Zestaw pytań egzaminacyjnych z Meteorologii i Klimatologii dla studentów

studiów niestacjonarnych

1. Budowa atmosfery -kryteria podziału, wyróżnione warstwy i ich charakterystyka

Atmosfera ziemska jest mieszaniną gazów otulających naszą planetę i jest utrzymywana przy powierzchni Ziemi przez siłę grawitacji.

W atmosferze możemy wyróżnić cztery podstawowe warstwy:

Troposfera - warstwa znajdująca się najbliżej powierzchni Ziemi, sięgająca do wysokości 18 km. Ma ona największą gęstość i stanowi 80% masy powietrza we wszystkich warstwach. W troposferze zachodzą wszystkie zjawiska pogodowe. Temperatura tutaj maleje wraz ze wzrostem wysokości o około 6,5 stopnia na jeden kilometr, aż do około -60 stopni.

Stratosfera - rozciągająca się od 18 - 50 kilometra nad powierzchnią planety. W stratosferze temperatura wzrasta powoli wraz ze wzrostem wysokości aż do około 0 stopni. Powietrze jest tu bardzo rzadkie, a na wysokości 25 kilometrów skoncentrowana jest duża ilość ozonu chroniącego Ziemię przed skutkami promieniowania słoneczego. Częścią stratosfery jest ozonosfera, w której znajduje się większa część ziemskich zasobów ozonu.

Mezosfera - leżąca pomiędzy 50 a 84 kilometrem nad powierzchnią Ziemi. Charakteryzuje się ona gwałtownym spadkiem temperatury aż do -90 stopni. Powietrze jest tu bardzo rzadkie.

Termosfera - czwarta, najwyżej położona warstwa atmosfery. Jej dolną granicą jest wysokość 84 kilometrów nad powierzchnią Ziemi. Górna granica nie jest określana. Jest to najbardziej rozrzedzona warstwa, stanowiąca zaledwie 0,001% masy powietrza. Temperatura w niej wzrasta i na wysokości około 480 kilometrów może osiągnąć 1200 stopni Celsjusza. Jej dolną część od 84 do 105 kilometra nazywamy jonosferą.

Całe życie na naszej planecie skupia się w cienkiej warstwie nazywanej biosferą. Za jej górną granicę przyjmuje się wysokość 8 kilometrów nad powierzchnią planety, a dolną granicę wyznacza głębokość 11 kilometrów. Gdyby zmniejszyć Ziemię do rozmiarów jabłka, to cała atmosfera nie byłaby grubsza niż jego skórka.

2. Skład atmosfery

SKŁAD ATMOSFERY ZIEMSKIEJ

Azot cząsteczkowy ( N2 ) 78,084 %

Tlen cząsteczkowy ( O2 ) 20,948 %

Argon ( Ar ) 0,934 %

Dwutlenek węgla ( CO2 ) 0,0333 %

Metan ( CH4 ) 0,000200 %

Krypton ( Kr ) 0,000114 %
Ozon ( O3 ) 0,000040 %

• składniki stałe

• składniki zmienne

• węgiel

• metan

• ozon

• freony

• para wodna

3. Zmiany ciśnienia z wysokością, podstawowe równanie statyki atmosfery

Równanie statyki atmosfery - równanie opisujące warunek równowagi między siłą grawitacji i siłą pionowego gradientu ciśnienia w atmosferze. Jeśli weźmiemy pod uwagę warstwę atmosfery o określonej grubości , a ciśnienie na dolnej granicy tej warstwy oznaczymy jako , zaś na górnej jako , to otrzymamy zależność:

G=m*g=
*v*g=p*s
z*g P=[p-(p+
p) S=-
p*S

gdzie:

• - gęstość powietrza

• - przyspieszenie ziemskie

Siła pionowego gradientu ciśnienia wynika z różnicy ciśnienia między dolną i górną granicą warstwy. Równanie wyprowadza się dla cienkiej warstwy powietrza o powierzchni S i grubości
z która znajduje się w stanie równowagi statycznej w atmosferze. Równowagę statyczną zapewnia równość sił G= P
=-p*g*
z lub
/
z=-
*g

Minus na początku równania informuje o tym, że wraz ciśnienie spada wraz z wysokością. Spadek ten jest proporcjonalny do gęstości.

Ciśnienie wraz z wysokością staje się coraz rzadsze i chłodniejsze.

4. Ozon - procesy powstawania i rozpadu

M- katalizator reakcji

podczas produkcji i rozpadu ozonu zużywane jest promieniowanie ultrafioletowe o długości poniżej 0,242 ìm

5. Ozonosfera - definicja, znaczenie dla życia na Ziemi

Ozonosfera (warstwa ozonowa, powłoka ozonowa) - warstwa zwiększonej koncentracji ozonu w stratosferze. Znajduje się na wysokości ok. 20-50 km nad Ziemią. Główna warstwa ozonu znajduje się 25-30 km nad poziomem morza.

Ozonosfera jest warstwą ochronną bardzo ważną dla życia na Ziemi. Chroni przed promieniowaniem ultrafioletowym, które jest szkodliwe dla organizmów żywych. Dzięki niej jest możliwe życie na lądzie.

Ozonosfera przyczynia się do wzrostu temperatury w warstwie stratosfery, ponieważ ozon pochłania promieniowanie nadfioletowe. Mimo iż nazwa sugeruje jego duży udział, cały ozon z ozonosfery w warunkach normalnych utworzyłby na poziomie morza warstwę o grubości ok. 3 mm.

6. Dwutlenek węgla - procesy powstawania i rozpadu, źródła naturalne i antropogeniczne

spalanie paliw kopalnych (5,5GtC/rok),
pochłanianie przez ocean (90 GtC/rocznie),
odpływ rzeczny z lądu do morza (0,8 GtC/rocznie), wylesianie (1,9 GtC/rocznie); fotosynteza lądowa (100 GtC/rocznie),
oddychanie mikroorganizmów glebowych (50 GtC/rocznie), oddychanie fauny i flory lądowej (50 GtC/rocznie), opadanie do wód głębokich (91,6 GtC/rocznie),
osiadanie na dnie oceanu (0,2 GtC/rocznie), fotosynteza w oceanie (10 GtC/rocznie),
rozpad martwej materii organicznej na lądzie (50 GtC/rocznie), uwalnianie dwutlenku węgla z ciepłego oceanu do atmosfery (90 GtC/rocznie),
upwelling z wód głębokich do powierzchniowych (100 GtC/rocznie),
opadanie martwej materii organicznej w oceanie (4 GtC/rocznie),
DOC - rozpuszczony węgiel organiczny (dissolved organic carbon).

7. Zmiany zawartości dwutlenku węgla w atmosferze w cyklu rocznym i wieloletnim

Ponieważ biosfera lądowa jest większa niż wodna, podczas sezonu wegetacyjnego półkuli północnej dominuje akumulacja węgla w materii organicznej, a latem półkuli południowej procesy oddychania przeważają i rośnie stężenie CO2 w atmosferze. Wahania w cyklu rocznym sięgają 5 ppm.

Z roku na rok zawartość dwutlenku węgla rośnie.

8. Prawa promieniowania: prawo Wiena i Stefana_Boltzmana

Prawo Stefana-Boltzmanna- ilość energii emitowanej przez ciało w jednostce czasu jest proporcjonalne do czwartej potęgi jego temperatury bezwzględnej

Prawo Wiena- długość fali o największej zdolności emisyjnej jest odwrotnie proporcjonalne do temperatury bezwzględnej ciała promieniującego wraz ze wzrostem temp. Ciała maksimum energii przenosi się na coraz krótsze fale.

C jest stałą = 2897

T jest temperaturą w skali Kelwina

9. Bilans promieniowania Ziemi: definicja, równanie z opisem członów, bilans dobowy

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

R = (I · sin h + i) *(1-A)-Eef

gdzie:

Q - bilans promieniowania

A - albedo (w częściach jedności, nie w procentach); (1-A) - promieniowanie krótkofalowe pochłonięte przez podłoże

(I · sin h) - natężenie promieniowania bezpośredniego docierającego do powierzchni poziomej [h - wysokość Słońca nad horyzontem]; i - natężenie promieniowania rozproszonego

Eef-promieniowanie efektywne

10. Bilans cieplny powierzchni Ziemi

Bilans cieplny powierzchni naturalnej, np. łąki, to różnica między energią zyskaną i utraconą wskutek wymiany opisanej następującym równaniem:

R= G+ P+ LE

gdzie:

R - bilans promieniowania powierzchni czynnej

G - ciepło przewodzone z gruntem

p- ciepło przewodzone w atmosferze

LE- ciepło pochłaniane i uwalniane podczas przemian fazowych wody

Strumień P i G przenosi tzw. Ciepło odczuwalne

Strumień LE tzw. Ciepło utajone

Bilans cieplny obszaru miasta jest bardziej skomplikowany niż bilans powierzchni naturalnej z powodu zabudowy miejskiej.

11. Ekstynkcja promieniowania

ekstynkcja - osłabienie bezpośredniego promieniowania słonecznego w atmosferze ziemskiej. Stopień osłabienia jest proporcjonalny do natężenia promieniowania padającego i liczby cząstek pochłaniających i rozpraszających na drodze wiązki promieniowania. Liczba cząstek zależy od gęstości powietrza i długości drogi promieniowania przez atmosferę. Jeżeli Słońce znajduje się nisko nad horyzontem, droga ta jest dłuższa i ekstynkcja promieniowania będzie wówczas silniejsza. Osłabienie promieniowania wzrasta także wraz ze stężeniem aerozoli w atmosferze. Nad miastem, czy pustynią będzie większe niż nad terenem zalesionym. Ekstynkcję promieniowania w atmosferze określa wzór Bouguera:

I₀ - stała słoneczna

a - współczynnikiem ekstynkcji,

m - masa optyczną atmosfery, czyli długość drogi promieni słonecznych od górnej granicy atmosfery do powierzchni Ziemi,

p = e^-a - współczynnik przezroczystości.

12. Albedo: definicja, wpływ na bilans promieniowania

Albedo (białość) - to stosunek ilości promieniowania odbitego do padającego, jest parametrem określającym zdolność odbijania promieni przez daną powierzchnię. Część promieniowania padającego ulegającego odbiciu.

W jaki sposób bilans promieniowania może ulegać zmianie?

Ilość energii odbitej (albedo) może zmieniać się gdy ulegnie zmianie wielkość zachmurzenia lub pokycie powierzchni Ziemi przez lody, oceany, lasy, itp. Przykładowo, chłodniejszy klimat doprowadziłby do powiększenia się obszarów lodowych i tym samym wzrostu globalnego albedo i spadku temperatury. To tzw. dodatnie sprzężenie zwrotne.

13. Prawa Fouriera rozchodzenia się ciepła w głąb gruntu

1 okres wahań temperatury jest stały w całym profilu gruntu (czyli nie zmienia się z głębokością)

2 amplituda wahań temperatury zmniejsza się wraz z głębokością, przy czym wzrostowi głębokości w postępie arytmetycznym odpowiada spadek amplitudy temperatury w postępie geometrycznym

3 maksima i minima temperatury ulegają opóźnieniu, które wzrasta wraz z głębokością

4 jeżeli wahania temperatury o okresie τ₁ zanikają na głębokości z₁, a o okresie τ₂ na głębokości z₂, to stosunek z₁ do z₂ jest równy stosunkowi pierwiastków kwadratowych z τ₁ i τ₂.

14. Różnice między przebiegiem procesów cieplnych w gruncie i w wodzie

1 przezroczystość

2 typ przewodnictwa (turbulencyjny lub nie)

3 straty na transpirację

4 ciepło właściwe

15. Dobowy przebieg temperatury na tle dobowego przebiegu bilansu promieniowania

Najniższe wartości temperatury powietrza w przeciągu doby występują tuż przed wschodem Słońca. Po wschodzie Słońca temperatura zaczyna wzrastać i najwyższą jej wartości odnotowuje się w godzinach 13:00 do 14:00 natomiast następnie powoli się obniża i po zachodzie Słońca jest najniższa. Jeśli chodzi o energie to do wschodu Słońca jest odpływ energii, następnie od wschodu do zachodu jest dopływ energii ok. godzin 13 jest tej energii najwięcej i po zachodzie znowu zaczyna się odpływ energii

16. . Inwersje termiczne i przyczyny ich powstawania (notatki z ćwiczeń)

INWERSJA: przeciwny (odwrócony) w stosunku do przeważającego rozkład pionowy elementu meteorologicznego w atmosferze

INWERSJA TERMICZNA: wzrost temperatury z wysokością

Typy inwersji termicznej

  przygruntowe:

Inwersja radiacyjna - podczas bezwietrznej i bezchmurnej pogody w okresie nocy. Podłoże traci ciepło poprzez wypromieniowanie i ochładzanie się. Od podłoża ochładza się zalegające nad nim powietrze, tak że temp. Na pewnej wysokości jest wyższa niż przy powierzchni ziemi

Inwersja adwekcyjna- podczas napływu ciepłych mas powietrza nad chłodne podłoże. Dolne warstwy powietrza ochładzają się od zimnego podłoża, co sprzyja powstawaniu inwersji. Mogą utrzymywać się znacznie dłużej niż inwersje radiacyjne.

  w swobodnej troposferze:

    Inwersja frontowa- powstaje wówczas, gdy powietrze ciepłe zalega nad powietrzem chłodniejszym, podczas przechodzenia frontu ciepłego. Masy są oddzielone od siebie warstwą przejściową tw. Powierzchnią frontową.

    Inwersja z osiadania- w wyniku osiadania mas powietrza w wyżach. Powietrze opadając ulega sprężaniu i adiabatycznemu ogrzaniu. Powietrze, które osiada nie dociera do samego podłoża lecz na pewnej wysokości zaczyna rozpływać się na boki. Poziom zalegania takiej inwersji nie jest jednakowy w całym obszarze wyżu- najniżej schodzi w środku wyżu, najwyżej zalega na skrajach tego ośrodka

17. Obieg wody w przyrodzie

Pod wpływem ciepła słonecznego powierzchnia mórz i oceanów nieustannie paruje. Woda zmienia stan skupienia i masy pary wodnej mieszają się z powietrzem. Przy dostatecznie dużej wilgotności powietrza następuje skraplanie pary wodnej do postaci małych kropelek, które grupują się w widoczne skupienia chmury W wyniku ochładzania na niewielkich wysokościach powietrza zawierającego parę wodną powstają mgły. Chmury, niesione wiatrem przemieszczają się nad powierzchnią lądów mórz i oceanów. W określonych warunkach drobniutkie kropelki łączą się ze sobą w większe krople i opadają na ziemię jako deszcz, śnieg lub grad. Ziemia wchłania opady atmosferyczne i gromadzi je w postaci wód gruntowych. W niektórych miejscach wody gruntowe wydostają się na powierzchnię i tak powstają źródła. Z nich biorą początek strumyki, te z kolei łączą się ze sobą w większe strumienie i rzeki, które wpadają do morza lub oceanu. W ten sposób zamyka się obieg wody w przyrodzie. Proces zaczyna się od nowa. Całkowita ilość wody w przyrodzie jest stała. Dzięki właściwości występowania w warunkach naturalnych w trzech stanach skupienia woda podlega stałemu krążeniu. Większość wody jest zgromadzona w morzach i oceanach. Lądy otrzymują wodę z opadów atmosferycznych. Część wód opadowych wyparowuje, część w wyniku spływu powierzchniowego dostaje się do cieków wodnych, a z nimi do mórz i oceanów, reszta wsiąka w grunt zasilając wody gruntowe; woda zatrzymana w glebie zwiększa jej wilgotność. Parowanie wody (ewapotranspiracja) odbywa się zarówno z powierzchni wód, gleby jak i z innych organizmów a w szczególności roślin(transpiracja). Para wodna przedostaje się do atmosfery a tam wraz z deszczem ponownie powraca do ziemi.

18. Zmiany zawartości pary wodnej z wysokością w atmosferze

Powyżej warstwy przyziemnej zawartość pary wodnej maleje w przybliżeniu wykładniczo (szybciej niż innych składników).

Na wysokości 13-20 km w średnich szerokościach geograficznych jej zawartość jest rzędu 10^-6 (masy pary wodnej na jednostkę masy powietrza suchego).

Powyżej 20 km zawartość pary wodnej wzrasta nieznacznie z wysokością do 23-50 km gdzie obserwowane są obłoki perłowe złożone z kryształków lodu.

Powyżej 70 km rozpadają się cząsteczki wody pod wpływem promieniowania słonecznego o długości 0.1657 ၭm i zawartość pary wodnej spada do 10^-8 ..

Śladowe ilości pary wodnej obserwuje się jeszcze na wysokościach ok. 90 km.

19. Prężność pary wodnej - definicja, jednostki, przebieg dobowy

Para wodna, jako gaz będący składnikiem powietrza, wywiera pewne ciśnienie (prężność) - oznaczane najczęściej e.

Całkowite ciśnienie wywierane przez powietrze jest sumą ciśnień składników.

Prężność pary wodnej mierzona jest w jednostkach ciśnienia - najczęściej w hPa, kPa lub mb.

Największe wartości prężności pary wodnej notuje się wokół równika. Na wysokości 2m średnio przekraczają one tam 20 hPa czasami nawet 40 hPa

Niskie ciśnienie pary wodnej notuje się przy biegunach w porze zimowej - z reguły nie przekracza ono 2 hPa. Rekordowo niskie wartości notowane są na Syberii w Wierchojańsku (biegun zimna), gdzie zimą prężność pary wodnej wynosi zaledwie 0.03 hPa

20. Prężność pary wodnej nasyconej - definicja, przebieg w zależności od temperatury

Zależność prężności pary wodnej nasyconej od temperatury bezwzględnej, T, określa równanie Clausiusa-Clapeyrona:

gdzie E₀=6.11 hPa, T₀=273 ^oK.

Stosunek L/R_v jest różny

dla wody przechłodzonej (5423^oK)

i dla lodu (6139^oK) (różnice w wartości ciepła parowania i sublimacji).

Dlatego prężność pary wodnej nasyconej jest większa dla wody przechłodzonej niż dla lodu.

21. Stosunek zmieszania - definicja, jednostki, w jakich procesach stosunek zmieszania

nie ulega zmianie

Stosunek zmieszania r jest to stosunek masy pary wodnej, m_v, do masy powietrza suchego, m_d, w danej objętości (stosunek gęstości)

Jednostką stosunku zmieszania jest g/g lub g/kg (ilość gramów pary wodnej na gram, lub częściej na kilogram, powietrza suchego).

W pewnych sytuacjach (chmury, mgła) rozważa się całkowity stosunek zmieszania, r_T, mówiący ile wody we wszystkich stanach skupienia (para, ciecz, lód) przypada na jeden gram powietrza suchego.

r= 622*(e/p-e)

22. Wilgotność względna - definicja, jednostki, przebieg dobowy

Wilgotność względna, f, to iloraz aktualnej prężności pary wodnej e w danej temperaturze przez ciśnienie pary wodnej nasyconej E w tej temperaturze:

Wilgotność względna jest najczęściej podawana w procentach wtedy:

23. Charakterystyki wilgotności powietrza (10) wymienić, podać definicje i jednostki

Prężność pary wodnej nasyconej

Stosunek zmieszania r jest to stosunek masy pary wodnej, m_v, do masy powietrza suchego, m_d, w danej objętości (stosunek gęstości)
Wilgotność właściwa q jest to stosunek masy pary wodnej, m_v, do masy powietrza wilgotnego, m_d+ m_v, w danej objętości. Jednostką wilgotności właściwej jest g/g lub g/kg (ilość gramów pary wodnej na gram, lub częściej na kilogram, powietrza wilgotnego)
Wilgotność względna

Wilgotność bezwzględna, ၲ, to masa pary wodnej zawarta w jednostce objętości - gęstość pary wodnej Jednostką wilgotności bezwzględnej jest g·m^-3
Niedosyt wilgotności, d, to różnica między maksymalnym w danej temperaturze ciśnieniem pary wodnej E a ciśnieniem aktualnym e
Temperatura punktu rosy, ၴ (lub T_d), to temperatura do której należy oziębić powietrze aby, aby para wodna w nim zawarta stała się nasycona względem płaskiej powierzchni wody.
Deficyt punktu rosy, ၄, to różnica między aktualną temperaturą powietrza T a temperaturą punktu rosy T_d
Temperatura wirtualna, T_v, to temperatura do której należałoby ogrzać powietrze suche aby jego gęstość była równa gęstości powietrza wilgotnego pod tym samym ciśnieniem
Precipitable water Ważnym wskaźnikiem ogólnej zawartości wody w atmosferze jest grubość warstwy wody jaka powstałaby na powierzchni ziemi gdyby cała woda ze słupa powietrza skropliła się na powierzchni. Wielkość ta nazywa się wodą osadzoną (ang. precipitable water) lub zapasem wilgoci. Podawana jest w kg·m^-2 lub w mm.

24. Parowanie - potencjalne i rzeczywiste, definicje, od czego zależy parowanie

rzeczywiste?

parowanie potencjalne to maksymalne możliwe parowanie, nie ograniczone zapasami wilgoci

parowanie rzeczywiste to faktyczna ilość wyparowanej w danych warunkach wody

Szybkość parowania (strumień wilgoci), F_w, WZÓR

(mierzona w kg·m^-2·s^-1 lub mm·dzień^-1):

- jest proporcjonalna do niedosytu wilgotności (E-e),

- jest odwrotnie proporcjonalna do ciśnienia atmosferycznego p,

- zależy od kształtu powierzchni parującej (współczynnik A),

- zależy nieliniowo od prędkości wiatru (funkcja f(v))

Parowanie zależy od następujących czynników

1.Ilości dostarczanego ociepla (głównie przez promieniowanie)

2.Gradientu prężności pary wodnej pomiędzy powierzchnia parującą a otoczeniem

3.Temperatury powierzchni parującej

4.Prędkości wiatru tuż nad powierzchnią

5.Powierzchni parującej

6.Ciśnienia atmosferycznego

7.Stanu powierzchni parującej

Ponadto na wielkość parowania mają wpływ:

Rodzaj wegetacji

Głębokość gleby objętej systemem korzeniowym roślin

Całkowita powierzchnia ulistnienia i porów.

25. Ciepło utajone - definicja, znaczenie dla procesów klimatycznych

Szybkość parowania determinuje strumień ciepła utajonego w bilansie cieplnym powierzchni czynnej.

Strumień ciepła utajonego, Q_E, jest równy iloczynowi ciepła parowania wody, L_p, i ilości wody wyparowanej z jednostki powierzchni w jednostce czasu, F_w,(strumień wilgoci):

26. Chmury definicja i klasyfikacje

Chmura, to widzialny wynik kondensacji lub krystalizacji pary wodnej zawartej w powietrzu, głównie w troposferze; zawiesina drobnych kropelek wody, kryształków lodu lub mieszaniny jednych i drugich.

Kryteria podziału:

• budowa

• sposób powstawania

• Wygląd

Chmury wodne składają się wyłącznie z kropelek wody. Chmury wodne występują nie tylko przy dodatniej temperaturze, ale również wtedy, gdy temperatura jest nieco niższa od zera.
Chmury lodowe składają się wyłącznie z kryształków lodu. Występują przy bardzo niskich temperaturach, zwykle poniżej -40°C.
Chmury mieszane zbudowane są z mieszaniny kryształków lodu i kropelek wody. Chmury mieszane występują przy temperaturze ujemnej, lecz wyższej niż -40°C

CHMURY 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.

CHMURY POCHODZENIA TURBULENCYJNEGO Ruchy turbulencyjne (w meteorologii) to chaotyczne ruchy cząsteczek powietrza, po bardzo złożonych torach:Stratus fractus - St fr.,

CHMURY POCHODZENIA WŚLIZGOWEGO (frontowe ) 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.

CHMURY 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.

27. Rodzaje chmur

1 Cirrus (Ci) - pierzasta

2 Cirrostratus (Cs) - pierzasto-warstwowa

3 Cirrocumulus (Cu) - pierzasto-kłębiasta

4 Altostratus (As) - średnia-warstwowa

5Altocumulus (Ac) - średnia-kłębiasta

6 Nimbostratus (Ns) - deszczowo-warstwowa

7 Stratocumulus (Sc) - warstwowo-kłębiasta

8 Stratus (St) - warstwowa00

9 Cumulus (Cu) - kłębiasta

10 Cumulonimbus (Cb) - kłębiasto-deszczowa

1/2/3- piętro wysokie

4/5 piętro średnie

6/7/8 piętro niskie

9/10 chmury o budowie pionowej

1- chmury piętra wysokiego, zbudowane z kryształków lodu, cienkie, nie zasłaniają Słońca, nie dają cienia, nie dają opadu, ale mogą zasiewać chmury niżej położone przyspieszając ich wzrost.

GATUNKI CHMUR CIRRUS:

fibratus (Ci fib - włóknisty) - posiadający wyraźny włóknisty wygląd;

uncinus (Ci unc - haczykowaty) - w kształcie zagiętego ku górze przecinka, podobne do narty;

spissatus, (Ci spis - zagęszczony) -o zwartej strukturze, występujący często w ławicach, przy nieuwadze może być wzięty za chmury średnie lub niskie;

castellanus (Ci cas - zamkowy) - pączkujący, w kształcie wieżyczek lub baszt;

floccus (Ci flo - kosmyk, włókno) - w postaci postrzępionych kłaczków;

nothus (Ci not - fałszywy) - określamy również jako „fałszywy”, będący pozostałością górnej, zlodowaciałej części chmury Cb;

2- Chmury piętra wysokiego, złożone z kryształków lodu, nie przesłaniają Słońca i nie dają cienia. Występują w postaci ławicy delikatnych kłębuszków. Nie dają opadu

Gatunki:

stratiformis (Cc fib) - ułożone w warstwie;

lenticularis (Cc len - soczewkowaty) - w kształcie podobnym do soczewki;

castellanus (Cc cas - zamkowy) - pączkujący, w kształcie wieżyczek lub baszt.

floccus (Cc flo - kosmyk, włókno) - w postaci postrzępionych kłaczków

3- Chmury piętra wysokiego, zbudowane z kryształków lodu. Nie przesłaniają Słońca, nie dają cienia. Czasami tworzą jedynie mleczną zasłonę na niebie. Nie dają opadu. Często ich obecność na niebie można stwierdzić tylko dzięki zjawisku halo, które wywołują

Gatunki:

nebulosus (Cs neb - mglisty, mętny) - mglista, zupełnie równomierna zasłona, niekiedy tak cienka, że jest ledwie widoczna, niekiedy zaś dość gęsta, ale zawsze bez wyraźnych szczegółów budowy i powodująca występowanie zjawiska halo;

fibratus (Cs fib - włóknisty) - posiadający wyraźny włóknisty wygląd - biała zasłona w kształcie mniej lub więcej prostoliniowych, albo też nieregularnie zakrzywionych i nie łączących się ze sobą nitek o końcach bardzo delikatnych

4- Chmury pietra średniego o budowie mieszanej - złożone z kropelek i kryształków. Występują w postaci płatów lub warstw o dużej rozciągłości poziomej, czasem z wyraźnie włóknistą strukturą. Powstają najczęściej podczas powolnego wznoszenia warstwy powietrza, np. na powierzchni frontowej.

5- Chmury piętra średniego o budowie mieszanej (kryształki lodu i kropelki wody). Występują w postaci ławic lub wałów chmur. Rozmiary kłaczków są wyraźnie większe niż u chmur Cc. Między poszczególnymi fragmentami chmury prześwituje niebo. Czasem dają opady.

Gatunki:

stratiformis (Ac fib) - ułożone w warstwy;

lenticularis (Ac len - soczewkowaty) - w kształcie podobnym do soczewki;

castellanus (Ac cas - zamkowy) - pączkujący, w kształcie wieżyczek lub baszt;

floccus (Ac flo - kosmyk, włókno) - w postaci postrzępionych kłaczków

6- Zaliczana do piętra średniego, choć ich podstawa często leży w dolnym piętrze. Zbudowana z kropelek wody i kryształków lodu gruba, ciemnoszara warstwa chmur zasłaniająca całkowicie Słońce. Daje długotrwały opad deszczu lub śniegu. Brak gatunków

7- Chmury piętra niskiego, mieszane, występują w postaci płatów lub ławic. Chmura o różnych odcieniach od jaskrawobiałego do ciemnoszarego. Czasem daje opad deszczu o niedużym natężeniu.

Gatunki:

stratiformis (Sc fib) - w postaci warstwy;

lenticularis (Sc len - soczewkowaty) - w kształcie podobnym do soczewki;

castellanus (Sc cas - zamkowy) - pączkujący, w kształcie wieżyczek lub baszt;

8- Jednorodna szara chmura często zasłaniająca całe niebo. Jej podstawa jest bardzo nisko nad ziemią, czasem przypomina mgłę. Nie daje deszczu, ale czasem wypada z niej mżawka.

Gatunki:

nebulosus (St neb - mglisty, mętny) - mglista, zupełnie równomierna zasłona, bez wyraźnych szczegółów budowy;

fractus (St fra - postrzępiony) - chmury o nieregularnych kształtach i wyraźnie postrzępionym wyglądzie

9- Kłębiaste, białe chmury o, wyraźnych zarysach. Oświetlone Słońcem wierzchołki są zwykle lśniąco białe, a pozostające w cieniu podstawy ciemnoszare. Niektóre gatunki nigdy nie dają opadu, inne przynoszą opad krótkotrwały, lecz dość intensywny

Gatunki:

humilis (Cu hum - mały, płaski) - chmury spłaszczone, w kształcie tzw. „baranków” pięknej pogody;

mediocris (Cu med - średni) - chmury średnio wypiętrzone;

congestus (Cu con - wznosić, budować) - chmury silnie wypiętrzone, rozbudowujące się;

fractus (Cu fra - postrzeępiony) - chmury o nieregularnych kształtach i wyraźnie postrzępionym wyglądzie, są oznaką złej pogody

10- kłębiasto-deszczowe chmury burzowe, ostatni etap rozwoju chmur cumulus. Wierzchołek często rozmywa się pod tropopauzą przyjmując kształt kowadła. Podstawa jest ciemna i poszarpana przez padający deszcz. Chmury cumulonimbus mają dużą rozciągłość pionową, daja intensywny choć krótkotrwały opad. Mogą przynosić burze, błyskawice i opady gradu.

Gatunki:

calvus (Cb cal - łysy) - bez wyraźnej włóknistej części górnej, zatracające jednak zarysy chmur kłębiastych;

capilatus (Cb cap - owłosiony) - chmury których górna część posiada włóknistą lub prążkowaną strukturę, często w formie kowadła

28. Klasyfikacja chmur według kryterium budowy

Chmury wodne składają się wyłącznie z kropelek wody. Chmury wodne występują nie tylko przy dodatniej temperaturze, ale również wtedy, gdy temperatura jest nieco niższa od zera.
Chmury lodowe składają się wyłącznie z kryształków lodu. Występują przy bardzo niskich temperaturach, zwykle poniżej -40°C.
Chmury mieszane zbudowane są z mieszaniny kryształków lodu i kropelek wody. Chmury mieszane występują przy temperaturze ujemnej, lecz wyższej niż -40°C

29. Klasyfikacja chmur według kryterium powstawania

CHMURY 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.

CHMURY POCHODZENIA TURBULENCYJNEGO Ruchy turbulencyjne (w meteorologii) to chaotyczne ruchy cząsteczek powietrza, po bardzo złożonych torach:Stratus fractus - St fr.,

CHMURY POCHODZENIA WŚLIZGOWEGO (frontowe ) 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.

CHMURY 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.

30. Procesy prowadzące do stanu nasycenia

Chmury powstają, gdy powietrze osiągnie stań przesycenia. W rzeczywistych warunkach dochodzi do tego w wyniku ochłodzenia powietrza podczas wznoszenia. Wznoszące się masy powietrza rozprężają się i ich temperatura spada. W miarę spadku temperatury wzrasta wilgotność względna, aż do momentu, gdy osiągnie 100%. Przy dalszym wznoszeniu i ochładzaniu część pary wodnej ulega skropleniu lub krystalizacji.

Para wodna ulega skropleniu lub krystalizacji na drobniutkich cząsteczkach aerozolu, jeżeli aerozol ten ma właściwości higroskopijne kropelki lubn kryształki mogą tworzyć się gdy wilgotność powietrza jest mniejsza od 100%.

31. Proces Bergerona-Findejsena

Proces Bergerona- Findeisena- aby doszło do uformowania struktury krystalicznej, cząsteczki wody w fazie płynnej muszą ułożyć się w pewien ściśle określony sposób. Większość kropelek jest zbyt mała, toteż istnieje nikłe prawdopodobieństwo, że molekuły wody ułożą się w odpowiedni sposób, nim temperatura spadnie poniżej -40oC. Poniżej tej temperatury wszystkie krople wody, małe i duże, zamarzają. Powstawanie kryształków lodu jest bardziej wydajne, jeśli w atmosferze znajduje się pewien szczególny rodzaj cząstek, zwanych jądrami zamarzania. Mają one strukturę krystaliczną podobną do lodu, dzięki czemu, gdy dojdzie do kontaktu, przechłodzone kropelki wody łatwiej ulegają krystalizacji. Krople przechłodzonej wody i kryształki występują w chmurze leżąc w przedziale temp od -10 do -20oC. Do -20oC w jednostce objętościowej chmury jest więcej kropel wody niż w kryształów lodu. W temp os -10oC do -20oC kropelki szybko parują i para ta kondensuje się na kryształkach lodu, które osiągają wymiary pozwalające na samodzielne opadanie w chmurze. Czasem jednak opad nie powstaje. Opad nie może nastąpić w wyniku koagulacji przy gorącym powietrzu.

32. Mgły: definicja , budowa i procesy powstawania

Mgła - krople wody (lub kryształy lodu) zawieszone w powietrzu, których dolna podstawa styka się z powierzchnią ziemi. Mgła powoduje ograniczenie widoczności. Potocznie o mgle mówimy, gdy widoczność przy gruncie jest znacznie ograniczona, w przeciwnym razie mamy do czynienia z zamgleniem. We mgle koncentracja kropel (wodność) jest większa niż w zamgleniu. Gdy kropelki mgły rosną, mgła może przekształcić się w mżawkę. Mgły różnią się od chmur (stratus) tym, że ich dolna podstawa styka się z powierzchnią ziemi, podczas gdy podstawa chmur jest ponad powierzchnią ziemi.

Woda zawarta we mgle może osiadać na różnych przedmiotach, mówimy wówczas, że występuje osad atmosferyczny.

Mgły radiacyjne Podczas bezchmurnej nocy ziemia szybko wypromieniowuje ciepło w postaci promieniowania w podczerwieni. Z tego warstwa powietrza tuż przy ziemi ochładza się wskutek przewodnictwa cieplnego. Gdy temperatura spadnie poniżej punktu rosy para wodna kondensuje i tworzy się mgła. Przy idealnie bezwietrznych warunkach mgła może mieć nawet poniżej jednego metra grubości. Gdy wieje słaby wiatr mgła może osiągnąć do 300 m grubości na skutek pojawienia się turbulencji.

Mgły adwekcyjne Powstają na skutek adwekcji, gdy nad zimne podłoże napłynie cieplejsze i wilgotne powietrze. Powietrze to wychładza się i następuje kondensacja. Mgły tego typu występują często na morzu (głównie latem), gdy tropikalne masy powietrza napotykają zimniejsze wody z wyższych szerokości geograficznych i nad lądem (zimą), gdy nad zimne podłoże napływa ciepłe morskie powietrze. Mgły adwekcyjne mogą mieć do kilkuset metrów grubości i są długotrwałe, zwłaszcza przy inwersji temperatury. Zanikają gdy masa powietrza ulegnie wymianie.

Mgły radiacyjno-adwekcyjne

Mgły orograficzne Powstają przez ochłodzenie wilgotnego powietrza w wyniku jego uniesienia. Tworzą się najczęściej w górach.

Mgły z wyparowania Powstają na skutek parowania z cieplejszej, swobodnej powierzchni wodnej. Para wodna unosi się i ulega skropleniu w chłodniejszym powietrzu powyżej powierzchni parowania.

Mgły frontowe Powstają podczas napływu powietrza nad podłożem o innej temp. i wilgotności. Bardziej zbudowana w pionie i w poziomie.

Smog Mieszanka mgły z dymem i spalinami.

33. Równanie stanu gazów

Równanie Clapeyrona, równanie stanu gazu doskonałego to równanie stanu opisujące związek pomiędzy temperaturą, ciśnieniem i objętością gazu doskonałego, a w sposób przybliżony opisujący gazy rzeczywiste. Sformułowane zostało w 1834 roku przez Benoîta Clapeyrona. Prawo to można wyrazić wzorem

=m/M*RT

gdzie:

p - ciśnienie,

V - objętość,

n - liczba moli gazu (będąca miarą liczby cząsteczek (ilości) rozważanego gazu),

T - temperatura (bezwzględna), T [K] = t [°C] + 273,15

R - uniwersalna stała gazowa:

34. Procesy adiabatyczne

Procesy termodynamiczne zachodzące bez wymiany ciepła z otoczeniem nazywamy procesami adiabatycznymi.

Podczas wznoszenia się powietrza ku górze z rośnie, a temperatura T spada. Odwrotna relacja zachodzi w czasie osiadania powietrza z maleje, a T rośnie.

Wielkość nazywamy pionowym gradientem temperatury
Podczas wznoszenia się porcji powietrza suchego (czyli nienasyconego parą wodną) z dużą dokładnością można przyjąć, że nie zachodzi wymiana ciepła między wznoszącym się powietrzem a otoczeniem i proces jest adiabatyczny, wówczas.

nazywamy gradientem suchoadiabatycznym

35. Procesy wilgotnoadiabatyczne

Po osiągnieciu stanu nasycenia dalsze wznoszenie się powietrza powoduje, iż zawarta w nim para wodna zaczyna się skraplać, dzięki czemu wydziela się ciepło Q= ၄m_skropl · L_p, Pierwsza zasada termodynamiki przybiera postać

nazywamy wilgotnoadiabatycznym gradientem temperatury------------->>>>

36. Diagram Stuve'go - opis diagramu

36. Typy równowagi powietrza
    chwiejna: ၧ_o > ၧ_s
    sucho-obojętna, wilgotno-chwiejna: ၧ_o = ၧ_s > ၧ_w
    sucho-stała , wilgotno-chwiejna: ၧ_s > ၧ_o > ၧ_w
    sucho-stała i wilgotno-obojętna: ၧ_w = ၧ_o < ၧ_s
    stała: ၧ_o < ၧ_w

stan równowagi termodynamicznej to stan, w którym nie zachodzi wymiana energii między układem a otoczeniem. Dwa układy, które nie są od siebie cieplnie odizolowane, znajdują się w stanie równowagi termodynamicznej, jeżeli mają jednakową temperaturę.

Stany równowagi termodynamicznej

stan równowagi stałej (atmosfera stabilna) występuje kiedy aktualny gradient termiczny jest mniejszy od wilgotno adiabatycznego (0,5 st. C / 100 m), tzn. spadek temperatury wynosi np. 0,3 st. C na 100 m wzniesienia; w takich warunkach każda paczka powietrza i tego suchego i tego wilgotnego stanie się ostatecznie chłodniejsza od otoczenia i zacznie opadać (brak warunków do konwekcji).

stan równowagi względnej występuje gdy aktualny gradient termiczny jest pośredni między sucho adiabatycznym (1 st. C / 100 m) a wilgotno adiabatycznym (0,5 st. C / 100 m) - wynosi np. 0,6 st. C / 100 m. Taki stan atmosfery jest najczęściej spotykany. Wnoszenie nienasyconego powietrza w tym stanie najczęściej powoduje front atmosferyczny lub topografia terenu (góry) jeśli powietrze to jest dostatecznie wilgotne, na pewnym poziomie staje się nasycone - dochodzi do kondensacji, powstają chmury (opady). Taki proces często powoduje letnie burze i opady.

stan równowagi chwiejnej (atmosfera niestabilna) występuje jeśli aktualny gradient termiczny jest większy od sucho adiabatycznego (1 st. C / 100 m), tzn. spadek temperatury wynosi np. 1,2 st. C / 100 m. Każdy blok powietrza w tym stanie atmosfery będzie się stale unosić, gdyż zawsze będzie cieplejszy od otoczenia. Taki stan atmosfery najczęściej ma miejsce w warstwie atmosfery przy powierzchni ziemi w upalny i słoneczny dzień.

37. temperatura potencjalna - związek z typami równowagi

Zgodnie z definicją temperatury potencjalnej jest to temperatura, która nie zmienia się przy procesach suchoadiabatycznych. Jeżeli więc krzywa stratyfikacji będzie równoległa do adiabaty suchej (stratyfikacja sucho-obojętna) to temperatura potencjalna nie będzie się zmieniać z wysokością (prosta równoległa do osi wysokości). Dla stratyfikacji chwiejnej krzywa zmian temperatury potencjalnej z wysokością będzie nachylona w lewo a dla sucho-stałej w prawo od prostej ၱ(z)=const.

38. dobowa zmienność stratyfikacji powietrza

W ciągu dnia grunt nagrzewa się silnie od Słońca. Przygruntowa warstwa powietrza nagrzewa się silniej od gruntu niż swobodna atmosfera od Słońca. Prowadzi to chwiejnej równowagi tej warstwy.

Nocą radiacyjne wychładzanie gruntu powoduje silne wychładzanie przygruntowej warstwy powietrza i równowagę stałą (czasem nawet inwersję radiacyjną) w tej warstwie. Podobne wychładzanie od gruntu przy adwekcji ciepła powoduje powstanie inwersji adwekcyjnych (śnieżne, wiosenne)

W przypadku dużych zbiorników wodnych sytuacja jest odwrotna. W ciągu dnia woda nagrzewa się słabiej niż swobodna atmosfera (równowaga stała) a w ciągu nocy wychładza w mniejszym stopniu (równowaga chwiejna).

Stąd rozwój chmur kłębiastych w dzień nad lądem w nocy nad wodą.

39. Pojęcie inwersji termicznej, typy inwersji i przyczyny ich powstawania

zjawisko atmosferyczne polegające na wzroście temperatury powietrza wraz z wysokością.

osiadania - powstaje w efekcie osiadania mas powietrza w wyżu. Górne warstwy powietrza przemieszczając się w dół, sprężają się, a zatem, zwiększa się ich temperatura i w średnich wysokościach, powstaje warstwa powietrza cieplejszego niż powietrze poniżej.
turbulencyjna - powstaje na skutek mieszania się powietrza wywołanego silnymi zawirowaniami powietrza. Zawirowania te mogą tworzyć się na nierównościach terenowych lub przy silnym wietrze
frontowa - występuje we frontach atmosferycznych, zwłaszcza we froncie ciepłym, gdy masa ciepłego powietrza wślizguje się na masę powietrza zimnego. Na styku tych mas, obecna jest warstwa inwersji
pasatowa - występuje w pobliżu zwrotników, gdzie zachodzą silne prądy zstępujące. Opadając, powietrze szybko się ogrzewa, co powoduje efekt analogiczny do inwersji osiadania
tropopauzy - zatrzymanie spadku temperatury z wysokością spowodowane kontaktem z cieplejszą stratosferą.
radiacyjna - powstaje podczas bezwietrznych i bezchmurnej nocy, głównie po zachodzie słońca. Po dniu podłoże i powietrze przy ziemi jest ogrzane, podłoże wypromieniowuje (stąd nazwa radiacyjne) swoje ciepło do kosmosu, szybko ochładzając się, powietrze wypromieniowuje ciepło znacznie wolniej. W warstwie tuż przy powierzchni, powietrze staje się wtedy chłodniejsze niż znajdujące się ponad nim powietrze uprzednio ogrzane.
orograficzna - charakterystyczna dla dolin górskich. Jest to pewien wariant inwersji radiacyjnej, powietrze ochłodzone w wyniku wypromieniowania ciepła z ziemi spływa ze zbocz górskich, na dno doliny
adwekcyjna - powstaje, gdy nad wychłodzoną powierzchnię ziemi napływa cieplejsze powietrze. Warstwa powietrza granicząca z powierzchnią, ochładza się, a powietrze powyżej pozostaje ciepłe.
śniegowa - powstaje, gdy powietrze cieplejsze ochładza się od śniegu

40. proces pseudoadiabatyczny wilgotnoadiabatyczny

Podczas wznoszenia się powietrza zachodzi jego rozprężanie - spadek ciśnienia i spadek temperatury. est to suchoadiabatyczny spadek temperatury. Gdy wznoszące się powietrze jest wilgotne, spadek temperatury jest wolniejszy i wynosi 0.6° C na każde 100 m, ponie­waż para wodna w procesie kondensacji oddaje tzw. ciepło utajone. Spadek temperatury uwarunkowany kondensacją pary wodnej określa się jako wilgotnoadiabatyczny. W przyrodzie konwekcyjnym ruchom wznoszącym podlega najczęściej powietrze wilgotne. Dlatego spadek temperatury poniżej poziomu kondensacji jest suchoadiabatyczny natomiast powyżej tego pozio­mu - wilgotnoadiabatyczny.

41. definicja masy powietrza

duża objętość powietrza, której poziome rozmiary dochodzą często do kilku tysięcy, a pionowe do kilku kilometrów, odznaczająca się względnie dużą jednorodnością w zakresie cech fizycznych. Przyjmując kryterium termiczne, wyróżnia się masy powietrza ciepłego i masy powietrza zimnego (chłodnego). Z punktu widzenia położenia geograficznego, wyodrębnia się masy powietrza arktycznego (antarktycznego), polarnego, zwrotnikowego i równikowego, które rozdzielają tzw. fronty główne (fronty klimatologiczne).

42. transformacja mas powietrza

stopniowa zmiana właściwości fizycznych mas powietrza pod wpływem podłoża, wskutek czego przekształca się w inny typ masy powietrza, np. powietrze lądowe wskutek napływu i stagnacji nad obszarem morskim stopniowo traci swoje pierwotne cechy fizyczne i nabiera od podłoża cech powietrza morskiego, i odwrotnie. Może także nastąpić np. transformacja masy powietrza arktycznego w masę powietrza polarnego itd.

Po opuszczeniu obszaru źródłowego masy powietrza ulegają transformacji nabierając cech obszarów, nad którymi przepływają. Ciepłe masy napływając nad chłodny obszar wychładzają się od dołu, pionowy gradient temperatury spada i równowaga wewnątrz masy staje się bardziej stała, może wystąpić inwersja termiczna - inwersja adwekcyjna i mgła adwekcyjna. Stała równowaga spowalnia pionowe mieszanie się powietrza - transformacja zachodzi bardzo powoli

Transformacja mas powietrza Chłodne masy napływając nad ciepłe podłoże ogrzewają się od dołu i pionowy gradient wewnątrz tej masy rośnie. Równowaga staje się bardziej chwiejna i pojawia się zachmurzenie konwekcyjne a czasem również opady. Chwiejna równowaga sprzyja pionowemu mieszaniu i przyspiesza transformację mas powietrza

43. typy mas powietrza, definicje, obszary źródłowe, podstawowe cechy tych mas

Powietrze równikowe (ekwatorialne) - masa powietrza, która tworzy się nad strefą równikową wskutek silnego ogrzewania od dołu. Jest ono w stanie równowagi chwiejnej, po dalszym więc podgrzaniu ulega łatwo konwekcji, co wywołuje obfite opady. Jest to powietrze wilgotne. W tej strefie powietrze lądowe niewiele różni się od morskiego

Powietrze zwrotnikowe (tropikalne) - masa powietrza, która się tworzy się w strefie zwrotnikowej lub - w lecie - w strefie podzwrotnikowej. Ma ono z reguły uwarstwienie sucho adiabatyczne, a nad morzami, zwłaszcza nad zimnymi prądami morskimi, dochodzi do inwersji termicznej ze względu na silne ochłodzenie od podłoża. Powietrze tropikalne lądowe ma przy tym w całej swej masie małą wilgotność względną. Powietrze zwrotnikowe morskie jest w dolnej warstwie wilgotne, ale powyżej równie suche jak kontynentalne. Po długim pobycie nad morzem wysokość warstwy wilgotnej, a zarazem inwersyjnej wzrasta, powietrze takie staje się zdolne do konwekcji na wysokość wystarczającą do powstania opadów atmosferycznych.

Powietrze polarne - masa powietrza powstająca w strefie umiarkowanej (wbrew nazwie) ze zmieszania się powietrza zwrotnikowego z arktycznym lub antarktycznym. Powietrze polarne morskie ma z reguły chwiejną równowagę i jest wilgotne, w lecie stosunkowo chłodne, w zimie - ciepłe. Powietrze polarne kontynentalne w zimie wykazuje równowagę stałą ze względu na silne ochłodzenie od podłoża. Na wiosnę, kiedy jeszcze cały słup powietrza jest dość chłodny, a od dołu następuje silne jego ogrzewanie, dochodzi do wytworzenia się równowagi chwiejnej. W lecie znów nastaje stan równowagi stałej lub względnej, ale wtedy powietrze jest dość suche w całej swej masie.

Powietrze arktyczne (antarktyczne na półkuli pd.) - masa powietrza formująca się w strefach polarnych. Jest to powietrze w stanie równowagi stałej, ustawicznie chłodzone od dołu, mroźne. Ze względu na pokrycie wód morskich w tej strefie pokrywą lodową, morskie powietrze arktyczne niewiele różni się od lądowego. Na południowej zaś półkuli w tej strefie brak obszarów morskich

Masy dzielimy dodatkowo na morskie i kontynentalne: PAm, Pak///////PPm, PPk//////PZm, PZk//////////PR - masa zawsze wilgotna, nie wyróżniamy mas morskich i kontynentalnych

44. front atmosferyczny - definicja, podziały frontów

Front atmosferyczny - linia, wzdłuż której powierzchnia frontowa przecina się z powierzchnią Ziemi. Grubość powierzchni frontowej (niekiedy do 2 km) oraz jej nachylenie pod niewielkim kątem względem powierzchni Ziemi (tangens wynosi od 0,01 do 0,001) sprawiają, że wspomniana linia w rzeczywistości jest strefą o szerokości kilkudziesięciu kilometrów.

Front chłodny - powstaje, gdy powietrze chłodne wypiera powietrze cieplejsze. Przy wypieraniu ciepłego powietrza do góry następuje proces kondensacji pary wodnej i rozwój zachmurzenia kłębiasto-deszczowego (Cumulonimbus). Chmury ciągną się wzdłuż frontu, któremu towarzyszą często porywiste wiatry, ulewy i burze. Front chłodny przemieszcza się nieco szybciej niż front ciepły, przeważnie z prędkością 25-50 km/godz.

Front ciepły - powstaje, gdy cieplejsze powietrze nasuwa się na powietrze chłodne. Na skutek adiabatycznego ochłodzenia dochodzi do kondensacji pary wodnej i powstania rozległego systemu chmur. W przedniej jego części, najwyżej, pojawiają się chmury Cirrus, a następnie chmury piętra średniego i niskiego, kolejno: Altostratus i Nimbostratus. Przejściu frontu ciepłego towarzyszą stosunkowo długo trwające opady ciągłe, obejmujące często obszar o szerokości od kilkudziesięciu do kilkuset kilometrów przed frontem.

Front zokludowany powstaje z połączenia frontu chłodnego z frontem ciepłym, a spotykają się w nim trzy różne masy powietrza: zimne, ciepłe i chłodne. Istnieją dwa rodzaje okluzji: okluzja o charaktrze frontu chłodnego i okluzja o charakterze frontu ciepłego. W obu przypadkach front chłodny, poruszający się szybciej, dogania front ciepły.

45. front ciepły, przekrój, pogoda przy przejściu frontu ciepłego

Powietrze za frontem ciepłym jest cieplejsze i bardziej wilgotne, niż powietrze przed nim. Przed frontem ciepłym występują opady deszczu lub śniegu, trwające dłużej niż przed frontem chłodnym (od kilku godzin do kilku dni), lecz mniej intensywne. Po przejściu frontu ciepłego powietrze staje się wyraźnie cieplejsze i bardziej wilgotne.

46. front chłodny, przekrój, pogoda przy przejściu frontu chłodnego

Powietrze za frontem chłodnym jest wyraźnie chłodniejsze i suchsze niż przed nim. Po przejściu frontu chłodnego temperatura powietrza może się obniżyć nawet o ponad 15 °C w ciągu pierwszej godziny.

47. fronty okluzji

Front okluzji - jeden z trzech rodzajów frontów atmosferycznych. Stanowi on kombinację frontu chłodnego i frontu ciepłego.
Ponieważ front ciepły jest frontem powolnym, a chłodny to front szybki, czasami dochodzi do sytuacji, że oba rodzaje frontów spotykają się ze sobą. W przypadku, gdy front chłodny dogoni front ciepły i powietrze chłodne za frontem chłodnym jest chłodniejsze od powietrza chłodnego przed frontem ciepłym, wówczas mamy do czynienia z okluzją chłodną. Powierzchnia frontu chłodnego wpełza wtedy pod powierzchnię frontu ciepłego wypychając ją do góry. Powstaje zachmurzenie typowe dla obu rodzajów frontów.Jeżeli natomiast front chłodny doganiający front ciepły będzie miał za sobą powietrze chłodne ale cieplejsze niż przed frontem ciepłym, wówczas mamy do czynienia z okluzją ciepłą. Powierzchnia frontu chłodnego wspina się na powierzchnie frontu ciepłego. Tu również zachmurzenie jest mieszane.Na mapach synoptycznych okluzje oznacza się linią fioletową z półkolami i trójkątami

49. powstawanie niżu w umiarkowanych szerokościach geograficznych - teoria falowa Bjerknesa

Niże powstają na głównych frontach atmosferycznych, polarnym i arktycznym, w umiarkowanych szerokościach, na foncie polarnym, rozgraniczającym polarną(zimną) i zwrotnikową(ciepłą) masę powietrza. Powietrze ciepłe wykazuje tendencję przepływu do bieguna, a zimne ku równikowi. Właściwości fizyczne powietrza zmieniają się wzdłuż frontu skokowo. Fale o długości rzedu tysiąca km i więcej stają się niestabilne i tworzą wiry, początkując powstawanie niżu

50. Przekrój przez ciepły wycinek niżu

51. Ogólna cyrkulacja atmosferyczna

Atmosfery cyrkulacja ogólna, system wieloskalowych (w skali całej kuli ziemskiej) ruchów (prądów) powietrza atmosferycznego, występujących w wyniku: różnicy dopływu promieniowania słonecznego na różnych szerokościach geograficznych i ruchu obrotowego Ziemi dookoła osi. Nieustanne obserwacje zmian ciśnienia oraz kierunku i prędkości wiatru pozwalają ustalić pewne charakterystyczne cechy ogólnej cyrkulacji atmosfery. Ma ona strukturę komórkową, na każdej półkuli można wyróżnić 3 komórki cyrkulacyjne powiązane ze sobą: w niskich szerokościach geograficznych - komórkę cyrkulacyjną Hadleya, w średnich - komórkę Ferrela, w wysokich - komórkę polarną.

Schemat ogólnej cyrkulacji atmosfery:1) w strefie równikowej gorące powietrze unosi się ku górze za pośrednictwem prądów konwekcyjnych, tworząc tzw. równikowy pas ciszy (obszar niskiego ciśnienia), na wysokości ok. 30o szerokości geograficznej północnej i południowej następuje opadanie powietrza (prądy zstępujące). Przy powierzchni ziemi powstają pasaty zamykające na każdej półkuli komórkę Hadleya. Na zewnątrz obszaru pasatów występuje obszar wysokiego ciśnienia (wyże zwrotnikowe). 2) w średnich szerokościach geograficznych występuje tzw. strefa wiatrów zachodnich, gdzie występują prądy strumieniowe (jet-stream), ograniczone na północy strefą niskiego ciśnienia (ok. 60° szerokości geograficznej). 3) w szerokościach okołobiegunowych powietrze wznosi się w strefie podbiegunowej i opada w pobliżu biegunów. Informacji o cyrkulacji ogólnej atmosfery dostarczają mapy pogody.

Od cyrkulacji ogólnej atmosfery należy odróżnić cyrkulację o mniejszym zasięgu - tzw. cyrkulację lokalną, do której zalicza się m.in.: bryzę morską, wiatr górski i doliny, fen, borę.

52. Cyrkulacja atmosferyczna w niskich szerokościach geograficznych: komórka

Hadleya, pasaty, międzyzwrotnikowa strefa zbieżności

Globalna cyrkulacja atmosferyczna - przyczyny W niskich szerokościach geograficznych absorpcja promieniowania słonecznego jest znacznie większa od emisji (nadmiar energii). W regionach polarnych emisja przewyższa absorpcję (deficyt energii) Nieradiacyjny transport energii jest niezbędny. Kierunek przepływu jest ukierunkowany od niższych ku wysokim szerokościom geograficznym. 

Założenie pierwsze o tym, że Ziemia nie obraca się wokół swojej osi nie jest prawdziwe.

Skutkiem obrotu Ziemi jest występowanie pozornej siły Coriolisa.

Siła Coriolisa działa na obiekty będące w ruchu w obracającym się układzie. Działa w kierunku prostopadłym do ich prędkości i jest skierowana w prawo od kierunku prędkości na półkuli północnej a w lewo na półkuli południowej

53. Cyrkulacja atmosferyczna w szerokościach umiarkowanych

W strefie umiarkowanej pomiędzy wyżami podzwrotnikowymi i okołobiegunowymi powstają obszary niskiego ciśnienia. Napływają do nich ciepłe masy powietrza z wyżów podzwrotnikowych i zimne z wyżów okołobiegunowych. Ruch obrotowy Ziemi, siła Corriolisa i różne nagrzewanie się lądów i mórz w ciągu roku powoduje zmianę kierunku tych wiatrów. Wieją one od biegunów w kierunku wschodnim, a od zwrotników w kierunku zachodnim. Tworzą się bardzo silne wiatry zwłaszcza na półkuli południowej między 40-60º szerokości geogr. (brak bariery kontynentów). Rejony te żeglarze nazywają „ryczącymi czterdziestkami” i „wyjącymi pięćdziesiątkami”. W szerokości geogr. Ok. 60º spotykają się masy ciepłego powietrza niesionego wiatrami wschodnimi. Tworzą się fronty atmosferyczne. W tych szerokościach atmosferycznych wiatry mają zmienny kierunek, jest to strefa występowania lokalnych wyżów i niżów barycznych. Ogólne krążenie powietrza w umiarkowanych szerokościach geograficznych półkuli północnej zaburzone jest występowaniem dużych powierzchni lądowych i innym zachowaniem się dwóch różnych materii: lądów i mórz w poszczególnych porach roku.

54. Wiatr geostroficzny

Powstaje wskutek działania dwóch sił: siły poziomego gradientu ciśnienia i siły Coriolisa.

Na półkuli północnej

• izobary są prostoliniowe

• brak siły tarcia (swobodna atmosfera)

• równowaga między siłą gradientu ciśnienia i siłą Coriolisa

• 
  siła gradientu ciśnienia jest skierowana w kierunku niższego ciśnienia

• siła Coriolisa jest prostopadła do prędkości i skierowana w prawo od kierunku prędkości

wiatr wieje równolegle do izobar, niskie ciśnienie zostawiając po lewej stronie

55. Wiatr gradientowy w wyżu i niżu

Wiatr gradientowy w niżu (półkula północna)

izobary są kuliste, niskie ciśnienie jest wewnątrz //////// §   siła gradientu ciśnienia skierowana jest do wewnątrz, prostopadle do izobar ////////// §   siła odśrodkowa skierowana jest na zewnątrz, prostopadle do izobar ///////// §   siła Coriolisa skierowana jest prostopadle do kierunku prędkości (w prawo) ///////// §   równowaga jest osiągnięta, gdy siła gradientu ciśnienia równoważy obie pozostałe siły, wiatr wieje równolegle do izobar, w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara

Wiatr gradientowy w wyżu (półkula północna)

§izobary są kuliste, niskie ciśnienie jest na zewnątrz ///////// §   siła gradientu ciśnienia skierowana jest na zewnątrz, prostopadle do izobar ////////// §   siła odśrodkowa skierowana jest na zewnątrz, prostopadle do izobar ///////// §   siła Coriolisa skierowana jest prostopadle do kierunku prędkości (w prawo) //////// §   równowaga jest osiągnięta, gdy siła Coriolisa równoważy obie pozostałe siły , wiatr wieje równolegle do izobar, w kierunku zgodnym z ruchem wskazówek zegara

56. Fen- ciepły i suchy wiatr wiejący z gór w doliny. W wyniku zmian fizycznych następuje ogrzewanie i osuszanie spadającego powietrza oraz gwałtowne ocieplenie w obszarze jego oddziaływania - nawet o 10-20 stopni Celsjusza w ciągu kilkunastu minut. W Tatrach ten wiatr nosi nazwę halny. Wiatry tego typu mogą spowodować znaczne podniesienie temperatury nawet o 20° w ciągu kilku minut, jak to się niekiedy zdarza w Ameryce Północnej. Związane są z nim niezwykle czyste i przejrzyste powietrze oraz chmury o soczewkowatym kształcie Altocumulus lenticularis. Nagłe porywy wiatrów fenowych przynoszą szkody w gospodarstwach ludzi, a także w leśnictwie (zobacz: wiatrołomy). Ponadto z wiatrami tego typu związana jest niekorzystna sytuacja biometeorologiczna, w czasie ich wiania obserwuje się pogorszenie samopoczucia, wzrost podenerwowania i agresji, a także wzrost liczby samobójstw. Powstanie i cechy fizyczne wiatrów fenowych wynikają z różnic jakie występują w trakcie zmian temperatury powietrza wilgotnego i suchego w wyniku zmiany ciśnienia (zobacz: przemiana adiabatyczna, gradient adiabatyczny). Warunkiem powstania tego wiatru jest różnica ciśnienia atmosferycznego po obu stronach bariery górskiej. Różnica ta wymusza ruch powietrza. Powietrze napotykając góry unosi się, ochładzając się wilgotnoadiabatycznie, tj. ok. 0,6° na 100 m wysokości. W czasie unoszenia się powietrza następuje kondensacja pary wodnej - tworzą się chmury i deszcze. Suche już powietrze przekracza barierę szczytów górskich i opada po drugiej stronie ku dolinom. Opadając ogrzewa się, ale tym razem suchoadiabatycznie, tj. ok. 1° na 100 m. Stąd też wiatry fenowe są suche oraz znacznie cieplejsze niż powietrze na tej samej wysokości po przeciwnej stronie gór. Im wyższa jest bariera górska, tym ta różnica może być większa. Różnica temperatur powstaje wyłącznie w wyniku skraplania się pary wodnej zawartej w powietrzu, jeżeli napływające powietrze jest suche lub góra jest zbyt niska by zaszło skraplanie, to nie zachodzi zjawisko ogrzania powietrza po zawietrznej stronie. Zjawisko zachodzi tylko do pewnej wysokości góry, powyżej gdy temperatura rozprężonego powietrza jest niska i nie zawiera ono już prawie wcale pary wodnej, to wzrost wysokości góry nie wywołuje tego zjawiska.

57. Bora z gr. boréas - wiatr północny) — chłodny, suchy i porywisty wiatr katabatyczny wiejący na dalmatyńskim wybrzeżu Morza Adriatyckiego. Powstaje najczęściej zimą, gdy nad lądem tworzy się ośrodek wysokiego ciśnienia, a nad morzem przeważa ciśnienie niskie. Zimne powietrze gromadzi się za Górami Dynarskimi, później przekracza barierę górską i opada w stronę wybrzeża. Wiatr ten, przechodząc nad morzem, nasyca się wilgocią. Stąd nazwa ta, a dokładniej bora scura (bora ciemna), używana jest na włoskim wybrzeżu południowego Adriatyku dla określenia chłodnego i wilgotnego wiatru wiejącego od strony morza.

58. Bryza morska i lądowa-- wiatr wiejący na wybrzeżu morskim. Zmiany kierunku wiatru, występujące w rytmie dobowym, wywołane są różnicami w nagrzewaniu się lądu i morza. W dzień ląd nagrzewa się szybciej niż woda, dlatego cieplejsze powietrze nad lądem unosi się (powodując spadek ciśnienia na powierzchni lądu), a na jego miejsce pojawia się chłodniejsze i wilgotniejsze powietrze znad morza. Zatem bryza dzienna (morska) wieje znad morza na ląd. Natomiast w nocy woda oddaje ciepło wolniej niż ląd, dlatego ciśnienie nad wodą jest niższe niż na powierzchni lądu, co powoduje zmianę kierunku wiatru. Bryza nocna (lądowa) przynosi na wodę suche powietrze znad lądu. Bryza ma typowy zasięg do 20-30 km od linii brzegowej w stronę wody. W stronę lądu zasięg ten jest mniejszy i uzależniony od charakteru powierzchni.

59. Bryza górska i dolinna----- Wiatry dolinne i górskie są to wiatry wywołane różnicami w nagrzewaniu oraz ochładzaniu się den dolin i zboczy gór. Przyczyną wiatrów dolinnych i górskich jest różnica pomiędzy temperaturą powietrza przylegającego do zbocza a temperaturą powietrza znajdującego się nad dnem doliny na tej samej wysokości. Podczas dnia zbocza zwłaszcza o ekspozycji południowej nagrzewają się silniej. Powietrze także się nagrzewa, rozpręża i unosi się do góry po stokach.  Wieje wtedy ciepły wiatr dolinny. Na miejsce powietrza uniesionego napływają nowe porcje powietrza z niższych partii zboczy i z dna doliny. Wiatry dolinne są nieraz przyczyną powstawania potężnych chmur kłębiastych nad grzbietami górskimi w ciągu dnia. Wiatry dolinne pojawiają się zwykle tuż po wschodzie Słońca, zanikają natomiast całkowicie o zachodzie. Mogą one osiągać prędkość do 20 km/h. Nocą natomiast następuje pod wpływem grawitacji spływ cięższego chłodniejszego powietrza po zboczach w kierunku dna doliny. Wieje w dół chłodny, nocny wiatr górski.  Przy powierzchni gruntu wiatr górski jest słabszy, niż wiatr dolinny a jego prędkość może wynosić do 12 km/h. Podczas dni słonecznych występują wyraźne wiatry dolinne. W noce bezchmurne występują natomiast wiatry górskie, które dają spływ ochłodzonego powietrza od strony gór, gdzie wiatr wywołał nadwyżkę ciśnienia, w stronę doliny o stosunkowo niższym ciśnieniu.

60. Definicja klimatu

Charakterystyczny dla danego obszaru zespół zjawisk i procesów atmosferycznych, kształtujących się pod wpływem właściwości fizycznych i geograficznych tego obszaru, określony na podstawie wyników wieloletnich obserwacji

• Mikroklimat: klimat niewielkich obszarów o wymiarach rzędu metrów lub kilometrów

• Mezoklimat: Klimat obszaru o wymiarach rzędu 10-100 km

• Makroklimat: Klimat regionów o znacznych rozmiarach

• Klimat globalny: Klimat panujący na całej Ziemi

• Czynnikami oddziałującymi na klimat są:

• Promieniowanie i jego zależność od szerokości geograficznej

• Cyrkulacja oceaniczna (prądy powierzchniowe i cyrkulacja termohalinowa)

• Rozmieszczenie ladów i oceanów

• Siła i kierunek wiatru (cyrkulacja atmosferyczna)

• Położenie wyżów i niżów

• Bariery orograficzne

• Wysokość npm.

61. Klasyfikacja klimatów wg Koeppena

• Rozkład opadu i temperatury jako główne kryterium podziału

• Köppen wydzielił pięć głównych stref klimatycznych;

• A (wilgotny gorący),

• B (suchy),

• C (umiarkowany ciepły),

• D (umiarkowany zimny) &

• E (polarny)

• wilgotny, gorący (A): średnia miesięczna temperatura powyżej 18°C; brak zimy termicznej; obfite opady (>75 cm); rozciąga się od równika do ~15-25 ° N lub S;

wydzielamy podstrefy:

• z opadem całorocznym (Af),

• z suchą zimą (Aw),

• z suchym latem (As) i

• z opadem monsunowym (Am)

Typ - A. Wysoka temperatura i obfite opady --- gęste, szerokolistne, lasy deszczowe

Główne podtypy: lasów deszczowych (Af) gorący monsunowy (Am) sawannowy (Aw);

W strefie opadów całorocznych (Af): sezonowe zmiany temperatury są niższe od 3° C; wyższe od nich są zmiany temperatury w ciągu doby (średnie maksymalne ~32°C & średnie minimalne ~22°C); prawie codzienne opady burzowe, występujące późnym popołudniem; roczne sumy opadu > 150 cm; duża wilgotność i zachmurzenie powodują, że nie jest to strefa najwyższych temperatur

• W Peru, zróżnicowanie opadu jest większe niż temperatury i wynika z wędrówki międzyzwrotnikowej strefy zbieżności pasatów

• Klimat monsunowy gorący (Am): Gdy sumy opadu spadaja poniżej 60 mm na co najmniej 2 miesiące w roku mówimy o klimacie monsunowym

• Z suchą zimą (Aw) lub suchym latem (As): Pojawia się wyraźna pora sucha. Opady roczne są niższe , około 100 cm (1000 mm)

• Typ B - klimaty suche Klimaty suche: Parowanie (E) + Transpiracja (T) > Opady (P)

• Deficyt opadów [(E+T) > P] i duża nieregularność ich występowania

• Podzwrotnikowe pustynie występują w pasie ~15-30° (często otoczone są przez góry)

• ~26% lądów leży w strefie klimatów suchych

• Główne typy: pustynny(BW; 12% lądów) i stepowy (BS; 14% lądów)

• Obszary suche dzielą się na: a) BWh i BSh: klimaty gorące i suche ze średnią roczną temperaturą ponad 18°C; b) BWk i BSk: klimaty z wyraźną zimą i średnią roczną temperaturą < 18°C

• Wśród roślinności przeważają kserofity zdolne do przetrwania długich okresów suszy

• Na pustyniach podzwrotnikowych (BWh), dobowe maksimum temperatury latem może przekraczać 50°C (40-45°C to typowe wartości); wilgotność względna w południe 5-25%; minimalne temperatury dobowe spadają poniżej 25°C

• Pustynie szerokości umiarkowanych (BWk): Letnie temperatury maksymalne sięgają 40°C; zimy są mroźne z minimum temperatury nawet poniżej -35°C; leżą w cieniu opadowym wysokich łańcuchów górskich (Sierra Nevada w Ameryce Północnej, Himalaje w Azji i Andy w Ameryce Południowej

• Obszary pustynne otoczone są przez półpustynne - stepowe, o nieco większych opadach (BS)

• Typ C - klimat umiarkowany ciepły Wilgotny z łagodną zimą i średnią temperaturą najchłodniejszego miesiąca od -3°C do 18°C; występuje na zachodnich i wschodnich krańcach kontynentów

• Główne podtypy: wilgotny podzwrotnikowy (Cfa), morski (Cfb) z suchym latem - śródziemnomorski (Cs)

• Wilgotny podzwrotnikowy (Cfa): występuje na wschodnich krańcach kontynentów, ~25-40° szerokości; latem wysoka temperatura i wilgotność (ponad 23°C );

• Zimą mróz i śnieg są możliwe ale silne opady śniegu są rzadkie

• Opady: 80-165 cm, równomiernie rozłożone

• Wilgotny umiarkowany - morski Morski (Cfb): wzdłuż zachodnich wybrzeży kontynentów od 40 do 60°; wiatry znad oceanu łagodzą klimat; lata są względnie chłodne

• Nieduża roczna amplituda temperatury - wpływ oceanu

• Klimat śródziemnomorski: opady: 30-90 cm; temperatura w letnie popołudnia sięga powyżej 34°C a czasem i do 40°C;

• Klimat umiarkowany chłodny (Typ-D) Ciepłe lata i mroźne zimy (średnia temperatura najcieplejszego miesiąca >10°C a najchłodniejszego

<-3°C ;

• Klimaty grupy D występują we wnętrzu kontynentów strefy umiarkowanej, tylko na Półkuli Północnej w Ameryce Północnej i Eurazji (40° - ~70°)

• Główne typy: Wilgotny kontynentalny z gorącym latem (Dfa; długie, gorące lata; temperatura maksymalna > 32°C, wilgotny kontynentalny z chłodnym latem (Dfb; mniej wilgotny) i subpolarny (Dfe)

• Typ E klimaty mroźne Chłodno cały rok, temperatura najcieplejszego miesiąca < 10°C, ale powyżej 0°C;

• Dwa podtypy: Tundry (ET) i wiecznego mrozu (EF)

• Tundry: grunt wiecznie zmarznięty (Permafrost - wieczna zmarzlina)

• Roczna suma opadu < 20 cm (w niskich szerokościach byłyby to warunki pustynne, ale w tak niskiej temperaturze powietrze jest wilgotne

• Wiecznego mrozu: temperatura najcieplejszego miesiąca poniżej 0°C ; rozwój roślinności jest niemożliwy region pokryty wiecznym śniegiem lub lodem Grenlandia i Antarktyda; opady < 10 cm rocznie.

• Klimaty wysokogórskie (Typ H) klimat zależy od wysokości bezwzględnej - 300 m wysokości odpowiada przesunięciu o 300 km w kierunku bieguna (3°)

• Wędrują w górach można zwiedzić wiele stref klimatycznych na stosunkowo niewielkich odległościach

• W górach Sierra Nevada: przedgórze: warunki stepowe; podnóża: klimat śródziemnomorski; na stokach kolejno: umiarkowany chłodny i subpolarny; w pobliżu wierzchołków klimat wiecznego mrozu - lodowce górskie

• Typ E klimaty mroźne Chłodno cały rok, temperatura najcieplejszego miesiąca < 10°C, ale powyżej 0°C;

• Dwa podtypy: Tundry (ET) i wiecznego mrozu (EF)

• Tundry: grunt wiecznie zmarznięty (Permafrost - wieczna zmarzlina)

• Roczna suma opadu < 20 cm (w niskich szerokościach byłyby to warunki pustynne, ale w tak niskiej temperaturze powietrze jest wilgotne

• Wiecznego mrozu: temperatura najcieplejszego miesiąca poniżej 0°C ; rozwój roślinności jest niemożliwy region pokryty wiecznym śniegiem lub lodem Grenlandia i Antarktyda; opady < 10 cm rocznie.

Klimaty wysokogórskie (Typ H) klimat zależy od wysokości bezwzględnej - 300 m wysokości odpowiada przesunięciu o 300 km w kierunku bieguna (3°)

• Wędrują w górach można zwiedzić wiele stref klimatycznych na stosunkowo niewielkich odległościach

• W górach Sierra Nevada: przedgórze: warunki stepowe; podnóża: klimat śródziemnomorski; na stokach kolejno: umiarkowany chłodny i subpolarny; w pobliżu wierzchołków klimat wiecznego mrozu - lodowce górskie

kryteria:

Klimaty grupy A:

średnia temperatura najchłodniejszego miesiąca > 18°C,

opady powyżej 750 mm rocznie

Klimaty grupy B:

typ opadu	step	pustynia
opady głównie zimą	t < R ≤ 2t	R ≤ t
opady całoroczne	(t+7) < R ≤ 2(t+7)	R ≤ (t+7)
opady głównie latem	(t+14) < R ≤ 2(t+14)	R ≤ (t+14)

R - roczna suma opadu w cm

t - średnia roczna temperatura

Klimaty grupy C:

średnia temperatura najchłodniejszego miesiąca < 18°C i ≥ -3 °C

Klimaty grupy D:

średnia temperatura najchłodniejszego miesiąca < -3 °C

średnia temperatura najcieplejszego miesiąca ≥ 10 °C

Klimaty grupy E:

klimaty tundry:

średnia temperatura najcieplejszego miesiąca ≥ 0 °C i < 10 °C

klimaty wiecznego mrozu:

średnia temperatura najcieplejszego miesiąca < 0 °C

62. Porównanie morskich i kontynentalnych cech klimatu

Klimat kontynentalny - jeden z podstawowych rodzajów klimatu. Kształtuje się w głębi lądu. Zwiększone jest za to zapylenie powietrza

Klimat kontynentalny: duża dobowa i roczna amplituda temperatury, lata są suche i gorące, zimy surowe, powietrze jest suche, zachmurzenie jest małe, opadów jest mało, głównie w lecie. Klimat morski mała dobowa i roczna amplituda temperatury lata są deszczowe i chłodne, zimy łagodne, powietrze jest wilgotne, zachmurzenie jest duże, opadów jest dużo przez cały rok. różnice : w k. kontynentalnym lata są suche a w morskim deszczowe, róznią sie tak samo zimami, powitrzem, zachmurzeniem i opadami.

---