WYKŁAD WSTĘPNY ATMOSFERA ZIEMSKA - uwm.edu.plADY AKraj.pdf · • promieniowanie sŁoneczne • ciepŁo i temperatura atmosfery • przemiany fazowe wody w atmosferze • ciŚnienie

Katedra Gospodarki Wodnej, Klimatologiii Kształtowania Środowiska

UWM w Olsztyniehttp://www.uwm.edu.pl/wksir/KGWKiKS/

WYKŁAD WSTĘPNY

ATMOSFERA ZIEMSKA

Rok akademicki 2016/2017

Wykładowca: ZBIGNIEW SZWEJKOWSKIPl. Łódzki 1., pok. 6. [email protected] tel: 523-48-87

METEOROLOGIA I KLIMATOLOGIA NA STUDIACH Z ZAKRESU ARCHITEKTURY KRAJOBRAZU

Celem działań z zakresu architektury krajobrazu, jednym z wielu, jest kształtowanie środowiska, w tym ochrona atmosfery i stwarzanie korzystnych warunków mezo i mikroklimatycznych dla ludzi

METEOROLOGIA I KLIMATOLOGIA NA STUDIACH Z ZAKRESU ARCHITEKTURY KRAJOBRAZU

Przedmiot nie uczy jak projektować elementy architektury krajobrazu, daje jednak dodatkową wiedzę, która właściwie wykorzystana pozwoli:

unikać błędów prowadzących do dewastacji krajobrazu i stworzenia zagrożenia dla równowagi środowiska

unikać błędów, które mogłyby spowodować, iż projekt nie będzie udany

Tryb realizacji i zaliczenie przedmiotu:

Wykłady 2 godz. tygodniowo

od 4.10.2016 do 29.11.2016

(ostatni termin – zaliczenie

pisemne i wprowadzenie do

ćwiczeń)

Ćwiczenia 2 godz. tygodniowo

od 29.11.2016 do 24.01.2017

(ostatni termin – zaliczenie)

Październik

Po Wt Śr Cz Pt So Nd

1 2

3 4 5 6 7 8 9

10 11 12 13 14 15 16

17 18 19 20 21 22 23

24 25 26 27 28 29 30

31

Listopad


1 2 3 4 5 6

7 8 9 10 11 12 13

14 15 16 17 18 19 20

21 22 23 24 25 26 27

28 29 30

Grudzień


1 2 3 4

5 6 7 8 9 10 11

12 13 14 15 16 17 18

19 20 21 22 23 24 25

26 27 28 29 30 31

Styczeń


1

2 3 4 5 6 7 8

9 10 11 12 13 14 15

16 17 18 19 20 21 22

23 24 25 26 27 28 29

30 31

Program przedmiotu:

• ATMOSFERA ZIEMSKA• PROMIENIOWANIE SŁONECZNE• CIEPŁO I TEMPERATURA ATMOSFERY• PRZEMIANY FAZOWE WODY W ATMOSFERZE• CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE• CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA• SYSTEM POGODOWY• SYSTEM KLIMATYCZNY• KLIMATY ZIEMI• EKOKLIMAT

Woś A. 2006. Meteorologia dla geografów. PWN Warszawa.

Kożuchowski K.2007. Meteorologia i Klimatologia. PWN Warszwa

Schönwiese CH.D.1997. Klimat i człowiek. Prószyński i S-ka.

Szwejkowski Z., 2004. Pogoda, klimat i środowisko. Wydawnictwo UWM

Zalecana literatura

http://ksiegarnia.pwn.pl/produkt/6299/ /public/pic/covers/240/6299.jpg

Meteorlogica (meteorologia)- gr. meta – poza, i eora – zawieszony + gr. lógos nauka.

Meteorologia, nauka o zjawiskach i procesach fizycznych zachodzących

w atmosferze ziemskiej (a zwłaszcza troposferze. Wchodzi w skład nauk geofizycznych.

Klimatologia nauka zajmująca się badaniem klimatu, czyli trwałych dla obszaru oraz

okresu, procesów i zjawisk zachodzących w atmosferze ziemskiej

Klimat (klimatologia)– gr. klíma, klímatos ‘, nachylenie, strefa + gr. lógos nauka’

GENERALNA ZASADA

MECHANIZMU KSZTAŁTOWANIA

POGODY I KLIMATU

Temperatura (niższa/wyższa)

Temperatura (wyższa/niższa)

Poziomy ruch powietrza

atmosfera

• Atmosfera pierwotna (wodór, hel) – pierwsze kilka milionów lat

• Atmosfera wtórna (para wodna, amoniak, metan, CO2, CO, N2, SO2) - do 3,5 mld lat temu

• Atmosfera współczesna (pojawienie się aktualnej ilości tlenu) – 600 mln lat temu

EWOLUCJA ATMOSFERYSkład chemiczny atmosfery wtórnej –odtworzony na podstawie analizy gazów pochodzących z erupcji wulkanicznych.

GAZ ZAWARTOŚĆ PROCESY PRZEMIAN

Para wodna 79.31 Kondensacja do postaci wody

Dwutlenek węgla

11.61 Rozpuszczenie w wodach oceanów i mórz, fotosynteza

Azot 1.29 Zmiana koncentracji

Argon 0.04 Zmiana koncentracji

Inne, dziś nie występujące

7.75 Związanie z litosferą w reakcjach chemicznych

Tlen brak Powstanie pod wpływem fotolizy wody i fotosyntezy Obecny poziom O2 został osiągnięty ok. 400 mln lat temu

Gaz %

Składniki pierwszorzędne

Azot 77,08

Tlen 20,75

Argon 0,93

Dwutlenek węgla 0,037

Zawartość gazów atmosferycznych przy powierzchni ziemi (powietrze suche)

Gaz ppmSkładniki drugorzędne

Neon 18,00

Hel 5,00

Krypton 1,00

Xenon 0,09

Metan 1,70

Wodór 0,50

Ozon 0,05


domieszki w %

Para wodna 1,20

domieszki w ppb

Siarkowodór 0,20

Dwutlenek siarki 0,20

Amoniak 6,00

Freony 0-10


Zmiany składu chemicznego atmosfery wraz z wysokością

0.931.200.0320.7577.080

0.940.180.0320.9577.895

0.550.010.0320.9978.0210

0.160.0118.0581.3420

0.0812.4586.5140

0.047.3278.1660

0.200.3222.7080

0.071.63100

ArgonH2OCO2TlenAzotWysokość w

km

AEROZOLE ATMOSFERYCZNE

pochodzenia naturalnego

pochodzenia antropogenicznego

nieorganiczne organiczne według źródła według rodzaju

pyły kosmiczneżywe mikro-organizmy

(bakterie, wirusy)przemysłowe pyły

marygeniczne(sole morskie)

zarodniki,pyłki kwiatowe

z transportu lotne popioły

pyły i gazy wulkaniczne

martwe resztki pochodzenia roślinnego

i zwierzęcegoz energetyki sadza

pyły lądowe (erozja eoliczna i burze

pyłowo----piaskowe)z rolnictwa metale ciężkie

pożarypyły

radioaktywne

wybuchy jądrowe pary i gazy

Troposfera 80% masy

Stratosfera 99,5% masy

Mezosfera

Warstwa ozonowa

Termosfera

Magnetosfera

jonosfera

egzosfera

Budowa pionowa atmosfey

http://images.google.com.pl/imgres?imgurl=www.frombork.art.pl/Frombork-foto/zorza1.jpg&imgrefurl=http://www.frombork.art.pl/Pol130za.htm&h=531&w=743&prev=/images?q=zorza&svnum=10&hl=pl&lr=&ie=UTF-8&oe=UTF-8&sa=G

Budowa planetarnej warstwy granicznej



PROMIENIOWANIE

SŁONECZNE

WIELKOŚĆ OKREŚLENIE SYMBOL JEDNOSTKA

IRRADIACJA

lub

NAPROMIE-

NIOWANIE(gęstość

powierzchniowa

strumienia)

Stosunek strumienia promienistego (mocy promienistej) do wielkości powierzchni, na którą pada

RW= dP/dA

W/m2

EMITANCJAlub WYPROMIE-NIOWANIE (gęstość

powierzchniowa strumienia)

Stosunek strumienia promienistego (mocy promienistej) do wielkości powierzchni promieniującej

RW= dP/dA

W/m2

PODSTAWOWE WIELKOŚCI STOSOWANE W NAUCE O PROMIENIOWANIU

PRAWA PROMIENIOWANIA

PRAWO WIENA

Długość fali maksimum promieniowania jest odwrotnie proporcjonalna do temperatury bezwzględnej ciała promieniującego

Lmax = c/T gdzie: c=2,8978.10-3mK


PRAWO STEFANA - BOLTZMANNA

Całkowita emitancja ciała jest wprost proporcjonalna do jego temperatury przy uwzględnieniu współczynnika emisyjności

Ec = edT4

gdzie: e – współczynnik emisyjności, d – stała S-B


PRAWO KIRCHOFFA

Kierunek efektywnego przepływu energii zależy od różnicy temperatury ciała i otoczenia W stanie równowagi promieniowania ciało tyle samo pochłania co emituje energii w danym zakresie fali.

He

20 tys. lat

T = 2 mln K

T =15 mln K

Fotosferat= 5780 K

H + H =

Średnio Słońce wypromieniowuje energię 3,826×1026 J/s (oznacza to stratę masy 5 mln t/s)

Warstwa wodorowa

Jądro helu

Korona słoneczna(protuberancje)

ultrafiolet C z zakresem fal od 100 do 280 nmultrafiolet B z zakresem fal od 280 do 315 nmultrafiolet A z zakresem fal od 315 do 400 nm

zakres widzialny z zakresem fal od 400 do 700 nm

bliska podczerwień z zakresem fal od 700 do 1400 nmśrodkowa podczerwień z zakresem fal od 1400 do 4000 nm

Główne zakresy fal promieniowania słonecznego

Widmo słoneczne na granicy atmosfery:UV – 5%Światło - 53%Podczerwień - 43%Widmo słoneczne przy powierzchni Ziemi:UV – 1%Światło - 40%Podczerwień - 59%

ABSORPCJA - EMISJA

Promieniowanie elektromagnetyczne padając na materię (cząsteczkę, atom) może zostać przez nią pochłonięte - zaabsorbowane.

Zjawiska, którym podlega promieniowanie podczas

przenikania przez atmosferę



Promieniowanie odbija się od powierzchni ciał nieprzezroczystychi nie absorbujących go. W atmosferze ziemskiej jest zazwyczaj częściowo odbijane przez cząstki w niej obecne, takie jak: skroplona para wodna, pyły.

Rozpraszanie promieniowania jest procesem związanym ze zmianą kierunku propagacji fali elektromagnetycznej.



Porównanie długości fali i wartości energetycznej promieniowania Słońca i Ziemi

20

21 14 12

-6-4-23

-33albedo Ziemi

Prom. pochłonięte przez podłoże

+47-32 +98

47+98-32 = 113

108

- 5

20+108+32

-62

-67 wypromieniowanie w

przestrzeń kosmiczną+100

Składowe bilansu promieniowania (z wymianą energii) w % stałej słonecznej

-100

Opisana bilansem sytuacja dotyczy całego globu i ma miejsce w skali czasowej 1 roku

Bilans ten w skali rocznej w przybliżeniu odpowiada sytuacji rzeczywistej w szerokościach geograficznych 38o, na obu półkulach, w wyższych szerokościach pojawia się ujemne różnica przychodów i rozchodów energii, w niższych – różnica dodatnia

Różnice strefowe w zakresie temperatur atmosfery, wynikające z bilansów energetycznych, są znacznie łagodniejsze gdyż energia jest przemieszczana strefowo (cyrkulacja atmosfery – 75%, prądy morskie 25%)

Przykładowo: brak przemieszczania strefowego spowodowałby obniżenie temperatury w strefach podbiegunowych o 100oC

+100 -115

OCHŁODZENIE KLIMATU

+100 -95

OCIEPLENIE KLIMATU



WYMIANA ENERGII

W SYSTEMIE POGODOWYM

Właściwości cieplne podstawowych rodzajów podłoża

Materia CiężarwłaściwyKg.m-3.103

CiepłowłaściweJ.kg-1.K-1 .103

Pojemnośćcieplna(objętościowa)J. m-3. K-1 .106

WspółczynnikprzewodnictwacieplnegoJ . cm-1.s-1.k-1

Dyfuzjacieplnam2 . s-1 . 10-6

Glebasucha

1,60 0,80 1,28 0,0030 0,24

Woda(4oC)

1,00 4,18 4,18 0,0057 0,14

Powietrze(20oC)

0,0012 1,01 0,0012 0,00025 20,50

Właściwości gospodarki energetycznej podstawowych rodzajów podłoża

System prądów oceanicznych

jako czynnik gospodarki cieplnej ziemi

3) ze względu na kierunek:Poziome Pionowe.4) ze względu na cechy

termiczne:Prądy ciepłe Prądy zimne.

Prądy morskie dzieli się:

1) Ze względu na powstanie:Wiatrowe Grawitacyjne Gradientowe Geostroficzne, Gęstościowe Kompensacyjne Wstępujące Przypływowo-odpływowe

2) ze względu na usytuowanie:

powierzchniowe,głębinowe (wgłębne) przydenne.

5) Ze względu na czas trwania:stałeokresoweczasowe (pod działaniem chwilowych czynników).

Właściwości gospodarki energetycznej podłoża lądowego – Prawa Fouriera

Dobowy przebieg temperatury w gruncie na różnych głębokościach

1. Okres wahań temperatury jest stały w całym profilu gruntu

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

3. Proporcjonalnie do wzrostu głębokości zwiększa się opóźnienie występowania maksimów i minimów temperatury

4. Wahania roczne temperatury sięgają 19 x głębiej niż wahania dobowe

System prądów oceanicznych

jako czynnik gospodarki cieplnej ziemi

3) ze względu na kierunek:Poziome Pionowe.4) ze względu na cechy

termiczne:Prądy ciepłe Prądy zimne.

Prądy morskie dzieli się:

1) Ze względu na powstanie:Wiatrowe Grawitacyjne Gradientowe Geostroficzne, Gęstościowe Kompensacyjne Wstępujące Przypływowo-odpływowe

2) ze względu na usytuowanie:

powierzchniowe,głębinowe (wgłębne) przydenne.

5) Ze względu na czas trwania:stałeokresoweczasowe (pod działaniem chwilowych czynników).

Właściwości gospodarki energetycznej podłoża lądowego – Prawa Fouriera

Dobowy przebieg temperatury w gruncie na różnych głębokościach

1. Okres wahań temperatury jest stały w całym profilu gruntu

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

3. Proporcjonalnie do wzrostu głębokości zwiększa się opóźnienie występowania maksimów i minimów temperatury

4. Wahania roczne temperatury sięgają 19 x głębiej niż wahania dobowe

Rozkład normalny Inwersja

przy powierzchni

Inwersja w swobodnej

atmosferzeIzotermia

Zasadnicze typy rozkładu temperatury w atmosferze

0,5oC/100 m

Pionowy rozkład temperatury

Bilans energetyczny decyduje o temperaturze naszej planety. Generalnie gdy ilość energii przyjętej równa się ilości energii oddanej to na podstawie prawa Stefana-Boltzmanamożemy ustalić wartość temperatury obiektu promieniującego

Ec = edT4

gdzie: e – współczynnik emisyjności, d – stała S-B

Tz = 4 Ec

ed

Po przekształceniu mamy:

Temperatura efektywna Ziemi

r

2

2

2

33844

mWS

R

SRS oo

m

0,30

Korekta wartości po uwzględnieniu

odbicia

Ez = (1 0,3)Sm = 237 W·m-2

Temperatura efektywna Ziemi wynosi:Tz = 257; K =-17oC

Tz =

4 Ez

ed

Wartość średnia energii odbieranej przez 1m2

całej powierzchni Ziemi

BILANS ENERGETYCZNY A TEMPERATURA ZIEMI

Ziemia z atmosferą -Model II

Układ dwóch równań:

0,80 x Sa + = Sa = + 0,04

X = 0,80 x Sa +YY = -Sa + 0,04

Rozwiązanie równań:

Emisja ziemska - = 1,68 Sa = 408 W·m-2

Emisja atmosfery - = 0,93 Sa = 226 W·m-2

Z równań Stefana-Boltzmana wynikaTz (18,1) 15CTa (8 km) - 19,4 C

y

-y

-x

x

338

243

95

61

=0,04 X

408226

226226

System cyrkulacji atmosfery

SUBSTANCJE CIEPLARNIANE W ATMOSFERZETemperatura efektywna – 17oCTemperatura z efektem cieplarnianym 15oCRóżnica = 32

SUBSTANCJE CIEPLARNIANE

Termiczny wymiar efektu cieplarnianego w K

PARA WODNA 20.3 63%(98%?)

DWUTLENEK WĘGLA 7.1 22%(2%?)

OZON 2.1 7%

PODTLENEK AZOTU 1.2 4%

METAN 0.7 2%

FREONY 0.6 2%

RAZEM 32 100%

Adiabatyczna zmiana temperatury

Teoria zmian adiabatycznych temperatury

Zmiana adiabatyczna temperatury zachodzi gdy Q = 0, to znaczy że:

mcpT = -pV

Zmiana energii objętości i temperatury zachodzi według reguły:

Q = mcpT+pVgdzie

m= masa, cp = ciepło właściwe przy stałym ciśnieniu, V- objętość, T przyrost temperatury p- zmiana ciśnienia

Ponieważ:p= pgh (gęstość X przyspieszenie X wysokość) zaś V = m/p (masa/gęstość)

To: ADIABATYCZNY GRADIENT TEMPERATURY (SUCHOADIABATYCZNY) =

deg/1005

/81,9 2

kgJ

smcg

Tp

a

g = przyspieszenie ziemskiecp = ciepło właściwe przy stałym ciśnieniu

= -1deg/100m



ADIABATYCZNY GRADIENT TEMPERATURY (WILGOTNOADIABATYCZNY):

hc

rLmT

p

100deg/1

gdzie:

r = stosunek zmieszania czyli stosunek q (masa pary wodnej podlegająca

parowaniu lub kondensacji) do masy objętości powietrza

L – ciepło parowania

Ponieważ r wzrasta wraz ze wzrostem prężności pary wodnej

nasyconej to wzrasta też wraz ze wzrostem temperatury dlatego Lr większe w wyższej temperaturze daje większą wartość wyrażenia:

to T (wilgotnadiab.) jest niższe od T (suchoadiab) w wyższych temperaturach i zbliża się do T (suchoadiab) w niższych:

hc

rL

p

Przykladowo:

Przy 20oC T (wilgotnadiab.) =0,44

deg/100 m

Przy 0oC T (wilgotnadiab.) =0,66

deg/100 m

Przy -20oC T (wilgotnadiab.) =0,88

deg/100 m

ZMIANY TEMPERATURY JAKO FUNKCJA WYSOKOŚCI (H) I CIŚNIENIA (P)

T (1) - temperatura na wysokości 0 m i przy ciśnieniu 1014 hPa

Td- temperatura

punktu rosy

a – adiabata sucha

b – adiabata wilgotna

d – krzywa stratyfikacji –obserwowany profil temperatury

a + b – krzywa stanu

2 – poziom przejścia zmian termicznych3 – poziom konwekcji swobodnej

Stany równowagi

termodynamicznej atmosfery –

Równowaga chwiejna

Gradient termiczny zewnętrzny > gradient adiabatyczny

g > gZ a

21oC

17oC+ 1000 m

Przykład:gz = 0,6oC/100m

ga = 0,4oC/100 m

- 1000 m 20oC

14oC

17oC

13oC

Stany równowagi


Równowaga obojętna

Gradient termiczny zewnętrzny =gradient adiabatyczny

g = gz a


ga = 0,6oC/100 m

20,5oC

14oC+ 1000 m

- 1000 m 20oC

14oC

20oC

13,5oC

17oC

Stany równowagi


Równowaga stała

Gradient termiczny zewnętrzny < gradient adiabatyczny

g < gz a


ga = 0,6oC/100 m

20oC

16oC 15,5oC15oC

21oC21,5oC

+ 1000 m

- 1000 m

Stany równowagi


Schematychwiejna

obojętna

stała



PRZEMIANY FAZOWE WODY

W ATMOSFERZE

TEMPERATURA STANY SKUPIENIA

<-40oC Lód

-40 do –10oC Lód +woda przechłodzona

-10 do 0oC Woda przechłodzona

>0oC Woda

T > Td Para wodna

DOMINUJĄCE STANY SKUPIENIA WODY W

ATMOSFERZE W ZALEŻNOŚCI OD TEMPERATURY

http://images.google.com/imgres?imgurl=www.islandnet.com/~luree/snow.gif&imgrefurl=http://www.islandnet.com/~luree/custom.html&h=222&w=257&prev=/images?q=snow&start=20&svnum=10&hl=en&sa=N

http://images.google.com/imgres?imgurl=www.nws.noaa.gov/er/rlx/museum/images/rain.gif&imgrefurl=http://www.nws.noaa.gov/er/rlx/museum/extreme.html&h=309&w=367&prev=/images?q=rain&start=100&svnum=10&hl=en&sa=N













Trzy stany skupienie wody

przemianastan

początkowystan

końcowyciepło uzyskane /

stracone w J/g

(od)parowanie woda para -2500

kondensacja para woda 2500

topnienie lód woda -333

zamarzanie woda lód 333

sublimacja lód para -2833

resublimacja para lód 2833

Ciepło przemian fazowych

Parowanie i kondensacja

Powietrze Ochładzanie Podgrzewanie

o temp. punktu rosy powietrza powietrza

równowaga kondensacja parowanie

Nasycenie powietrza parą wodną oznacza stan równowagi pomiędzy parowaniem a kondensacją w sytuacji gdy każda następna porcja pary wodnej równoważona jest taką samą pary, która kondensuje.

Bezwzględna ilość pary wodnej pary wodnej wysycającej powietrze zależy od temperatury w relacji wprost proporcjonalnej

E max. woda > E max. lód

E max woda czysta > E max roztwór

E max kropla > E max woda pow. płaska

RELACJE POMIĘDZY WARTOŚCIAMI PRĘŻNOŚCI MAKSYMALNEJ:

E max. woda > E max. lód


Ew

ElT1 T2

W tej samej temperaturze Emax nad

wodą jest większe niż nad lodem

Ta sama wartość Emax nad występuje w różnych

temperaturach nad wodą i nad lodem

Skutek: przemieszczanie masy z obszaru wodnego na lodowy


(Emax roztworu zmniejsza się proporcjonalnie do wzrostu koncentracji roztworu)

Molekuły substancji rozpuszczonej sprawiają, że to efektywna powierzchnia parującej wody jest mniejsza niż powierzchnia całego roztworu.



(Emax roztworu zmniejsza się proporcjonalnie do wzrostu koncentracji roztworu)

PRĘŻNOŚĆ PARY NASYCONEJ NAD PŁASKĄ POWIERZCHNIĄ ROZTWORU

0

21

13 E

NN

NE

gdzie: N1 – masa czystej wody, N2 – masa substancji rozpuszczonejEo – prężność max nad czystą wodą

Skutek: przemieszczanie masy z obszaru czystej wody nad obszar wody z roztworem


E max kropla >E max woda pow. płaska

(różnica maleje w miarę zwiększania się rozmiaru kropli i zmniejszania krzywizny)

STOSUNEK PRĘŻNOŚCI NASYCONEJ PARY WODNEJ (E2) NAD KROPLAMI WODY O PROMIENIU r DO PRĘŻNOŚCI NASYCONEJ PARY WODNEJ NAD PŁASKĄ POWIERZCHNIĄ WODY (E0)

R (cm)Ekropla/Epow. płaska

10-4

410-5

210-5

10-5

410-6

210-6

10-6

1,00121,00301,00601,00211,03011,0621,728



Na powierzchni silnie zakrzywionej siły napięcia pomiędzy molekułami są mniejsze niż na powierzchni płaskiej, bo każda molekuła jest w zasięgu działania (R) mniejszej liczby innych molekuł i łatwiej jest jej się "wyrwać" z tej powierzchni.

Powierzchnia zakrzywiona

Powierzchnia płaska


Skutek: zwiększanie wielkości kropli jest utrudnione, tym bardziej, że wraz ze zwiększeniem wielkości kropli maleje stężenie roztworu

WARUNKI POJAWIENIA SIĘ OPADU ATMOSFERYCZNEGO

• Dłużej pozostawać w chmurze gdy siła grawitacji jest mniejsza od siły wznoszących powietrza i tarcia

• Opaść na powierzchnię ziemi gdy siła grawitacji jest większa od siły wznoszących powietrza i tarcia

• Wyparować, opadając

Kropla lub inny element chmury może:


Nasycenie parą

Niedosyt wilgotności

T

K

G

Gradienttermiczny


Nasycenie parą


Gradienttermiczny

TK

G


Prędkości końcowe opadania kropel wody i kryształków lodu zależą od ich średnicy

Nasycenie parą


T

K

G

Gradienttermiczny

Prędkość końcowa = prędkość w ruchu jednostajnym przy równowadze sił grawitacji i tarciaPrędkość końcowa gwarantująca opuszczenie chmury i dotarcie elementu chmury do powierzchni ziemi wynosi od 30 do ponad 800 cm/s


Prędkość końcowa = prędkość w ruchu jednostajnym przy równowadze sił grawitacji i tarciaPrędkość końcowa gwarantująca opuszczenie chmury i dotarcie elementu chmury do powierzchni ziemi wynosi od 30 do ponad 800 cm/s

Prędkości końcowe opadania kropel wody i kryształków lodu zależą od ich średnicy

Nasycenie parą

Niedosyt wilgotnościV m/s

TK

G

T

K

G

V m/s

Gradienttermiczny


Przykładowe prędkości końcowe

elementów chmur r

(m)v

(m/s) (m/h)

Chmury 420

100

0,00050,01200,2700

1,843,2

1072

Deszcz 200500800

3000

0,272,064,338,06

25927416

1450829016

Grad 2500050000

2030

72000108000

Śnieg ------suchy mokry

1000 0,6 – 1,51,0 – 2,2

2160 – 54003600 – 7921

Możliwości powiększania się elementów chmury:

Powiększenie przez kondensację

Powiększenie przez koagulację (zlepianie)

kondensacja

zestalanie (resublimacja)

Czas wzrostu promienia kropli ( r) od początkowej wartości r0

= 1 m

r(m)

t1

(min : s)

25

10152030

0 : 152 : 008 : 15

18 :4033 : 1574 : 55

Efektywność powiększania się kropli na drodze kondensacji

Efektywność powiększania się kropli na drodze kondensacji

i koagulacji

Warunki sprzyjające i niesprzyjające koagulacji

Przy różnej prężności maksymalnej i przy tej samej ilości pary w powietrzu

Wyższa prężność Emax nad wodą pozwala na parowanie

Gdy tymczasem niższe Emax

nad lodem spowoduje kondensację

Kryształki lodu powiększają się kosztem kropel wody

Opady śniegu

Opady deszczu ze śniegiem

Opady deszczu

Ogólna charakterystyka obiegu• Czas trwania cząsteczek pary w atmosferze – 9 dni• Częstość wymiany pary – 40-45 razy

OBIEG WODY W PRZYRODZIE

Bilanse wodne kontynentówKontynent Opad (mm) Parowanie (mm)

EuropaAzjaAfrykaAmeryka ŚrodkowaAmeryka PołudniowaAmeryka PółnocnaAustralia

733733686

18121648

625430

415437547

10691065

356386

Kula ziemska - kontynenty- oceany

100%20,679,4

100%12,5%87,5%



CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE

p

g

Ciśnienie atmosferyczne

F1

F3

F2

równania statyki

zgp

Gdzie:

p – pionowy gradient ciśnienia,

z – odległość w pionie - gęstość,R - stała gazowa, T – temperatura bezwzględnag – przyspieszenie ziemskie

zRT

pgp

Wzór ten wskazuje w powietrzu ciepłym (wyższe T) zmiany ciśnienia wraz z wysokością są mniejsze niż w powietrzu chłodnym (mniejsze T)

Rozkład ciśnienia atmosferycznego przy róznych średnich

temperaturach powietrza

Przekrój pionowy przez powierzchnie izobaryczne w obszarach ciśnienia obniżonego i podwyższonego

Przyspieszenie (G) wywołane poziomym gradientem ciśnienia:

NPG

1

Gdzie:p - ciśnienie, - gęstość,PN - gradient poziomy ciśnienia, g – przyspieszenie ziemskie

Siła gradientu poziomego nadaje gazom atmosferycznym przyspieszenie w ruchu od miejsca o wyższym ciśnieniu do miejsca o ciśnieniu niższym.

Jest to czynnik najważniejszy (pierwszy, chociaż nie jedyny) wymujszający ruch mas powietrza.

Siła Coriolisa

)sin(2 vf

Siła Coriolisa

gdzie: - prędkość kątowa Ziemiv – prędkość poruszającego się powietrza - szerokość geograficzna

Inne siły działające na cząstki powietrza w ruchu:

Siła odśrodkowa(skierowana prostopadle do stycznej z okręgiem toru ruchu i zależna od prędkości, krzywizny toru ruchu, prędkości ruchu)

Siła tarciaWystępuje jako efekt oddziaływania:

• molekuł powietrza atmosferycznego na siebie nawzajem

• molekuł powietrza o podłoże, roślinność(drzewa), budynki i budowle

Siła ta spowalnia ruch i jest skierowana w przeciwną stronę względem ruchu mas powietrza:

• jest największa na przy samej powierzchi podloże i w jego pobliżu

• wzrasta wraz ze wzrostem prędkości tych mas

Wiatr geostroficzny (efekt siły gradientu poziomego i siły Coriolisa)

sin2

11 NPv

Wzór na przyspieszenie wiatru geostroficznego:

p, p ciśnienie, G – przyspieszenie poziomego gradientu ciśnieniaac – przyspieszenie Coriolisav,v1, v2 prędkość wiatru, v3 – prędkość wiatru geostroficznego

Wiatr gradientowy (efekt siły gradientu poziomego, siły

Coriolisa i siły odśrodkowej)

Wiatr izalobaryczny (efekt siły gradientu poziomego, siły Coriolisa, siły

odśrodkowej oraz efektu przemieszczania się układu barycznego)

Zachód

Wschód

Wiatr geotryptyczny (efekt siły gradientu poziomego, siły Coriolisa, siły

odśrodkowej oraz siły tarcia, może w także działać efekt izallobaryczny)

G-siła gradientu ciśnieniaC – siła CoriolisaTz – tarcie zewnętrzne, Tw – Tarcie wewnętrzneVG – prędkość wiatru gradientowegoV – prędkość wiatru geotryptycznego

Wiatr geotryptyczny (w stosunku do geostroficznego) nad lądem:• ma prędkość niższą o 25 do 60% • wieje pod kątem ok 45o w stosunku do izobar)

Wiatr geotryptyczny (w stosunku do geostroficznego) nad morzem:• ma prędkość niższą o ok 25% • wieje pod kątem ok 20o w stosunku do izobar)

Systemy ruchu - ruch laminarny i turbulencyjny (pulsacje – pulsacje izotropowe - turbulony

Systemy ruchu w atmosferze w przekroju poziomym

System ruchu –właściwości (prawidłowości)



CYRKULACJA ATMOSFERY

CYRKULACJA ATMOSFERY JAKO SYSTEM

Poszczególne rodzaje ruchów powietrza związane z określonymi przyczynami kompensują się nawzajem (działają – używając przenośni - na sposób podobny jak tryby w przekładni zębatej) i podlegając ogólnym prawom fizycznym – składają się łącznie na system krążenia (cyrkulacji)

Cyrkulacja atmosfery może mieć różny zasięg przestrzenny od skali mikro do globalnej. Może mieć przy tym charakter zamknięty gdy cały strumień powietrza uczestniczy w jednym cyklu (cyrkulacja termiczna, komórkowa), lub otwarty w sytuacji gdy pierwotnie uformowany strumień rozdziela się na różne kierunki

Zasady fizyczne systemu cyrkulacji

ruch mas powietrza odbywa się z przyspieszeniem, które jest wypadkową układu sił: gradientu ciśnienia, Coriolisa, odśrodkowej i tarcia, w wyniku tego powstają wiatry: geostroficzny, gradientowy, geotryptyczny, cyklostroficzny, izallobaryczny.

przyspieszenie może mieć charakter lokalny - obserwowane w określonym punkcie przestrzeni - lub substancjonalny czyli odnoszące się do cząsteczki materii lub objętości atmosfery (np. tzw turbulonu) przemierzających określoną przestrzeń.

ruch odbywa się na zasadzie ciągłości (nie ma miejsc w którym się raptownie zaczyna lub kończy), zaś gęstość określonej objętości atmosfery jest wynikiem bilansu odpływu i dopływu masy.

W atmosferze odbywa się nie tylko ruch powietrza względem powierzchni, lecz także względem siebie (translacja, rotacja, konwergencja, dywergencja).

Cyrkulacja termiczna jako

podstawa systemu cyrkulacji powietrza

Model teoretyczny

Schemat komórkowejcyrkulacji globalnej

Schemat cyrkulacji globalnej

Cyrkulacja monsunowa

Elementy cyrkulacji globalnej


OSCYLACJA POŁUDNIOWA - ENSO



Przez ostatnie 50 lat zaobserwowano, że:

- 46% czasu było "normalnie",- 31% czasu - El Nino,- 23% czasu - La Nina.

Index NAO(North Atlantic Oscilation)

Wpływ układów barycznych na

cyrkulację powietrza nad Europą



CYRKULACJA ATMOSFERY

CYRKULACJA ATMOSFERY JAKO SYSTEM

Poszczególne rodzaje ruchów powietrza związane z określonymi przyczynami kompensują się nawzajem (działają – używając przenośni - na sposób podobny jak tryby w przekładni zębatej) i podlegając ogólnym prawom fizycznym – składają się łącznie na system krążenia (cyrkulacji)

Cyrkulacja atmosfery może mieć różny zasięg przestrzenny od skali mikro do globalnej. Może mieć przy tym charakter zamknięty gdy cały strumień powietrza uczestniczy w jednym cyklu (cyrkulacja termiczna, komórkowa), lub otwarty w sytuacji gdy pierwotnie uformowany strumień rozdziela się na różne kierunki

Zasady fizyczne systemu cyrkulacji

ruch mas powietrza odbywa się z przyspieszeniem, które jest wypadkową układu sił: gradientu ciśnienia, Coriolisa, odśrodkowej i tarcia, w wyniku tego powstają wiatry: geostroficzny, gradientowy, geotryptyczny, cyklostroficzny, izallobaryczny.

przyspieszenie może mieć charakter lokalny - obserwowane w określonym punkcie przestrzeni - lub substancjonalny czyli odnoszące się do cząsteczki materii lub objętości atmosfery (np. tzw turbulonu) przemierzających określoną przestrzeń.

ruch odbywa się na zasadzie ciągłości (nie ma miejsc w którym się raptownie zaczyna lub kończy), zaś gęstość określonej objętości atmosfery jest wynikiem bilansu odpływu i dopływu masy.

W atmosferze odbywa się nie tylko ruch powietrza względem powierzchni, lecz także względem siebie (translacja, rotacja, konwergencja, dywergencja).

Cyrkulacja termiczna jako

podstawa systemu cyrkulacji powietrza

Model teoretyczny

Schemat komórkowejcyrkulacji globalnej

Schemat cyrkulacji globalnej

Cyrkulacja monsunowa






Przez ostatnie 50 lat zaobserwowano, że:

- 46% czasu było "normalnie",- 31% czasu - El Nino,- 23% czasu - La Nina.

Index NAO(North Atlantic Oscilation)

Wpływ układów barycznych na

cyrkulację powietrza nad Europą



SYSTEM POGODOWY

Definicja masy powietrza

Powietrze o jednorodnych cechach na dużym obszarze nazywa się

masę powietrza. Na każdym poziomie, nawet w dość odległych od

siebie miejscach, jego temperatura i wilgotność są w przybliżeniu

takie same.

Obszary źródłowe

Warunkiem uzyskania przez powietrze jednorodnych cech jest jego

pozostawanie w mniejszym lub większym bezruchu przez wiele dni.

Na to, aby można było je uznać za masę powietrza, musi ono zalegać

nad dużym obszarem Ziemi, na którym podłoże jest w miarę

jednorodne. Taki obszar nazywa się obszarem źródłowym masy

powietrza.

Nie jest możliwe określenie ostrej granicy pomiędzy dwiema masami

powietrza. Raczej występuje między nimi strefa przejściowa, w której

cechy jednej masy powietrza stopniowo zmieniają się w cechy drugiej

masy. Znacznie poprawniejsze jest stosowanie terminu

strefa frontowa,

lecz w meteorologii synoptycznej powszechnie jest używane słowo

front

W najprostszym znaczeniu strefa frontowa oddziela masy o różnej

gęstości. Na mapach synoptycznych w pobliżu stref frontowych

można stwierdzić różnice temperatury, a często i wilgotności.

Różnice te są wyraźniejsze niż drobne różnice występujące w

znacznych odległościach od frontu, wewnątrz jednej masy

powietrza.

Fronty atmosferyczne

Obszaryźródłowe

mas powietrza

Powietrze arktyczne - PA

Powietrze zwrotnikowe morskie - PZm

Powietrze zwrotnikowe kontynentalne - PZk

Powietrze polarne morskie - PPm

Powietrze polarne kontynentalne - PPk

Powietrze chłodniejsze niż podłoże - ch

Powietrze cieplejsze niż podłoże - c

Efektem jego napływu jest ochłodzenie. Ochłodzenie jest

relatywnie głębsze latem niż zimą. Zimą w pewnych układach

z napływem tego powietrza może się wiązać ocieplenie (wtedy,

gdy wyprze ono kontynentalną masę arktyczną).

Formuje się nad obszarami Morza Arktycznego między

Grenlandią a Spitsbergenem.

Lodowy charakter podłoża i niskie temperatury sprawiają, że

powietrze jest czyste (niewielkie zawartości aerozloli i pary

wodnej) i przezroczyste.

Powietrze

arktyczne,

morskie (PAm)

Spływa nad Polskę od północy z obszarów Arktyki, najczęściej

dociera do nas przez północne tereny Rosji, Finlandię oraz

Bałtyk.

Podobnie jak w przypadku PAm jego temperatura jest bardzo

niska, a przezroczystość wyjątkowo dobra. Są to masy

odpowiedzialne za głębokie ochłodzenia w okresie zimy oraz za

późnowiosenne i wczesnojesienne przymrozki.

Powietrze arktyczne,

kontynentalne (PAk)

Tworzy się nad obszarem

północnego Atlantyku i

dociera do centrum Europy

od północy lub zachodu,

przez Wyspy Brytyjskie.

Charakteryzuje się dużą

wilgotnością

W okresie zimowym przynosi często opady śniegu i potem

ocieplenie. Odwrotnie w porze letniej, następuje ochłodzenie,

któremu towarzyszą opady atmosferyczne. Charakterystyczną

cechą pogody kształtowanej przez te masy jest pojawianie się

mgieł i niskiego, warstwowego zachmurzenia.

Powietrze

polarne,

morskie

(PPm).

Powietrze

polarne,

kontynental

ne (PPk).

Masy te tworzą się na

rozległych obszarach dwóch

kontynentów: Azji (Rosja) i

Ameryki Północnej (Kanada).

Powietrze to, charakteryzując się niską zawartością pary wodnej w

lecie, powodując lekkie ochłodzenie oraz pogodę suchą i słoneczną.

W zimę masy te przyczyniają się do znacznego ochłodzenia, czasem

głębszego niż w przypadku powietrza arktycznego, zwłaszcza gdy

tworzy się ono nad rozległymi wychłodzonymi obszarami pokrytymi

warstwą śniegu.

Tworzy się w strefie

środkowego Atlantyku,

najczęściej w sąsiedztwie

Wysp Azorskich, gdzie

lokuje się stacjonarny wyż

jako jedno z centrów

atmosfery.

Powietrze

zwrotnikowe,

morskie (PZm).

W ciepłej porze roku powietrze zwrotnikowo-morskie nagrzewa

się od podstawy, osiągając chwiejność. Jak zwykle w takich

przypadkach, pojawiają się wypiętrzone chmury kłębiaste i

burzowe, którym towarzyszą silne przelotne opady.

W zimie następuje gwałtowne ocieplenie i szybkie topnienie

śniegu. Jeżeli masy te dodatkowo wzbogacone zostaną wilgocią

znad Morza Śródziemnego, to może dojść do wyjątkowo obfitych

opadów nad terytorium Polski.

Powietrze zwrotnikowe, kontynentalne (PZk).

Masy te mają swój obszar źródłowy nad Afryką, Azją Mniejszą i południowo-schodnią Europą.

Charakteryzuje się ono złą przezroczystością, dużą wilgotnością bezwzględną i bardzo wysoką temperaturą. Powietrze tego rodzaju jest sprawcą pogody bardzo ciepłej. Latem w masie tego powietrza częste są burze.

Front polarny

Front arktyczny

Fronty główne (klimatyczne) Ziemi

Międzyzwrotnikowa strefa zbieżności

Front ciepły

Front ciepły

Front chłodny

Front chłodny

Różnice w szybkości przemieszczania się frontów

wokół centrum niżowego

Fronty okluzji

Okluzja o charakterze frontu ciepłego

Okluzja o charakterze frontu chłodnego

Uwagi wstępne:

Największym pożytkiem wynikającym z

postępu w zakresie meteorologii jest możliwość

przewidywania pogody. Nie możemy oczekiwać

możliwości skutecznej ingerencji w system

pogodowy.

Opracowanie prognoz pogody jest bardzo

trudne. Nie istnieją sposoby pozwalające

stawiać bezbłędne prognozy.

„small differences in the initial conditions

of the atmosphere can lead to big

differences in the weather that results

only a few days later”

prof. Lorentz, MIT, USA

Funkcjonowanie pogody daje się więc wyjaśnić

teorią chaosu, gdyż są to zjawiska losowe.

Rodzaje metod

prognostycznych

1.Metody oparte o

obserwacje lokalne,

często nieparametryczne

2.Metody wykorzystujące

dane pomiarowe z

analizą map

synoptycznych

3.Metody numeryczneSpecjalna katagoria: Metody

zintegrowane

Metoda map synoptycznych jest

pracochłonna(zwłaszcza dawniej trzeba było wykonywać wiele czynności

ręcznie, aż po podanie ostatecznej prognozy, którą synoptyk

opracowywał w oparciu o znajomość procesów rządzących

ruchem atmosfery, własną intuicję i doświadczenie).

Intuicja i doświadczenie podstawą trafnych

prognoz.(Znany w środowisku meteorologicznym jest fakt, że na

podstawie tych samych map synoptycznych każdy synoptyk

może podać nieco odmienną prognozę, a to za sprawą dwóch

ostatnich czynników które powodują, że taka prognoza jest

bardzo subiektywna).

Postęp w tworzeniu map synoptycznych.(Dziś metody z wykorzystaniem map synoptycznych są

udoskonalane, mapy wykonuje się techniką komputerową, a

Metody z wykorzystaniem map

synoptycznych

Obszar wymaganych danych początkowych dla prognoz

pogody w zależności od jej horyzontu czasowego

Wysokość przekroju

atmosfery

Głębokość przekroju

podłoża (oceanu)

1 – 2 dni

do 4 dni

do 10 dni

Charakterystyczny prąd powietrza

z zachodu na wschód

Wraz z masami powietrza

przemieszczają się obszary niskiego

ciśnienia i fronty atmosferyczne

W obszarze Europy Środkowej

panuje pogoda łagodna, występują

deszcze, nawet w zimie z

niebezpieczeństwem gołoledzi.

Wiatry silne, z kierunku

południowo-zachodniego. Na

poludniu od Alp przeważnie piękna

pogoda.

W

Cyrkulacja strefowa z zachodu na

wschód.

W obszarze 50-60 stopnia szer.

geogr. północnej przemieszczają się

zaburzenia atmosferyczne i wyże

wędrowne.

Pogoda na terenie Europy

Północnej i zachodniej bardzo

niestała, zmienia się od

gwałtownych deszczów, w zimie

śniegów, przez długotrwałe deszcze,

do wielogodzinnych lub krotszych

rozpogodzeń (wpływ wędrownych

wyżów). Wiatry silne, zachodnie.

Pogoda w zimie łagodna w lecie

chłodna.

N

System definiowany jest jako zbior obiektów (entities), np. elementów przyrody, ludzi, maszyn, ktore dzialaja i oddzialywuja na siebie w celu osiagniecia jakiegoś logicznego wyniku

Symlacja to technika slużąca do imitowania działania systemu lub też tylko naśladowania pewnej sytuacji (przyrodniczej, ekonomicznej, militarnej, mechanicznej, etc.) poprzez użycie odpowiednich modeli lub urzadzeń w celu zdobycia informacji, czy też w celach dydaktycznych.

Modele matematyczne, reprezentują system za pomocą logicznych i kwantyfikatorowych relacji. Relacjami tymi manipuluje (symulacja) się w ten sposób, aby określić jak model reaguje na zmiany, a wiec jak zachowałby się istniejący system, pod warunkiem, że model matematyczny jest odpowiednio zaprojektowany.

Metody numeryczne - modele

Dla przypomnienia:

Metody numeryczne - modele

Uwagi wstępne:

Celem numerycznego modelowania pogody (przy wykorzystaniu superkomputerów) jest uzyskanie prognozy pogody poprzez rozwiązanie zestawu równań matematycznych opisujących zmienność poszczególnych elementów atmosfery (temperatura, szybkość wiatru, ciśnienie, etc).

Takie prognozy są prognozami obiektywnymi, tzn. niezależnie od tego ile razy zostałyby przeprowadzone obliczenia dla tego samego początkowego stanu atmosfery, uzyskany wynik byłby taki sam.

1. W modelach numerycznych pola meteorologiczne są opisywane przez skończoną liczbę punktów nazywanych węzłami siatki w układzie poziomym i pionowym.

2. Zwiększenie rozdzielczości oznacza zmniejszenie kroku siatki, a to prowadzi do wzrostu liczby punktów, w których należy przeprowadzić obliczenia. Dysponujemy jednak komputerami o skończonej pojemności.

Uwarunkowania skuteczności metod numerycznych

Poprawny model, to model uwzględniający możliwie największą liczbę parametrów wejściowych

Stosowane modele numeryczne można podzielić na:• modele globalne (pokrywające całą kulę ziemską),• modele mezoskalowe• modele regionalne.

Często stosowanym sposobem rozwiązania problemurozdzielczości jest koncepcja zagnieżdżania modeli.

Modelowanie numeryczne

1. Prognozowanie numeryczne rozpoczyna się od analizy aktualnego stanu atmosfery na bazie wcześniejszej krótkoterminowej prognozy oraz danych z obserwacji i pomiarów.

2. Numeryczne modele pogody oparte są na zestawach podstawowych równań zarządzających (wiodących) (governing equations). Poszczególne modele różnią się zestawem równań ich estymacją oraz wagą nadawaną każdemu równaniu w modelu.

Struktura procedury modelowania

Prognoza numeryczna na stronach internetowych

Wizualizacja wyników prognoz ustalonych metodą numeryczną

Model UMPL (Unified Model for Poland Area), stosowany przez Interdyscyplinarne Centrum Modelowania

prędkość i kierunek wiatru, temperatura maksymalna

średnie ciśnienie, zachmurzenieoraz suma opadów

Zdjęcia satelitarne w podczerwieniZdjęcie w podczerwieni pozwala określić

wysokość pokrywy chmur (im wyższe tym

zimniejsze więc tym jaśniejsze).

1. Kanał obrazowy (zdjęciowy),2. Kanały wielopasmowe, do wyznaczania pionowego rozkładu wielu

parametrów jednocześnie, takich jak temperatura profilu atmosfery, wilgotności, czy zawartości ozonu,

3. Kanał z zakresu widzialnego, służący do oceny odbić z wierzchołków chmur,

4. Dwa kanały podczerwieni, dla wyznaczenia temperatury powierzchni Ziemi oraz wierzchołków chmur,

5. Kanał pary wodnej, oznaczający wilgotność powietrza,6. Kanał mikrofalowy do badań falowania powierzchni mórz.

Zakres rejestracji aparaturą pokładową typowego satelity meteorologicznego

Kanały spektralne rejestrowanego widma fal elektromagnetycznych:



STREFY KLIMATYCZNE

„PRZEZ POJĘCIE KLIMATU ROZUMIEMY CAŁOKSZTAŁT ZJAWISK ATMOSFERYCZNYCH, KTÓRE OKREŚLAJĄ ŚREDNI STAN ATMOSFERY, W JAKIMKOLWIEK MIEJSCU NA POWIERZCHNI ZIEMI. TO, CO NAZYWAMY PRZEBIEGIEM POGODY JEST TYLKO FAZĄ, POJEDYNCZYM AKTEM W CIĄGU NASTĘPUJĄCYCH PO SOBIE ZJAWISK, KTÓRYCH PEŁNY, ROK PO ROKU, MNIEJ LUB BARDZIEJ PODOBNY PRZEBIEG TWORZY KLIMAT DANEGO OBSZARU”

(Julius Von Hann)

Wielość i różnorodność powiązań pomiędzy elementami

tworzą niestabilnośći zmienność

Kierunkowe zmiany klimatu

Oscylacyjne (cykliczne) zmiany klimatu

Co jest powodem globalnej niestabilności klimatu?

Zaburzenia równowagi energetycznej układu ZIEMIA - ATMOSFERA

Zmiana ilości docierającej energii słonecznej

Zmiana odległości Ziemi od Słońca

Zmiana aktywności słonecznej

Zmiana możliwości absorpcji energii przez atmosferę

Zmiana składu chemicznego atmosfery

Zmiana zawartości aerozoli

ZMIANY NATURALNEZMIANY

ANTROPOGENICZNE I NATUTALNE

Zakresy przestrzenne pojęcia KLIMAT

DOTYCZY

mikro – klimat Niskich warstw atmosfer, o małej rozciągłości przestrzennej


DOTYCZY


topo – Klimat związany z formami przestrzennymi terenu


DOTYCZY



mezo – Klimat lokalny (miasto, las, etc)


DOTYCZY




makro – Klimat regionalny


DOTYCZY




makro – Klimat regionalny

geo – Klimat kontynentów

klimat planetarny Klimat Ziemi

Działalność człowieka(emisja gazów, wpływ na stosunki wewnątrz biosfery)

Co wywołuje zmiany przestrzenne klimatu ?

Szerokość geograficzna(bilanse energetyczne)

Odległość od mórz i oceanów(różna pojemność cieplna podłoża, różne warunki parowania i kondensacji, prądy wodne)

Wysokość obszaru nad poziomem morza(spadek temperatury oraz wzrost opadów wraz z wysokością, ilość ultrafioletu, prędkość wiatru, zmiany ciśnienia atmosferycznego)

Rzeźba terenu(siły tarcia, bilanse promieniowania, wpływ na kierunki strumieni powietrza)

Podział geobotaniczny klimatów świata wg Köppena

A- klimaty tropikalne B – klimaty sucheC – klimaty umiarkowane

D – klimaty chłodne (borealne(śnieżno-leśne)E – klimaty polarne

Klasa A – KLIMATY TROPIKALNE

Cecha: Temperatura średnia miesiąca najchłodniejszego: > 18°C. Rośliny wskaźnikowe: rośliny o największych wymaganiach wodnych i cieplnych (palma kokosowa, drzewo kauczukowe), a także: kukurydza, ryż, banany, trzcina cukrowa).

Podklasy:Af – Bez pory suchej. Co najmniej 60 mm opadu w najsuchszym miesiącu

Am – Typ monsunowy. Krótki suchy sezon w roku, jednak mimo to wilgotność gleby w całym roku pozostaje na wysokim poziomie.

Aw – Wyraźnie zaznaczający się sezon suchy. Jeden miesiąc w roku z opadami poniżej < 60 mm.

Wyróżniki (klasyfikatory):

i - Izotermiczny. Roczna zmienność temperatury < 5°C

Klasa B – KLIMATY SUCHE

Cecha: Roczne sumy opadów są mniejsze od sum parowania terenowego. (Nawet najbardziej uwilgotnione obszary tej klasy klimatycznej charakteryzują się występowaniem wyraźnie zaznaczonego okresu suchego).

Rośliny wskaźnikowe: proso, sorgo, orzeszki ziemne.(Usłonecznienie jest zwykle wysokie, co sprawia, że możliwa jest tu wysoka produktywność roślin w sytuacjach gdy pojawiają się sezon większego uwilgotnienia lub też stosuje się sztuczne nawodnienia. W takich periodach można tu też uprawiać kukurydzę, ryż i trzcinę cukrową.)

Podklasy:BS - klimat stepowy

BW - klimat pustynny.

wyróżniki:

h - podzwrotnikowy pustynny z temperaturą > 18°C,

k - chłodny i suchy klimat pustyń podzwrotnikowych,

k' - z temperaturą najcieplejszego miesiąca < 18 °C.

Klasa C – KLIMATY UMIARKOWANE

Cecha: Średnie temperatury najchłodniejszego miesiąca < 18°C i > -3°C , a średnia temperatura najcieplejszego miesiąca >10°C. Rośliny wskaźnikowe: zboża (pszenica, jęczmień) oraz irlandzki (biały) ziemniak. Ważnym wariantem tego klimatu jest klimat śródziemnomorski, gdzie rosną drzewa oliwkowe oraz uprawia się winorośle.

Podział klimatów świata wg Köppena


Klasa C – KLIMATY UMIARKOWANE

Główne podklasy to:Cw – klimat z suchą zimą. Co najmniej dziesięciokrotnie więcej opadów w najbardziej wilgotnym miesiącu letnim, w porównaniu z najsuchszym miesiącem zimowym)

Cs – klimat z suchym latem. Co najmniej trzykrotnie większe opady w najwilgotniejszym miesiącu zimowym w porównaniu z najsuchszym miesiącem letnim, w tym ostatnim opady mniejsze niż 30 mm.

Cf – Co najmniej 30 mm opadów w najsuchszym miesiącu, różnice pomiędzy najsuchszym i najwilgotniejszym miesiącem mniejsze niż w subklasach Cw and Cs

Wyróżniki:a (gorące lato, średnia temperatura najcieplejszego miesiąca > 22°C), b (chłodne lato, średnia temperatura najcieplejszego miesiąca < 22°C) c (chłodne, krótkie lato z mniej niż czterema miesiącami o średniej temperaturze >10°C).

Klasa D – KLIMATY CHŁODNE

Cecha: Średnia temperatura najcieplejszego roku > 10°C; średnia temperatura miesiąca najchłodniejszego < -3°C.Rośliny wskaźnikowe: te same grupy roślin uprawnych jak w klimacie umiarkowanym z przewagą gatunków i odmian bardziej odpornych na niskie temperatury. Okres wegetacyjny roślin jest ograniczony występowanie przymrozków wiosennych i jesiennych.


Klasa D – KLIMATY CHŁODNE

Subklasy: Df - Co najmniej 30 mm w najsuchszym miesiącu, różnice pomiędzy najsuchszym i najbardziej wilgotnym miesiącem mniejsze niż w przypadku subtypów Cw i Cs)

Ds – sucha pora letnia

Dw Sucha pora zimowa – co najmniej 10 razy większe opady w najbardziej wilgotnym miesiącu letnim w stosunku do najsuchszego zimowego.

Wyróżniki:a - ciepłe lato, średnia temperatura najcieplejszego miesiąca > 22°C,b - średnia temperatura najcieplejszego miesiąca < 22°C , c - chłodne, krótkie lato z mniej niż czterema miesiącami o średniej temperaturze >10°C,d - średnia temperatura najzimniejszego miesiąca < -38°C.

Klasa E – KLIMATY POLARNE

Cecha: Średnia temperatura najcieplejszego miesiąca roku < 10°C. W tym klimacie nie uprawia się roślin.

Dwie główne subklasy:

Et - tundra – średnia temperatura miesiąca najcieplejszego > 0°C), Ef - bez miesięcy ze średnią temperaturą > 10°C)

Wyróżniki:d - średnia temperatura najzimniejszego miesiąca < -38°C.


Klasa klimatu

Temperatura średnia

opadyMiesiąc najchłodniejszy

Miesiąc najcieplejszy

tropikalny >18oC

suchy

Sumy roczne mniejsze od sum

parowania terenowego

umiarkowany >-3 <18oC >10oC

chłodny <-3oC >10oC

polarny <10oC

Podsumowanie

Zależność klimatu od ruchów mas powietrzaNiż Islandzki stały, niże letnie śródziemnomorskie. Wyż Azorski, i Arktyczny. Jako stały zimowy Wyż Syberyjski

Silne zróżnicowanie linii brzegowej i wpływ obszarów oceanicznych i morskich(oddziaływanie atlantyckiego prądu strumieniowego (Golfstrom)

Przeszkody w ruchu mas powietrza(równoleżnikowy układ Alp i Karpat i południkowy Pirenejów

Charakterystyka klimatu Europy

Documents

WYKŁAD WSTĘPNY ATMOSFERA ZIEMSKA - uwm.edu.plADY AKraj.pdf · • promieniowanie sŁoneczne • ciepŁo i temperatura atmosfery • przemiany fazowe wody w atmosferze • ciŚnienie