86014 SNC03586

kierunek - ciepio przekazywane jest w dół. Jednocześnie jednak turbulencja gwałty słabnie, podobnie jak strumień ciepła odczuwalnego (działa wspomniany wyżej ^ wentylowy”). Dlatego też spadek temperatury powierzchni czynnej i przylegając^ niej warstw powietrza rozwija się - tworzy się inwersyjna stratyfikacja termiczna. |? wstawanie przygruntowej inwersji radiacyjnej (z wypromieniowania) może być wanc albo przez promieniowanie zwrotne atmosfery (np. przy dużym zachmurzeń™ albo przez wiatr, który przyczynia się do zachowania turbulencji i wzrostu roli strumie nia ciepła odczuwalnego, przekazywanego od atmosfery do powierzchni ziemi, (u, wieje wiatr, strumień ten w znacznym stopniu uzupełnia straty ciepła powierzchni czyj. nej, powstające wskutek wypromieniowania. Wiatr i związana z nim turbulencja „«y. musza” w atmosferze kształtowanie się normalnej stratyfikacji termicznej (zoł> rozdz. 6). Mieszanie się powietrza, na które składają ruchy pionowe porcji powietrza, prowadzi do powstawania w atmosferze adiabatycznego gradientu temperatury (17100 m). Znaczenie wiatru ujawnia się w szczególności w porze nocnej; wiatr uniemo-zliwia formowanie się nocnej inwersji radiacyjnej (iys. 4.1, d-f).

f ebad c

4.1. Tłpi nijftfljijj i rssirmej [■ ijgmnUJWnei p£*ictm (objaśnienia w tekśde)

Efekt kształtowania stratyfikacji termicznej przez wiatr mnrna zauważyć na przykładzie zależności pionowych różnic temperatury w Tatrach od prędkości wiatru (rys. 4.2). Przy dostatecznie dużej prędkości wiatru (> 5 m/s) temperatura spada z wysokością w tempie, określonym przez gradient adiabatyczny, natomiast inwersje temperatury utrzymują się przy ciszy i słabym wietrze. Wykres pokazuje, jak zmienia się pionowa wymiana ciepła i pędu w zależności od stanu równowagi (zob. rys. 5.1).

Pt 4y bezwietrznej i bezchmurnej pogodzie stratyfikacja termiczna przy gruntowych warstw powietrza zmienia się znacząco w ciągu doby pod wpływem zmian salda bilansu promieniowania i turbulencji; mogą również powstawać efekty, związane z przemianami fazowymi wody - kondensacją i parowaniem. Można wyróżnić aż sześć typów rozkładu temperatury przygruntowej warstwy powietrza, układających się w sekwencji cyklu dobowego (Geiger, 1959). W słoneczne przedpołudnie panuje rozkład insolacyj-ny, charakteryzujący się największym gradientem pionowym temperatuiy w bezpośrednim sąsiedztwie szybko nagrzewającej się powierzchni czynnej (rys. 4.1, a). Insolacyjna stratyfikacja może być zakłócona przez parowanie rosy na powierzchni 8^^j(tedy

fdegflOOfri)

Rys. Średnie prędkości wiatru w zależności od pionowych gradientów temperatury w profilu Zakopa-ne-Kasprowy Wierch w Tatrach

temperatura powierzchni czynnej obniża się. a przy ziemi tworzy się przejściowo cienka warstwa inwersyjna (b). W miarę rozwoju insolacyjnego typu stratyfikacji powstają warunki do konwekcji ciepła odczuwalnego. Kszaituje się turbulencyjny strumień depta odczuwalnego, który powoduje, że ogrzewają się także wyżej położone warstwy powietrza, a gradienty pionowe temperatury wyrównują się: jest to typ turbulencyjny (c). Po południu, gdy saldo bilansu promieniowania staje się ujemne, nad powierzchnią czynną tworzy się inwersja temperatury (d). Spadek temperatury powierzchni czynnej może prowadzić do powstania rosy - wydziela się utajone deplo parowania, które hamuje przejściowo spadek temperatury powierzchni gruntu (e). W ciągu nocy rozwija się radiacyjny typ stratyfikacji z sięgającą coraz wyżej inwersją temperatury (f).

W zimie, gdy noce są długie, a insolacja dzienna słaba, radiacyjny inwersyjny typ stratyfikacji może utrzymywać się nawet przez całą dobę. Inwersje sięgają wówczas do kilkudziesiędu, a niekiedy do kilkuset metrów nad ziemią. Przy gruntowe, „płytkie” inwersje temperatury - wbrew temu, co się czasem głosi - powstają jednak częśdej latem niż zimą, ze względu na silne wypromieniowanie ciepła z rozgrzanego podłoża.

Zmiany salda promieniowania powierzchni czynnej są przyczyną dobowego cyklu zmian temperatury powierzchni gruntu i przyziemnych warstw powietrza. Amplituda tych zmian w atmosferze dość szybko maleje z wysokością, na wysokośd 300 m stanowi już 1/2 amplitudy obserwowanej przy ziemi (Chromów, 1969). Podobnie jak w przypadku zmian temperatury gruntu, opóźnieniu ulegają terminy występowania maksimów i minimów temperatury powietrza; na 300 m nad ziemią opóźnienie wystąpienia maksimum sięga 1-1,5 godziny.