Meteorologia i Klimatologia

Meteorologia - nauka geofizyczna; procesy w zewnętrznej części atmosfery.

Klimatologia - nauka geograficzna.

Pogoda - chwilowy fizyczny stan atmosfery w dany miejscu

Klimat - przeciętny stan pogody w danym miejscu

Pojęcie klimatu i jego pochodne

1. Klimat powierzchni granicznej - określenie warunków dotyczące małych obiektów terenowych np. powierzchnia liścia.

2. Mikroklimat

1. jednostkowy - elementarne jednostki środowiska przyrodniczego („ekologiczne”) np. otoczenie większego głazu, korona drzewa

2. warstwowy - nad jednolitym położeniem do 20 m wys.

3. Topoklimat - elementarne jednostki geograficzne (nie są to jednostki samoistne) np. brzeg jeziora, polany w lesie

4. Mezoklimat - określony wielkością samoistnych jednostek geograficznych (np. dolina, las)

5. Makroklimat - region, subregion lub obszar podobnej kategorii (np. Nizina Mazowiecka)

6. Geoklimat - dotyczący znacznej części kontynentu lub oceanu (np. Europa Środkowa)

7. Klimat planetarny - cała lub znaczna część Ziemi (np. strefa umiarkowana, Ameryka Południowa)

Skład i Budowa Atmosfery

Skład powietrza:

• składniki I - rzędne

N₂ 78,1%

O₂ 21%

Ar 0,9%

CO₂ 0,03%

• składniki II - rzędowe - naziemne

Me 18 ppm

He 5 ppm

Kr 1 ppm

Xe 0,09 ppm

CH₄ 1,5 ppm

CO 0,1 ppm

H₂ 0,5 ppm

H₂O 0,25 ppm

• zmienne

O₃ do 10 ppm w stratosferze, 5-50 ppb w czystym powietrzu do 500 ppb w zanieczyszczonym (grunt)

H₂S 0,02 ppb (nad lądem)

SO₂ 0,2 ppb (nad lądem)

NH₃ 6 ppb (nad lądem)

NO₂ 1 ppb (nad lądem)

CH₂ 0-10 ppb

ppm - część na milion

ppb - część na miliard

Główne składniki powietrza występują wszędzie, jednak wysoko (u góry) w wersji zjonizowanej.

Pozostałe składniki są lekkie, więc u góry ...

Stratosfera:

• Troposfera - dolna część stratosfery, znajdująca się ciągłym ruchu, duże zmiany pogody.

Wraz ze wzrostem wysokości temperatura spada - pionowy gradient temperatur powietrza: na 100 m średnio 0,6^oC; w szczególnych przypadkach (w zależności od procesów zachodzących w atmosferze) 0,3^o C na 100 m

Przy ziemi temperatura powietrza wynosi około 15^o C w górze -50^o C

Przypadki szczególne:

Inwersja - odwrócenie układu normalnego

Nagrzana powierzchnia Ziemi powoduje ogrzanie powietrza, w wyniku czego powietrze zwiększy swoją objętość.

Po ogrzaniu będzie się ono unosiło do góry, a wraz ze wzrostem wysokości temperatura będzie się obniżała -

Proces Adiabatyczny.

Powietrze ma pewną wilgotność. Poprzez ochładzanie następuje nasycenie parą wodną i skraplanie - Utajone ciepło kondensacji. Później powietrze będzie się wolniej ochładzało.

Wyróżniamy dwa gradienty utajone:

• Suchoadiabatyczny - w powietrzu nienasyconym parą wodną będzie wynosił 1^oC na 100m

• Wilgotnoadiabatyczny - 0,5^oC na 100m

Sytuacja odwrotna

Wraz ze spadkiem wysokości następuje sprężanie powietrza i staje się ono coraz suchsze, dlatego chmury będą zanikały - zjawisko suchoadiabatycznego gradientu. Powietrze spływając ogrzewa się coraz szybciej.

Nasz warstwa Troposfery ma około 10-12 km Wyróżnia się w niej trzy piętra ze specyficznymi chmurami:

Niskie Średnie Wysokie

Tropopauza - warstwa przejściowa, temperatura się nie zmienia, -50 do -55^oC, wynosi około 1 km

• Stratosfera - temperatura zmienia się powoli, pod koniec szybciej i dochodzi do 0^oC . Warstwa ta kończy się około 50 km nad ziemią. Występuje w niej Ozonosfera, która przejmuje promieniowanie krótkofalowe (stąd też się nagrzewa)

Stratopauza - warstwa przejściowa izotermiczna.

• Mezosfera - temperatura wzrasta wraz ze wzrostem wysokości od 0^oC do -80^oC (-90^oC), a warstwa to kończy się na

80-90 km nad ziemią.

W Mezopauzie temperatura znowu wzrasta.

• Termosfera -sięga do 500 km nad ziemią, dużą jej część stanowi Jonosfera - zjonizowane powietrze, jony tworzą zgrupowania D,E,F

Jonosfera w dzień jest bardziej aktywna i wówczas schodzi niżej, stanowi ochronę przed promieniowaniem słonecznym, odbija fale radiowe (w nocy lepszy odbiór radia - jonosfera wyżej), w tej strefie powstaje Zorza.

• Egzosfera - strefa przejściowa do przestrzeni kosmicznej około 2000 km nad ziemią. Na wysokości 20 000 km znajdują się jeszcze śladowe ilości gazów ziemskich.

• Magnetosfera - warstwa najbardziej zewnętrzna, która działa jak magnes.

Promieniowanie Słoneczne

Elektromagnetyczne - charakteryzuje się długością fali (λ) i częstotliwością (liczba drgań na sekundę)

Proces promieniowania określają prawa:

1. Kirchoffa - jeżeli ciało emituje przy danej temperaturze ciepło o danej długości fali, to absorbuje ono promieniowanie o tej samej długości fali przy tej samej temperaturze.

2. Planca - każdej długości fali odpowiada określona zdolność emisyjna ciała doskonale czarnego

3. Wiena (czyt. Wina :) - maksimum promieniowania (energii) przypadające przy określonej fali jest odwrotnie proporcjonalne do temperatury emitera (im cieplejsze ciało, tym krótsze fale wysyła).

4. Stefana-Bolzmana - cała zdolność do wysyłania promieniowania jest równa temperaturze do czwartej potęgi

Charakterystykami energetycznymi promieniowania słonecznego są:

1. Natężenie promieniowania - energia przenoszona w jednostce czasu przez jednostkę powierzchni z jednostkowego kąta bryłowego. (ilość energii jaka pada na daną powierzchnią w danym czasie)

[ 1 cal / cm² - min = 69,8 mW/cm²] 4,2 J = cal

[W/m² - J/m²*s]

2. 
   
   Strumień promieniowania - ilość energii emitowana w jednostce czasu przechodząca (otrzymana) przez jednostkę powierzchni (prostopadle do kierunku max promieniowana)

Rozkład natężenia promieniowania słońca (około 6 tys. ^oC)

Atmosfera pochłania częściowo promieniowanie słoneczne (w określonych

długościach fali), działa selektywnie (dlatego wykres się załamuje).Stała słoneczna - natężenie promieniowania słonecznego na górnej granicy atmosfery bez wstrzymującego działania atmosfery (mierzone na powierzchnię prostopadłą do promieniowania).

= 1,98 cal / cm² * min = 1380 W/m²

Pasmo fal	nm (10^-9m)	częstotliwość
Ultrafiolet w tym: UVC UVB UVA	1,0 - 400	3*10^5*750
Widzialne (fiolet, niebieskie, zielone, żółte, pomarańczowe, czerwone)	360 - 760	833*394
Podczerwone	760 - 375 000	394*0,8
Zakres najlepszej rozróżnialności	470 - 670
Zakres standardowy oka ludzkiego	380 - 770
Zakres fotosyntetyczny Pochłanianie chlorofilu Odbijanie chlorofilu	400 - 700 590 - 760 490 - 540
Zakres promieniowania długoflowego	3000 - 375 000
Zakres promieniwania krótkofalowego (słońca)	290 - 3000	1034*100
Zakres promieniwania słonecznego	1*10^11	3*10^5

Pochłanianie

• nieselektywne - pyły

• selektywne - np. ozon zatrzymuje tylko jeden rodzaj promieniowania

Promieniowanie długofalowe zatrzymywane jest przez gazy - głównie CO₂ , H₂O (bierze udział w efekcie szklarniowym).

Rozpraszanie - zależy od składu w atmosferze; gdy jest dużo cząstek małych, wówczas silniej są rozpraszane fale krótkie(czyli czyste powietrze). Natomiast gdy dużo jest dużych cząstek, to rozpraszane są fale długie (zanieczyszczone powietrze).

Ekstynkcja (osłabienie) promieniowania

Prawo Bougera

I = I₀ p^m

I - natężenie promieniowania przy Ziemi

p - współczynnik przezroczystości atmosfery

m - masa optyczna atmosfery

• masa optyczna atmosfery

h0	90^0	60^0	40^0	20^0	5^0	3^0
m	1	1,16	1,55	2,9	10,4	15,4

• w drugim (2) przypadku promieniowanie prawie nie dociera

Powierzchnie naturalne	odbijanie
Śnieg	95 %
Czarnoziem gleby	5-10 %
Gleby jasne, wilgotne	15 -20 %
suche	20 - 25 %
Las bezlistny	15%
ulistniony	20%
iglasty	10 - 15 %

• od ALBEDa zależy nagrzewanie

Wpływ promieniowania na roślinność

• ultrafioletowe - bez znaczenia na fotosyntezę, ma znaczenie morfogenetyczne

• światło - ma wpływ na wszystko

• podczerwone - nie ma wpływu na fotosyntezę (cieplne tak), umiarkowane znaczenie morfogenetyczne.

Bilans promieniowania (zyski i straty)

• 
  zysk : - promieniowanie bezpośrednie słońca

- promieniowanie atmosfery

- promieniowanie zwrotne długofalowe

• straty : - odbite promieniowanie

- promieniowanie własne powierzchni Ziemi

Wynik bilansu w nocy jest ujemny.

Powierzchnia czynna - to powierzchnia, na którą może padać promieniowanie, i która może ją pochłaniać np. trawnik stacji meteo, pierwsze piętro drzewostanu w lesie (runo już nie, bo promieniowanie albo wcale tam nie dociera, albo jest tak niewielkie, że nie ma znaczenia energetycznego).

Bilans cieplny pewnego obszaru

• zestawienie przychodów i rozchodów na obszarze

Elementy :

Q - wymiana ciepła przez promieniowanie (przychody i rozchody)

G - wymiana między powierzchnią czynną (terenu otwartego) w głąb gruntu

A - wymiana ciepła między powierzchnią czynną a atmosferą

E - energia zużywana w przemianach gazowych

„G” - właściwości cieplne gleby

• przewodnictwo cieplne - ilość ciepła, która przepływa w jednostce czasu przez przekrój 1 cm² substancji o grubości 1 cm [cal /cm * s * ⁰C]

• pojemność cieplna - objętościowa, wagowa ilość ciepła potrzebna, by podgrzać kostkę 1 grama o 1⁰C

Podłoże	Przewodnictwo cieplne	Pojemność ciplne
Minerały ilaste	0,007	0,48
Substancje organiczne	0,0006	0,6
Woda (bezruch)	0,0014	1,0
Lód	0,006	0,45
Powietrze (bezruch)	0,00005	0,0003
Gleba sucha	0,0004	0,25
Gleba wilgotna	0,004	0,7

Świeży śnieg ma dużo powietrza, więc jest dobrym izolatorem.

Wilgotność gleby ( % )

	Pojemność cieplna
		0	20	50	100
Piasek	0,3	0,38	0,51	0,71
Glina	0,24	0,36	0,53	0,82


„G” Termoizoplety - pokazują jak się zmienia temperatura wraz z głębokością. Zmiany temperatury z uwzględnieniem miesięcy w roku.



Białowieża



























































G - energia cieplna przekazywana w głąb gleby

Co należy zmierzyć by wyliczyć G ?


- zmiana temperatury z głębokością

Jak zmienia się temperatura z głębokością :

• prawo Fourniera

• niezależnie od typu gruntu okres wahań temperatury nie zmienia się z głębokością (trwa tyle samo godzin)

• amplituda temperatur gruntu z głębokością maleje

• amplituda na powierzchni 30⁰C

• amplituda na 20 cm 5⁰C

• amplituda poniżej 40 cm poniżej 1⁰C

3. terminy max i min opóźniają się z głębokością; przy każdych 10 cm w głąb - 3 h opóźnienia (dobowy tryb); o 1 miesiąc na 1 m (cykl roczny)

4. na pewnej głębokości będzie stała temperatura

• na głębokości 1 m nie mamy wahań cyklu dobowego

• na głębokości około 19 m brak wahań cyklu rocznego

„A” - Ciepło przekazywane do atmosfery

Potrzebne :

• gęstość powietrza przy ziemi

• ciepło właściwe powietrza

• gradientowe pomiary temperatury na różnych wysokościach

Przyczyny zmian temperatury powietrza

Jak „A” dostanie się do atmosfery

• w bezpośredni sposób powietrze ogrzewa się bardzo słabo

• turbulencja (mieszanie) - główna przyczyna, która powoduje nagrzewanie ( przenikanie z dolnych warstw do góry; chaotyczny ruch, ponieważ ziemia w różnych miejscach ma różna temperaturę).
























„E” - współczynnik.






I - ciepło na nagrzewanie gleby

II - ciepło na parowanie (ono zmienia się)

III - ciepło na nagrzewanie powietrza

DOBOWY PRZEBIEG TEMPERATURY POWIETRZA

Termograf na stacji

• min temperatura w godzinach wschodu słońca (jeszcze słońce nie zaczyna działać na grunt, ? energii jest najwięcej stracone)

• max w godzinę po południu występują w specyficznych sytuacjach ( w niżu - z sytuacjami frontowymi)

• Chłodny front - zmiana gwałtowna (10⁰C)w 1/2h temperatura w dół

• Front ciepły - powoli wzrasta

Strefa zwrotnikowa - największe amplitudy (Sahara, pustynie), w stronę równika maleje.

Adwekcja - napływ różnych mas powietrza

Pionowe zmiany temperatury - stratyfikacja pionowa temp (spadek wraz z wysokością)

Przymrozkowy dzień - gdy występuje temp min

• mniejsza niż 0⁰C przy temp maksymalnej wyższej od 0⁰C ( w okresie wegetacyjnym)

PRZYMROZKI

• Przygruntowy - notowany na 5cm nad ziemią

• Gruntowy - ( 2m. nad ziemią )

podział według czasu

1. Wczesny ( jesienią)

2. Póżny ( wiosenne)

Podział według genezy:

1. Radjacyjny - przez wypromieniowanie ciepła z podłoża i przygruntowych warstw powietrza, ochładza się

2. Adwekcyjny - ( napływowy) - w Polsce wywołane przez powietrze arktyczne ( rzadko), występuje często w maju

3. Adwekcyjno - radjacyjny - najczęściej występują razem, powyższe rzadko występują osobno

ZMROZOWISKO - obszar predysponowany z większą częstotliwością występują przymrozki ( kotliny, doliny) tam gdzie spływa powietrze (w lesie to polany, z nad koron spływa - gniazda)

WYKŁAD V

Przymrozki

Ostrzeżenia

Przymrozki radjacyjne ( miejscowe ) - można sobie z nimi radzić

??????????

• można wyprognozować + gatunki roślin odporne na zimno, przykrywanie ich, wczesna orka zapobiega, nowożenie osłabia odporność na mróz.

Roczny przebieg temperatury zależy od strefy geograficznej (im dalej na północ tym chłodniej )( im dalej na wschód tym większe różnice temp.)

Oceanizm

Kontynentalizm

Układ temperatury na ziemi

Z - zimny prąd obniża temp i opady

I

M - występują anomalia - ciepły prąd na krótko zmienia i powstają odnogi EMINIO .

A

L - temp strefowo poukładana, gdzienigdzie tylko prąd oddziaływuje

A

T - ma miejsce silne nagrzewanie się mas kontynentalnych ( Afryka, Ameryka).

O

Lipiec - najcieplejszy miesiąc, pod wpływem morskim, niekiedy też sierpień

Styczeń - najchłodniejszy, luty nad morzem

Pory klimatyczne - za wyróżnik brane są średnie temp doby

• 5 15 - progi termiczne pór roku . Im bardziej klimat morski, tym okresy przejściowe dłuższe.

• Poniżej 0⁰C - Zima

• 0 - 5⁰C - przedwiośnie lub jesień

• 5 - 15⁰C - wiosna lub wczesna jesień

• powyżej 15⁰C - lato

5⁰c - od tego progu zaczyna się też okres wegetacyjny ( śr powyżej 5⁰c)

drzewa zaczynają wegetację od 9⁰C koniec przy 5⁰C czyli, wiosna lato, jesień

WPŁYW TEMPERATUR NA ROŚLINNOŚĆ

• temp minimalne - wytrzymuje większość roślin (maksymalne -40⁰C, ale sporadycznie );

• do -30⁰C nie będzie większych uszkodzeń, ale -20⁰C + wiatr jest to grożne

• temp maksymalne -do 40⁰C przy silnych mogą doprowadzić do obumarcia.

• Amplitudy temperatury - niekorzystne są częste zmiany temperatury np. 55⁰C jednego dnia może spowodować odpadnięcie kory.

• Przymrozki jesienne - wczesne nie są dla naszych gatunków grożne ( dąb szypułkowy)

• Przymrozki wiosenne póżne - grożniejsze ponieważ zaczyna się kiełkowanie i kwitnienie.

RÓWNOWAGI TERMICZNE W ATMOSFERZE:

• Tempo zmiany temp w powietrzu unoszącym się z temp otaczającego powietrza.

1. Chwiejna

300-------7,0---------5,5



200-------8,0---------7,0

100-------9,0---------8,5

0-------10⁰C-------10

unoszące w otoczeniu

- Powstaje komin powierza a z nim para idzie do góry i tak powstają chmury (kłębiaste) -pionowy ruch powietrza

2. Obojętna

300------7,0--------7,0

200------8,0--------8,0

100------9,0--------9,0

0 -----10⁰C------10,0

• Gdy cząstki powietrza unoszącego się będą miały temp jak powietrze otaczające, to już nie będzie się ono unosiło

3. 
   Stała

300------7,0-------8,8

200------8,0-------9,2

100------9,0-------9,6 powietrze będzie schodziło w dół

0-------10-------10,0

• gradient powietrza spadającego jest większy od otaczającego

γ - grzadient rzeczywisty

γs - gradient suchoadiabatyczny

γn - gradient wilgotnoadiabatyczny

Wilgotne powietrze jest lżejsze

CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE

-na cząstkę powietrza działa ciśnienie z każdej strony

p. - od dołu

p.+d_p.- od góry


G=pqd₂ p.= gęstość q=grawitacja G- siła ciężkości d₂- wysokość


12,5 Hpa/1m. przy p. =1,29kg/m³





WZORY BARYCZNE - niwelacja baryczna

Z- punkty t_m. -średnia harmoniczna

WZÓR BABINETA

Po - ciśnienie w dolnym punkcie





T - śr temp

Stopień baryczny - wysokość na jaką trzeba się wznieść lub obniżyć aby ciśnienie zmieniło się o 1hPa





WYKŁAD VI

ROZKŁAD CIŚNIENIA W PIONIE

• POWIERZCHNIA IZOBARYCZNA - im wyżej tym ciśnienie mniejsze

• Wyż i niż baryczny - gdy powietrze jest zimne, to ciśnienie szybko się zmienia i odwrotnie; ciśnienie przy samej ziemi (im bliżej) to ciepłe powietrze

ROZKŁAD CIŚNIENIA W POZIOMIE

(przy powierzchni ziemi)

• Równik - obniżone

• Podzwrotnik - wyższe

• Zwrotnik - niż

• Bieguny - wyż

„Zatoka” - wew. Najmniejsze ciśnienie niż baryczny „Klin” - wew. Największe ciśnienie wyż baryczny





W

„Wał” dotyczy wyższego „ Bruzda” „Siodło”

ciśnienia między niżami











Ruch powietrza - wpływ na ruch powietrza w poziomie lub pionie ma ciśnienie

Ruch w pionie - czyli „konwekcja” - prąd wstępujący lub zstępujący.

Ruch poziomy - czyli wiatr zależy od:

• grawitacji (w zimie spływa )

• istnienie poziomego gradientu ciśnienia(różnice te są główną przyczyną)

wiatr geostroficzny -izobary są równoległe i ruch zachodzi powyżej powierzchni tarciowej (ok. 1-1,5km nad ziemią, bo tamta warstwa zanika).




G - siła poziomego gradientu ciśnienia

Dp/dn - zmiana ciśnienia na odległość n (ok. 100km)

A - siła Knolisa, wynika z ruchu wirowego ziemi ( to odchylenie na półkuli północnej w prawo, a w lewo na południowej) np.: woda.

ω - Prędkość kątowa w ruchu wirowym

Sinp - szerokość geograficzna

Siła na równiku nie działa , im dalej tym mocniej.



V- prędkość cząstek poddanych ruchowi . Ruch będzie odbywał się w prawo

WIATR GRADIENTOWY

1. w niżu














2. w wyżu




Powyższy wiatr - to izobary krzywoliniowe taka sytuacja jest najczęstsza .Prędkość i kierunek zależą od A,B,C

WIATRY - prądy, strumienie w górnej sferze stratosfery

1. stały - pasat (od zwrotników do równika)

2. sezonowo-zmienne monsun (Azja) w cyklu rocznym, w lecie od morza do lądu (pora opadowa),zima odwrotnie(pora sucha)

Wpływ na niego mają: morze ogrzewanie oraz Pasat. U nas - bryza ( nad morzem i jeziorami),wynika z nierówności nagrzewania wód i lądów cykl dobowy ( w dzień od morza w noc odwrotnie)

• wiatr dolin i gór - cykl dobowy zmienność. W dzień gdy zbocza się nagrzewają powietrze wędruje w górę i w nocy spływa zimne powietrze do dolin

3. lokalne nieokresowe

• Cyklon tropikalny (powstaje na bazie niżu blisko równika obok morza, wilgotne powietrze zawirowuje, wew tworzy się niż i dużo różnica gradientu, stąd wiatr. Nazywane są też tajfunami i huraganami w zależności od regionu

• Bora - nad Adriatykiem ( zimny), z niewysokich gór spływa nad morze np. we Francji - Mistral

• W Polsce - fen W Tatrach halny. Zaczerpnięty z Alp występuje w Sudetach








Słowacja

powietrze





wyż

Poziom kondensacji

Pary wodnej

Gradient -1⁰C/100m

roztopy

Rozprężanie powietrza,

sprężanie powietrza

Spadek temp wzrost temp Wzrost wilgotności względnej spadek wilgotności względnej

WYKŁAD VII

PARA WODNA W ATMOSFERZE

Parowanie - ewaporacja:

1. parowanie potencjalne - wynika z warunków meteorologicznych

2. parowanie aktualne - w rzeczywistości w przyrodzie występujące ( transpiracja roślin i gruntu, wodyewapotranspiracja)

1. a: wzór Daltona - masa wody wyparowana w jednostce czasu

c - kształt powierzchni parującej

s - prędkość ruchu powietrza

(E - e ) - ciśnienie pary wodnej nasyconej w temp danej - ciśnienie aktualne

P - ciśnienie atmosferyczne

m - masa wody wyparowanej





b: E - sumy miesięczne parowania potencjalnego wg Schmucka

k - wsp redukcyjny ustalona dla miesięcy ( inny dla każdego miesiąc

Δ

- niedosyt wilgotności powietrza

V - prędkość wiatru

Wg Iwanowa

E=0,0018(25+f)²*(100-f) zauważ się ,że:

T - średnie miesięczne temp

f - śr wartość miesięczna względna powietrza

wg Ostromęckiego ( dla użytków zielonych)






Δ - niedosyt wilgotności z całego miesiąca

β - współczynnik higrometryczny ( zależy od wilgotności gleby, rodzaju roślin, wysokości plonu.).

k - współczynnik jak u Schmucka

wg Penmana

ETP ~BILANS PROMIENIOWANIA, TEMP, WILGOTN, POW, v WIATRU

Eta -= k*ETP

k - wsp biologiczny zależy od rodzaju roślin i fazy rozwoju.



Parowanie z bilansu cieplnego:

• część ciepła idzie na wyparowanie wody śr różnica temp na wysok



E - parowanie w [mm/h]

Q -bilans radiacyjny [cal/cm²h] śr różnica ciśnienia aktualnego

G - wymiana ciepła z glebą [ j-w]


L - utajone ciepło parowania

Parowanie z bilansu wodnego

Opady, parowanie, odpływ podziemny, różnica retencji

Zróżnicowanie :

• potencjalne - niewiele w rejonach polarnych, sięga 80 - 100 mn rocznie

• równikowe 1000 i więcej, największe w strefie zwrotnikowej do 3000mm ( w rzeczywistości jest inaczej)

pomiary - w terenie:

• ewaparometry - przyrządy dają wskażniki (parowanie wskażnikowe - Pichea); inne owaparometry z powierzchni wody - Wilda ; ewaparometry glebowe GGI 500

Wilgotność powietrza

• ciśnienie pary wodnej dobowy przebieg wilgotności względnej



hPa odparowanie pary wodnej %





14 . 80

12

6 12 18 24 6 12 18 24

średni roczny rozkład pary w zależności od szerokości geograficznej




hPa

28

8




60 40 20 40 60 s

średni roczny rozkład wilgotności względnej powietrza zależnie od szerokości


%

80

70

60 40 20 0 20 40 60 s

Kondensacja pary wodnej ( skraplanie ) z gazowej jak i kryształków.

Warunki, które muszą być spełnione, aby doszło do kondensacji:

1. temp musi spaść co najmniej do temp punktu rosy, co może być spowodowane:

1. ochładzaniem się podłoża i powietrza drogą radiacji

2. zetknięcia się ciepłego powietrza z chłodnym podłożem

3. mieszaniem się mas powietrza bliskich stanu nasycenia, ale w różnych temp.

4. adiabatyczne wznoszenie się powietrza spadek temp spowodowany spadkiem ciśnienia (wzrost objętości)

2. Obecność jąder kondensacji - jest ich nad lądem ok. 10⁴ - 10⁶/cm³,a nad morzem ok. 1000/cm³(drobinki wobec których będzie się zbierała para gdzie pyły, substancje czyli dochodzi do smogu - tereny przemysłowe)

PRODUKTY KONDENSACJI PARY WODNEJ

1. Osady które powstają na podłożu

1. Rosa (musi być osiągnięta temp punktu rosy)

2. szron

3. szadż

4. gołoledż

a i b przez radiacyjne wypromieniowanie

3. osad kryształków lodu na drutach, siatkach, powoduje też łamanie gałęzi, powstaje gdy mamy napływ cieplejszego powietrza po długicz chłodach np. -28 do -27 ( to cieplejsze powietrze będzie miało więcej pary)

4. zamarznięta woda na ziemi, gdy pada deszcz i nagle mróz i odwrotnie.

WYKŁAD VIII

Mgła - występuje w swobodnej atmosferze, jest produktem kondensacji pary wodnej. Widzialność do 1 km. Podczas gdy widzialność wzrasta powyżej jednego km, mówimy o zamgleniu.

MGŁY:

• radiacyjna - występuje podczas stabilnej pogody, bez wiatru, przy bezchmurnym niebie. Powstaje przez wyparowywanie ciepła z przygruntowych warstw powietrza .

• adwekcyjna - powstaje w wyniku napływu powietrza wilgotnego, ciepłego nad chłodne podłoże. Para się wzbija i następuje skraplanie pary wodnej.

• Wyparowania - występuje jesienią nad zbiornikami wodnymi. Powstaje gy chłodne powietrze naplywa nad ciepłą wodę.

• Radiacyjno - adwekcyjna

Gdzieniegdzie(pustynie) woda z osadów i mgieł dostarcza większość wody.

CHMURY - dostarczają wilgoci do podłoża - to widzialny zbiór małych kropelek wody lub kryształków lodu, lub tego i tego zawieszonej w swobodnej atmosferze, nie dotyka do podłoża. Aby spadł opad musi być odpowiednia wodność chmury, kropelki wystarczająco duże aby nie wyparowały, pokonały siłę wiatru i spadły na ziemię. Powstawanie większych kropel, kryształków lodu odbywa się przez zlewanie się kropli wody.

WYSTĘPOWANIE CHMUR

• Zachmurzenie - stopień pokrycia nieba chmurami

• Całkowite w skali od 0 - 10


Z 10

A

C 8 I

H

M 7

U śr

R 6

Z

E 5 II

N

I 6 12 18 24 GODZ

E

PODSTAWOWE PROCESY CHMUROWÓRCZE

• Proces konwekcji termicznej - polega na tym, że fragmenty terenu ogrzewają się bardzo mocno, powstaje bąbel ciepłego powietrza, dalej słup ciepłego powietrza i dalej powstaje chmura.




• 
  
  wyślizgiwanie się powietrza po pow. Frontowych, wymuszony ruch powietrza ku górze

• ruchy falowe w atmosferze, jeżeli powietrze przy ziemi jest inne niż wysoko to pomiędzy warstwami powietrza powstaje zafalowanie




• mieszanie tumbulencyjne powietrza - na skutek mieszania powietrza mogą powstawać chmury poszarpane, szybko przemieszczające się.

• wypromieniowanie ciepła

• wznoszenie powietrza , zawirowania (rotory) wywołane orografią. Wystarczają małe wzniesienia morenowe aby zwiększyć zachmurzenie i sumę opadów.

KLASYFIKACJA CHMUR

SZEROKOŚĆ GEOGRAFICZNA
PIĘTRO	POLARNE	UMIARKOWANE	ZWROTNIKOWE
WYSOKIE	3-8km	5-13km	6-18km
ŚREDNIE	2-4km	2-7km	2-8km
NISKIE	do 2 km	do 2 km	do 2 km

RODZAJE CHMUR		WYSOKOŚĆ (KM)
				PODSTAWY	GRANICA GÓRNA
Pierzasta Cirrus Ci		7-10	13	Piętro wysokie
Kłębiasto-pierzasta Cirrocumulus Cc		6-8	13
Warstwowo-pierzasta Cirrostratus Cs		7-8	13
Srednio-kłębiasta Altocumulus Ac		2,5-5	6		Piętro średnie
Średnia-warstwowa Altostratus As		2,5-5	6
Warstwowo-opadowa Nimbostratus Ns		0,1-2	6-8		Piętro niskie
Kłębiasto-opadowa Stratocumulus Sc Źródło deszczu		0,2-2,5	2,5
Warstwowa Stratus St Mżawka		0,05-0,6	1-2
Budowa pionowa	Kłębiasta Cumulus Cu	0,3-2,5	6,8
		Burzowa opadowo-kłębiasta Cumulonimbus Cb	0,6-2,0	8-12

Masa powietrza : pewna objętość powietrza wypełniająca określoną przestrzeń i zalegająca nad jakimś obszarem o charakterystycznych własnościach fizycznych

Obszar źródłowy - nad nim formuje się masa powietrza

Podział geograficzny mas powietrza

• powietrze arktyczne - PA, PAm,k m - morskie k - kontynentalne

• powietrze polarne PPm,k w tej strefie jesteśmy

• powietrze zwrotnikowe PZ (PZm - PZk)

• powietrze równikowe PR - wilgotne i gorące pow do nas nie dociera

Podział termodynamiczny mas powietrza

• powietrze ciepłe

• powietrze chłodne

WYKŁAD IX

FRONTY

Rozwój niżu wg falowej teorii Bierknesa

Powietrze chłodne przepływa z północy na południe, a ciepłe odwrotnie.

P - ciśnienie atmosferyczne


Kierunek ruchu masy chłodnej


Kierunek ruchu masy ciepłej


***** front atmosferyczny ciepły


^^^^^ front atmosferyczny chłodny


*^*^* front atmosferyczny zokludowany


Powietrze chłodne szybsze od ciełego tak powstaje niż baryczny



1) W 2)











P


***************************** v

vvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvv v

W P


4)

3) p-1 p-1

p-2 N >

p-3 *

> *

> * Wycinek powietrza ciepłego coraz mniejszy i w końcu front

> * chłodny dogania ciepły (stan okluzji) pow ciepłe wyparte w

> * górę troposfery

wycinek powietrza ciepłego, zostaje wyparte przez 5) W P

powietrze chłodne szybsze od ciepłego i w takim miejscu

powstaje niż baryczny.

N ^*^*^*^*^*^*^

W P

Powietrze chłodne całkowicie połączone ze sobą, ciśnienie się wyrównuje i niż zanika. Niż przechodzi z zachodu na wschód i zanika

Front atmosferyczny.




Front atmosferyczny ciepły, przekrój przez atmosferę








	Przed frontem	Podczas frontu	Po froncie
Csnienie P	Równomiernie obniża się	Bez zmian	Mały spadek
Wiatr	Wzmaga się lekko skręca przeciw ruchowi zegara	Czasem wzmaga się, ruch Zgodny z ruchem zegara	Bez zmian i kierunku
Temperatura T	Bez zmian lub lekko rośnie	Stopniowo rośnie	Wyraźnie rośnie
Zachmurzenie	Na rysunku u góry	Ns i St	St lub Sc
Widoczność	Dobra poza opadami	Słaba (mgły)	Zła (mgły)
Pogoda	Opad ciągły	Opad ustaje	Silne zachmurzenie mżawka słaby deszcz

W powietrzu chłodnym widoczność dobra, po i we froncie zła!!!

Wiatr równomiernie do izobar

Front chłodny


I - rodzaj opad związany z Ns







>

II - rodzaj pogoda w miarę słoneczna

















> strefa opadów 60 - 80 km

>

	Przed frontem	W czasie frontu	Po froncie
Ciśnienie P
Wiatr
Temperatura
Zachmurzenie
Widoczność
Pogoda

2000

Strona 20 z 20

izometria

h

t

t

h

t

h

inwersja

Powietrze o charakterze stagnacyjnym

0,5^oC / 100m

1^oC / 100m

Stopień kondensacji

chmury

natężenie

μ m (długość fali)

Tw. Plancka

h₁

0,6

0,3

p₁

h₀

h₂

p₂

p₁ < p₂

h₁ < h₂

2

1

krótkie

10

30

50

70

90

XII

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

6

4

2

0

2

22

20

7

10

13

16

19

Las

32

28

24

20

7

7

Teren otwarty






















Rozchód ciepła

pszenica




ugór

γ = γ s

γ > γ s

γ < γ s

























klin

N

zatoka

N

N

W

N

N

N

W

N

N

N

N

W







V

p-1

p










N

G

p. -2

p.-1

p

A

C=V²/R




w

A

P.+2

P.+1

P

C

G




niż

Chmury znikają

+1⁰C/100m

Tatry







E=kβΣΔ




ΔT




Δe













Burzowa chmura

Słup powietrza

Chmura kłębiasta

Poziom kondensacji pary wodnej

Chmury średnie kłębiaste

Czyste niebo

Punkt kondensacji pary wodnej

p chłodne

p ciepłe

p-1

*******

*

IIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIII

Powietrze chłodne

Strefa przejściowa

front

10

9

8

7

6

5

4

3

2

1

0

0 100 200 300 400 500 600 700 800km 20 - 40km/h V frontu

Ws

As

Cs

Ci

St

Jako pierwszy zwiastun złej pogody

Powietrze chłodne

Strefa opadów

9km

7,5

6

4,5

3

1,5

300 200 100

Cm

Powietrze chłodne

Strefa opadów

Sc

Cb

Cs

As

Ns

Powietrze ciepłe

9km

7,5

6

4,5

3

1,5

Cb

Cc

Cu

Cb

---