie zmieniają poprzedniego położenia w masie, dlatego szybkość przesuwania się ciepła w glebie ku dołowi oraz ku górze zależy od pionowego gradientu temperatury obserwowanej warstwy gleby oraz od jej zdolności przewodnictwa ciepła (od współczynnika przewodnictwa ciepła).

Ilość energii cieplnej, jaka dostaje się do gleby można określić wzorem:

Q_g = -λ·Δt·τ

Q_g - pionowy strumień ciepła w glebie (J/cm²·s·K)

Δt - umowny pionowy gradient temperatury gleby, tj. różnica temperatury t₂-t₁ z dwóch skrajnych głębokości gleby z₂-z₁ (cm)

λ - współczynnik przewodnictwa cieplnego gleby

τ - czas, w którym trwał dopływ ciepła

Współczynnik przewodnictwa cieplnego liczbowo równa się ilości ciepła przepływającego w ciągu jednej sekundy przez 1cm² warstwy jednolitej substancji o grubości 1cm pod warunkiem, że różnica temperatur górnej i dolnej warstwy wynosi 1º.

Ciepło właściwe danej substancji jest to ilość ciepła, jaką należy doprowadzić do jednostki masy danej substancji, aby ją ogrzać o jednostkę temperatury. Jednak w meteorologii często stosuje się inną wielkość określającą zdolność ciała do magazynowania energii cieplej. Jest to pojemność cieplna.

Pojemność cieplna - ilość ciepła niezbędna do podniesienia temperatury 1cm³ o 1ºC. Jednostką pojemności cieplnej jest J/m³·K.

Temperatura powierzchniowych warstw gruntu zależy od:

• Pojemności cieplnej, która zależy od zawartości wody w gruncie. Na ogrzanie 1cm³ suchej gleby o 1º potrzeba około 0,5cal. Jest to dwa razy mniej niż potrzeba na ogrzanie takiej samej ilości wody. Grunt w dzień pobiera a w nocy oddaje ciepło.

• Przewodnictwa cieplnego, które jest 25 razy większe dla wody niż dla gruntu. W gruncie wilgotnym ciepło przenika głębiej, grunt nagrzewa się słabiej, a w efekcie oddaje mniej ciepła.

• Zdolności pochłaniającej powierzchni

• Barwy - warstwy jasne mają wysokie albedo

• Szorstkości - warstwy gładkie mają wysokie albedo

• Pokrycia gruntu szatą roślinną i śniegiem - szata roślinna utrudnia zarówno dopływ jak i utratę ciepła z powierzchni gruntu. Łagodzi wahania dobowe temperatury. Pokrywa śnieżna chroni grunt przed zbytnim oziębieniem, ale sama z powodu dużego albedo traci duże ilości ciepła ochładzając w ten sposób swoją powierzchnię.

• Zachmurzenia - przy pełnym pokryciu nieba chmurami grunt nagrzewa się słabo i słabo wypromieniowuje ciepło, stąd dobowe wahania temperatury przy zachmurzeniu nieba są niewielkie. W pogodne dni następuje bardzo duże nagrzanie gruntu w dzień, a w nocy duże ochłodzenie związane z wypromieniowaniem ciepła.

Nagrzewanie się zbiorników wodnych:

Promienie docierają znacznie głębiej. Dobowe zmiany w temperaturze wody sięgają 25m, a gruntu 80cm. Zmiany temperatury w skali rocznej w glebie 30m, a w oceanach 200-300m.

Przebieg gradientu w powietrzu suchym:

Inwersja temperatury - możemy ją scharakteryzować za pomocą wysokości, na jakiej występuje, grubości warstwy, skoku temperatury.

Ze względu na wysokość możemy mieć do czynienia z:

1. Inwersją przygruntową - od samego podłoża do kilkuset metrów, jest to związane z wypromieniowaniem radiacyjne oziębienie podłoża

2. Inwersją w swobodnej atmosferze

Grubość warstwy inwersyjnej związana jest z czasem trwania i z turbulencją (zbyt duża nie sprzyja inwersji). Inwersja może być związana z rzeźbą terenu. Mogą być też inwersje napływowe (adwekcyjne i frontowe).

Izotermia - wraz z wysokością temperatura jest stała.

---