Czerwony olbrzym

Kidy całe paliwo wodorowe w rdzeniu gwiazdy wypali się , rdzeń zaczyna się zapadać pod
wpłuwem grawitacji (w zewnętrzych warstwach nadal odbywa się spalanie wodoru). Ilość energii
wydzielona w prcesie zapdania się grawitacyjnego powoduje że zewnętrzne warstwy gwiazdy
zaczynają sięrozszerzać. Gwiazda “puchnie ” I staje się Czerwonym Olbrzymem.

Gdy masa dzenia osiąga wartość ok ½ Ms, temp. we wnętrzy rdzenia osiąga ok 100mln K, co
umożliwia przemianę helu w węgiel I tlen
Gwiazdy o małych masach nie zapalają helu lecz. Ewoluuują w stronę mgłowic planetarnych

Białe karły:

Jeżeli gwiazda wypali cały 4He w rdzeniu, to przy braku promeniowania podrzymującego wastwę
zewnętrzną gwiazda zaczyna się szybko zapadać przechodząć do fazy białego karła

Są to gwiazdy zbliżone rozmiarami do Ziemi o bardzo dużych gęstościach rzędu 10^5kg/cm3
Świecą dalej dzięki emisji energii grawitacyjnej wydzielonej przy kurczeniu się. Proces ten może
być długotrwały, Dalsza ewolucja zalezy od masy gwiazdy

Gwiazda neutronowa

Jeżeli w wyniku spalenia helu masa rdzenia węglowo- tlenowego wzrośnie powyżej wartości 1,4
Ms to w centrum nastąpi zapalenie węgla

Proces ten jest bardzo gwałtowny I nazwan jest wybuchem supernowej. Zewnętrzene wastwwy
gwiazdy rozpraszają się w przestrzeni a centrum zapada się tworząc gwiazdę neutronową

W wyniku zapdaania się gwaizdy energie elektronów stają sie tak duże , że w procesie zwanym
odwrotnym rozpadem beta, protony zaczynaja przechodzić w neutrony według następującej reakcji

e+p > n+v

Dokładny przebieg procesów zachodzących na tym etapie ewolucji gwiazdy jest dość
skoplikowany,. Obliczenia wykazują że przy gęstości rzędu 10^11g/cm3 neutrony są znacznei
liczniejscze niż protony.

Gwiazda neutronowa może wirować wykonując dziesiątki obrotów na sek. Gwiazdy neutronowe
moga wysyłaćregularne promieniowanie (sygnały radiowe o wyskiej częśtotliwości ) Taka gwiazda
nazwa się pulsarek, pierwszy odkryto w 1967r

Kasiopea A

Wypalone resztki gwiazdy która zakończyła życie jako SUPERNOVA ok 11 tysięcy lat temu.

5. CZARNA DZIURA

Jeżeli gwiazda ma maseę początkowoą większą niż 8Ms to spalanie węgla przenbiega w ich

centrum spokojnie. Następne fazy przebiegają bardzo szybko. Po wyczerpaniu węgla zapalają się
kolejno : tlen, neon, krzem, nikiel. Końcowym produktem jest jądro żelaza, które ma największą
energię wiązania, w związku z tym dalsze przemiany nie są energetycznie korzystne. Jąadro
gwałtownie zapada się. Implozji towarzyszy, eksplozja otoczki gwiazdy prowadząca do wybucju
nardzo jasnej supernowej. Pozostałością po wybucju jest czarma dziura

Ewolucja układu Słonecznego

Powstanie i ewolucja Układu Słonecznego

rozpoczęły się 4,6 miliarda lat temu, gdy na

skutek

grawitacyjnego

zapadnięcia się jednej z części niestabilnego

obłoku molekularnego

rozpoczął się

proces formowania

Słońca

i innych gwiazd. Większość zapadającej się masy z tej części obłoku zebrała się

pośrodku, tworząc

Słońce

, podczas gdy reszta spłaszczyła się, formując

dysk protoplanetarny

, z którego

następnie powstały

planety

,

księżyce

,

planety karłowate

i pozostałe

małe ciała Układu Słonecznego

.

Gazowy olbrzym

W wielu układach no powstałych gazowych olbrzym opada do spirali na gwiazdę. Dzieje się tak
dlaetgo,że w dysku operują siły podobne do tarcia, które zmnieniają energie orbitalną gazu w
ciepło. Gaz sływa ku centrum dysku, pociągając ze sobą planetę. Opadanie może zostać
powstrzymane w niewielkiej odległości od gwiazdy przez jej siły pływowe

Pierszy gazowy olbrzym przeciera dorgę następnym oczyszczając z materii pewien obszar wokół
swej orbity. W dysku powstaje swoista fosa, przez któą nie może przedostać się materia
dopływająca z obszarów położonych daleko od gwiazdy. Gromadzi się ona na zwenątrz brzegu
przerwy, co sprawia, że jest tam łatwiej powstać następej planecie

Chrnologia narodzi układu planetarnego

- 100tyc - W centrum dusku gazowego powstaje gwiazda , w której winętrzu rozpoczyna się
procejs fuzji termojądrowej

6. 100tys – 20mln lat – ziarna pyłu łącząsię w embriony planetarne o masach pośrednich

między masą Księżyca a masąZiemi

7. 2mln lat – powstaje pierwszy gazowy olbrzym I wymiata planetoidy pierwszej generacji
8. 10mln – gazowy olbrzym ułatwia formowanie się podobnych do niego planet, a także planet

typu ziemskiego. Większość gazu jest jużzużyta

9. 800 mln – Dochodzi do przegrupowania planet. Układ planetarny przybiera ostateczną

postać po upływie około miliarda lat od rozpoczęccia całego procesu

Księżyc i hipoteza zderzeniowa

własności :

10. zawiera tylko 1-3 % żelaza (plany stałe układu słonecznego ok 30%)
11. jego msa wynosi ok. 1% masy Ziemi
12. wysoki moment pędu układu Ziemia - Księżyc
13. we wczenych etapach swojeje historii Księżyc znajdował się ok 15 razy bliżej niż obecnie

hipotezy pochodzenia księżyca:

−

hipoteza wychwytu księzyca przez Ziemię

−

hipoteoza „rozszczepienia ” Ziemi

−

hipoteza współformowania obydwu ciał

−

hipoteza zderzeniowa (1975) - hipoteza zderzeniowa tłumaczy niską zawartość Fe i wysoki
moment pędu układu Ziemia -

Pierwsze 700 lat hist. Ziemi
0 - 100mln
Formowanie się Ziemi, gdgazowanie, możliwa gorąca, gęsta atmosgera, oceany magmy, mała
szana na powstanie życia

14. powstanie Słońca (4,57)
15. zakończe powst. Marska (4,56)

16. powstaje Księzyc (4,51)
17. utrata pierwotnej atmosfery (4,5)
18. zakończenie formowania się Ziemi (4,47)

100-150 mln
Najstarsza skoruma granitowa, ciekła woda na powierzchni Ziemi, możliwość powstania
kontynetów I prymitywnego życia, bobmardowanie Ziemi meteorttami mogło prowadzić do
topnienia skorupy I przeprowadzenia hydrosfrery w parę, życie mogło powstawać kilkakrotnie

−

najstarszy znany fragment cyrkonu

−

najstarszy fragment skorupy kontynetalnej

570-700mln
Stabilne kontynetny I oceany, najwcześniejsze ślady życia

–

koniec intensywnego bobmardowania pow. Ziem

Prędkość ucieczki (II prędkość kosmiczna )

Vµ = pierw. (2GM/R) = 11,3km/s

T = mV^2 / 2 V

śr

= pierw.(T/m)

19. Rozkład Maxwella prędkości cząsteczek tlenu oraz wodoru atomowego w atmosferze
20. przy temp. < od ok. 2000K molekuły dowolnego składnika o masie molekularnej większej

niż 10 będąmiały szybkości średnie znacznie mniejsze od prędkości ucieczki. Stąd, tylko H

2

i He będą miały szanse uciecAtmosfera wtórna

od 4,0 do 3,3 mld lat

A. Chemicznie raktywne składniki wtórej atmosfery :

21. molekuły lotne H,C,N,O,S

B. Reakcje fotochemiczne

−

Pierwotne gazy szlachetne

D 40Ar z rozpadu prmieniotwórczego 40K

Ewolucja atmosfery ….

Wczesna atmosfera

22. 4,4 do 4,0
23. skł. Cyjanowodór, amoniak, metan, siarka, jod, brom, chlor, argon
24. ucieczka lekkich gazów do przestrzeni kosmicznej
25. cała woda utrzymywanaja jako para wodna z powodu wysokiej temp.

Wtórna atmosfera

−

4.0 do 3.3

−

ok. 4 mld dominujące składniki to H2O, CO2, N.

−

stopniowe ochładzanie atmosfery powoduje kondensacje pary wodnej i powstawanie
oceanów

−

ok. 3mld CO2, H2O, N2 - dominujące

−

początek akumulacji O2

Atmosgera ożywiona

−

3,3 mld do chwili obecnej

−

N2 – 78%, O2 – 21%, A – 0,9%, CO2 – 0,036%

−

ewolucja i rozwój biosfery prowadzi do wzrostu ilości tlenu w atmosferze

−

stężenie tlenu przestaje rozsną ok 500mln lat teu

−

ludzie zaczynają modyfikować skład atmosfery

Dynamika atmosfery
(przysp.pakietu pow; wiatr geostroficzny; wiatr gradientowy; wiatr cyklostroficzny; wiatr
izallobaryczny)
Lepkość w atmosferze (lep. Molekularna, lep. Turbulentna)
Tarcie i wiatr dolny, spirala eckmana, cyrkulacja termiczna, cyrkulacja atmosfery

DYNAMIKA ATMOSFERY

1. Przyspieszenie pakietu powietrza – G== = = - * P

N

Poziome gradienty cisnienia P

N

w atmosferze są znacznie mniejsze od gradientów pionowych.

Stopien baryczny wynosi 1hPa/8m, natomiast typowy poziomy gradient ciśnienia wynosi
1hPa/100km. Stąd przy założonym polu ciśnienia powierzchnie izobaryczne wznoszą się
średnio o 1m na odległość 10km.
2. Wiatr geostroficzny – Jeżeli poziomy gradient ciśnienia P

N

jest różny od zera, powietrze

porusza się z przyspieszeniem G i przy prędkości V>0 z przyspieszeniem Ac wywołanym
przez siłę Coriolisa, prostopadłym do przyspieszenia G.

3. Wiatr gradientowy – opis rysunku: rysujemy okrąg, w środku tego okręgu jeszcze jeden,

niewiele mniejszy od pierwszego. Pomiędzy okręgami na godzinie 15 wstawiamy kropkę,
od kropki prowadzimy 3 strzałki (w prawo lewo do środka mniejszego okręgu, w prawo
identyczną i w dół mniejszą). Przy końcu lewej strzałki wpisujemy W, nad nią a

c

, nad lewą

G a

r

, pod dolną V, na dole między okręgami p, a na dole nad linią mniejszego okręgu

p+delta p.
Obok robimy identyczny rysunek, ale środkowa strzałka z kropki jest skierowana ku górze
(V), lewa jest podpisana N i G nad nią, a prawa a

c

a

r

, na dole p-delta p

Jest to wiatr gradientowy w wyżu (W) i w niżu (N) na półkuli północnej: p- ciśnienie, G-
przyspieszenie poziomego gradientu ciśnienia, a

c

-przyspieszenie Coriolisa, a

r

-

przyspieszenie odśrodkowe.

4. Wiatr cyklostroficzny

Dla niskich szerokości geograficznych siła Coriolisa jest bardzo mała. Dla niżu: -+ P

N

=0

Dla wyżu: P

N

=0 ; prędkość wiatru cyklostroficznego: V

N

= ; V

W

=

5. Wiatr izallobaryczny: Wiatr gradientowy oraz jego szczególne przypadki (wiatr

gastroficzny i cyklostroficzny, a także wiatr geotryptyczny) są ruchami powietrza w
stacjonarnym polu barycznym. Oznacza to brak zmian ciśnienia w czasie. W rzeczywistości
rzadko mamy do czynienia ze stabilnymi układami barycznymi i stacjonarnym ruchem
powietrza. Wyże i niże baryczne przemieszczają się. Prędkość ruchu cząstek powietrza
względem powierzchni Ziemi jest więc sumą prędkości wiatru gradientowego i prędkości
całego układu barycznego. Mówimy, że występuje dodatkowa składowa prędkości wiatru
wynikająca z niestacjonarności układów barycznych, jest to wiatr izallobaryczny.

LEPKOŚĆ W ATMOSFERZE

1. Lepkość molekularna. Siła lepkości molekularnej związana jest z pionowym przekazem

pędu:
τ

M

= τ

M

= µ* ; gdzie: µ- wsp. Lepkości molekularnej, ρ- gestość, V

T

prędkość ruchu

termicznego cząsteczek powietrza,

,

λ- średnia droga swobodna

2. Lepkość turbulentna. Ruchy turbulencyjne w atmosferze związane są również z

powstawaniem sił lepkości.
Siła lepkości turbulentnej: τ

T

= ρ* L² * ² ; τ

T

= η* , gdzie: η= ρ* L² *

Wartości współczynnika η rosną liniowo od η=0 na powierzchni Ziemi do wartości ok. 10³
g/cm²s na wysokości kilkuset metrów. Powyżej maleją asymptotycznie do przeciętnej

wartości osiąganej na wysokości 1-2 km. Warstwę atmosfery, w której występują znaczne
pionowe gradienty współczynnika η nazywamy warstwą tarciową. Powyżej tej warstwy
występuje atmosfera swobodna

TARCIE I WIATR DOLNY
Na wiatr występujący przy powierzchni Ziemi wpływa, oprócz innych sił, również tarcie o
podloże (tarcie zewnętrzne) i tarcie o sąsiednie, nadlegle warstwy powietrza (tarcie
wewnętrzne), wynikające z zaburzeń turbulencyjnych i lepkości powietrza. Tarcie wpływa
na kierunek ruchu powietrza- układ dąży do równowagi trzech sił: siły wynikającej z
gradientu ciśnienia, siły Coriolisa, siły tarcia.

SPIRALA ECKMANA: Wynik oddziaływania mas powietrza z powierzchnią Ziemi:
przyrost prędkości z wysokością i skręt w prawo

CYRKULACJA TERMICZNA : W nierówno nagrzewającej się atmosferze ujawniają się
siły związane z różnicami gęstości i ciśnienia powietrza (siła ciężkości i siła wynikająca z
poziomego gradientu ciśnienia. Siły te uruchamiają cyrkulację termiczną.
W bezgradientowym polu ciśnienia powierzchnie izobaryczne układają się horyzontalnie i
poziomy gradient ciśnienia jest równy zeru. Odległości między powierzchniami
izobarycznymi są proporcjonalne do średniej temperatury w warstwach pomiędzy
powierzchniami.

CYRKULACJA ATMOSFERY
1. Ogólne równanie ruchu: ρ = gρ + Vp +ρ2ωVsinφ +τ

2. Równanie stanu powietrza: pV=nRT n-liczba moli powietrza

P= RT R

pow

=

4.1. PRĘŻNOŚĆ PARY NASYCONEJ
Para nasycona jest to para w równowadze termodynamicznej z cieczą w danej temp.
pNAS= oxp[(16,78T-116,9)/(T+237,3)] [hPa]

Prężność pary nasyconej zależy nie tylko od T ale również od zawartości substancji rozpuszczonych
i od geometrii powierzchni parującej. Dla roztworu wodnego mamy: p

NAS

=

NAS

mw-masa czystej wody
ms- masa rozpuszczonych substancji
Dla wody morskiej (stężenie soli ok 35 promili) prężność pary nasyconej maleje o ok. 1,95%

Prężność pary nasyconej nad kroplą czystej wody jest większa od prężności pary wodnej nasyconej
nad płaską powierzchnią i rośnie wraz ze zmniejszeniem się rozmiarów kropli.
4.2. FORMY WYSTĘPOWANIA PARY WODNEJ W ATMOSFERZE
TEMP. [°C]

STAN SKUPIENIA

T<-40
-40<T<-10
-10<T<0
T>0
T>Td (punkt rosy)

Lód
Lód+woda przechłodzona
Woda przechłodzona
Woda
Para wodna

4.3. PROCESY KONDEENSACJI W ATMOSFERZE
Cząsteczki aerozoli najczęściej formuja się wczesnym rankiem i następnie rosna w ciągu dnia z
szybkościa 1-29 nm/h. W obrębie PBL szybkości nukleacji cząstek aerozoli o średnicy rzędu 3nm
wynoszą średni pomiędzy 0,01 i 10 cząstek na cm3/s. Na obszarach nadmorskich i w obrębie
oddziaływania zanieczyszczeń przzemysłowych szybkości te mogą być rzędu 10

4

-10

5

cząstek

cm3/s.
Zaproponowano cztery główne mechanizmy nukleacji:
-homogeniczna nukleacja w mieszaninach podwójnych zawierających wodę i kwas siarkowy
(smugi zanieczyszczeń przemysłowych)
-homogeniczna nukleacja w mieszaninach H2O-H2SO4-NH4
-nukleacja wywołana obecnością jonów (górna troposfera, dolna stratosfera)
-homogeniczna nukleacja z udziałem związków jodu.
Najefektywniejsze są jądra o średnicach 0,1-1 µm. Obserwuje się kondensacje nawet przy
wilgotności względnej 80% względem płaskiej powierzchni (zmętnienie atmosfery).
Typowe rozmiary kropli w chmurach: 15-20 µm
Liczba kropli w chmurach: 100-600/cm3, odległości kropli rzędu 1-2mm
Masa wody zawartej w chmurach („wodność” chmury): 1-40g/cm3

KONDENSACJA W WYNIKU MIESZANIA:

Kondensacja pary wodnej może nastąpić jako wynik następujących procesów:

6. Ochładzanie przez przewodnictwo- radiacyjne ochładzanie powierzchni ziemi- rosa

ewentualnie szron

7. Ochładzanie radiacyjne- proces zazwyczaj wolny i przebiega zazwyczaj razem z

przewodnictwem – mgła radiacyjna

8. Ochładzanie adwekcyjne-

3. ochładzanie przyziemnych warstw ciepłego powietrza napływającego nad chłodne podłoże-

mgła adwekcyjna

4. ochładzanie wskutek mieszania dwóch mas powietrza
9. ochładzanie adiabatyczne
10. kondensacja w wyniku mieszania dwóch mas powietrza

4.4. POWSTAWANIE OPADU:

Proces koagulacji: łączenie się mniejszych kropel w większe na skutek : różnych prędkości
opadania, efektów dynamicznych.
W warunkach przesycenia (izoterma ok 10°C) obok kropli deszczu pojawiają się kryształki lodu.
Stopień przesycenia i prędkość końcowa opadania decydują o postaci powstającego opadu:

•

grad-skrajne silne przesycenie, duża zawarrtosc wody w chmurze, duże rozmiary chmury);

•

śnieg- powolne narastanie kryształków lodu, resublimacja przy niewielkich przesyceniach.

4.5. RÓWNOWAGA PIONOWA ATMOSFERY
Równowaga pionowa atmosfery czyli jej stratyfikacja termiczna jest bardzo ważnym
wskaźnikiem procesów fizycznych zachodzących w danej masie powietrza. Ma zatem ścisły
związek z kształtującymi się warunkami pogodowymi, dlatego jej ocena jest niezbędna w procesie
np. prognozowania pogody. Według Kożuchowskiego (2005) stan równowagi pionowej w warstwie
atmosfery to zdolność do rozwoju w niej pionowych ruchów porcji powietrza. Stratyfikacja
termiczna opisuje zmiany temperatury wraz z wysokością w analizowanym slupie powietrza.
W zależności od rodzaju i wielkości tych zmian określa się równowagę pionowa atmosfery, a na tej
podstawie możliwa jest ocena pionowych ruchów powietrza i wyciągnięcie wniosków co do
kształtujących się warunków pogodowych.
Wyróżnia się 3 rodzaje pionowej równowagi atmosfery:

•

obojętna to taki stan atmosfery, w którym powietrze nie wykazuje żadnej tendencji, tj ani

zdolności do rozwoju ruchów pionowych, ani do ich hamowania.

•

chwiejna jest stanem atmosfery, w którym powietrze wykazuje tendencje do rozwoju

ruchów pionowych.

•

stała jest stanem atmosfery, w którym następuje tłumienie ruchów pionowych.

Graficznym zobrazowaniem równowagi atmosfery jest diagram aerologiczny, kreślony na
podstawie pomiarów ze stacji aerologicznych, które to pomiary dotyczą pionowego rozkładu
elementów meteorologicznych takich jak: temperatura, emperatura punktu rosy, ciśnienie, kierunek
i prędkość wiatru
4.6. WILGOTNOŚĆ POWIETRZA
Stosowane są różne wielkości jako miary zawartości wilgotności w powietrzu:

3. wilgotność bezwględna- - masa ([kg] lub [g]) pary wodnej znajdująca się aktualnie w

jednostce objętości powietrza, określa się ją w kg(lub g)/m3

4. stosunek mieszania : m

w

/m

pow

. to ok. 0,622p

e

/p-p

e

[kg/kg]

5. wilgotność właściwa: q= mw/mw+mpow.) [kg/kg]
6. wilgotność względna: RH=(p

e

/p

NAS

)*100 [%]

4.7. PRZEMIANY FAZOWE WODY

Diagram fazowy wody
4.7. PROCESY KONDENSACJI W ATMOSFERZE
Kondensacja test to skraplanie lub zestalanie się (resublimacja) pary wodnej znajdującej się w
powietrzu atmosf. Efektem. są chmury, mgły, opady i osady atmosf. K. w a. następuje zwykle w
wyniku oziębienia się powietrza i osiągnięcia przez parę wodną stanu nasycenia. Przyczynami tych
zjawisk mogą być: zetknięcie powietrza z wychłodzonym podłożem lub chłodnymi obiektami,
mieszanie się mas powietrza o różnej temp. i wilgotności, rozprężanie się powietrza podczas
wznoszenia się, zwiększone parowanie wody itp. Jądrami kondensacji (zarodziami) pary są
rozproszone w powietrzu drobne cząstki pochodzenia naturalnego (pył, kryształki soli morskiej,
zarodniki roślin, bakterie itp.) lub przemysłowego (cząstki pyłów przemysłowych i dymu), a także
cząsteczki naładowane (jony). Ilość jąder kondensacji jest zmienna: maleje z wysokością i zwiększa
się nad obszarami gęsto zaludnionymi i o dużej koncentracji przemysłu; powoduje to różną
intensywność zjawisk związanych z kondensacją w atmosferze.
4.8. PRĘŻNOŚĆ PARY WODNEJ
Prężność pary wodnej (ciśnienie pary wodnej) – ciśnienie cząstkowe wywierane przez

parę wodną

zawartą w

powietrzu

, określane w jednostkach ciśnienia –

milimetrach słupa rtęci

(

mm

Hg

) lub

hektopaskalach (hPa). Średnie ciśnienie pary wodnej na

kuli ziemskiej

przyjmuje najniższe wartości

w obszarach podbiegunowych, zwłaszcza w zimie (poniżej 1 hPa), a największe w strefie

równikowej, do 25-30 hPa.
Rodzaje prężności pary wodnej:

•

Prężność aktualna ( ) – prężność obserwowana w danym miejscu oraz w danej chwili.

•

Prężność maksymalna (nasycająca, ) – najwyższa wartość ciśnienia, jaka może wystąpić
w danej

temperaturze

, odpowiada ciśnieniu pary nasyconej w tej temperaturze. Rośnie ona z

temperaturą. Osiągnięcie ciśnienia nasycającego jest warunkiem rozpoczęcia się

procesu

kondensacji

(skraplania). Stan taki może być osiągnięty na skutek:

o

parowania

o

obniżenia temperatury

Wody kopalniane Górnego Śląska:
Anomalia radiohydrogeolog. Na obszarze 4500km

2

.Do kopalń dopływają wody z Wysokiem

stężeniem ra

224 i 225

.Worózniamy wodę typu a(rad i bar), i b(rad i siarczany). Zmieszanie tych wód

prowadzi do wytrącania siarczanu baru i radu. Tworzą się promieniotwórcze osady. 40% pozostaje
pod Ziemia, reszta do rzek.
Promieniowanie jonizujące:
-bezpośrednio
-pośrednio
- ciężkie cząstki naładowane L: poruszają się po linii prostej. Podstawowy proces-jonizacja
- szybkie elektrony B: gwałtowna zmiana toru w wyniku oddziaływania z elektr., strata energii
radiac.
Dawka pochłonięta D: energia prom. Jonizującego pochłonięta w jedn. Masy danego ciała
Dawka równoważna: umożliwia ocenę skutku biolog. Narażenia radiacyjne. Organizmu żywego.
Dawka efektywna: obrazująca całkowite narażenie org. Przy Naprom. Narządów lub tkanek
Źródła promieniowania:
1.Naturalne – 2,4mSv.[ wew: jedzenie,powietrze radionuklidy) zew: prom. kosm, gleba, mater
budow
2.Sztuczne - <0,05mSv [ próbne wybuchy jądrowe, energia jądrowa,zawodowe( medycna.
Górnictwo)
Wpływ prom. jonizującego na organizmy żywe:

Wrażliwość jest wprost proporcjonalna do szybkości ich podziału i odwrotnie

proporcjonalna do stopnia ich zróżnicowania.
Czynniki wpływające na skutki:
-dawka [skutki Male ( <0,2Gy) pośrednie 0.2-1, duże >1)
- moc dawki
- liniowy przekaz energ.
- radioczułość
Skutki:
- somatyczne ( ostre lub opóźnione-nie zalezą od dawki) genetyczne ( zmiany genowe, abberacja
chromosomowa
Formy energii:
Pierwotna(paliwa kopalne, jądrowe, energia odnawialna)
Finalna ( energi Elek, wegiel,ropa,gaz)
W Polsce 160TwH=18,3Gw/rok=70mln ton C kam=200mln ton C brunatn=35mln ton ropy=28mld
m

3

gazu = 23,3 ton

235

U.

Generacje reaktorów:

11. Konstrukcje przejete po wojnie z programów wojskowych, do produkcji plutonu. Głowna

cecha- przeładunek paliwa w czasie pracy bez jego wyłączania. Reaktory grafitowe,
chłodzone wodą lub CO

2,

pracujące na natur. Uranie lub słabo wzbogaconym

12. Główne zadanie – najbardziej efektywne wykorzystanie. Najbardziej rozpowszechnione

reaktory lekko wodne typu PWR i BWR.

13. Lata 80, ulepszone reaktory lekko-wodme( ALWR,EPR)
14. Nowatorskie, otwarte na nowe koncepcje i zasadnicze zmiany. Wiele z nich to reaktory

małej i średniej mocy o oryginalnych rozwiązaniach. Są to również nowe reaktory ciężko-
wodnych HTR chłodzonych helem oraz reaktory prędkie.

Ogólnie w 31 krajach – 372 GW

Polski program jądrowy:

5. Do końca 2010- opracowanie i przyjęcie programu
6. 2011-13 –ustalenie lokalizacji i zawarcie kontraktu
7. 2014-15 – projekt techniczny i uzyskanie wszystkich pozwoleń
8. 2016-20 – budowa

Zalety energii jądrowej:
- znikome obciążenie środowiska, 0 emisja, dyspozycyjność, wzrost kultury technicznej
Wady:
- wysokie nakłady i czas budowy, odpady prom, skażenie w sytuacjach awaryjnych
Odpady promieniotwórcze: niepotrzebny(zużyty) materiał zawierający izotopy promieniot.
Źródła:
-zbrojenia atomowe(pluton)
-energ. Jądrowa( przerób rudy uranowej, wzbogacanie uranu, wypalone paliwo i jego przerób)
- zastosowanie izotopów promientw. ( nauka, przemysł, medycyna)
Opcje:
-izolować i czekać ( składowiska)
- przerabiać, separować, izolować ( przeróbka paliwa jądrowego, układy transmutacyjne)
- inne pomysły ( składowanie na dnie oceanu, Antarktydzie, Słońcu)
Typy składowania:
-max zmniejszyć V
- zapewnić odporność na wodę i rozpraszanie
- przechowywanie aby nie zagrażać środowisku
Systemy barier inżynieryjnych:
-trudno rozpuszczalne zw. Chem.
- odpowiednie materiały wiążące do zespalania odpadów
- odpowiednie pojemniki, konstrukcja składowiska i struktura geol. Terenu
Postępowanie z wypalonym paliwem z reaktorów:

7. Przechowywanie na terenie elektrowni w basenach wodnych kilka-kilkadziesiąt lat
8. Składowanie długoterminowe elementów paliwowych
Przeróbka paliwa- odzyskanie U i Pu- nitryfikacja pozostałych odpadów-składowanie
długoter

Składowanie odpadów wysokoakt w formacjach geologicznych:
- krystaliczne – granity- Szwecja, Kanada
- osady ilaste – Francja, Szwajcaria
- wysady solne – szwaby

–

strefa nienasycona – US&A

Zmiany klimatu:
Klimat- średni bilans radiacyjny układu powierzchnia Ziemi – atm dla okresów większych niż 1
rok
Pogoda – chwilowy stan atmosfery
Czynniki powodujące zmiany klimatu:
-tektoniczne( tektonika płyt, zmiany pow kontyn.) – zmiany prądów i cyrkulacji atmosfery
- astronomiczne(zmiany orbity ziemskiej) – zmiany rozkładu gęstości strumienia energii
docierającej do powierzchni Ziemi.

- sejsmologiczne ( erupcje wulkaniczne , uderzenia meteorytów) – zmiany w bilansie radiacyjnym
Ziemi
- astrofizyczne( zmiany aktywności Słońca )- zmiana gęstości strumienia energii promieniowania
słonecznego
- antropogeniczne ( gazy cieplarniane, aerozole, albedo powierzchni) – zmiana składu chemicznego
atmosfery i bilansu radiacyjnego
Charakterystyka klimatu:
- wartości średnie parametrów charakter. przeciętny stan układu ( temp opady albedo itp.)
- miara zmienności czasowej i przestrzennej tych parametrów np. radiacja
- wartości i częstości występowania max odchyleń od stanu przeciętnego
Zmiana klimatu może być manifestowana przez:
- zmianę wartośći średnich parametrów
- zmianę ich wariancji i częstości występowania wartości max
- równoczesna zmiana obydwu parametrów
Instrumentalny zapis klimatu:
- T powietrza przy powierzchni
- T atmosfery i oceanu
- opady, kriosfera
- zmiany poziomu mórz i oceanów
- częstość i intensywność zjawisk ekstremalnych
Przy powierzchni Ziemi wzrost temp w latach 1880-2012: O,8 stopnia
Kriosfera: 7,5 % na dekadę

8.1 Zmiany klimatu
-średnia globalna temperatura powietrza wzrosła w ciągu ostatnich 100 lat o około 0,8C i wciąż
rośnie
-zasięg i grubość lodu marskiego w Afryce zmniejsza się
-lodowce kontynentalne cofają się
-topnieją wielkie czasze lodowe Grenlandii i Antarktydy
- poziom oceanu światowego podnosi się

8.2 Paleoklimatologia
Paleoklimatologia – nauka zajmująca się badaniem i rekonstrukcją zmian klimatu w przyszłości w
różnych skalach czasowych i przestrzennych
Archiwa klimatyczne- substancje i obiekty przechowujące informacje o parametrach
klimatycznych w przeszłości. Aby archiwum klimatyczne mogło być wykorzystywane do
rekonstrukcji klimatycznych oprócz informacji o parametrach klimatycznych musi być
umiejscowione w czasie. Skala czasu zapisanych zmian klimatu musi być znana – datowanie
archiwów klimatycznych.

8.3 Rola metod izotopowych w badaniach środowiskowych
- funkcjonują jako „znaczniki” w badaniu różnych aspektów funkcjonowania środowiska (dają
wgląd w dynamikę cykli biogeochemicznych przede wszystkim cyklu węglowego i cyklu
hydrologicznego)
- dostarczają skali czasu zdarzeń w przeszłości geologicznej ziemi (izotopowe metody datowania)
- funkcjonują jako paleotermometry (termometria izotopowa)

8.4 Rdzenie lodowe jako archiwa klimatyczne:
- skład izotopów trwałych tlenu i wodoru w lodzie (wodzie) – temperatura powietrza w przeszłości
- skład banieczek powietrza zamkniętych w strukturze lodu – informacja o składzie atmosfery
Ziemi w przeszłości
- zawartość i skład pierwiastkowy frakcji mineralogicznej lodu – informacja o wielkości

„zapylenia” atmosfery w przeszłości – informacja o zmianach cyrkulacji atmosfery w przeszłości

8.5 Lekcja płynąca z badań paleoklimatycznych:
- klimat ziemi zmieniał się w przeszłości w różnych skalach czasowych i przestrzennych bez
udziału człowieka (naturalna zmienność klimatu). Zakres i dynamika takich zmian była
niejednokrotnie znacznie większa niż obserwujemy to obecnie.
-badania paleoklimatyczne są niezbędne do zrozumienia funkcjonowania naturalnego systemu
klimatycznego i jego ewentualnej reakcji na wymuszenia o charakterze antropogenicznym.

8.6 Czy obserwowana ewolucja klimatu wynika z jego naturalnej struktury zmienności czy też
ma podłoże antropogeniczne?
Odpowiedź na to pytanie jest możliwa tylko poprzez fizyczny opis struktury, funkcjonowania i
ewolucji globalnego systemu klimatycznego Ziemi w skalach czasu porównywalnych okresem
znaczącej ingerencji człowieka w ten system (~10

2

-10

3

lat)

8.7 Czynniki kontrolujące bilans radiacyjny układu powierzchnia ziemi – atmosfera
- strumień energii ze Słońca docierającej do górnych warstw atmosfery
- stężenie gazów cieplarnianych w atmosferze
- skład i stężenie aerozoli w atmosferze
- albedo układu ziemia atmosfera

8.8 Zmiany stałej słonecznej
Zmiany stałej słonecznej są zbyt małe aby mogły być przyczyną obserwowanych zmian klimatu.

8.9 Metan w atmosferze
Źródła naturalne: -mokradła, -termity, -hydraty, -ocean
Źródła antropogeniczne: -górnictwo węgla, -przemysł, gaz, ropa, -wysypiska śmieci, -bydło
hodowlane, -uprawa ryżu, -spalanie biomasy,
Studnie: -gleby, -troposferyczny OH, -rozkład w stratosferze

Czynniki kontrolujące bilans radiacyjny układu powierzchnia ziemi-atmosfera

15. Strumień energii ze Słońca docierającej do górnych warstw atmosfery
16. Stężenie gazów cieplarnianych w atmosferze (A)
17. Skład i stężenie aerozoli w atmosferze (A)
18. Albedo układu Ziemia-Atmosfera (A)

Wykresik o wymuszeniu Radiacyjnem 1750-2005

Globalne modele klimatyczne:
Fizyczny opis funkcjonowania globalnego systemu klimatycznego Ziemi realizowany jest w
ramach globalnych modeli klimatycznych. Zawierają one w swojej strukturze m.in.:

9. Globalne, sprzężone trójwymiarowe modele cyrkulacji atmosfery i oceanu
10. Moduły realizujące transport energii w atmosferze w obecności aerozoli i reakcji

chemicznych

11. Interaktywną kriosferę
12. Interaktywną biosferę

Symulacja zmian temperatury globalnej:
Na potrzeby 4 Raportu IPCC wykonano symulację zmian globalnej temperatury dolnej atmosfery w
XX wieku. Wykorzystano 20 różnych globalnych modeli klimatycznych. Wykonano 58 symulacji.
W modelach uwzględniono dwa typy wymuszeń:

•

Wymuszenie naturalne (zmiany aktywności Słońca, wybuchy wulkanów)

•

Wymuszenie Radiacyjne

Raporty IPCC:
Raport IPCC – 1996: „the balance of evidence

suggest

that there is

a discernible human influence

on global climate”
Raport IPCC – 2001: “… Most of the observed warming over the last 50 years

is likely

to haven

due to the increase in grennhouse gas concentrations”
Raport IPCC-2007: “The [current] understanding of anthropogenic warming and cooling influence
on climate leads to

very high confidence

that the globally averaged net effect of human activities

since 1750 has been one of warming”
Pogoda a klimat:
Przewidywanie pogody:

•

Problem stanu początkowego – przejście ze stanu „dzisiaj” do stanu „jutro” przestrzeni
stanów.
Modelowanie klimatu:

•

Problem warunków brzegowych – statyczny opis stanu średniego systemu i jego zmienności
a nie indywidualnej trajektorii przejścia w przestrzeni fazowej stanów

W przeciwieństwie do pogody klimat (na razie!) nie jest postrzegany jako system chaotyczny.

Chaos w pogodzie:
Model Lorenza (1963): (opis konwekcji termicznej w atmosferze)
dX/dt = σ(-X+Y)
dY/dt = rX-Y-XZ
dZ/dt = -bZ+XY
X- zmienna reprezentująca intensywność ruchu konwekcyjnego
Y – zmienna proporcjonalna do różnicy temperatur wstępującej i zstępującej masy powietrza
Z – zmienna opisująco odchylenie pionowego profilu temperatury w atmosferze od zależności
liniowej
σ – liczba Prondtla charakteryzująca lepkość ośrodka
r- liczba Rayleigha charakteryzująca przewodnictwo cieplne ośrodka
b- stała charakteryzująca rozmiary obszaru w którym odbywa się przepływ konwekcyjny

Propagacja niepewności w określeniu wartości początkowych wektora stanu S

L

= (X,Y,Z) zależy od

tych wartości.

Niepewność w określeniu wartości początkowych nie wynika z niedoskonałości przyrządów
obserwacyjnych ale przede wszystkim z dyskretyzacji równań opisujących ewolucję pogody.

Jaki klimat XXI wieku?:
Przewidywania ewolucji klimatu XXI wieku możliwe są

tylko

w ramach globalnych modeli

klimatycznych.
W ramach tych modeli można symulować prawdopodobne zmiany parametrów klimatycznych
(temperatura, ilość opadu, poziom oceanu globalnego, itp.) przy założeniu określonych

scenariuszy

emisji gazów cieplarnianych (CO

2

, CH

4

, N

2

O) oraz SO

2

do atmosfery wynikających z przyjętych

założeń co do rozwoju społeczno-gospodarczego świata

Scenariusze rozwoju społeczno-gospodarczego świata w XXI wieku:

Grupa A1:

Szybki wzrost ekonomiczny, populacja osiąga maksimum w połowie XXI wieku i następnie
zmniejsza się, szybkie wprowadzenie nowych bardziej wydajnych technologii, zacieranie
ekonomicznych różnic między regionami.

A1Fl

– gospodarka oparta na paliwach kopalnych (węgiel, ropa, gaz)

A1T

– gospodarka oparta na innych źródłach energii

A1B

– zrównoważony udział wszystkich typów źródeł energii

Grupa A2:

Społeczno heterogeniczny świat. Zachowywanie różnic regionalnych (społecznych i
ekonomicznych). Ciągły wzrost globalnej populacji w XXI wieku. Wolny wzrost produktu
globalnego brutto (per capita).

Grupa B1:

Świat unifikujący się. Szybkie zmiany struktur ekonomicznych w kierunku usług i społeczeństwa
informatycznego, wprowadzenie czystych, materiałowo-oszczędnych technologii, nacisk na
globalne rozwiązywanie problemów ekonomicznych i socjalnych, zrównoważony wzrost. Taka
sama dynamika demograficzna jak w grupie scenariuszy A1.

Grupa B2:

Świat regionalny, nacisk na lokalne rozwiązywanie problemów ekonomicznych, socjalnych i
środowiskowych; ciągły wzrost populacji globalnej (wolniejszy niż w grupie A2), umiarkowany
wzrost ekonomiczny, wolniejsze i mniej radykalne zmiany technologiczne niż założone w grupach
A1 i B1).

Czynniki które mogą przyspieszyć zmiany klimatyczne:

•

Stopniowe zwiększanie przeźroczystości atmosfery

•

Topnienie się wiecznej zmarzliny

•

Dodatnie sprzężenia zwrotne w biosferze kontynentalnej

•

Cofanie się lodu arktycznego

•

Zmiany cyrkulacji atmosferycznej na średnich i wysokich szerokościach geograficznych

•

Topienie się czas lodowych Grenlandii i antarktydy

•

Wzrost intensywności cyklonów

•

Zmiany cyrkulacji na Północnym Atlantyku

Gwałtowna zmiana klimatu:
„Przejście systemu klimatycznego do nowego stany pod wpływem wymuszenia progowego, z
szybkością kontrolowaną tylko przez wewnętrzną dynamikę systemu klimatycznego, a nie przez
szybkość zmiany czynnika wymuszającego”

Podsumowanie:

•

Jesteśmy świadkami ewolucji klimatu Ziemi w skali globalnej Średnia temperatura

atmosfery przy powierzchni Ziemi wzrosła od drugiej połowy XIX wieku o ok. 0.8 C

•

Ocieplenie klimatu w ostatnich dziesięcioleciach można wyjaśnić tylko przy założeniu

znaczących wymuszeń radiacyjnych pochodzenia antropogoniecznego

•

Wyniki symulacji zmian klimatu w XXI wieku wskazują na dalsze ocieplanie się klimatu (2-

4 C do końca XXI wieku)

•

Nie należy spodziewać się odwrócenia obecnych trendów wzrostu globalnej temperatury

atmosfery i wzrostu poziomu oceanu światowego w tym stuleciu.]

•

Obok wysiłków na rzecz ograniczenia emisji antropogenicznych do atmosfery, konieczne są

szeroko zakrojone działania adaptacyjne umożliwiające funkcjonowanie i dalszy rozwój
cywilizacji w warunkach stopniowo ocieplającego się klimatu.

10.1 Bilans radiacyjny układu ziemia-atmosfera – istnieje bilans promieniowania dla trzech
poziomów:
1) powierzchnia Ziemi,
2) Atmosfera,
3) Szczyt atmosfery
10.2 Równanie Stefana-Boltzmanna dla powierzchni Ziemi Qs = σ * Ts^4
Stąd Ts po podstawieniu Ts=288K (14,8 C)
10.3 GLOBALNY POTENCJAŁ CIEPLARNIANY – jest to stosunek scałkowanego w czasie
efektu zmian skumulowanego radiacyjnego wywołanego wprowadzeniem do atmosfery 1kg [mola]
gazu czynnego w efekcie cieplarnianym do efektu wywołanego w tym samym czasie przez
wprowadzenie 1kg [mola] CO2
GWP

i

(T) = IRF

i

(T) / IRF

CO2

wyjaśnienia tych oznaczeń to jakieś zjebane całki

10.4 Udział poszczególnych składników atmosfery ziemskiej w naturalnym efekcie
cieplarnianym
Para wodna temp.20,5C, udział 64%, Dwutlenek węgla 7,1C, 22%, Oznon 2,4C, 8%, Podtlenek
azotu 1,3C, 4%, metan 0,7C, 2%
10.5 Fizyczna natura procesów transportu odpowiedzialnych za strumienie masy i energii w
środowisku
a) Adwekcja – uporządkowany ruch materii
F

iA

= V*q

i

*gęstość(ro) = V*C

i

(nad wszystkimi ViF wektory) gdzie:

Fia = wektor gęstości strumienia cząstek interesującej nas substancji kg/m

2

s

V= wektor prędkości m/s
Ro – gęstość medium kg/m

3

qi stosunek mieszania kg/kg
Ci – koncentracja interesujących składników kg/m

3

B) Dyfuzja F

id

= -Di * ro * Vqi gdzie:

FiD – wektor gestosci strumienia cząsteczek kg/m2s
Di współczynnik dyfuzji molekularnej
Vqi nie wiem
RÓWNANIE TRANSPORTU
ϧC

i

/ϧt = -V*F

1

+Q – S = -V*(F

iA

+ F

iD

) +Q – S

Prowadzi się je na ogół metodami numerycznymi
Ps za chuj nie wiem o co tu chodzi ;)