SKŁAD I BUDOWA ATMOSFERY...

Transkrypt

1 ATMOSFERA SPIS TREŚCI: SKŁAD I BUDOWA ATMOSFERY... 2 Powstanie atmosfery... 2 SKŁAD ATMOSFERY... 2 BUDOWA ATMOSFERY... 4 TEMPERATURA I CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE... 7 Promieniowanie Ziemi i atmosfery... 7 Wymiana ciepła w atmosferze i przemiany adiabatyczne... 9 Zmiany temperatury powietrza na Ziemi Ciśnienie powietrza i jego zmiany na kuli ziemskiej CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA Cyrkulacja powietrza w strefie międzyzwrotnikowej Międzyzwrotnikowa strefa zbieżności. El Niño Cyrkulacja powietrza w umiarkowanych szerokościach Cyrkulacja powietrza w strefach okołobiegunowych Cyrkulacja monsunowa PRĄDY STRUMIENIOWE Wiatry lokalne Fen Bora Mistral i wiatry lodowcowe Bryza Bryza miejska Wiatry dolinne i górskie pozostałe wiatry lokalne: sirocco, samum i etezje WILGOTNOŚĆ POWIETRZA, CHMURY I OPADY ATMOSFERYCZNE Para wodna i wilgotność powietrza atmosferycznego Kondensacja pary wodnej Osady atmosferyczne Mgły Chmury ZJAWISKA POGODOWE NA KULI ZIEMSKIEJ Czynniki kształtujące pogodę Typy pogody Pogoda antycyklonalna Pogoda cyklonalna Stałe stany pogody Zmienne stany pogody Fronty atmosferyczne Front chłodny Front ciepły Ekstremalne zjawiska pogodowe Huragany Cyklony tropikalne Pogoda w życiu i gospodarce człowieka Techniki teledetekcji Wpływ pogody i klimatu na życie organizmów żywych STREFY KLIMATYCZNE ŚWIATA Pojęcie klimatu Czynniki klimatotwórcze Klimaty na Ziemi Klimaty strefowe Klimaty astrefowe ODDZIAŁYWANIE CZŁOWIEKA NA ATMOSFERĘ Zanieczyszczenie powietrza Wpływ przemysłu na ozon Efekt cieplarniany (szklarniowy)... 53

2 SKŁAD I BUDOWA ATMOSFERY Atmosfera - to gazowa i zewnętrzną powłoka Ziemi, złożona jest z mieszaniny gazów. POWSTANIE ATMOSFERY Badania geologów umożliwiają spojrzenie w przeszłość, kiedy Ziemia rodziła się z pyłów i gazów kosmicznych około 4,6 mld lat temu. Półpłynna gorąca materia młodej Ziemi powoli stygła do około 100 C. Ciężkie pierwiastki i ich związki gromadziły się wewnątrz Ziemi. Lekkie substancje, które wydobywały się z milionów czynnych wówczas wulkanów, głównie: wodór (H 2 ), hel (He), azot (N 2 ), para wodna (H 2 O), tlenek i dwutlenek węgla (CO i CO 2 ), związki siarki oraz metan (CH 4 ) tworzyły pierwotną atmosferę, która nie zawierała tlenu. Najlżejsze z nich wodór i hel uciekły w przestrzeń kosmiczną. FORMOWANIE SIĘ ATMOSFERY Powierzchnia lądy i oceany młodej Ziemi, jak i jej atmosfera, nie zawierały ani materii organicznej ani wolnego tlenu. Pierwszymi formami życia były bakterie, które do procesów życiowych nie potrzebowały ani tlenu ani związków organicznych. Żyły one w środowiskach silnie zasolonych, zakwaszonych lub alkalicznych oraz w temperaturach nawet powyżej 55 C. Ten rodzaj bakterii żyje współcześnie w złożach węgla kamiennego, ropy naftowej, w rozlewiskach Parku Yellowstone, gejzerach Nowej Zelandii, w gorących wodach wulkanicznych na Sachalinie i na Sycylii. W wyniku procesów biochemicznych powstaje siarkowodór, złoża siarki i rudy żelaza. Jednak do rozwoju wyższych form życia konieczne było powstawanie nowych układów enzymatycznych, wykorzystujących tlen. A tlenu w atmosferze nie było. Stopniowo, bakterie beztlenowe wytworzyły mechanizmy wykorzystujące energię słoneczną - ukształtowały się procesy fotosyntezy. W komórkach bakterii wytworzył się pigment podobny do chlorofilu, który zawiera kompleks enzymatyczny zdolny do wykorzystania energii słonecznej. W wyniku fotosyntezy do atmosfery uwalnia się tlen. Bakterie te stopniowo, w ciągu milionów lat, opanowywały środowiska wodne i lądowe. W tym czasie pojawiły się inne fotosyntetyzujące organizmy jednokomórkowe sinice, które oprócz fotosyntezy mają zdolność do fotolizy wody, w czasie której również wyzwala się tlen. Sinice wraz z bakteriami tworzyły kolonie na powierzchni wód; następowała impregnacja krzemionką (SiO 2 ). Powstawały z nich najstarsze (około 2,5 mld lat) skały zawierające stromatolity. W skałach tych znaleziono skamieniałe bakterie i sinice nie różniące się od współczesnych. Z czasem powstały glony, organizmy wyżej zorganizowane od bakterii i sinic, które drogą fotosyntezy wytwarzają tlen ze znacznie większą intensywnością. Tlen powstaje również w wyższych warstwach atmosfery w wyniku fotodysocjacji pary wodnej pod wpływem promieniowania ultrafioletowego. Uwolniony w tym procesie wodór jako najlżejszy uciekał w przestrzeń kosmiczną. Stopniowo pojawiały się inne organizmy fotosyntetyzujące: fitoplankton na powierzchni wód oraz rośliny wyższe na lądzie. Organizmy te wytwarzały około 40 proc. tlenu. W ciągu setek milionów lat z molekuł tlenu (O 2 ) tworzyła się pod wpływem promieniowania słonecznego warstwa ozonu (O 3 ). Ozon pochłania ultrafioletowe promienie słoneczne i w ten sposób chroni organizmy przed ich zabójczymi skutkami. Z tego wynika, że niektóre gatunki bakterii i sinic wytwarzające tlen były (i nadal są) odporne na szkodliwe działanie ultrafioletu. SKŁAD ATMOSFERY Skład suchej i czystej cząsteczki powietrza przy powierzchni Ziemi Strona 2 z 54

3 Atmosfera ziemska to powłoka gazowa otaczająca ze wszystkich stron kulę ziemską i nie mająca ściśle określonego kształtu. Krąży ona wraz z Ziemią w przestrzeni kosmicznej i podlega działaniu siły przyciągania ziemskiego. Atmosfera jest układem dynamicznym. W jej dolnej części, zwanej troposferą, zachodzi ciągłe przemieszczanie mas powietrza. Źródłem energii tych procesów jest promieniowanie słoneczne. Atmosfera wraz z magnetosferą chroni nas przed promieniowaniem ultrafioletowym, które jest szkodliwe dla organizmów żywych, a także przed nadmiernym wypromieniowaniem ciepła z Ziemi. Przelatujące przez atmosferę meteory i inne ciała kosmiczne najczęściej spalają się lub rozpadają na drobny pył. Atmosfera zabezpiecza więc nas przed meteorami. Powszechnie przyjmuje się, że atmosfera sięga na dole do litosfery i hydrosfery. Powietrze przenika jednak znacznie głębiej, wypełnia pory i próżnie skalne w litosferze nawet na głębokości kilku tysięcy metrów. Górna granica atmosfery znajduje się w przybliżeniu na wysokości 2000 km nad powierzchnią Ziemi. Atmosfera ziemska składa się z mieszaniny gazów zwanej powietrzem. Grawitacyjne oddziaływanie Ziemi powoduje, że najwięcej powietrza znajduje się w dolnej, przypowierzchniowej warstwie atmosfery. Żyjemy jakby na dnie wielkiego powietrznego oceanu. Prawie połowa ogólnej masy powietrza znajduje się w przyziemnej warstwie o grubości 5 km, zaś prawie cała masa (99,99%) w warstwie sięgającej do 100 km wysokości. GŁÓWNE SKŁADNIKI SUCHEGO I CZYSTEGO POWIETRZA PRZY POWIERZCHNI ZIEMI azot (78,08% ogólnej objętości); tlen (20,95% ogólnej objętości); argon (0,93%); dwutlenek węgla (około 0,03%); inne rzadkie gazy: neon, wodór, hel, metan, ozon, ksenon i krypton (0,01%). Do wysokości około 100 km nad powierzchnią Ziemi zawartość poszczególnych składników w powietrzu, poza dwutlenkiem węgla i ozonem, nie zmienia się. Gazy których zawartość nie zmienia się, nazywamy stałymi składnikami powietrza o (m.in.: azot, tlen, argon, neon, hel, krypton, wodór). Stężenie ozonu i dwutlenku węgla w powietrzu często ulega zmianie, więc gazy te nazywamy zmiennymi składnikami powietrza o (m.in.: para wodna, CO 2, dwutlenek i trójtlenek siarki, tlenki azotu, ozon). Skład chemiczny atmosfery jest zróżnicowany w zależności od wysokości. Przy powierzchni Ziemi dominują gazy cięższe (azot, tlen), natomiast na wysokościach powyżej 1000 km - gazy lżejsze, głównie hel i wodór. Wskutek różnych procesów zachodzących na Ziemi do atmosfery dostają się zanieczyszczenia naturalne oraz sztuczne, powstałe w wyniku działalności gospodarczej. Dlatego powietrze w przypowierzchniowej warstwie atmosfery zawiera domieszki ciekłe i stałe, zwane AEROZOLAMI, oraz parę wodną. Aerozolami atmosferycznymi są: pyłki roślin, bakterie, drobne cząsteczki dymu, popioły wulkaniczne i przemysłowe, cząsteczki soli oraz pyły glebowe. Para wodna występuje w atmosferze w zmiennych ilościach: od 0,00001% objętości suchego powietrza w strefach okołobiegunowych do 4% w strefie równikowej. Zwykle zawartość pary wodnej w powietrzu waha się od 0,2 do 2,5%. Obecny w atmosferze azot obniża stężenie tlenu, co wpływa na spowolnienie procesów spalania i przemiany materii. Bierze on także udział w procesie wytwarzania białka w roślinach, np. rośliny motylkowe mają zdolność pobierania azotu bezpośrednio z atmosfery (przy pomocy bakterii symbiotycznych). Tlen jest gazem niezbędnym dla przebiegu wielu procesów, m.in.: oddychania, spalania oraz butwienia. Zmienne składniki atmosfery pełnią także bardzo ważną rolę w procesach zachodzących w atmosferze (np. w powstawaniu opadów atmosferycznych, powstawaniu efektu cieplarnianego), ale nie tylko. Większa zawartość określonych gazów (czy aerozoli) może wpływać chociażby na kształtowanie procesów geomorfologicznych, na przykład większa zawartość CO 2, zwiększa intensywność procesów krasowych, zaś udział tlenków siarki i azotu warunkuje rozwój wietrzenia i procesów glebotwórczych. Zawartość zmiennych składników atmosfery kształtowana jest przez procesy naturalne i antropogeniczne. Źródłem CO 2 w atmosferze są wybuchy wulkanów, spalanie paliw, takich jak węgiel, ropa naftowa, gaz, a także oddychanie i gnicie. Zawartość CO 2 w atmosferze waha się od 0,02 do 0,04%, a w wielkich aglomeracjach może dochodzić nawet do 0,08%. Od rewolucji przemysłowej, kiedy rozpoczęło się powszechne wykorzystywanie węgla, a następnie ropy naftowej, zawartość tego gazu w dolnej warstwie atmosfery systematycznie, acz bardzo powoli, rośnie. Na szczęście CO 2 pobierany jest z powietrza przez rośliny zielone do procesu fotosyntezy oraz magazynowany przez wody oceanów. Stała kontrola zawartości CO 2 jest bardzo ważna, gdyż gaz ten zaliczany jest do grupy gazów szklarniowych. Gazy te odpowiedzialne są za efekt cieplarniany, prowadzący do ocieplania klimatu Ziemi. Efekt cieplarniany polega na pochłanianiu długofalowego, podczerwonego promieniowania Ziemi przez gazy i aerozole występujące w atmosferze (CO 2, metan, ozon, a także parę wodną i chmury). Strona 3 z 54

4 BUDOWA ATMOSFERY Atmosfera ziemska ma budowę warstwową. Podstawą jej podziału na warstwy zwane sferami, są panujące w niej warunki termiczne. Każda z warstw cechuje się specyficznym dla siebie przebiegiem temperatury. Ponadto poszczególne sfery różnią się między sobą składem chemicznym, panującym tam ciśnieniem oraz zachodzącymi zjawiskami fizycznymi. Atmosferę ziemską podzielono na troposferę, stratosferę, mezosferę, termosferę i egzosferę. Poszczególne warstwy atmosfery rozdzielają strefy przejściowe: tropopauza, stratopauza i mezopauza. TROPOSFERA: Jest najniższą i najcieńszą warstwą atmosfery. Górna jej granica zmienia się w zależności od szerokości geograficznej i pory roku. Nad biegunami sięga ona do 7 km w zimie i do 9 km w lecie. W umiarkowanych szerokościach geograficznych od 10 km w zimie do 13 km w lecie. Nad równikiem zasięg troposfery waha się od 15 do 18 km w ciągu całego roku. Zróżnicowana grubość troposfery wynika z niejednakowego nagrzewania się obszarów leżących na różnych szerokościach geograficznych oraz różnej wartości siły odśrodkowej, działającej na cząsteczki powietrza. Charakterystyczną cechą tej warstwy jest ciągły spadek temperatury wraz ze wzrostem wysokości, przeciętnie 0,6 na 100 m. Na granicy z tropopauza temperatura w obszarze zwrotnikowym waha się od -70 do -80 C, natomiast nad biegunami od -70 C zimą do -45 C latem. Ciśnienie atmosferyczne maleje wraz ze wzrostem wysokości od około 1000 hpa na poziomie morza do około 200 hpa na granicy z tropopauza (przeciętnie 11,5hPa/100m). W troposferze zachodzą częste turbulencje powietrza (burzliwy ruch powietrza w warstwie przygruntowej wywołany tarciem wiatru o podłoże) oraz najważniejsze procesy kształtujące pogodę i klimat na Ziemi. W górnej troposferze, między 35 a 65 szerokości geograficznej na obu półkulach, formują się prądy strumieniowe. Są to silne prądy powietrza na granicy troposfery i stratosfery, przekraczające nawet 300 km/h (wykorzystują je samoloty odrzutowe). Strefa ta gromadzi 80% ogólnej masy powietrza oraz prawie całą parę wodną i zanieczyszczenia. W troposferze prowadzi się badania meteorologiczne i klimatologiczne. Zróżnicowanie zasięgu troposfery w zależności od szerokości geograficznej i pory roku TROPOPAUZA: Jest strefą przejściową między troposferą a stratosferą o grubości od 0,5 do 2 km. Tropopauza leży na wysokości około 18 km nad równikiem i około 7 km nad biegunami. W ciągu roku wysokość strefy nieznacznie się zmienia. Warstwa ta cechuje się jednakową temperaturą w przekroju pionowym. W strefie międzyzwrotnikowej wynosi ona -80 C, nad biegunami zaś waha się od -45 do -65 C. Różnice temperatury uzależnione są od pory roku. Ciśnienie atmosferyczne waha się od 50 do 200 hpa w zależności od szerokości geograficznej i pory roku. STRATOSFERA: Rozciąga się między tropopauza a stratopauza i sięga do około km od powierzchni Ziemi. W dolnej części tej warstwy do wysokości około 25 km utrzymuje się stała temperatura -55 C. W wyższych warstwach tej sfery zachodzi wzrost temperatury wraz z wysokością i 50 km nad Ziemią wynosi ona około 0 C. Ciśnienie atmosferyczne maleje ze wzrostem wysokości od kilkudziesięciu hpa do około 1 hpa. Szybki wzrost temperatury jest wynikiem pochłaniania promieniowania słonecznego (głównie nadfioletowego i rentgenowskiego) przez ozon. W stratosferze występuje prawie cały ozon atmosferyczny a jego największa koncentracja znajduje się na wysokościach od 20 do 35 km nad Ziemią. Warstwa zwana ozonosferą, pochłania prawie całe promieniowanie nadfioletowe Słońca, chroniąc nas przed jego szkodliwym działaniem. W zimie w stratosferze powstają chmury perłowe (obłoki iryzujące) zbudowane z bardzo drobnych kryształków lodu. Oświetla je światło słoneczne dobrze po zachodzie lub długo przed wschodem Słońca, gdy niżej leżące chmury ogarnia jeszcze ciemność. Kolor obłoków jest taki jak barwa nieba podczas zachodu Strona 4 z 54

5 Słońca, którego natężenie zmienia się od pasma do pasma. Barwy obłoków powstają w wyniku dyfrakcji światła słonecznego na cząsteczkach lodu. Najczystsze występują wtedy, gdy wszystkie cząsteczki mają tę samą wielkość. Kolorowe obłoki perłowe powstają w wyniku ruchów powietrza prowadzących do gwałtownego zamarzania pary wodnej. STRATOPAUZA: Chmury perłowe Jest cienką strefą przejściową między stratosferą a mezosferą o stałej temperaturze około 0 C i bardzo niskim ciśnieniu atmosferycznym około 1 hpa. Stratopauza zawiera między innymi ozon. MEZOSFERA: Rozciąga się między stratopauza a mezopauzą i sięga do wysokości km od powierzchni Ziemi. Jej przeciętna miąższość to 35 km. W warstwie tej występuje gwałtowny spadek temperatury wraz z wysokością od około 0 C do -90 C (czasem nawet do -120 C). Ciśnienie atmosferyczne wynosi tu około 1 hpa (jest stałe). W strefie tej występuje silna turbulencja powietrza. W jej górnej części tworzą się chmury srebrzyste (obłoki mezosferyczne). Obłoki te mają srebrzystobiały lub lekko żółtawy kolor i są najlepiej widoczne o północy, gdy wznoszą się nad zorzą wieczorną, rozciągając się ku biegunowi. Przypominają leżące niżej cirrusy, ale podobnie jak obłoki perłowe powstają jako efekt ruchów w najwyższych warstwach atmosfery. MEZOPAUZA: Chmury srebrzyste Jest strefą przejściową między mezosferą a termosferą o stałej temperaturze około -90 C i bardzo niskim ciśnieniu atmosferycznym około 1 hpa. Rozciąga się na wysokości około 85 km nad powierzchnią Ziemi. TERMOSFERA: Sięga do wysokości około 800 km od powierzchni Ziemi. W warstwie tej temperatura rośnie wraz z wysokością i w jej górnej części osiąga 1000 C (czasem nawet 1500 C). Ciśnienie atmosferyczne maleje i osiąga tu bardzo niskie wartości (na wysokości 200 km 0,0 001 hpa, na wysokości 500 km 0, hpa). W dolnej części termosfery znajduje się jonosfera. Powietrze jest w niej bardzo rozrzedzone i silnie naelektryzowane. W jonosferze występują warstwy od których odbijają się fale radiowe o różnej długości. Dzięki temu istnieje możliwość odbierania sygnałów radiowych nawet w odległości kilku tysięcy kilometrów od miejsca, skąd zostały nadane. W warstwie tej powstają zorze polarne. EGZOSFERA: Stanowi zewnętrzną warstwę atmosfery ziemskiej powyżej 800 km od powierzchni Ziemi. Powietrze jest tu bardzo silnie rozrzedzone. Cząsteczki gazów poruszają się z dużą prędkością (do 11,2 km/s), czasem nawet opuszczają atmosferę i ulatują w przestrzeń kosmiczną. Są to głównie wodór i hel. Temperatura w egzosferze gwałtownie spada, osiągając w strefie przejściowej do przestrzeni kosmicznej -273 C. Ciśnienie jest mniejsze niż 0, hpa. Strona 5 z 54

6 Budowa i właściwości atmosfery ziemskiej Strona 6 z 54

7 TEMPERATURA I CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE PROMIENIOWANIE ZIEMI I ATMOSFERY Głównym źródłem energii dla powierzchni Ziemi, a za jej pośrednictwem również dla atmosfery, jest Słońce. Energia innych gwiazd oraz ciepło płynące z wnętrza Ziemi mają znaczenie marginalne. Natężenie promieniowania słonecznego na górnej granicy atmosfery zmienia się nieznacznie w ciągu roku, wraz ze zmianami oddalenia Ziemi od Słońca (dlatego określa się je mianem stałej słonecznej). W 99% jest to PROMIENIOWANIE KRÓTKOFALOWE (o długości fali 0,1-4,0 nm), w pozostałej części - promieniowanie elektromagnetyczne o innych długościach fal oraz promieniowanie korpuskularne. Bilans promieniowania Ziemi i atmosfery Do powierzchni Ziemi przenika bezpośrednio 37% ogólnej ilości promieniowania słonecznego dochodzącego do górnej granicy atmosfery (PROMIENIOWANIE BEZPOŚREDNIE). Reszta jest pochłaniana przez atmosferę, odbijana od zewnętrznej strony chmur i od cząsteczek powietrza bądź też rozprasza się i dociera do powierzchni Ziemi z opóźnieniem. Natężenie promieniowania bezpośredniego zależy głównie od pory roku, a zatem od kąta padania promieni słonecznych. Zależność natężenia promieniowania bezpośredniego od kąta padania promieni słonecznych Droga promieni słonecznych w atmosferze w ciągu dnia. Im niżej znajduje się Słońce nad horyzontem, tym długość drogi promieni słonecznych w atmosferze jest większa Strona 7 z 54

8 Ziemia znajduje się przez cały czas w wiązce równolegle biegnących promieni słonecznych. W związku z tym, że jej powierzchnia ma kształt sferyczny, padają one pod różnymi kątami w poszczególnych szerokościach geograficznych, coraz mniejszymi w miarę zbliżania się do biegunów,. Dlatego też obszary okołorównikowe są bardzo gorące, natomiast okołobiegunowe bardzo zimne. Różnice temperatury między nimi łagodzi w pewnym stopniu ruch Słońca w strefie międzyzwrotnikowej, w którego konsekwencji zmieniają się kąty padania promieni słonecznych w ciągu roku. Ponadto na lądach kąt padania promieni słonecznych jest uzależniony od nachylenia i ekspozycji stoków. Zróżnicowanie kąta padania promieni słonecznych w zależności od nachylenia i ekspozycji stoków W wyniku ruchu obrotowego Ziemi zmienia się również kąt padania promieni słonecznych w ciągu dnia (mierzony w płaszczyźnie dziennego ruchu Słońca) oraz długość ich drogi w atmosferze. W rezultacie najwięcej energii słonecznej dopływa do powierzchni Ziemi w południe słoneczne, a najmniej rano i wieczorem. Ilość promieniowania bezpośredniego dochodzącego do danej powierzchni w ciągu doby jest też zależna od czasu insolacji, a więc od długości dnia, zachmurzenia i przezroczystości atmosfery. Z ogólnej ilości promieniowania słonecznego dochodzącego do górnej granicy atmosfery 16% rozprasza się w atmosferze. Z czasem jednak większość PROMIENIOWANIA ROZPROSZONEGO (czyli takiego, którego pierwotny kierunek został zmieniony) dociera do powierzchni Ziemi. Największe natężenie osiąga ono w południe słoneczne. W dni pochmurne do powierzchni Ziemi dociera wyłącznie promieniowanie rozproszone. Wtedy też, a także przed wschodem i po zachodzie Słońca (czyli o świcie i o zmierzchu), to promieniowanie daje światło. PROMIENIOWANIE CAŁKOWITE dochodzące do powierzchni Ziemi (czyli suma promieniowania bezpośredniego i rozproszonego) jest przez nią pochłaniane i odbijane. Każdy rodzaj podłoża w odmiennym stopniu absorbuje i odbija promieniowanie słoneczne, czyli ma charakterystyczne dla siebie albedo. ALBEDO (łac. albedo - biel) stosunek natężenia promieniowania słonecznego odbitego od danej powierzchni i dochodzącego do niej. Zależy od rodzaju i barwy powierzchni oraz od kąta padania i długości fali promieniowania słonecznego. W rezultacie przy podobnym natężeniu promieniowania całkowitego na danym obszarze, poszczególne powierzchnie pochłaniają różne ilości energii. Na dodatek każdy rodzaj podłoża w inny sposób pochłania promieniowanie krótkofalowe, przekształca je w ciepło i emituje to ciepło do otoczenia. Szczególnie istotny dla klimatu jest odmienny ustrój cieplny lądów i zbiorników wodnych, czyli podstawowych rodzajów podłoża zasadniczo różniących się gęstością, przezroczystością dla promieniowania, pojemnością cieplną i przewodnictwem cieplnym. Lądy, a raczej różne podłoża gruntowe, w związku z dużą gęstością skał są mało przezroczyste dla promieniowania i mają niską pojemność cieplną. Nagrzewają się więc szybko, jednak tylko do małych głębokości, zwłaszcza gdy ich powierzchnię budują skały okruchowe o niskich współczynnikach przewodzenia ciepła (suche piaski i gliny). W rezultacie akumulują niewiele energii i względnie szybko się oziębiają. Natomiast oceany i inne zbiorniki wodne są przezroczyste dla promieniowania (w czystej wodzie morskiej 85% promieniowania krótkofalowego dociera do głębokości 100 m) i mają dużą pojemność cieplną. Nagrzewają się więc powoli do dużych głębokości, długo pozostając względnie chłodne na powierzchni. W sumie akumulują dużo energii, którą sukcesywnie oddają w okresach chłodniejszych. Pochodną specyficznych bilansów cieplnych lądów i zbiorników wodnych są zasadniczo odmienne klimaty kontynentalne i morskie. Powierzchnia Ziemi nagrzana w wyniku pochłaniania krótkofalowego promieniowania słonecznego staje się źródłem PROMIENIOWANIA DŁUGOFALOWEGO (ciepła). To promieniowanie, emitowane przez całą dobę, jest pochłaniane przez atmosferę, a zwłaszcza przez znajdującą się w niej wodę w różnych stanach skupienia oraz przez dwutlenek węgla. Dolne warstwy atmosfery, zawierające zwykle znaczne ilości tych substancji, są więc w stanie dość długo utrzymywać ciepło. Ma to duże znaczenie dla podtrzymywania temperatury w okresach, kiedy promieniowanie słoneczne staje się mniej intensywne lub przestaje dopływać, a więc w chłodnym półroczu oraz w nocy. Strona 8 z 54

9 Ciepło oddawane troposferze przez powierzchnię Ziemi w większości wraca jako PROMIENIOWANIE ZWROTNE atmosfery. Reszta tego ciepła uchodzi do górnych warstw atmosfery i w końcu w przestrzeń międzyplanetarną. Natężenie promieniowania zwrotnego zależy nie tylko od ilości ciepła emitowanego przez powierzchnię Ziemi, ale również od zawartości w powietrzu pary wodnej, dwutlenku węgla oraz różnych zanieczyszczeń. Przy dużym stężeniu tych substancji promieniowanie zwrotne atmosfery nasila się i wpływa na znaczne podwyższenie temperatury przy powierzchni Ziemi nasilenie EFEKTU CIEPLARNIANEGO. EFEKT CIEPLARNIANY (albo szklarniowy efekt) - podwyższenie temperatury przy powierzchni Ziemi dzięki istnieniu atmosfery. Przypuszcza się, że powierzchnia Ziemi pozbawiona powietrznej otuliny miałaby przeciętną temperaturę ok.-15 C, czyli niższą o ponad 30 C od obecnej średniej. Główną przyczyną efektu cieplarnianego jest promieniowanie zwrotne atmosfery, które rośnie w miarę powiększania się w niej zawartości wody i pary wodnej oraz gazów cieplarnianych utrzymujących się w powietrzu przez dłuższy czas - dwutlenku węgla, tlenków azotu, metanu i freonów. Z tego wynika, że ten efekt nasila się szczególnie nad obszarami aglomeracji miejskich, gdzie emisja tych substancji do atmosfery jest duża, a możliwości ich odprowadzania na inne obszary są ograniczone (położenie w kotlinach - Ateny, Kraków). Mechanizm intensyfikacji efektu cieplarnianego WYMIANA CIEPŁA W ATMOSFERZE I PRZEMIANY ADIABATYCZNE Turbulencja i konwekcja Pomiędzy podłożem a atmosferą odbywa się stała wymiana ciepła. Przyczyniają się do niej przemiany fazowe wody (parowanie, skraplanie), a także turbulencja i konwekcja oraz wspomniane powyżej promieniowanie. Temperatura powietrza atmosferycznego zależy więc od dostawy promieniowania słonecznego, czyli podlega zmianom w cyklu rocznym i dobowym. Innym czynnikiem wpływającym na temperaturę powietrza jest występowanie przemian adiabatycznych, czyli zachodzących bez wymiany ciepła z otoczeniem. Strona 9 z 54

10 Chmura kłębiasta w początkowym okresie wypiętrzania Chmura kłębiasta silnie wypiętrzona Jednym z bardziej efektywnych sposobów wymiany ciepła jest TURBULENCJA. Polega ona na chaotycznym przemieszczaniu się cząsteczek powietrza atmosferycznego, wskutek czego następuje szybkie przenoszenie ciepła między warstwami, zawsze w kierunku od warstw cieplejszych do chłodniejszych. Jest to proces, który prowadzi do łagodzenia kontrastów termicznych w przebiegu dobowym. Ciepło może być przenoszone na duże wysokości (nawet do górnej granicy troposfery) w wyniku ruchów wznoszących, czyli PRĄDÓW KONWEKCYJNYCH. Ciepłe powietrze cechuje się mniejszą gęstością od powietrza otaczającego, dlatego unosi się do góry. Widocznym przejawem tych ruchów są silnie rozbudowane w pionie chmury kłębiaste. Ten sposób wymiany ciepła między powierzchnią Ziemi a atmosferą jest najbardziej wydajny. Temperatura powietrza danego miejsca może zmieniać się także pod wpływem napływającego powietrza o innej temperaturze. Tego rodzaju zmiany noszą nazwę ADWEKCYJNYCH. Przemiany fazowe wody to kolejny proces powodujący wymianę ciepła w atmosferze. W wyniku dostarczenia ciepła do Ziemi dochodzi do parowania wody z jej powierzchni (utajone ciepło parowania). Podczas skraplania pary wodnej następuje oddanie ciepła atmosferze (jawne ciepło kondensacji). Rzadko jednak występuje taka sytuacja, że skroplenie następuje w tym samym miejscu, z którego pochodzi para wodna. Dochodzi więc do rozprowadzania ciepła. Temperatura powietrza w troposferze zmienia się również bez udziału wymiany ciepła z otoczeniem, czyli w wyniku PRZEMIAN ADIABATYCZNYCH. Jej spadek lub wzrost jest wówczas rezultatem zmian ciśnienia w przestrzeni zajmowanej przez przemieszczającą się pionowo masę powietrza (rezultatem rozprężania się powietrza lub jego sprężania). Adiabatyczne zmiany temperatury zależą od wilgotności powietrza. W suchym powietrzu dochodzą do 1 C/100 m - GRADIENT SUCHOADIABATYCZNY. W powietrzu nasyconym parą wodną są powolniejsze. Adiabatyczne ochładzanie wznoszącego się powietrza jest bowiem spowalniane w wyniku oddawania ciepła przez kondensowaną parę wodną, zaś adiabatyczne ocieplanie opadającego powietrza jest ograniczane w związku z zużywaniem części energii na przemianę kropelek wody w parę wodną. W rezultacie GRADIENT WILGOTNOADIABATYCZNY wynosi około 0,5 C/100 m (0,3-0,6 C/100 m). Strona 10 z 54

11 KONWEKCJA W ATMOSFERZE (łac. convectio - unoszenie) szybkie wznoszeniu się dużych objętości powietrza nagrzewającego się od podłoża lub od niżej położonej warstwy troposfery (KONWEKCJA TERMICZNA albo SWOBODNA) tudzież natrafiającego na przeszkody orograficzne (KONWEKCJA DYNAMICZNA albo WYMUSZONA). Jest jednym z ważniejszych czynników przemieszczania ciepła pomiędzy warstwami troposfery, a więc wpływa na jej pionowe uwarstwienie termiczne. PRZEMIANY ADIABATYCZNE (gr. adiabatein - nie przenikać) - w meteorologii, zmiany temperatury mas powietrza przemieszczających się pionowo, postępujące bez wymiany ciepła z otoczeniem. Adiabatyczny spadek temperatury wznoszącego się powietrza wynika z jego rozprężania się i zużywania energii na pracę potrzebną do pokonania ciśnienia otaczającego powietrza; adiabatyczny wzrost temperatury opadającego powietrza jest konsekwencją sprężania go pod wpływem rosnącego ciśnienia otoczenia, czyli wzrostu jego wewnętrznej energii w wyniku pracy wykonanej przez otaczające powietrze. GRADIENT (łac. gradientis postępujący) - skala zmiany zjawiska na jednostkę odległości w określonym kierunku. W meteorologii ważna jest znajomość poziomych i pionowych gradientów temperatury i ciśnienia. Pionowe gradienty temperatury mogą być ujmowane jako gradienty rzeczywiste, związane z ogółem czynników kształtujących pionowe uwarstwienie termiczne atmosfery oraz jako gradienty adiabatyczne, związane z adiabatycznymi zmianami temperatury. Adiabatyczne zmiany temperatury mas powietrza przemieszczających się pionowo W rezultacie wymiany ciepła między powierzchnią Ziemi i atmosferą oraz przemian adiabatycznych temperatura w troposferze zmienia się wraz z wysokością przeciętnie o 0,6 C/100 m (spada wraz ze wzrostem wysokości, rośnie w miarę jej spadku). Skala tych zmian nosi nazwę rzeczywistego pionowego gradientu temperatury. Znajomość tego gradientu pozwala wyeliminować wpływ wysokości na temperaturę, a więc zredukować temperatury (oraz izotermy) na poziomie rzeczywistym do temperatur, jakie ukształtowałyby się w danych miejscach, gdyby leżały one na poziomie morza. Jest to konieczne do pokazania faktycznego wpływu szerokości geograficznej i rodzaju podłoża na rozkład temperatury przy powierzchni Ziemi. Czasami jednak wraz ze wzrostem wysokości, temperatura również wzrasta. To zjawisko, nazywane INWERSJĄ TEMPERATURY, pojawia się wtedy, gdy nad wychłodzone podłoże napływają ciepłe masy powietrza i zaczynają się od niego oddolnie oziębiać. Na różnych wysokościach może również utrzymywać się przez pewien czas taka sama temperatura powietrza. Jest to izotermia, zazwyczaj znamionująca rychłą inwersję temperatury. INWERSJA TEMPERATURY (tac. inversio - odwrócenie) - w meteorologii, ukształtowanie się na większej wysokości w troposferze wyższej temperatury niż na mniejszych wysokościach. Zamiast spadku temperatury wraz ze wzrostem wysokości, notuje się więc okresowo jej wzrost. Warstwę powietrza, w której zachodzi inwersja, nazywa się warstwą inwersyjną. Zjawisko inwersji temperatury powietrza może mieć kilka przyczyn: INWERSJA FRONTOWA powstaje, gdy na powietrze zalegające przy powierzchni Ziemi górą napływa powietrze cieplejsze (front ciepły); INWERSJA RADIACYJNA (z wypromieniowania) powstaje wskutek silnego wychłodzenia podłoża podczas intensywnego wypromieniowania; INWERSJE NAPŁYWOWE (ADWEKCYJNE) związane są z napływem ciepłego powietrza nad chłodniejsze podłoże. W zależności od wysokości, na której występuje inwersja, wyróżnia się inwersje niskie - przy powierzchni Ziemi, i wysokie - w swobodnej atmosferze. Strona 11 z 54

12 Czasami w pionowym przebiegu temperatury powietrza występuje WARSTWA IZOTERMII. Jest to warstwa powietrza, w której nie zachodzą zmiany temperatury wraz z wysokością. Wykresy obrazujące zjawisko inwersji i izotermii Wieloletnie obserwacje dowiodły, że Ziemia znajduje się w stanie równowagi cieplnej, czyli pochłania tyle samo energii w postaci promieniowania krótkofalowego, ile traci, emitując ciepło (promieniowanie długofalowe) ze swej powierzchni. To jednak nie oznacza, że wszędzie na Ziemi utrzymuje się równowaga termiczna. Stwierdzono bowiem, że obszary leżące pomiędzy szerokościami geograficznymi 35 N i 30 S mają nadwyżki energii (więcej jej pochłaniają niż są w stanie wyemitować), podczas gdy obszary położone w wyższych szerokościach geograficznych charakteryzują się niedoborami energii (mniej jej pochłaniają niż emitują). Nadwyżki ciepła ze strefy międzyzwrotnikowej są przekazywane do średnich i wysokich szerokości geograficznych za pośrednictwem strumieni powietrza cyrkulacji planetarnej oraz wody przenoszonej przez prądy morskie. W wysokich szerokościach geograficznych ilości ciepła dopływającego z rejonów tropikalnych są większe od pozyskiwanych w wyniku pochłaniania promieniowania słonecznego. Inaczej mówiąc, głównym źródłem energii jest tam ADWEKCJA ciepła. Adwekcja (tac. advectio dostawa, dowóz) - w meteorologii, poziome przemieszczanie się mas powietrza w troposferze pomiędzy szerokościami geograficznymi oraz pomiędzy obszarami o odmiennym podłożu, głównie oceanami i kontynentami. W skali globalnej dokonuje się głównie za pośrednictwem strumieni powietrza cyrkulacji planetarnej, a w regionalnej - dzięki wiatrom lokalnym. Z adwekcją wiąże się przemieszczanie ciepła i wilgoci atmosferycznej, stąd mówi się również o adwekcji ZMIANY TEMPERATURY POWIETRZA NA ZIEMI W ciągu doby TEMPERATURA POWIETRZA zmienia się z niewielkim opóźnieniem w stosunku do zmian ciepłoty podłoża. Najniższa jest tuż po wschodzie Słońca, po czym wzrasta, osiągając maksimum pomiędzy godziną 14 i 15 (w dni pochmurne nieco wcześniej, w pogodne nieco później). Od tego momentu sukcesywnie spada, aż do ponownego wschodu Słońca. Najczęściej w ciągu doby występuje jedno maksimum temperatury powietrza oraz jedno minimum. Porównanie temperatury w tych momentach pozwala ustalić DOBOWĄ AMPLITUDĘ TEMPERATURY POWIETRZA. Jej wielkość zależy przede wszystkim od szerokości geograficznej, pory roku, orografii terenu, ogólnego zachmurzenia i oddalenia od zbiorników wodnych. Największe dobowe amplitudy temperatury powietrza notuje się latem przy bezchmurnym niebie w niskich szerokościach geograficznych, w miejscach położonych w głębi lądów we wklęsłościach terenu pozbawionych roślinności (lub pokrytych skąpą szatą roślinną). Na podstawie średnich temperatur dobowych oblicza się średnią temperaturę miesiąca, a na podstawie średnich temperatur wszystkich miesięcy - średnią temperaturę roku. Na półkuli północnej najcieplejszymi miesiącami są: na lądach lipiec, a na oceanach sierpień i wrzesień, zaś najchłodniejszymi - na lądach styczeń, a na oceanach luty i marzec. Wyraźne (zwłaszcza na oceanach) przesunięcie w czasie skrajnych temperatur powietrza w stosunku do okresów największego (najmniejszego) nasłonecznienia jest konsekwencją adwekcji ciepła związanej z ogólną cyrkulacją atmosfery i hydrosfery. Strona 12 z 54

13 Średnie temperatury roku w poszczególnych szerokościach geograficznych Szerokość geograficzna Półkula północna Temperatura w C Półkula południowa 90-22,0-33, ,2-27, ,7-13,6 60-1,1-3,4 50 5,8 5, ,1 11, ,4 18, ,3 22, ,7 25,3 0 26,2 26,2 Średnia roczna temperatura powietrza na Ziemi Różnica pomiędzy średnią temperaturą powietrza w najcieplejszym i najchłodniejszym miesiącu jest ROCZNĄ AMPLITUDĄ TEMPERATURY POWIETRZA. Roczne amplitudy zależą od: szerokości geograficznej (w zasadzie zwiększają się wraz z nią aż do kół podbiegunowych); rodzaju podłoża (na tej samej szerokości geograficznej są zazwyczaj większe nad lądami niż nad oceanami); wysokości nad poziomem morza (zmniejszają się wraz ze wzrostem wysokości). Najmniejsze roczne amplitudy temperatury powietrza notuje się w strefie równikowej (nad oceanami średnio do 3 C, nad lądami do 7 C), zaś największe - nad lądami w strefie umiarkowanej chłodnej (w północno-wschodniej Azji przekraczają one 60 C). Strona 13 z 54

14 Roczne amplitudy temperatury powietrza na Ziemi Ze względu na szerokość geograficzną i okresy kształtowania się ekstremalnych temperatur wyróżnia się następujące główne typy rocznego przebiegu temperatury powietrza: typ równikowy, charakteryzuje się małą roczną amplitudą temperatury powietrza z uwagi na niewielkie w ciągu roku różnice natężenia promieniowania dochodzącego do powierzchni Ziemi; temperatury pozostają tam w ścisłym związku z aktualnym kątem padania promieni słonecznych, najwyższe występują po dniach równonocy (w kwietniu i w październiku), a najniższe - po dniach przesilenia letniego i zimowego; typ zwrotnikowy, w którym w odróżnieniu od typu równikowego w ciągu roku występuje tylko jedno maksimum temperatury powietrza (po przesileniu letnim, a w strefie monsunów międzyzwrotnikowych przed nadejściem monsunu letniego) i jedno minimum (po przesileniu zimowym); w tym typie roczne amplitudy temperatury powietrza nad oceanami wynoszą średnio ok. 3 C, a nad lądami nie przekraczają 20 C; typ strefy umiarkowanej, w którym w ciągu roku występuje jedno maksimum temperatury powietrza (po przesileniu letnim) i jednym minimum (po przesileniu zimowym); w tym typie roczne amplitudy temperatury powietrza nad oceanami dochodzą do 15 C, a nad lądami przekraczają 40 C; typ strefy podbiegunowej, w którym w ciągu roku najniższe temperatury powietrza kształtują się przed końcem nocy polarnej, a najwyższe w środku dnia polarnego; w tym typie roczne amplitudy temperatury powietrza nad lądami dochodzą do C, a nad oceanami do C. Izotermy poszczególnych miesięcy oraz izotermy roczne zredukowane do poziomu morza często znacznie się odchylają od odpowiednich równoleżników, niekiedy nawet układają się południkowo. W miejscowościach leżących na tej samej szerokości geograficznej mogą się więc kształtować temperatury powietrza odbiegające od średniej dla danego równoleżnika, czyli ANOMALIE TERMICZNE. Zależą one przede wszystkim od: charakteru prądów morskich przepływających w pobliżu; oddalenia od oceanów i mórz oraz dużych zbiorników wody na lądach; orografii terenu. W mniejszym stopniu są związane z: bujnością szaty roślinnej skutkami działalności człowieka. Najmniejsze anomalie termiczne występują w strefie międzyzwrotnikowej (zwykle nie przekraczają +2 C, a na obszarach znajdujących się pod wpływem zimnych prądów morskich -8 C), zaś największe - w półroczu zimowym w pobliżu północnego koła podbiegunowego (w styczniu w północno-wschodniej Azji dochodzą do -24 C, a na północnym Atlantyku - do +24 C). Anomalie termiczne zmieniają się w ciągu roku pod wpływem cyklicznych zmian czynników klimatycznych (np. w lipcu na północnym Atlantyku panują temperatury typowe dla tych szerokości geograficznych, anomalie termiczne są zatem bliskie 0 C). Dla klimatologów ważniejsze są jednak ich zmiany w długich okresach, określane na podstawie porównań średnich temperatur w poszczególnych latach ze średnią temperaturą wieloletnią. Pozwalają one bowiem przewidywać długotrwałe trendy w klimacie Ziemi. Strona 14 z 54

15 CIŚNIENIE POWIETRZA I JEGO ZMIANY NA KULI ZIEMSKIEJ CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE jest to nacisk, jaki wywiera atmosfera na znajdujące się w niej obiekty, w tym także na powierzchnię Ziemi. Odpowiada ono ciężarowi nadległego słupa powietrza, rozciągającego się pomiędzy tą powierzchnią i górną granicą atmosfery. Jest zatem najwyższe na poziomie morza i spada wraz ze wzrostem wysokości, szybciej w powietrzu chłodnym niż w ciepłym. Zmiany ciśnienia wraz z wysokością określa się przy pomocy stopnia barycznego. Zmiany ciśnienia atmosferycznego postępujące wraz ze zmianami wysokości Za normalne uznaje się ciśnienie atmosferyczne odpowiadające ciężarowi słupa rtęci o wysokości 760 mm i podstawie 1 cm 2, w temperaturze 0 C na poziomie morza, na równoleżnikach 45 (N i S). Wynosi ono ok hpa (hektopaskali*), czyli jest równe sile, z jaką Ziemia przyciąga masę 1,033 kg na powierzchni 1 cm 2. Ciśnienie atmosferyczne mierzy się przy pomocy barometrów. Ich wskazania notowane na różnych wysokościach redukuje się zwykle do poziomu morza w celu wyeliminowania wpływu wysokości na wielkość ciśnienia atmosferycznego. Pozwala to wyznaczyć izobary i powierzchnie izobaryczne typowe dla poszczególnych szerokości geograficznych w danym czasie i sporządzić mapy klimatyczne odzwierciedlające rozmieszczenie układów barycznych na Ziemi. Przeciętne ciśnienie atmosferyczne na poszczególnych szerokościach geograficznych Szerokość geograficzna Przeciętne roczne ciśnienie powietrza na poziomie morza (w hpa) , , , , , , , , , , ,3 Strona 15 z 54

16 Rozkład ciśnienia atmosferycznego na kuli ziemskiej w styczniu i lipcu Niekiedy potrzebna jest znajomość rozkładu ciśnienia atmosferycznego na poziomie rzeczywistym, czyli zgodnego ze wskazaniami barometrów umieszczonych na różnych wysokościach. Dzieje się tak chociażby w przypadku sporządzania map synoptycznych i opracowywania na ich podstawie krótkookresowych prognoz pogody. Przy wykreślaniu izobar zawsze zachowuje się stałą różnicę wielkości ciśnienia. Pozwala to porównywać rozmiary i kształty powierzchni izobarycznych w polach ciśnienia, a zatem właściwie oceniać charakter UKŁADÓW BARYCZNYCH. Najczęściej występującymi układami barycznymi są: niż (cyklon), wyż (antycyklon), zatoka niskiego ciśnienia, klin wysokiego ciśnienia oraz siodło baryczne. Układy te zmieniają swoje położenie oraz charakter (tworzą się, rozbudowują się, słabną, zanikają) w wyniku ruchów Ziemi i związanych z nimi zmian natężenia promieniowania słonecznego dochodzącego do jej powierzchni. Strona 16 z 54

17 NIŻ BARYCZNY jest takim obszarem w atmosferze, w którym ciśnienie atmosferyczne na danym poziomie jest niższe niż w otoczeniu. Charakteryzuje go układ zamkniętych izobar, w którym ciśnienie maleje ku jego środkowi. Jeżeli spadek ciśnienia na jednostkę odległości jest znaczny, a więc POZIOMY GRADIENT CIŚNIENIA jest wysoki, izobary są zagęszczone a powierzchnie izobaryczne małe, jeżeli jest nieznaczny - izobary są od siebie bardziej oddalone, a powierzchnie izobaryczne duże. W WYŻU BARYCZNYM ciśnienie atmosferyczne na danym poziomie jest wyższe niż w otoczeniu. Opisuje go układ zamkniętych izobar, w którym ciśnienie rośnie w miarę zbliżania się do jego środka. CYKLON (gr. kyklón-wirujący) - silne zawirowanie powietrza napływającego dołem do środka niżu barycznego z otaczających obszarów o wyższym ciśnieniu. Pod wpływem siły Coriolisa zostaje ono przekształcone w spiralne strumienie, zmierzające zarazem do centrum i ku górze układu (w cyklonie ruch wstępujący powietrza dominuje nad ruchem poziomym) w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara na półkuli północnej oraz zgodnym z tym ruchem na półkuli południowej. Cyklony powstają najczęściej na frontach stacjonarnych. Na obszarach ich występowania panuje pogoda pochmurna z opadami atmosferycznymi. Czasami termin cyklon jest używany jako synonim niżu barycznego, co może być mylące, gdyż w istocie jest to układ wiatrów wokół ośrodka niżu barycznego. ANTYCYKLON - silne zawirowanie powietrza, którego strumienie opadają i są kierowane dołem na zewnątrz układu, ku niżom barycznym. Pod wpływem siły Coriolisa strumienie te odchylają się na półkuli północnej w kierunku zgodnym z ruchem wskazówek zegara, zaś na półkuli południowej w kierunku przeciwnym do tego ruchu. Na obszarach występowania antycyklonów panuje zazwyczaj słoneczna pogoda. Czasami termin antycyklon jest używany jako synonim wyżu barycznego, co może być mylące, gdyż w istocie jest to układ wiatrów wokół ośrodka wyżu barycznego. ZATOKA NISKIEGO CIŚNIENIA - peryferyjna część niżu pomiędzy dwoma wyżami na danym poziomie. Opisuje ją układ izobar w kształcie litery V, wygiętych w stronę wysokiego ciśnienia. KLIN WYSOKIEGO CIŚNIENIA - peryferyjna część wyżu pomiędzy dwoma niżami na danym poziomie. Opisuje go układ izobar w kształcie litery U, wygiętych w stronę niskiego ciśnienia. SIODŁO BARYCZNE - obszar w atmosferze na danym poziomie pomiędzy dwoma zatokami niskiego ciśnienia (niżami) i dwoma klinami wysokiego ciśnienia (wyżami). Opisuje je układ izobar w kształcie litery X. POZIOMY GRADIENT CIŚNIENIA - stosunek zmian ciśnienia atmosferycznego do zmian odległości nadanym poziomie; określa go zmiana ciśnienia atmosferycznego na tym samym poziomie na umownej odległości 100 km w kierunku największego spadku tego ciśnienia (rzadziej już dzisiaj na umownej odległości 60 mil morskich - 111,2 km odpowiadającej średniej długości jednostopniowego łuku południka ziemskiego). SIŁA GRADIENTU - siła wynikająca z różnicy ciśnienia atmosferycznego na danym poziomie. Gradient 1hPa/100 km nadaje cząsteczkom powietrza przyspieszenie ok. 0,0007 m/s 2. Jest ono wprost proporcjonalne do siły gradientu i siły ciężkości (największej, jak wiadomo, przy biegunach, a najmniejszej na równiku) i odwrotnie proporcjonalne do gęstości powietrza, malejącej wraz ze wzrostem wysokości. Podstawowe układy baryczne Zróżnicowanie ciśnienia atmosferycznego na danej wysokości warunkuje poziome względem powierzchni Ziemi ruchy powietrza, czyli WIATRY. Teoretycznie biorąc, cząsteczki powietrza powinny przesuwać się najkrótszą drogą ku środkowi niżu barycznego, czyli zgodnie ze zwrotem wektora siły poziomego gradientu ciśnienia - prostopadle do izobar. W rzeczywistości ich ruch jest nie tylko funkcją różnic ciśnienia na danym poziomie. W różnym stopniu na poszczególnych szerokościach geograficznych jest też determinowany przez: siłę Coriolisa, która rośnie w miarę zwiększania się szerokości geograficznej; siłę odśrodkową, malejącą w miarę zwiększania się szerokości geograficznej. W wyniku ruchu obrotowego Ziemi wiatry odchylają się zatem od kierunku początkowego, wyznaczonego przez różnice ciśnienia na danym poziomie. Strona 17 z 54

18 Wiatry w wyżach i niżach barycznych na obu półkulach W niżach i wyżach barycznych na większych wysokościach (w atmosferze swobodnej), kiedy po wierzchnie izobaryczne układają się w miarę koncentrycznie, cząsteczki powietrza mogą się nawet przemieszczać wzdłuż izobar. Powstaje więc WIATR GRADIENTOWY, gdyż przy braku tarcia o powierzchnię Ziemi poziome ruchy powietrza determinują tylko różnice ciśnienia na danej wysokości oraz siła Coriolisa i siła odśrodkowa. WIATR GRADIENTOWY - poziomy ruch cząsteczek powietrza wzdłuż izobar. W niżu jest rezultatem zrównoważenia sity poziomego gradientu ciśnienia przez siłę Coriolisa i siłę odśrodkową, zaś w wyżu - zrównoważenia działającej w tym samym kierunku siły poziomego gradientu ciśnienia i siły odśrodkowej przez siłę Coriolisa. Poziomy ruch powietrza przy powierzchni Ziemi jest poważnie zakłócany przez siłę tarcia, proporcjo nalną do siły nacisku, a więc największą w przyziemnej troposferze. Siła tarcia jest większa nad lądami (mającymi zróżnicowaną rzeźbę i różnorodne pokrycie), niż nad zbiornikami wodnymi, stąd też związane z nią zakłócenia wiatrów są tam bardziej odczuwalne. KIERUNEK i PRĘDKOŚĆ WIATRU wiejącego przy powierzchni Ziemi jest więc wypadkową siły poziomego gradientu ciśnienia oraz siły Coriolisa, siły odśrodkowej i siły tarcia. W rezultacie oddziaływania trzech ostatnich sił wiatr odchyla się od kierunku wyznaczonego przez ten gradient (czyli od normalnej względem izobar) o kąt mniejszy od 90, w prawo na półkuli północnej oraz w lewo na półkuli południowej. Na podstawie tej prawidłowości sformułowano BARYCZNE PRAWO WIATRU. Baryczne prawo wiatru KIERUNEK WIATRU - strona, z której wieje wiatr. PRĘDKOŚĆ WIATRU - mierzona przy użyciu wiatromierzy szybkość poziomego ruchu powietrza. W troposferze wzrasta wraz z wysokością głównie w związku ze zmniejszaniem się siły tarcia oraz spadkiem ciśnienia, osiągając maksimum na wysokości ok. 10 km. Skutki działania wiatru o określonej prędkości, wiejącego przy powierzchni Ziemi, określa skala Beauforta. Klasyfikuje ona również wiatry pod względem siły, wyróżniając trzynaście B (od 0 B - cisza do 12 B - huragan). BARYCZNE PRAWO WIATRU - reguła sformułowana przez Buys-Ballota, mówiąca, że gdy na półkuli północnej staniemy plecami do wiatru, to po prawej stronie, nieco w tyle będziemy mieli najwyższe ciśnienie atmosferyczne, zaś po lewej i nieco w przodzie najniższe. Strona 18 z 54

19 CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA Głównym źródłem procesów zachodzących w troposferze jest energia słoneczna. Powierzchnia Ziemi jest nierównomiernie ogrzewana przez Słońce. Różnice temperatur wywołują z kolei zmiany w ciśnieniu atmosferycznym - tworzą się wyże i niże. Zróżnicowanie ciśnienia jest przyczyną powstawania wiatrów. Globalny ruch powietrza, odbywający się nad powierzchnią całej kuli ziemskiej, nazywamy cyrkulacją atmosferyczną, która zachodzi zarówno w pionie, jak i w poziomie. Przemieszczanie się mas powietrza przy powierzchni Ziemi jest zaburzone różnymi czynnikami: ruchem obrotowym Ziemi, rozmieszczeniem oceanów i kontynentów oraz pionowym ukształtowaniem lądów. Globalna cyrkulacja atmosfery ma strukturę komórkową. Na półkulach północnej i południowej występują po trzy komórki, w obrębie których odbywa się ruch mas powietrza. W niskich szerokościach geograficznych obu półkul występują dwie komórki cyrkulacji atmosferycznej, zwane KOMÓRKAMI HADLEYA. Krążenie powietrza odbywa się tu między równikiem a zwrotnikami i nosi nazwę cyrkulacji pasatowej. W umiarkowanych i częściowo podzwrotnikowych szerokościach geograficznych obu półkul występują dwa systemy cyrkulacji atmosferycznej, zwane KOMÓRKAMI FERRELA. Powietrze krąży tu między 30 a 60 szerokości geograficznej północnej i południowej. W wyższych szerokościach geograficznych cyrkulacja powietrza zachodzi w tzw. komórkach okołobiegunowych (polarnych). Przeważają tu WIATRY WSCHODNIE, a krążenie powietrza jest bardziej skomplikowane niż w innych szerokościach geograficznych. CYRKULACJA POWIETRZA W STREFIE MIĘDZYZWROTNIKOWEJ W strefie międzyzwrotnikowej już od rana znaczna ilość energii dostarczanej przez promieniowanie słoneczne wpływa na silne nagrzewanie Ziemi. Wskutek tego nad jej powierzchnią następuje silna konwekcja termiczna, czyli wznoszenie się powietrza ku górze. Powietrze przy powierzchni Ziemi rozpręża się, tzn. jego objętość wzrasta a gęstość maleje. Tworzy się strefa NISKIEGO ciśnienia. Wznoszące się nad równikiem powietrze dociera prawie do granicy troposfery gdzie ochładza się. Silne prądy wstępujące, sięgające wiele kilometrów wzwyż, przyczyniają się do powstawania potężnych chmur deszczowych, dających codziennie obfite opady. Taki ulewny i ciepły deszcz nazywamy deszczem zenitalnym. Wznoszące się nad równikiem powietrze rozdziela się w wyższych warstwach troposfery na dwa strumienie, które kierują się ku wyższym szerokościom geograficznym. Siła Coriolisa powoduje, że nie przemieszczają się prosto na północ i południe, ale ulegają odchyleniu ku wschodowi. Ponadto zawężenie przestrzeni, po której przemieszcza się powietrze, powoduje ściskanie (stłoczenie) powietrza. W rezultacie dociera ono najdalej do około 35 szerokości geograficznej północnej i południowej. Takie prądy powietrzne w górnej troposferze są skierowane od równika ku zwrotnikom. Opadanie ku powierzchni Ziemi stłoczonego powietrza pod wpływem grawitacji w rejonach zwrotników powoduje wzrost ciśnienia. Nad zwrotnikami tworzy się obszar wysokiego ciśnienia atmosferycznego. Jest ono rozładowywane przez odpływ powietrza ku równikowi i wyższym szerokościom geograficznym. Stałe wiatry, wiejące od wyżów zwrotnikowych w kierunku równika, gdzie panuje niskie ciśnienie atmosferyczne, nazywamy PASATAMI. Wskutek działania siły Coriolisa wiatry te są odchylane na półkuli północnej Strona 19 z 54

20 w prawo (wiatry północno-wschodnie), a na półkuli południowej w lewo (wiatry południowo-wschodnie). Pasaty są najważniejszym elementem cyrkulacji powietrza w obrębie komórek Hadleya. Zamknięty obieg powietrza między zwrotnikami a strefą równikową nazywamy CYRKULACJĄ PASATOWĄ. W pobliżu równika przez obszar całej Ziemi ciągnie się pas obniżonego ciśnienia atmosferycznego, zwany równikową bruzdą niskiego ciśnienia. Rozdziela on strefy pasatów na półkuli północnej i południowej. Wieją tu słabe wiatry, natomiast występuje intensywna konwekcja oraz duże opady atmosferyczne i towarzyszące im burze. Położenie równikowej bruzdy niskiego ciśnienia zmienia się w ciągu roku i zależy od położenia Słońca na nieboskłonie. Na niektórych obszarach strefy międzyzwrotnikowej nad oceanami powstają cyklony tropikalne. Są to układy niskiego ciśnienia tworzące wiry atmosferyczne. Cyklony wkraczające na obszary lądowe powodują często katastrofalne skutki: ogromne zniszczenia w zabudowie, na polach uprawnych oraz częste powodzie. Schemat cyrkulacji pasatowej MIĘDZYZWROTNIKOWA STREFA ZBIEŻNOŚCI. EL NIÑO. Pasaty obu półkul są rozdzielone strefą przejściową, zwaną MIĘDZYZWROTNIKOWA STREFĄ ZBIEŻNOŚCI (w skrócie MSZ). Pokrywa się ona z międzyzwrotnikowa strefą niskiego ciśnienia. Niegdyś całą tę strefę uznawano za równikowy pas ciszy, czyli strefę charakteryzującą się brakiem wiatrów lub słabymi wiatrami zachodnimi. Dzisiaj wiadomo, że pasy ciszy utrzymują się tylko na tych obszarach MSZ, gdzie pasaty obu półkul stosunkowo wcześnie słabną i zanikają (w miarę jak ich strumienie podlegają coraz silniejszej konwekcji) i w rezultacie nie spotykają się. Dzieje się tak głównie nad oceanami, gdzie MSZ jest najszersza. Na pozostałych obszarach tej strefy pasaty obu półkul stykają się i mogą przechodzić jedne w drugie. Międzyzwrotnikowa strefa zbieżności Strona 20 z 54

21 W ciągu roku MSZ przemieszcza się zgodnie ze zmianami zenitalnego położenia Słońca, bardziej na półkuli wschodniej, gdzie udział lądów jest stosunkowo większy. Położenia międzyzwrotnikowej strefy zbieżności w lipcu i w styczniu. Wraz z tym przesuwają się intensywne opady i burze, związane z typową dla niej silną konwekcją termiczną i towarzyszącym jej adiabatycznym ochładzaniem mas powietrza. Obszary oceaniczne w tej strefie są też miejscem powstawania potężnych zaburzeń atmosferycznych - cyklonów tropikalnych. Tworzą się one najczęściej wiosną i latem nie opodal wybrzeży południowo-wschodniej i południowej Azji oraz Ameryki Środkowej. Cyklon tropikalny nad Zatoką Bengalską - rejestracja satelitarna Pasaty wywierają znaczny wpływ na temperaturę i ruchy wód oceanicznych w strefie międzyzwrotnikowej. Dowodzą tego obserwacje prowadzone od prawie 80 lat w basenie Oceanu Spokojnego. Przy braku zakłóceń cyrkulacji planetarnej, pasaty, które przy równiku stają się wiatrami wschodnimi, przesuwają ciepłe wody powierzchniowe ze wschodniej części Oceanu Spokojnego (od wybrzeży Peru i Ekwadoru) do jego części zachodniej - ku wybrzeżom południowo-wschodniej Azji. Rezultatem tego jest intensywny upwelling u zachodnich wybrzeży Ameryki Południowej, zaś z drugiej strony - kumulowanie ogromnych mas ciepłej wody u wschodnich wybrzeży Azji. W konsekwencji opady na zachodnim wybrzeżu Ameryki Południowej są niewielkie, a w południowo-wschodniej Azji - obfite. Osłabienie pasatów prowadzi do osłabienia, a następnie zaniku upwellingu. Z czasem przy powierzchni oceanu nasilają się wiatry zachodnie, które przenoszą ciepłą wodę zgromadzoną uprzednio u wybrzeży Azji. W rezultacie temperatura wód oceanicznych u zachodnich wybrzeży Ameryki Południowej podnosi się nawet o 5 C. Sprzyja to rozwojowi konwekcji mas powietrza i znacznemu wzrostowi opadów w Peru, Ekwadorze i północnym Chile. Równocześnie opady w południowo-wschodniej Azji zmniejszają się. Zespół tych zjawisk, występujących ostatnio co kilka lat i trwających miesięcy, określa się mianem EL NINO. Strona 21 z 54

22 Do niedawna nie znano przyczyny nieregularnego ocieplania się wód powierzchniowych we wschodniej części Oceanu Spokojnego, wpływającego nie tylko na perturbacje klimatyczne, ale również na zmniejszenie produktywności biologicznej jego akwenów u wybrzeży Peru i Chile (a co za tym idzie na okresowy spadek połowów w Ławicy Humboldta). Dzisiaj już wiadomo, że El Nino jest odpowiedzią oceanu na zmiany cyrkulacji atmosfery nad Pacyfikiem w szerokościach okołorównikowych, czyli na zaburzenia OSCYLACJI POŁUDNIOWEJ. Jego przyczynę klimatolodzy zatem znają, nadal jednak nie wiedzą co wpływa na okresowe osłabienie pasatów. Konsekwencje normalnej i osłabionej cyrkulacji pasatowej. Mechanizm zjawiska El Nino EL NINO (hiszp. - chłopiec, dzieciątko) - zahamowanie upwellingu u zachodnich wybrzeży Ameryki Południowej związane z osłabieniem południowo-wschodnich pasatów, wywołujące poważne perturbacje temperatury i cyrkulacji wód powierzchniowych w basenie Pacyfiku i niepozostające bez wpływu na klimat obszarów położonych w wyższych szerokościach geograficznych. Nazwa El Nino została przez klimatologów zapożyczona od rybaków z Peru i Ekwadoru, którzy słabemu prądowi ciepłej wody pojawiającemu się co roku u wybrzeży tych krajów podczas świąt Bożego Narodzenia nadali miano Dzieciątka (od Dzieciątka Jezus). Terminu El Nino używanego przez klimatologów nie należy zatem mylić z tym, którego tradycyjnie używają ekwadorscy i peruwiańscy rybacy. Takie pomyłki owocują bowiem niekiedy utożsamianiem zjawiska El Nino z prądem ciepłej wody. W minionym 50-leciu zjawisko El Nino wystąpiło ze szczególną siłą w latach: 1957, 1965, 1972, , i OSCYLACJA POŁUDNIOWA - cyrkulacja układu ocean-atmosfera przy równiku związana z ośrodkami barycznymi kształtującymi się we wschodniej części Pacyfiku i wschodniej części Oceanu Indyjskiego, okresowo zakłócana z nieustalonych do dzisiaj przyczyn. Normalnie we wschodniej części Pacyfiku ciśnienie jest wyższe niż w zachodniej części tego akwenu. Przy powierzchni oceanu powietrze przemieszcza się więc w stronę południowowschodniej Azji (w tym samym kierunku zmierzają wywołane jego siłą tarcia ciepłe prądy morskie). Tam unosi się aż do górnej troposfery i wraca, by opaść u zachodnich wybrzeży Ameryki Południowej. Ciepłe wody powierzchniowe we wschodniej części Pacyfiku, odprowadzane przez prądy morskie w stronę Azji, są zastępowane wypływającymi na jego powierzchnię wodami chłodnymi (upwelling). Co kilka lat następuje odwrócenie tej cyrkulacji, wywołujące następstwa określane jako zjawisko El Nino. Strona 22 z 54

23 CYRKULACJA POWIETRZA W UMIARKOWANYCH SZEROKOŚCIACH Krążenie powietrza w umiarkowanych szerokościach geograficznych jest bardziej skomplikowane niż w strefie międzyzwrotnikowej. Dominują tu ośrodki NISKIEGO ciśnienia. W strefy umiarkowane napływa powietrze zarówno ze strefy wyżów podzwrotnikowych, jak i wyżów okołobiegunowych. Z okolic podzwrotnikowych do stref umiarkowanych docierają ciepłe masy powietrza. Są to wiatry południowo-zachodnie na półkuli północnej i wiatry północno-zachodnie na półkuli południowej. Kierunki i prędkość tych wiatrów często zmieniają się ze względu na zaburzenia ciśnienia atmosferycznego, wywołane mieszaniem się ciepłych i zimnych mas powietrza. Szczególnie jest to zauważalne na półkuli północnej, gdzie sąsiadują ze sobą duże obszary lądowe i morskie. Tworzą się tam często sąsiadujące ze sobą wyże i niże. Te ostatnie mają tendencję do przemieszczania się na wschód (tzw. niże wędrowne). Na półkuli południowej wyraźnie przeważa powietrze oceaniczne. Wobec tego ośrodki niskiego ciśnienia są tam bardziej trwałe i silniejsze niż na półkuli północnej. Między 40 a 60 szerokości geograficznej południowej występują bardzo silne wiatry które wywołują potężne sztormy szczególnie zimą. W obszarach leżących w pobliżu 60 szerokości geograficznej spotykają się masy ciepłego powietrza, niesione WIATRAMI ZACHODNIMI, i powietrza zimnego, niesionego wiatrami wschodnimi. Strefę rozdzielającą dwie masy powietrza nazywamy frontem atmosferycznym. CYRKULACJA POWIETRZA W STREFACH OKOŁOBIEGUNOWYCH Na obszarach okołobiegunowych wskutek osiadania mroźnego powietrza tworzą się stałe WYŻE baryczne. Powstają wiatry które przenoszą zimne powietrze ku średnim szerokościom geograficznym. Pod wpływem siły Coriolisa, która działa najsilniej w rejonie biegunów, wieją WIATRY WSCHODNIE. Ich zasięg powierzchniowy jest ograniczony, a masy zimnego powietrza znad obszarów okołobiegunowych rzadko docierają do strefy umiarkowanych szerokości geograficznych. Krążenie powietrza nad Antarktydą jest bardziej stabilne niż nad Arktyką. CYRKULACJA MONSUNOWA Zaznacza się ona najwyraźniej w strefie międzyzwrotnikowej. Typowym obszarem monsunowym jest południowa i południowowschodnia Azja. Monsuny występują także w północnej Australii, wschodniej Afryce oraz w Ameryce Środkowej. Cyrkulacja monsunowa jest efektem kontrastów termicznych, występujących między dużymi obszarami oceanicznymi i lądowymi. Wskutek tego nad kontynentem i oceanem tworzą się w określonych porach roku stałe układy baryczne. W lecie kontynent azjatycki silnie się nagrzewa. Od niego zaś nagrzewa się powietrze, które unosi się do góry Nad lądem tworzy się niż (nad lądem przebiega MIĘDZYZWROTNIKOWA STREFA ZBIEŻNOŚCI PASATÓW). Nad oceanem powietrze jest chłodniejsze i wilgotniejsze niż nad lądem - tworzy się tam wyż. Ruch przypowierzchniowych mas powietrza odbywa się więc z oceanu nad ląd. Mówimy wtedy, że wieje MONSUN LETNI (morski). Przynosi on nad ląd ciepłe i wilgotne powietrze oraz powoduje duże zachmurzenie i opady atmosferyczne. Szczególnie obfite opady notuje się na południowych stokach Himalajów (przeciętnie około mm/rok). W górnej troposferze w lecie układ ciśnienia jest odwrotny i występuje przepływ powietrza skierowany ku oceanowi. W zimie ląd ochładza się bardzo szybko i tworzy się tam ośrodek wysokiego ciśnienia (wyż). Wody Oceanu Indyjskiego działają natomiast ocieplająco na zalegające tam powietrze. Unosi się ono do góry. Tworzy się niż baryczny W konsekwencji monsuny w zimie wieją znad Azji ku Oceanowi Indyjskiemu. Są to wiatry chłodne i suche. Nazywamy je MONSUNEM ZIMOWYM (lądowym). Kształtuje on pogodę słoneczną, suchą i chłodną. W górnej troposferze układ ciśnienia jest odwrotny a powietrze przemieszcza się w kierunku lądu. Cyrkulacja monsunowa w południowej i południowo-wschodniej Azji Strona 23 z 54

24 PRĄDY STRUMIENIOWE Specyficznymi zjawiskami atmosferycznymi, występującymi głównie w górnej troposferze i dolnej stratosferze prawie nad całym obszarem kuli ziemskiej, są PRĄDY STRUMIENIOWE. Powstają one najczęściej między 35 a 70 szerokości geograficznej północnej i południowej. Są to intensywne prawie poziome strumienie powietrza, występujące w strefach o szerokości kilkuset kilometrów, grubości około 2 kilometrów i długości nawet do kilku tysięcy kilometrów. Zjawisko to opisał w 1951 roku fiński meteorolog E. Palmen, a odkrycie prądów strumieniowych przypisuje się pilotom samolotów B-29, którzy podczas II wojny światowej bombardowali Japonię. Przyczyną powstawania tego zjawiska są ogromne różnice temperatury i ciśnienia. Prądy strumieniowe przemieszczają się z zachodu na wschód, a średnia prędkość powietrza waha się w nich od 110 km/h w lecie do 180 km/h w zimie. Lokalnie prędkość ta może wzrastać nawet do 370 km/h. Prądy strumieniowe przypominają wielkie rzeki poruszające się w przestrzeni, w której występują wiatry o znacznie mniejszych prędkościach. W górnej troposferze wyróżnia się: stały pas prądów strumieniowych, występujących między 20 a 30 szerokości geograficznej północnej i południowej; pas prądów strumieniowych w umiarkowanych szerokościach geograficznych w strefie występowania frontu polarnego; arktyczny prąd strumieniowy. WIATRY LOKALNE WIATRY LOKALNE dzieli się na dwa rodzaje: wiatry, które są prądami ogólnej cyrkulacji atmosfery zmodyfikowanymi przez czynniki lokalne, np. charakter podłoża lub orografię terenu (wiatry związane z cyklonami tropikalnymi, fen, bora, mistral, sirocco, samum i etezje); niekiedy są one nazywane wiatrami regionalnymi; wiatry niezależne od ogólnej cyrkulacji atmosfery, nakładające się na nią (niekiedy są tak silne, że mogą ją nawet stłumić), związane z lokalnymi układami barycznymi ukształtowanymi nad różnymi typami podłoża oraz w górach (bryzy, wiatry górskie i dolinne). FEN Fen jest suchym, ciepłym i bardzo porywistym wiatrem, wiejącym ze szczytów górskich w kierunku dolin. Występuje najczęściej na przełomie zimy i wiosny, powodując przyspieszone topnienie śniegu i lodu oraz gwałtowne wezbrania wody w górskich potokach i rzekach. Warunkiem powstania fenu jest istnienie odpowiednio wysokiej bariery górskiej i ukształtowanie się po obu jej stronach dużych różnic ciśnienia. Wymuszają one wznoszenie się i adiabatyczne oziębianie wilgotnego powietrza po stronie dowietrznej tej bariery (w rezultacie zawarta w nim para wodna ulega skropleniu, powstają chmury i opady atmosferyczne) oraz opadanie powietrza po stronie zawietrznej, warunkujące jego adiabatyczne ocieplanie i przekształcanie w silne strumienie o podwyższonej temperaturze i względnie małej wilgotności. Owe zstępujące prądy suchego i ciepłego powietrza nazywa się wiatrami fenowymi. Występują one w wielu pasmach górskich, gdzie nadano im lokalne nazwy: fen w Alpach, halny w Tatrach, chinook w Górach Skalistych, zonda w Andach. Schemat powstawania fenu Strona 24 z 54

25 BORA W zimie na wybrzeżach Adriatyku i Morza Czarnego wieje bora. Jest to chłodny, silny i porywisty wiatr spływowy. Powstaje wtedy, gdy nad nadmorskim płaskowyżem lub pasmem niskich gór ukształtuje się silny wyż baryczny związany z bardzo zimnymi masami powietrza, zaś nad pobliskim morzem - niż związany z zaleganiem ciepłego powietrza. Zimne powietrze spływające z lądu ogrzewa się wprawdzie adiabatycznie, ale tylko do pewnego stopnia. Osiągając powierzchnię morza, jest więc nadal znacznie chłodniejsze od powietrza, które nad nią zalega i które w związku z tym wypiera. Bora MISTRAL I WIATRY LODOWCOWE Wiatrem podobnym do bory jest mistral, zimny i suchy wiatr spływowy, wiejący w Prowansji doliną Rodanu w kierunku Morza Śródziemnego. Zbliżoną genezę mają również wiatry lodowcowe. Są to wiatry antycyklonalne, wiejące znad zimnych powierzchni lądolodów lub pól firnowych i jęzorów lodowcowych w górach ku cieplejszym pobliskim morzom bądź dolinom. Mistral BRYZA Bryza jest wiatrem lokalnym, związanym z kontrastami termicznymi i barycznymi pomiędzy dwoma zasadniczo odmiennymi typami podłoża - wodą i lądem. Występuje na wybrzeżach mórz i oceanów oraz dużych jezior i wielkich rzek, szczególnie wyraźnie w dłużej trwających okresach bezchmurnych. W dzień, kiedy temperatura lądu jest wyższa, zalegające nad nim powietrze nagrzewa się szybciej niż nad wodą i wznosi się (w górze rozpręża się i odpływa nad zbiornik wodny). Na jego miejsce napływa dołem chłodniejsze i wilgotne powietrze znad zbiornika wodnego. Ten przypowierzchniowy ruch powietrza, skierowany w dzień w stronę lądu, nosi nazwę bryzy morskiej (jeziornej, rzecznej) lub bryzy dziennej. W nocy cyrkulacja bryzowa ulega odwróceniu. Z chłodniejszego lądu powietrze płynie więc dołem w kierunku cieplejszego zbiornika wodnego. Jest to bryza lądowa, zwana też bryzą nocną. Schemat cyrkulacji bryzowej Strona 25 z 54

26 BRYZA MIEJSKA Podobny do bryzy charakter ma cyrkulacja powietrza w otoczeniu miejskich wysp ciepła nad obszarami wielkich aglomeracji miejsko-przemysłowych. Obszary te, silnie nagrzewające się w dzień, stają się ośrodkami niskiego ciśnienia, do których napływają masy powietrza z otaczających terenów o wyższym ciśnieniu. Powstaje zatem słaby wiatr lokalny zwany bryzą miejską. Duże miasta modyfikują też wiatry lokalne. Ich wysoka i zwarta zabudowa zmniejsza prędkość wiatrów (efekt kurtynowy), zarazem jednak pomiędzy długimi ciągami wysokich budynków mogą one zwiększać swą prędkość i siłę (efekt tunelowy). Bryza miejska WIATRY DOLINNE I GÓRSKIE Kontrastami termicznymi i barycznymi są uwarunkowane także wiatry dolinne i górskie. W pogodne dni wieją wiatry dolinne z dolin, wzdłuż ich osi i po przyległych stokach, ku wyższym partiom gór. W pogodne noce wieją wiatry górskie ze szczytów górskich w kierunku wylotów dolin. Podobnie jak bryza, charakteryzują się one więc swoistym rytmem dobowym. Wiatry dolinne (dzień) i górskie (noc) POZOSTAŁE WIATRY LOKALNE: SIROCCO, SAMUM I ETEZJE SIROCCO (wł.) - ciepły wiatr południowy lub południowo-wschodni, wiejący z Sahary i Półwyspu Arabskiego, najczęściej wiosną. W miejscach powstawania jest suchym wiatrem pustynnym, niosącym wiele pyłu. Przepływając nad Morzem Śródziemnym, wchłania parę wodną i dociera do południowej Europy jako ciepły i wilgotny, przynosząc czasami mgły i opady atmosferyczne. SAMUM (arab. samum - trucizna) - gorący i bardzo porywisty wiatr pustynny, wiejący wiosną na Saharze i Półwyspie Arabskim. Niesie bardzo suche powietrze i wywołuje burze piaskowe lub pyłowe. ETEZJE (gr. etesios - coroczny) lub wiatry etezjańskie - gorące, suche i czasami porywiste wiatry północne (rzadziej północno-zachodnie), wiejące latem we wschodniej części Morza Śródziemnego, głównie nad Strona 26 z 54

27 Morzem Egejskim. Są związane z klinami Wyżu Azorskiego sięgającymi późnym latem aż po Morze Czarne, a niekiedy nawet obejmującymi środkową Azję. Można więc je uznać za początkowe strumienie pasatów, zmodyfikowane przez czynniki lokalne. Etezje są bardzo regularne (stąd ich nazwa) i trwałe, szczególnie w lipcu i w sierpniu, oraz na tyle silne, że tłumią cyrkulację bryzową. Wiatry o podobnej genezie wieją również nad Niziną Mezopotamską. Z wyjątkiem bryzy, sirocco, samumu i etezji, wszystkie wyżej omówione wiatry są prądami powietrza, w których przeważają składowe pionowe. Są zatem WIATRAMI ZSTĘPUJĄCYMI (fen, bora, mistral, wiatr lodowcowy, wiatry górskie) lub WIATRAMI WSTĘPUJĄCYMI (wiatry towarzyszące cyklonom tropikalnym, wiatry dolinne). Strona 27 z 54

28 WILGOTNOŚĆ POWIETRZA, CHMURY I OPADY ATMOSFERYCZNE PARA WODNA I WILGOTNOŚĆ POWIETRZA ATMOSFERYCZNEGO Cała wilgoć w atmosferze pochodzi z parowania wody na powierzchni Ziemi, stąd im bliżej tej powierzchni znajduje się powietrze, tym jest wilgotniejsze. Najwięcej pary wodnej znajduje się zatem w dolnych warstwach troposfery, chociaż nie jest to regułą. W wyniku konwekcji termicznej (zwykle najsilniejszej koło południa) może ona bowiem szybko odpłynąć do wyższych warstw troposfery, dzięki czemu staną się one wilgotniejsze od powietrza zalegającego przy podłożu. WILGOTNOŚĆ POWIETRZA nad poszczególnymi obszarami Ziemi zależy od: szerokości geograficznej, oddalenia od mórz, charakteru prądów morskich charakteru orografii terenu od pory roku i pory doby, czyli od czynników determinujących intensywność parowania i możliwości przenoszenia pary wodnej. INTENSYWNOŚĆ PAROWANIA zależy przede wszystkim od: temperatury powierzchni parującej (rośnie wraz z nią); stopnia nasycenia powietrza parą wodną (wzrost wilgotności powietrza ogranicza parowanie); szybkości przemieszczania się powietrza nad powierzchnią parującą (większe parowanie przy większej prędkości wiatru); ciśnienia powietrza nad powierzchnią parującą (rośnie wraz z jego spadkiem). Ilość pary wodnej, jaka może zmieścić się w danej objętości powietrza, zależy od jego temperatury. Im cieplejsze jest powietrze, tym więcej pary wodnej może wchłonąć. W określonej temperaturze powietrze wchłania parę wodną aż do momentu nasycenia, czyli osiągnięcia maksymalnej jej zawartości. W ciągu doby wilgotność powietrza jest: nad lądami, największa koło południa i wieczorem, zaś najmniejsza rano i po południu; nad morzami i oceanami, największa po południu, a najmniejsza przed wschodem Słońca. W ciągu roku wilgotność powietrza kształtuje się w zasadzie adekwatnie do przebiegu temperatury powietrza, największa jest więc latem, a najmniejsza zimą. Największą wilgotnością charakteryzuje się powietrze równikowe, średnią powietrze polarne, zaś najmniejszą - zwrotnikowe i arktyczne (antarktyczne). W każdej głównej masie powietrza (z wyjątkiem powietrza równikowego) zawartość pary wodnej maleje w miarę oddalania się od zbiorników wodnych. Wilgotność powietrza nad danym obszarem jest więc zasadniczo funkcją termicznie i barycznie uwarunkowanej intensywności parowania, chociaż niebagatelny wpływ na nią mają też przemieszczenia wilgoci związane z ogólną i lokalną cyrkulacją atmosfery. KONDENSACJA PARY WODNEJ Para wodna w atmosferze może ulec skropleniu, czyli KONDENSACJI lub w wyniku RESUBLIMACJI przekształcić się w kryształki lodu. Te procesy są uwarunkowane względną wilgotnością powietrza, odpowiednim obniżeniem temperatury i występowaniem Jąder Kondensacji (bez nich kondensacja nie rozpocznie się, nawet przy odpowiednim spadku temperatury i przesyceniu powietrza parą wodną). RESUBLIMACJA (od łac. sublimatio - podnoszenie) - przechodzenie substancji ze stanu gazowego bezpośrednio w stan stały, na skutek szybkiego oziębienia. JĄDRA KONDENSACJI - mikroskopijnych rozmiarów pyły i ciecze organiczne lub mineralne znajdujące się w powietrzu (głównie cząsteczki soli morskich, zarodniki roślin, aerozole i cząstki kwasów - zob. zanieczyszczenia powietrza), które warunkują i przyspieszają proces skraplania pary wodnej w atmosferze. Bez ich udziału kondensacja mogłaby się rozpocząć dopiero po 4-krotnym przesyceniu powietrza parą wodną. Strona 28 z 54

29 Kondensacja rozpoczyna się, gdy powietrze zostanie nasycone parą wodną. Najczęściej wynika to ze spadku temperatury, niekiedy tylko z intensywnego parowania z ciepłego podłoża do chłodnej masy powietrza o okresowo ustabilizowanej temperaturze. Temperaturę, w której powietrze zostanie nasycone parą wodną, nazywa się PUNKTEM ROSY. Jej spadek poniżej punktu rosy powoduje skraplanie nadmiaru pary wodnej (przemianę fazową takich jej ilości, które przy danej temperaturze przekraczają stan nasycenia). Dzieje się to w strefie kondensacji, której dolną granicę wyznacza poziom punktu rosy, zaś górną poziom zamarzania. Ponad nią leży strefa zamarzania. Wysokości, na których znajdują się te strefy, zmieniają się wraz z dobowymi i rocznymi wahaniami temperatury. Kondensacja (resublimacja) pary wodnej jest związana głównie z adiabatycznym ochładzaniem się powietrza podlegającego konwekcji termicznej oraz konwekcji wymuszonej na nachylonych powierzchniach frontowych, a także na stokach gór i wyżyn. Może być także rezultatem napływu ciepłego powietrza nad wychłodzone podłoże, mieszania się mas powietrza o odmiennych właściwościach fizycznych oraz szybkiego wypromieniowania ciepła z powierzchni Ziemi do górnych warstw atmosfery (np. pogodną nocą). W wyniku kondensacji i resublimacji pary wodnej powstają osady atmosferyczne, mgły i chmury oraz opady atmosferyczne. OSADY ATMOSFERYCZNE Osady atmosferyczne powstają, gdy produkty kondensacji pary wodnej osadzają się na wychłodzonych powierzchniach (ziemi, roślin, przedmiotów). Rodzaj osadu Osady atmosferyczne Fotografia Charakterystyka: Tworzy się: rosa ma postać kropel wody na powierzchni przedmiotów, gruntu w ciepłej porze roku przy bezchmurnej, bezwietrznej i bezdeszczowej pogodzie (intensywne wypromieniowanie ciepła z podłoża) wieczorem, w nocy, nad ranem, gdy temperatura spada poniżej punktu rosy, para wodna kondensuje na wychłodzonych przedmiotach szron ma postać kryształków lodu na powierzchni przedmiotów, gruntu w chłodnej porze roku przy bezchmurnej, bezwietrznej i bezdeszczowej pogodzie (intensywne wypromieniowanie ciepła z podłoża) wieczorem, w nocy, nad ranem, gdy temperatura spada poniżej punktu rosy, para wodna kondensuje w postaci kryształków na wychłodzonych poniżej 0 C przedmiotach szadź (sadź) ma postać lodowych szczotek na powierzchni przedmiotów, gruntu w czasie mrozów podczas napływu wilgotnego powietrza (mgły) lodowe igły tworzą się w kierunku, z którego napływa wilgotne powietrze gołoledź ma postać warstwy jednorodnego, przezroczystego lodu na przedmiotach oziębionych poniżej 0 C gdy po mroźnej i suchej pogodzie przychodzi ocieplenie, przynoszące opady w wyniku zamarzania spadających kropel opadu Strona 29 z 54

30 MGŁY Mgła jest skupiskiem mikroskopijnych kropelek wody, powstałych w wyniku kondensacji pary wodnej przy powierzchni Ziemi, których koncentracja uniemożliwia dostrzeżenie czegokolwiek w odległości większej od 1 km. Przy mniejszej koncentracji tych kropelek mamy do czynienia z zamgleniami. Pojawiają się one zazwyczaj w początkowych i końcowych stadiach formowania się mgieł. Podział mgieł ze względu na warunki i sposób powstawania MGŁY FOTOGRAFIA POWSTAJĄ W WYNIKU: ZASIĘG radiacyjne wychłodzenia powierzchni Ziemi i znajdującego się nad nim powietrza, najczęściej w bezchmurne i bezwietrzne letnie noce, podczas których dochodzi do wypromieniowania ciepła z podłoża i spadku temperatury lokalny, o małej grubości adwekcyjne najczęściej spotykane na wybrzeżach morskich, związane z napływem ciepłego i wilgotnego powietrza nad chłodne podłoże; powstają zarówno w wyniku nasuwania się powietrza morskiego nad ląd, jak i lądowego nad morze; rozległy, o dużej grubości zmieszania mieszania się mas powietrza zimnego i ciepłego w miejscach ich kontaktu; najczęściej spotykane na wybrzeżach w sąsiedztwie zimnych prądów morskich rozległy, o zróżnicowanej grubości parowania unoszenia się pary wodnej z cieplejszej wody do chłodnego powietrza (ich odmianą są mgły frontowe (lub frontalne), powstające na powierzchniach frontowych, głównie na skutek mieszania się ciepłego i chłodnego powietrza) lokalny, o małej grubości zboczowe związane z adiabatycznym ochładzaniem się powietrza podlegającego wymuszonej konwekcji na dowietrznych stokach gór i wyżyn lokalny, wymuszony wielkością stoku Swoistym rodzajem mgły jest SMOG, powstający w okresach podwyższonego ciśnienia atmosferycznego w wyniku mieszania się mgieł radiacyjnych z przemysłowymi i komunikacyjnymi zanieczyszczeniami powietrza nad wielkimi aglomeracjami miejskimi (fot. 8.). Jest on bardzo groźny. W wyniku łączenia się kropelek wody ze związkami chemicznymi zawartymi w tych zanieczyszczeniach powstają bowiem toksyny utrudniające oddychanie lub nawet powodujące śmierć. Do aglomeracji, w których smog stwarza okresowo największe zagrożenia należą: Los Angeles, Sao Paulo, Ateny i Kraków oraz wiele innych zespołów miejskich położonych w kotlinach. Strona 30 z 54

31 CHMURY Największymi skupiskami produktów kondensacji i resublimacji pary wodnej są chmury. Najwięcej chmur powstaje i rozwija się tam, gdzie warunki do kondensacji pary wodnej są najbardziej sprzyjające, czyli wzdłuż frontów atmosferycznych i na dowietrznych stokach gór. Z tych obszarów są one przenoszone z prądami powietrza do rejonów o odmiennej temperaturze i wilgotności, co warunkuje ich narastanie lub zanikanie oraz przekształcanie się. W rezultacie stopień zachmurzenia oraz rodzaje chmur ciągle się zmieniają. Chmury mogą składać się wyłącznie z kropelek wody (chmury wodne) lub z kryształków lodu (chmury lodowe). W obu przypadkach są to CHMURY JEDNORODNE. Najczęściej jednak powstają CHMURY MIESZANE, złożone z kropelek wody i kryształków lodu wymieszanych w różnych proporcjach. POLSKA NAZWA CHMUR Rodzaje chmur i ich związek z opadami ŁACIŃSKA (SYMBOL) Występowanie (Pietra) Rodzaj opadu Pierzaste Pierzasto-kłębiaste Pierzasto-warstwowe Cirrus (Ci) Cirrocumulus (Cc) Cirrostratus (Cs) Piętro górne. Chmury wysokie, których podstawa sięga powyżej 6 km nad Ziemią Nie wywołują opadów Średnie-kłębiaste Średnie-warstwowe Altocumulus (Ac) Altostratus (As) Piętro średnie. Chmury średnie tworzą się przeważnie na wysokościach od 2,5 do 6 km nad Ziemią Nie wywołują opadów Deszcz i śnieg Warstwowe-deszczowe Warstwowe kłębiaste Warstwowe Nimbostratus (Ns) Stratocumulus (Sc) Stratus (St) Piętro dolne. Chmury niskie tworzące się na wysokościach od 2,5 km od powierzchni Ziemi Deszcz i śnieg Deszcz i śnieg, krupa śnieżna Mżawka, śnieg ziarnisty Kłębiaste Kłębiasto-burzowe Cumulus(Cu) Cumulonimbus (Cb) Chmury o budowie pionowej występujące najczęściej w dolnym i średnim piętrze wysokościowym Deszcz Deszcz, grad, śnieg i krupa lodowa Strona 31 z 54

32 Wybrane rodzaje chmur Strona 32 z 54

33 Międzynarodowa klasyfikacja chmur opiera się na ich wyglądzie zewnętrznym. Wyróżnia 10 rodzajów chmur, które dzieli na gatunki i odmiany (szczegółowe informacje o chmurach zawiera Międzynarodowy atlas chmur). Rodzaje chmur, ich wygląd i charakterystyka Rodzina chmur (w zależności od wysokości) Nazwa/skrót międzynarodowy Wygląd chmury RODZAJE CHMUR Charakterystyka pierzaste (Cirrus/Ci) pojedyncze, o delikatnej budowie, włókniste, mające postać kłaczków, nitek zbudowane z rozproszonych kryształków lodu zwykle cienkie, prawie nie zmniejszają dopływu promieniowania słonecznego białe nie dają opadów często zapowiadają zmianę pogody - nadciąganie strefy opadowej chmury wysokie (powyżej 5 km) pierzaste kłębiaste (Cirrocumulus/ Cc) ławica złożona z białych, drobnych, prawie przezroczystych kłębków (płatków, kłębuszków, zmarszczek itp.), przypominająca soczewki lub ości ryby, baranki zbudowane prawie wyłącznie z kryształków lodu, sporadycznie mogą zawierać przechłodzone krople wody nie dają opadów (jeżeli się zdarzą to wyparowują, zanim dosięgną powierzchni Ziemi) poprzedzają front chłodny pierzaste warstwowe (Cirrostratus/Cs) pokrywają niebo całkowicie lub częściowo biaława, delikatna zasłona jest zbudowana głównie z kryształków lodu nie zacierają konturów Słońca lub Księżyca dają zjawisko zwane halo (zjawisko świetlne mające postać pierścienia wokół tarczy Słońca lub Księżyca, będące wynikiem załamania się promieni światła i odbijania się ich od ścian kryształków lodu) zapowiadają pogorszenie pogody (front ciepły) c chmury średnie (poniżej 2 5 km) średnie kłębiaste (Altocumulus/Ac) średnie warstwowe (Altostratus/As) biała lub szara ławica chmur, złożona z zaokrąglonych płatów, brył, baranków większych niż w przypadku chmury Cc miejscami silnie spiętrzone, o zróżnicowanym oświetleniu, lokalnie dające cień zbudowane głównie z kropelek wody (przy temperaturach poniżej -25 C mogą to być kryształki lodu) nie dają opadów zapowiadają pogorszenie pogody szara lub niebieskoszara ławica chmur o włóknistej strukturze, przez które słabo prześwieca Słońce pokrywają niebo całkowicie lub częściowo typowe chmury mieszane, zbudowane z kropelek wody i kryształków lodu zimą dają opad drobnego śniegu Strona 33 z 54

34 warstwowe deszczowe (Nimbostratus/ Ns) warstwa chmur o znacznej grubości, dochodzącej do kilku kilometrów ciemnoszare w dole często postrzępione przeświecają przez nie tarcze ciał niebieskich zbudowane głównie z kropel wody, a w górnej części z kryształków lodu dają długotrwałe i średnio intensywne opady deszczu, śniegu, krupy śnieżnej chmury niskie (poniżej 2 km) warstwowe kłębiaste (Stratocumulus/ Sc) ławice lub warstwy szarych bądź białawych chmur o wyraźnie kłębiastej budowie, charakterystycznych członach w postaci płatów, zaokrąglonych brył, walców, jednak większych niż w wypadku chmury Ac zbudowane głównie z kropel wody, czasem krup śnieżnych lub płatków śniegu, rzadko z kryształków lodu dają słaby opad deszczu, śniegu lub krup śnieżnych warstwowe (Stratus/St) niska, mogąca się wznosić kilkadziesiąt metrów nad powierzchnią Ziemi warstwa chmur o jednolitej podstawie mgliste, pokrywające całe niebo zbudowane głównie z kropelek wody, w niskiej temperaturze z kryształków lodu dają opad mżawki, drobnego śniegu, krupy lodowej, słupków lodowych chmury o budowie pionowej (powyżej 2 km) kłębiaste (Cumulus/Cu) kłębiaste deszczowe (burzowe) (Cumulonimbus/ Cb) wyraźna postać kłębu o ciemniejszej podstawie w znacznych częściach białe, mogą występować pojedynczo lub w ławicach czasami wyraźnie zaokrąglone, postrzępione lub o płaskiej podstawie o budowie pionowej zbudowane zazwyczaj z kropelek wody na ogół nie dają opadów towarzyszy im piękna pogoda pojedyncza, silnie rozbudowana w pionie chmura często w kształcie gór, wież, ogromnych kalafiorów górna część przyjmuje czasami kształt kowadła oświetlona przez Słońce jest biała, jednak bezpośrednio nad miejscem obserwacji ciemna daje krótkie, gwałtowne ulewy, często połączone z wyładowaniami atmosferycznymi (stąd nazywana chmurą burzową) w dolnej części zazwyczaj zbudowana z kropelek wody, w środkowej - mieszanina kropel wody i kryształków lodu, w górnej - z kryształków lodu może dać opad gradu na ich tle często obserwuje się tęczę Strona 34 z 54

35 Warunki sprzyjające tworzeniu się chmur są w zasadzie tożsame z tymi, które umożliwiają kondensację pary wodnej. Najczęściej więc powstają one w wyniku szybkiego wznoszenia się powietrza, natomiast rzadziej na skutek różnic temperatury między powietrzem i podłożem (kształtowanych przez napływ mas powietrza o odmiennej w stosunku do podłoża temperaturze lub w wyniku wypromieniowywania ciepła z podłoża) oraz mieszania się ciepłego i chłodnego powietrza. W wyniku wznoszenia i adiabatycznego ochładzania się powietrza powstają CHMURY KONWEKCYJNE. Są to przede wszystkim silnie rozbudowane w pionie chmury kłębiaste deszczowe i występujące na różnych piętrach chmury kłębiaste oraz chmury pierzaste, pierzasto-warstwowe, średnie warstwowe i deszczowe warstwowe. Natomiast z zaburzeniami falowymi w troposferze na styku dwóch mas powietrza o odmiennej temperaturze i wilgotności wiąże się powstawanie CHMUR FALOWYCH. Na wierzchołkach fal powietrze ochładza się adiabatycznie, a więc para wodna podlega kondensacji, zaś w ich dolinach ociepla się adiabatycznie, co uniemożliwia kondensację pary wodnej. W rezultacie chmury falowe składają się z ciemnych i gęstych wałów lub pasów, rozdzielonych prześwitami albo jaśniejszymi fragmentami. Do tego rodzaju zalicza się chmury pierzasto-kłębiaste, średnie kłębiaste i niekiedy warstwowe kłębiaste. Powstawanie chmur konwekcyjnych i falowych Chmury warstwowe niskiego piętra (zwłaszcza niskie warstwowe, rzadziej warstwowe kłębiaste) powstają głównie w wyniku wymiany ciepła pomiędzy podłożem i przylegającymi do niego masami powietrza, czyli w rezultacie ochładzania nieadiabatycznego. Kropelki wody i kryształki lodu tworzące chmury są zbyt małe, by mogły pokonać opór powietrza (zwłaszcza tam, gdzie występują silne prądy wstępujące) i szybko z nich wypaść. Stwierdzono, że powstawanie kropel deszczu związane tylko z kondensacją trwałoby wiele dni, a więc znacznie dłużej niż w rzeczywistości potrzeba do uformowania się chmur przynoszących obfite opady (w lecie chmury burzowe przynoszące ulewne deszcze, a czasami również grad, mogą powstać w ciągu kilkudziesięciu minut). Z tego wynika, że w chmurach muszą zachodzić procesy przyspieszające koncentrację produktów kondensacji i resublimacji pary wodnej oraz powstawanie opadów. Wprawdzie rozpoznanie tych procesów jest nadal niepełne, prawdopodobnie jednak w chmurach wodnych polegają one na KOAGULACJI, zaś w mieszanych na powiększaniu kryształków lodu w wyniku resublimacji pary wodnej pochodzącej z wyparowywania kropelek wody. Koagulacja (łac. coagu/atio łączenie się, krzepnięcie) -w meteorologii, proces tworzenia się kropel wody w chmurze w wyniku wchłaniania kropelek wody przez opadające krople deszczu oraz doganiania kropel deszczu opadających wolniej przez krople opadające szybciej. Zachodzi w chmurach wodnych, w temperaturach wyższych od 0 C. W zależności od rodzaju chmur i charakteru procesów fizycznych zachodzących w chmurach, woda jest z nich wytrącana grawitacyjnie w stanie ciekłym lub stałym. Do powierzchni Ziemi dociera pod postacią różnych OPADÓW ATMOSFERYCZNYCH: mżawki, deszczu, gradu, ziaren lodowych, śniegu, krup śnieżnych itp., zależnie od temperatury panującej w przestrzeni pomiędzy tą powierzchnią i chmurami. Strona 35 z 54

36 Rodzaje opadów atmosferycznych i ich charakterystyka RODZAJ OPADU mżawka deszcz śnieg śnieg ziarnisty krupy śnieżne grad słupki lodowe (pył diamentowy) CHARAKTERYSTYKA opad o średnicy kropelek poniżej 0,5 mm opad kropel o średnicy powyżej 0,5 mm opad płatków śniegowych - połączonych ze sobą kryształków o zróżnicowanej średnicy (nawet kilku cm) opad nieprzezroczystych ziaren lodowych o średnicy mniejszej niż 2 mm opad nieprzezroczystych ziaren lodowych o średnicy od 2 do 5 mm opad nieprzezroczystych bryłek lodu (gradzin) powyżej 5 mm opad bardzo drobnych, błyszczących w słońcu kryształków lodu w postaci sześciokątnych słupków lub blaszek W związku z tym, że kondensacja pary wodnej i formowanie się chmur są związane głównie z adiabatycznym ochładzaniem się powietrza, największe opady atmosferyczne występują na frontach (zwłaszcza chłodnych) OPADY FRONTALNE (w miejscu zetknięcia się różnych mas powietrza);; na obszarach silnej konwekcji termicznej (w tym zwłaszcza na wybrzeżach morskich) OPADY KONWEKCJI TERMICZNEJ (w wyniku wznoszenia się silnie nagrzanego powietrza); na dowietrznych stokach gór i wyżyn, gdzie masy powietrza podlegają konwekcji wymuszonej OPADY OROGRAFICZNE. Wielkość i rozkład opadów na powierzchni Ziemi ocenia się, analizując przebieg IZOHIET (linii równych opadów). Najwięcej opadów atmosferycznych w ciągu roku otrzymują: obszary leżące w strefie równikowej (pomiędzy 10 N i 10 S), gdzie szybko nagrzewające się od podłoża wilgotne powietrze podlega silnej konwekcji, warunkującej intensywne ochładzanie adiabatyczne i formowanie się wielopiętrowych chmur kłębiastych deszczowych. Opady występują tam przez cały rok, nasiiając się tuż po równonocy wiosennej oraz jesiennej - deszcze zenitalne na froncie równikowym (Nizina Amazonki, Kotlina Konga, Archipelag Malajski); obszary południowej i południowo-wschodniej Azji, znajdujące się pod wpływem monsunów międzyzwrotnikowych. W tej strefie, w miejscowości Czerapuńdżi na płaskowyżu Shillong w północnowschodnich Indiach występują rekordowe opady na Ziemi (ich średnia wieloletnia przekracza mm/rok). Są one związane z długotrwałym napływem wilgotnych mas powietrza monsunu letniego, podlegających wymuszonej konwekcji na dowietrznych stokach tej nadbrzeżnej bariery orograficznej; obszary nadmorskie w niskich i średnich szerokościach geograficznych, po których przeważnie dowietrznej stronie przepływają ciepłe prądy morskie (Mozambik, południowo-wschodnia Brazylia, wschodnia Australia, Floryda, Góry Nadbrzeżne w Ameryce Północnej, północno-zachodnia Europa); przeważnie dowietrzne stoki gór do wysokości 2000 m n.p.m., a przy równiku nawet do wysokości 3000 m n.p.m., gdzie duże opady są związane z wymuszoną konwekcją mas powietrza. Powyżej wskazanych poziomów, w miarę wzrostu wysokości opady zmniejszają się w związku z malejącą zawartością pary wodnej w powietrzu - to zjawisko nosi nazwę INWERSJI OPADOWEJ. Znacznie mniejsze są też opady na stokach przeważnie zawietrznych, gdzie opadające powietrze ociepla się adiabatycznie. Najmniejsze opady atmosferyczne występują w strefach wyżów podzwrotnikowych, na obszarach oddalonych od mórz lub położonych w CIENIACH OPADOWYCH gór i wyżyn (Cień opadowy - obszar o zmniejszonej ilości opadów atmosferycznych za barierą orograficzną). Niewielkie opady w ciągu roku ( mm) otrzymują też obszary okołobiegunowe. Największe pustynie i półpustynie powstały w strefach zwrotnikowych, zarówno w centrach wyżów podzwrotnikowych, jak również na obszarach objętych cyrkulacją i inwersją pasatową. Na wielu z nich opady atmosferyczne (skoncentrowane w jednej porze deszczowej) nie przekraczają 200 mm rocznie albo występują epizodycznie co kilka lat. Czynnikiem wzmagającym pustynnienie wielu obszarów nadbrzeżnych w strefach zwrotnikowych i podzwrotnikowych są przepływające w ich pobliżu zimne prądy morskie, które wprawdzie ochładzają napływające znad oceanu wilgotne powietrze i skraplają zawartą w nim parę wodną, ale równocześnie ograniczają rozwój prądów wstępujących w atmosferze i formowanie się wielopiętrowych chmur. W rezultacie pierwotne produkty kondensacji mogą tworzyć jedynie niskie chmury warstwowe i mgły adwekcyjne. Należy zatem wiązać pustynię Atacama z Prądem Peruwiańskim, pustynię Namib z Prądem Benguelskim, Wielką Pustynię Piaszczystą w Australii z Prądem Zachodnioaustralijskim, półpustynie i pustynie na Półwyspie Kalifornijskim i w północnym Meksyku z Prądem Kalifornijskim oraz zachodnią Saharę z Prądem Kanaryjskim. Strona 36 z 54

37 Sumy roczne opadów Zróżnicowanie temperatury powietrza i opadów na wschodnich i zachodnich wybrzeżach Ameryki w zależności od ciepłych i zimnych prądów morskich Strona 37 z 54

38 ZJAWISKA POGODOWE NA KULI ZIEMSKIEJ Pogoda warunkuje życie i działalność człowieka za Ziemi. Słowa pogoda używamy bardzo często i jego znaczenie wydaje się nam oczywiste. Mówiąc o pogodzie, mamy zwykle na myśli słoneczny bezdeszczowy dzień. Jednoznaczne zdefiniowanie pojęcia pogoda nie jest wcale łatwe. W nauce pojawiło się wiele definicji terminu pogoda. Najczęściej określa się ją jako zespół zjawisk fizycznych występujących w przypowierzchniowej warstwie atmosfery zwanej troposferą, w określonym miejscu i w danej chwili. Mówiąc o pogodzie, określamy ją najczęściej dla niewielkiego obszaru, ponieważ jest to zjawisko ulegające ciągłym zmianom zarówno w przestrzeni, jak i w czasie. Energia słoneczna, dopływająca do powierzchni Ziemi, oraz ruchy jakie wykonuje nasza planeta wpływają na ciągłe zmiany stanów atmosfery Powietrze ogrzewa się lub ochładza, powodując zmiany ciśnienia atmosferycznego. Ich następstwem są poziome i pionowe ruchy mas powietrza, a także częste zawirowania w troposferze. Parowanie wody z powierzchni Ziemi powoduje stały dopływ pary wodnej do atmosfery Jej kondensacja w powietrzu prowadzi do tworzenia się chmur, z których w określonych warunkach powstają różnego rodzaju opady atmosferyczne. Skutki tych procesów odczuwamy jako zmieniającą się pogodę. Zmiany te występują zarówno w czasie (w danym miejscu pogoda ciągle się zmienia), jak i w przestrzeni (w tym samym czasie panuje inna pogoda w różnych miejscach na Ziemi). Dlatego mówimy że pogoda jest zjawiskiem dynamicznym. Chcąc określić pogodę, bada się stan troposfery poprzez pomiary i obserwację zachodzących w niej zjawisk. Są to zachmurzenie, temperatura powietrza, ciśnienie atmosferyczne, wilgotność powietrza, opady, usłonecznienie oraz kierunki i prędkość wiatru. Składniki te mierzy się za pomocą różnych przyrządów meteorologicznych, na przykład termometru, barometru, deszczomierza i anemometru (wiatromierza). Zachmurzenie określa się wzrokowo, oceniając procent pokrycia nieba chmurami. Najczęściej określa sieje w skali od 0 do 10. Wartość 0 oznacza niebo bezchmurne, zaś 10 całkowite zachmurzenie nieba. Niekiedy stosuje się skalę od 0 do 8. Temperatura powietrza przy powierzchni Ziemi wykazuje duże zróżnicowanie przestrzenne. W danym miejscu na kuli ziemskiej temperatura powietrza zmienia się zarówno w cyklu dobowym, jak i rocznym. Zmiany temperatury występują także wraz ze wzrostem wysokości nad poziomem morza. Przeciętnie temperatura powietrza spada o 0,6/100 m. Ciśnienie atmosferyczne zależy od panujących nad danym terytorium układów barycznych (wyże, niże). Wraz ze wzrostem wysokości nad poziomem morza wartość ciśnienia spada, średnio około 13 hpa/100 m. Przyjmuje się, że ciśnienie atmosferyczne na poziomie morza na szerokości geograficznej 45, w temperaturze 0 wynosi 1013,25 hpa. Wilgotność powietrza to inaczej zawartość pary wodnej w powietrzu. Zależy ona głównie od temperatury Wilgotność powietrza generalnie maleje od równika ku biegunom. Największą wilgotnością cechuje się powietrze równikowe, średnią powietrze polarne, a najmniejszą arktyczne (antarktyczne) i zwrotnikowe. CZYNNIKI KSZTAŁTUJĄCE POGODĘ Zjawiska meteorologiczne, zachodzące w troposferze i kształtujące pogodę nad danym obszarem kuli ziemskiej, zależą od określonych czynników. Czynniki te podzielono na trzy grupy: astrofizyczne, geofizyczne i geograficzne. CZYNNIKI ASTROFIZYCZNE: energia słoneczna, która warunkuje rozwój wszystkich procesów zachodzących w atmosferze. CZYNNIKI GEOFIZYCZNE: ruch obiegowy Ziemi powodujący zróżnicowanie usłonecznienia (czasu trwania promieniowania bezpośredniego w danym miejscu na kuli ziemskiej; ruch obrotowy Ziemi odpowiadający za powstawanie dni i nocy oraz siły Coriolisa, która jest przyczyną odchylania kierunku wiatrów w prawo na półkuli północnej i w lewo na półkuli południowej; nachylenie płaszczyzny równika do płaszczyzny orbity ziemskiej powodujące, że górowanie Słońca w zenicie występuje tylko w strefie międzyzwrotnikowej, a w obszarach okołobiegunowych mamy do czynienia z dniami i nocami polarnymi; kulisty kształt Ziemi sprawiający, że stopień nagrzewania powierzchni kuli ziemskiej rośnie od wyższych do niższych szerokości geograficznych i jest największy w strefie międzyzwrotnikowej (w ciągu dnia). Strona 38 z 54

39 CZYNNIKI GEOGRAFICZNE: nierównomierne rozmieszczenie lądów i oceanów; ukształtowanie pionowe lądów (pasma górskie stanowiące bariery dla przemieszczających się mas powietrza oraz rozległe niziny będące korytarzami ułatwiającymi ruch mas powietrza); stopień pokrycia lądów przez roślinność; prądy morskie. TYPY POGODY Jeśli nad danym obszarem utrzymuje się w miarę stała pogoda przez co najmniej kilkadziesiąt godzin, z małymi w ciągu doby zmianami, mówimy wtedy że występuje określony typ pogody Potocznie mówimy o pogodzie słonecznej, pogodzie deszczowej, szarudze jesiennej, pogodzie wiosennej itp. W meteorologii wyróżnia się dwa podstawowe typy pogody: antycyklonalną i cyklonalną. POGODA ANTYCYKLONALNA Jest kształtowana przez wyż baryczny i charakteryzuje się niewielkim zachmurzeniem lub bezchmurnym niebem, brakiem opadów, ciszą atmosferyczną w nocy i słabym wiatrem w ciągu dnia oraz dużymi dobowymi amplitudami temperatury Takie cechy pogody powodują, że lato jest słoneczne, suche i gorące, natomiast zima mroźna, z niewielką ilością opadów śniegu. POGODA CYKLONALNA Związana jest z niżem barycznym, cechuje ją duże zachmurzenie i opady oraz silne wiatry. Zimy są wówczas pochmurne, z częstymi opadami deszczu i deszczu ze śniegiem, stosunkowo ciepłe z odwilżami. Lata są natomiast chłodne i deszczowe. STAŁE STANY POGODY Określone typy pogody są związane ze stanem atmosfery nad większym obszarem, na przykład krainą geograficzną czy państwem, nad którym zalegają jednorodne masy powietrza lub występuje stabilny układ baryczny. Na kuli ziemskiej można wydzielić obszary, na których przez cały rok panuje stabilna pogoda. Są to okolice okołorównikowe, zwrotnikowe i okołobiegunowe. W miarę stały stan pogody jest spowodowany występowaniem w tych regionach stabilnych mas powietrza. ZMIENNE STANY POGODY Tam, gdzie różne masy powietrza stykają się ze sobą lub mieszają się, występują zmienne stany pogody. Na granicy zimnych i ciepłych mas powietrza tworzą się fronty atmosferyczne. Towarzyszą one często niżom barycznym, z którymi wiążą się silne zachmurzenie i opady. Przykładem obszaru, na którym występują zmienne warunki pogodowe w ciągu całego roku, są umiarkowane szerokości geograficzne półkuli północnej. W regionie tym leży między innymi Polska. Już istnienie pór roku urozmaica pogodę w naszych szerokościach geograficznych. W zimie raz mamy śnieg i mroźną suchą pogodę, innym razem pada deszcz lub deszcz ze śniegiem i jest stosunkowo ciepło. Na wiosnę w kwietniu występują okresy zimna z opadami śniegu oraz okresy ciepłej i bezdeszczowej pogody typowej dla późnej wiosny. W lecie w naszych szerokościach geograficznych pogoda bywa także zmienna: raz jest sucho, bezchmurnie i upalnie, innym razem jest chłodno, pochmurno i deszczowo. Zmiany pogody występują czasem w ciągu zaledwie kilku godzin i towarzyszą im nierzadko burze oraz gwałtowne opady Długotrwałe deszcze w Europie Zachodniej i Środkowej w lecie są najczęściej związane z niżami wędrującymi na wschód znad Oceanu Atlantyckiego. We wrześniu występuje natomiast często babie lato, czyli okres słonecznej, stosunkowo ciepłej i suchej pogody, która niejednokrotnie przedłuża się na pierwsze dni października. Jeszcze jesienią możemy liczyć na ładną pogodę, ale najczęściej padają w tym czasie długotrwałe, lecz mało obfite deszcze, jest pochmurno oraz mgliście. FRONTY ATMOSFERYCZNE Na granicach stykających się głównych mas powietrza tworzą się fronty atmosferyczne - strefy rozdzielające masy powietrza różniące się temperaturą i wilgotnością (strefy przejściowe). Główne fronty atmosferyczne: równikowy (międzyzwrotnikowy) - oddziela powietrze zwrotnikowe od równikowego, polarny - oddziela powietrze polarne od zwrotnikowego, arktyczny - oddziela powietrze arktyczne od polarnego, antarktyczny - oddziela powietrze antarktyczne od polarnego. Strona 39 z 54

40 FRONT CHŁODNY Gdy przesuwająca się masa powietrza chłodnego (cięższego) wypiera ku górze masę powietrza ciepłego (lżejszego), powstaje front chłodny (zimny). FRONT CHŁODNY Wyszczególnienie Przed nadejściem frontu Front Po przejściu frontu Chmury Pojawiają się cirrusy, później cumulusy Występują chmury cumulonimbusy Zróżnicowane zachmurzenie i rozpogodzenia Ciśnienie atmosferyczne Maleje Wzrasta, czasem bardzo szybko Wzrasta Wiatr Silny i chłodny Bardzo silny i chłodny Silny i chłodny, przeważnie północno-zachodni Temperatura powietrza Obniża się Szybko obniża się Obniża się Widzialność Dobra Zła Dobra Sytuacja pogodowa Tworzą się chmury burzowe, duże zachmurzenie Duże zachmurzenie, powstają burze Zachmurzenie, ulewny deszcz, czasem rozpogodzenia Strona 40 z 54

41 FRONT CIEPŁY Gdy przesuwająca się masa powietrza ciepłego (lżejszego) napotka na swej drodze masę chłodniejszą (cięższą), wtedy lżejsza, cieplejsza masa unosi się nad cięższą - tworzy się front ciepły. FRONT CIEPŁY Wyszczególnienie Przed nadejściem frontu Front Po przejściu frontu Chmury Pojawiają się chmury piętra górnego -cirrusy Występują niskie chmury deszczowe - nimbostratusy Następuje zanik chmur Ciśnienie atmosferyczne Maleje Maleje Stałe lub nadal maleje Wiatr Silny i chłodny Silny Silny i ciepły, przeważnie południowo-zachodni i zachodni Temperatura powietrza Wzrasta lub maleje Wzrasta Wzrasta Widzialność Słaba Zła Zła Sytuacja pogodowa Duże zachmurzenie, niewielki deszcz Duże zachmurzenie, ciągły opad atmosferyczny Rozpogodzenia i zanikające opady atmosferyczne Strona 41 z 54

42 EKSTREMALNE ZJAWISKA POGODOWE Dynamikę troposfery podkreślają tzw. ekstremalne stany i zjawiska pogodowe. Są to najwyższe i najniższe wielkości elementów meteorologicznych, zanotowane w danej stacji pomiarowej w określonym czasie. Niektóre ekstremalne zjawiska pogodowe są przyczyną klęsk żywiołowych. Wywołują je gwałtowne lub długotrwałe opady deszczu, huraganowe wiatry, cyklony tropikalne oraz trwające wiele miesięcy okresy bez opadów, powodujące zjawisko suszy. HURAGANY Huragany to długotrwałe i bardzo silne wiatry wiejące z prędkością ponad 120 km/h. Pierwotnie huraganami nazywano cyklony tropikalne tworzące się w rejonie Morza Karaibskiego. Najczęściej tak silne wiatry występują nad morzami i oceanami. Przykładami wiatrów huraganowych są bora i mistral. Pierwszy z wymienionych (BORA) wieje między innymi na Wybrzeżu Dalmatyńskim oraz na wybrzeżu Morza Czarnego w rejonie Noworosyjska. Bora osiąga tam prędkości od 120 do 180 km/h. MISTRAL występuje we Francji, głównie w dolinie Rodanu. Osiąga on podobne prędkości jak bora i powoduje gwałtowne ochłodzenie nad Morzem Śródziemnym. Huragany wieją także w Polsce, choć są one zjawiskiem rzadkim. 9 marca 1990 roku na Śnieżce w Karkonoszach zanotowano wiatr o średniej prędkości 162 km/h (45/s), który w porywach dochodził nawet do 180 km/h. W styczniu 1976 roku nad Europą Zachodnią wiały huraganowe wiatry. Spowodowały one wiele szkód materialnych, ale także wtłoczyły przez wąskie cieśniny duńskie do Morza Bałtyckiego duże ilości czystej wody z Oceanu Atlantyckiego. Nastąpiło rozcieńczenie silnie zanieczyszczonych wód Bałtyku i poprawa środowiska życia flory i fauny tego akwenu. CYKLONY TROPIKALNE Cyklony tropikalne to układy niskiego ciśnienia, powstające nad zwrotnikowymi obszarami oceanów między 5 a 20 szerokości geograficznej północnej i południowej. Cyklony tworzą wirową cyrkulację powietrza, w której występują duże różnice ciśnień. Cyklony tropikalne powstają na obszarach, gdzie temperatura wód powierzchniowych przekracza 27 C. Wysokość cyklonu dochodzi do 13 km. W jego centrum wieje słaby wiatr, zachmurzenie jest niewielkie i na ogół nie pada deszcz. Obszar ten nazywa się okiem cyklonu. Ma ono średnicę od 10 do 60 km. Panuje tam bardzo niskie ciśnienie, poniżej 900 hpa. Wokół oka cyklonu występuje silny wir powietrza, wieją huraganowe wiatry oraz padają nawalne deszcze. Cyklony tropikalne mają wiele lokalnych nazw: hurricane (huragan) w Ameryce Środkowej (Morze Karaibskie i południowo-wschodnia część USA), cordonazo na zachodnim wybrzeżu Meksyku, tajfun w południowowschodniej i wschodniej Azji, cyklon Indie, willy-willy w Australii. POGODA W ŻYCIU I GOSPODARCE CZŁOWIEKA Pogoda ma bardzo duże znaczenie w życiu i gospodarce człowieka. Dlatego często w środkach masowego przekazu podaje się informacje o aktualnym stanie pogody na danym obszarze, a także, jaka będzie pogoda w najbliższych godzinach i dniach. Komunikaty na temat mających nastąpić zmian w stanie pogody nazywamy PROGNOZĄ POGODY. Prognozy pogody dzieli się na krótkoterminowe (24-72 h), średnioterminowe (7-10 dni) oraz długoterminowe (ponad 10 dni, zwykle miesiąc lub kwartał). Zbieraniem i przetwarzaniem informacji o bieżącym stanie troposfery w celu przeprowadzenia analizy rozwoju pogody i podania jej prognozy zajmuje się METEOROLOGIA SYNOPTYCZNA (synoptyka). Meteorolodzy posługują się różnymi źródłami informacji o pogodzie: danymi pochodzącymi ze stacji meteorologicznych, mapami synoptycznymi, radiosondażami (wyniki pomiarów dokonywanych przez radiosondę, przekazywane drogą radiową na Ziemię) oraz zdjęciami satelitarnymi. Do prognozowania pogody i jej sprawdzalności wykorzystuje się także komputery. Specjalnie skonstruowane do tego celu modele matematyczne troposfery pozwalają w miarę dokładnie przewidzieć pogodę na najbliższe godziny, a nawet dni. Przewidywanie zmian pogody i klimatu ma ogromne znaczenie dla życia i działalności gospodarczej człowieka, dlatego informacje o aktualnym stanie pogody podaje się w środkach masowego przekazu jako prognozę pogody. Podstawowymi obiektami, w których dokonuje się pomiarów pogody, są stacje meteorologiczne. Światowa Organizacja Meteorologiczna (World Meteorological Organization - WMO) powstała jako Międzynarodowa Organizacja Meteorologiczna w 1873 roku. Od 1951 roku jest wyspecjalizowaną agendą ONZ. Strona 42 z 54

43 Najważniejsze zadania WMO to: ułatwianie międzynarodowej współpracy w tworzeniu stacji meteorologicznych, hydrologicznych i geofizycznych na całym świecie; wspieranie wymiany informacji meteorologicznych oraz ich wykorzystania w rolnictwie, lotnictwie i transporcie morskim; zwrócenie uwagi władz różnych państw na problemy związane z ocieplaniem klimatu, zmniejszaniem się warstwy ozonowej oraz skażeniem zasobów wodnych. W Polsce sieć stacji meteorologicznych działa w ramach Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej (IMiGW). Pomiarów dokonuje się w stacjach i posterunkach meteorologicznych. Wyniki pomiarów i obserwacji meteorologicznych nanoszone są na mapę synoptyczną. Obrazuje ona aktualny stan pogody i służy przewidywaniu pogody. Z mapy synoptycznej możemy odczytać rodzaj i rozkład frontów atmosferycznych, ciśnienie, zjawiska meteorologiczne i obszar ich występowania, wielkość zachmurzenia, kierunek i prędkość wiatru, temperaturę powietrza. Wybrane oznaki lokalnej pogody Oznaka lokalna systematyczne opadanie ciśnienia systematyczny wzrost ciśnienia wzmaganie się wiatru wieczorem wyższy niż zazwyczaj wzrost temperatury wieczorem lub nocą szybki wzrost wilgotności powietrza przy jednoczesnym wzroście temperatury powietrza białawe niebo w ciągu dnia czerwone niebo o wschodzie Słońca pomarańczowoczerwone niebo po zachodzie Słońca złotawa barwa nieba po zachodzie Słońca pionowa smuga dymu unosząca się ku górze słaba słyszalność dźwięku bardzo dobra słyszalność dźwięku Prognoza zbliżanie się niżu, opady, silny wiatr nadciąganie wyżu, poprawa pogody możliwość pogorszenia się pogody pogorszenie się pogody opady, burze (latem) nadejście opadów nadejście opadów pogorszenie się pogody utrzymanie się dobrej pogody utrzymanie się lub nadejście dobrej pogody poprawa pogody pogorszenie się pogody TECHNIKI TELEDETEKCJI Ważne informacje o zbliżających się groźnych zjawiskach atmosferycznych uzyskuje się za pomocą technik teledetekcji. Służą one na przykład do pomiaru promieniowania elektromagnetycznego i fal akustycznych. Pomiary wykonuje się dzięki aparaturze umieszczonej na satelitach lub nadajnikach naziemnych. Zasięg obserwacji satelitów meteorologicznych (geostacjonarnych) Strona 43 z 54

44 Przykładowa mapa synoptyczna WPŁYW POGODY I KLIMATU NA ŻYCIE ORGANIZMÓW ŻYWYCH Wpływem pogody i klimatu na życie organizmów żywych zajmują się biometeorologia i bioklimatologia. Są to nauki interdyscyplinarne, korzystające z badań m.in. biologii, geografii, klimatografii, fitogeografii, zoogeografii oraz medycyny. Pogoda i klimat wpływają na: wzrost roślin i życie zwierząt; szczególnie ważne dla roślin uprawnych i zwierząt hodowlanych; samopoczucie człowieka związane z aktualnym stanem pogody lub zmianą klimatu (me-teoropatologia); przystosowanie organizmów do danej strefy klimatycznej (np. kolor skóry, kształt nosa); powstanie specyficznej zabudowy neutralizującej niekorzystny wpływ warunków pogodowych (np. domy na palach na obszarach często zalewanych); transport (np. okres zlodzenia rzek, mgły, śnieżyce); działalność przemysłową (np. większe koszty pozyskiwania kopalin na obszarach trwałej zmarzliny). Strona 44 z 54

45 POJĘCIE KLIMATU STREFY KLIMATYCZNE ŚWIATA Klimat jest to charakterystyczny dla danego obszaru (miejscowości, regionu, państwa itp.) układ stanów pogody, powtarzający się w cyklu rocznym. Podstawowymi elementami (składnikami) klimatu są temperatura i wilgotność powietrza, zachmurzenie, nasłonecznienie, opady, ciśnienie atmosferyczne oraz kierunki i prędkość wiatru. Składniki klimatu są identyczne, jak składniki pogody. Pogodę, czyli chwilowy stan troposfery w danym miejscu, bez trudu można określić. Klimat jest natomiast czymś, czego nie widać. Można go jedynie wyróżnić na podstawie długoletnich badań i obserwacji pogody. CZYNNIKI KLIMATOTWÓRCZE Na Ziemi panują zróżnicowane warunki klimatyczne. Stanowią one podstawę do wydzielenia różnych typów i odmian klimatu. Każdy klimat posiada specyficzne tylko dla siebie cechy, o których decydują czynniki klimatotwórcze. CHARAKTERYSTYKA NAJWAŻNIEJSZYCH CZYNNIKÓW KLIMATOTWÓRCZYCH Czynnik klimatotwórczy Oddziaływanie na klimat Szerokość geograficzna Decyduje o kącie padania promieni słonecznych (ilości dopływającej do powierzchni Ziemi energii), co ma wpływ na rozkład temperatur powietrza przy powierzchni kuli ziemskiej Rozmieszczenie oraz wielkość lądów i oceanów Prądy morskie Wysokość nad poziomem morza Nierównomierne nagrzewanie i ochładzanie się wody i lądu powoduje zróżnicowanie temperatur powietrza. Ma ona również wpływ na wilgotność powietrza oraz rozkład i wielkość opadów atmosferycznych w ciągu roku Wpływają na temperaturę i wilgotność powietrza. Ciepłe prądy morskie działają ocieplające na obszary, do których docierają, powodują wzrost ilości opadów i temperatury powietrza. Zimne prądy morskie wywołują obniżenie temperatury powietrza na obszarach, do których docierają, oraz często brak opadów, co przyczynia się do powstawania tam pustyń Ma wpływ na temperaturę powietrza, ciśnienie atmosferyczne i wielkość opadów. Duże różnice wysokości na niewielkich obszarach są przyczyną zjawiska piętrowości klimatycznej, którą obserwujemy w górach Rzeźba terenu Ułatwia lub utrudnia przepływ mas powietrza, co w konsekwencji wpływa na temperaturę powietrza i wielkość opadów Szata roślinna Czynnik klimatotwórczy o ograniczonym zakresie oddziaływania. Wpływa na temperaturę i wilgotność powietrza. Zwarta pokrywa roślinna gromadzi dużo wilgoci. Lałem w lesie notuje się niższą temperaturę niż w jego okolicy, zimą zaś w lesie jest cieplej Działalność człowieka Powoduje zmiany warunków klimatycznych zarówno w skali lokalnej i regionalnej (stepowienie i pustynnienie niektórych obszarów Ziemi oraz zanieczyszczanie powietrza), jak i globalnej (wzrost efektu cieplarnianego) Strona 45 z 54

46 KLIMATY NA ZIEMI Naukowcy opracowali kilkaset klasyfikacji klimatów występujących na Ziemi, za główne kryterium przyjmując najczęściej wzajemne zależności między temperaturą powietrza, opadami atmosferycznymi i typami roślinności. Najbardziej charakterystyczną cechą klimatów na Ziemi jest ich strefowość, zależna od szerokości geograficznej, a więc wynikająca ze zróżnicowanej ilości energii słonecznej docierającej do kuli ziemskiej. Dlatego najczęściej wyodrębnianą w podziałach klimatycznych świata jednostką jest strefa klimatyczna. Klimaty na Ziemi tworzą charakterystyczne strefy klimatyczne. Występowanie tych stref jest uwarunkowane zróżnicowanym dopływem energii słonecznej do powierzchni Ziemi. W obrębie każdej strefy występują określone typy klimatów, które są charakterystyczne tylko dla niej i zależą od szerokości geograficznej. Klimaty te nazywamy STREFOWYMI. Jeżeli na klimat danego obszaru mają większy wpływ inne czynniki niż szerokość geograficzna, na przykład wysokość nad poziomem morza czy prądy morskie, to mówimy o tzw. ASTREFOWOŚCI KLIMATYCZNEJ (klimacie astrefowym). Strefy klimatyczne świata Strona 46 z 54

47 Strefa klimatyczna i Typy klimatów KLIMATY STREFOWE Charakterystyczne cechy klimatów STREFY KLIMATYCZNE ZIEMI Występowanie Średnie temperatury powietrza i średnie sumy opadów w wybranych stacjach klimatycznych STREFA KLIMATÓW RÓWNIKOWYCH wybitnie wilgotny wilgotny suchy i wybitnie suchy średnia miesięczna temperatura powietrza powyżej 20 C małe dobowe i roczne amplitudy temperatur (w klimatach wilgotnych do 5 C, w suchych do 10 C) opady bardzo duże, wykazujące sezonowość w typach wilgotnym i suchym północna i środkowa część Ameryki Południowej Ameryka Środkowa środkowa Afryka i Madagaskar Archipelag Malajski, Nowa Gwinea, Filipiny północna Australia STREFA KLIMATÓW ZWROTNIKOWYCH wilgotny pośredni suchy kontynentalny wybitnie suchy i skrajnie sochy kontynentalny średnia temperatura roczna na wielu obszarach około 20 C średnia temperatura najchłodniejszego miesiąca około 10 C bardzo duże dobowe i roczne amplitudy temperatury zwłaszcza w klimacie suchym w klimacie suchym występują najwyższe notowane temperatury na Ziemi opady głównie w lecie, w klimatach suchych bardzo rzadkie lub ich brak południowa część USA Sahara półwyspy: Arabski, Indyjski i Indachiriski południowe Chiny środkowa część Ameryki Południowej południowa Afryka środkowa Australia STREFA KLIMATÓW PODZWROTNIKOWYCH morski pośredni kontynentalny suchy i skrajnie suchy kontynentalny średnia temperatura roczna na przeważających obszarach od 10 do 20 C średnia temperatura najchłodniejszego miesiąca w klimacie morskim około 10 C średnia temperatura najchłodniejszego miesiąca w klimacie suchym około (0 C) największe opady w półroczu zimowym w klimacie śródziemnomorskim, w ciepłym - w klimatach monsunowych środkowa i południowa część USA rejon Morza Śródziemnego Iran, Afganistan oraz środkowe i wschodnie Chiny południowa Japonia część Chile, północna Argentyna, Urugwaj południowe krańce Afryki i Australii północna część Nowej Zelandii STREFA KLIMATÓW UMIARKOWANYCH umiarkowane cieple (morski, przejściowy, pośredni, kontynentalny) umiarkowane chłodne (morski, przejściowy, pośredni, kontynentalny) średnia temperatura roczna od 0 do 12 C znaczne roczne amplitudy temperatur od 20 C w klimatach o cechach morskich do 35 C w klimatach skrajnie suchych kontynentalnych w klimatach marskich opady całoroczne z maksimum w okresie jesienno-zimowym w klimatach przejściowych, kontynentalnych i monsunowych maksimum opadów przypada na lato północna część USA oraz południowa i środkowa Kanada przeważająca część Europy z wyjątkiem krańców północnych i południowych północna Japonia południowe części Argentyny i Chile południowa Nowa Zelandia STREFA KLIMATÓW OKOŁOBIEGUNOWYCH podbiegunowe (morski i kontynentalny) biegunowe (morski i kontynentalny) średnia temperatura najcieplejszego miesiąca w klimatach podbiegunowych poniżej 10 C średnia temperatura najcieplejszego miesiąca w klimatach biegunowych poniżej 0 C niewielkie opady śnieżne, głównie w klimatach biegunowych północna Alaska i północna Kanada Grenlandia północne obrzeża Europy północna Azja i wyspy Arktyki Antarktyda Strona 47 z 54

48 KLIMATY ASTREFOWE Klimat górski Przykładem klimatu astrefowego może być KLIMAT GÓRSKI, związany z wysokością nad poziomem morza, ekspozycją stoków i zróżnicowaną rzeźbą terenu. Występuje on praktycznie w każdej strefie i nie zależy od szerokości geograficznej. Cechują go stosunkowo niska średnia roczna temperatura powietrza, w porównaniu z obszarami przyległymi, duża porywistość wiatrów oraz wysokie opady Klimat górski charakteryzuje się także piętrowością. Związana jest ona ze spadkiem temperatury oraz wzrostem opadów wraz z wysokością nad poziomem morza i przejawia się piętrowym układem szaty roślinnej w górach. Specyficznymi typami klimatów, występującymi prawie w każdej strefie klimatycznej, są klimat morski (oceaniczny) i kontynentalny (lądowy). Wiążą się one przede wszystkim z podłożem, oddaleniem od oceanów, prądami morskimi oraz występowaniem barier orograficznych. Klimat morski Klimat morski cechuje się małymi amplitudami dobowymi i rocznymi temperatur powietrza oraz stosunkowo dużymi opadami. Rozłożone są one prawie równomiernie w ciągu roku z lekką przewagą w okresie jesienno-zimowym. W klimacie tym występuje mała liczba dni pogodnych. Lata są stosunkowo chłodne, a zimy łagodne. Klimat kontynentalny Klimat kontynentalny cechują znacznie większe niż w klimacie morskim amplitudy dobowe i roczne temperatury powietrza. Amplitudy te rosną w głąb kontynentu. Maksimum opadów w tym klimacie przypada na miesiące letnie. Lata są upalne, a zimy mroźne. Największe zachmurzenie występuje w lecie. PORÓWNANIE KLIMATU KONTYNENTALNEGO I MORSKIEGO Charakterystyczne cechy Klimat kontynentalny Klimat morski Dobowe i roczne amplitudy temperatury powietrza Duże Małe Wilgotność powietrza Mata Duża Zachmurzenie Wielkość opadów atmosferycznych Małe (największe w lecie) Mata (maksimum opadów przypada na okres letni, minimum w zimie) Duże (największe w okresie jesiennozimowym) Duża (sumy opadów miesięcznych są prawie równomiernie rozłożone w ciągu roku z niewielką przewagą na przełomie jesieni i zimy) Lata Gorące i suche Chłodne i wilgotne Zima Mroźna i sucha Łagodna i wilgotna Klimat lokalny Badania klimatu prowadzi się nie tylko na dużych obszarach Ziemi, ale także w obrębie mniejszych jednostek geograficznych, a nawet niewielkich fragmentów powierzchni lądów o specyficznych cechach, na przykład w obrębie dolin rzecznych i stoków wzniesień. Na niewielkich obszarach występuje klimat lokalny. Możemy mówić na przykład o klimacie lokalnym miasta, w górach zaś o klimacie lokalnym kotlin czy dolin górskich. W skład klimatu lokalnego miasta wchodzą mikroklimaty placów skwerów, parków ulic itp. Na klimat lokalny w górach składają się natomiast mikroklimaty stoków górskich oraz zboczy i dna dolin. Strona 48 z 54

49 ODDZIAŁYWANIE CZŁOWIEKA NA ATMOSFERĘ W dziejach geologicznych Ziemi następowały częste zmiany warunków klimatycznych. Świadczą o tym między innymi niektóre typy skał budujące skorupę ziemską oraz kopalna flora i fauna. Złoża soli i gipsów, a także niektórych piaskowców informują nas, że w czasie ich powstawania panował klimat suchy. Pokłady węgla kamiennego świadczą natomiast o gorącym i wilgotnym klimacie, jaki panował podczas tworzenia się tych skał. Jeszcze innym przykładem mogą być osady polodowcowe, będące dowodem istnienia wówczas warunków klimatycznych zbliżonych do dziś panujących na Antarktydzie i Arktyce. Zmiany warunków klimatycznych Ziemi były spowodowane różnymi przyczynami, na przykład ruchami górotwórczymi, przemieszczaniem się biegunów ziemskich czy gwałtownymi zjawiskami o dużym zasięgu - wybuchami wulkanów lub uderzeniem dużego meteorytu o powierzchnię ziemi. Klimat zmieniał się pod wpływem czynników naturalnych. W minionych stuleciach warunki klimatyczne na różnych obszarach Ziemi zaczął przeobrażać człowiek, a ściślej mówiąc jego działalność. Już w starożytności długotrwałe wylesianie obszaru basenu Morza Śródziemnego, szczególnie w północnej części, oraz niewłaściwa gospodarka hodowlana (nadmierny wypas kóz i owiec), doprowadziły do zmian w klimacie tego obszaru. Pierwotnie rosły tu lasy w których dominowały dęby ostrolistne, dęby korkowe i sosny alpejskie. Po ich wycięciu klimat stał się bardziej suchy Miejsce lasów zajęła makia, tworząca zarośla zawsze zielonych krzewów i skarłowaciałych drzew (mirtów, pistacji), rosnących w bardziej wilgotnych obszarach. Symbolem roślinności basenu Morza Śródziemnego jest obecnie drzewo oliwkowe. W średniowieczu na znacznych obszarach Europy Środkowej i Zachodniej zaczęto wycinać lasy i na ich miejscu zakładać pola. Drewno wykorzystywano głównie na opał, do budowy domów oraz obudowy chodników w kopalniach. Dalsza masowa trzebież lasów w XVIII i XIX wieku doprowadziła do wyraźnych zmian klimatycznych na Niżu Środkowoeuropejskim. Nastąpiło zmniejszenie wilgotności powietrza, zwiększyły się dobowe i roczne amplitudy temperatury nasiliła się niszcząca działalność wiatru, a wody opadowe mogły łatwiej zmywać i niszczyć wierzchnią warstwę gleby (erozja gleby). W wielu obszarach Europy Środkowej od kilkudziesięciu lat obserwuje się zjawisko stepowienia, spowodowane brakiem dostatecznej ilości wody potrzebnej do rozwoju roślin typowych dla klimatu umiarkowanego, przejściowego. Bezpośrednimi przyczynami tego zjawiska są: małe opady atmosferyczne, nieprzemyślane działania melioracyjne, a także wylesienia dokonywane w ubiegłych wiekach, które doprowadziły do obniżenia się poziomu wód gruntowych i osuszenia gleb. W Polsce proces ten obserwuje się we wschodniej Wielkopolsce, na Kujawach i na Mazowszu. W drugiej połowie XX wieku wycięcie lasów i nieodpowiednia gospodarka hodowlana na terytorium Sahelu (region w Afryce na południe od Sahary) spowodowały szybkie pustynnienie tych obszarów i przesunięcie się Sahary w minionych 40 latach od 100 do 200 km na południe. Klimat Sahelu zmienia się z wilgotnego, o wyraźnie zaznaczonej długiej porze suchej, na półsuchy i suchy Sprzyjają temu niekorzystne warunki naturalne, przede wszystkim małe i nieregularne opady oraz często występujące susze. Masowe wycinanie lasów na obszarze Niziny Amazonki może w najbliższym czasie przyczynić się do zmiany warunków klimatycznych tego regionu świata. Niektórzy naukowcy uważają, że trzebież lasów w strefie okołorównikowej może wpłynąć nawet na zmiany klimatu w innych, nawet odległych od tej strefy obszarach świata. W marcu 2002 roku doszło do rozległych burz pyłowych i piaskowych, które nawiedziły północne i wschodnie Chiny. Do ich powstania przyczyniło się masowe wycinanie lasów na północy tego kraju, które rozpoczęto kilkanaście lat temu. ZANIECZYSZCZENIE POWIETRZA Poważnym problemem, nurtującym od kilkudziesięciu lat ludzi na świecie, jest zanieczyszczenie powietrza, czyli występowanie w nim różnych substancji niepożądanych (obcych). Zanieczyszczenie powietrza przez długi czas prowadzi do szkodliwych konsekwencji dla zdrowia lub samopoczucia ludzi. Wpływa też niekorzystnie na organizmy żywe, a także powoduje niszczenie różnych obiektów, na przykład budynków, konstrukcji metalowych itp. Zanieczyszczenie powietrza w minionych wiekach było procesem naturalnym. Z czynnych wulkanów do atmosfery dostawały się gazy głównie S0 2, a także duże ilości pyłów. Naturalnymi źródłami zanieczyszczenia powietrza były również pożary lasów oraz huragany wywołujące burze piaskowe. Z chwilą pojawienia się człowieka na Ziemi powstało nowe źródło zanieczyszczania powietrza. Możemy je określić jako działalność człowieka. Początkowo jedynie dymy z ognisk obozowisk ludzkich były źródłem gazów i popiołów zanieczyszczających powietrze. Rozwój przemysłu, oparty na energii otrzymywanej podczas spalania węgla kamiennego, stał się potężnym źródłem zanieczyszczania atmosfery Dołączyły do niego paleniska domowe, ciepłownie oraz transport. Strona 49 z 54

50 Wielkość emisji zanieczyszczeń antropogenicznych w skali świata Pochodzenie zanieczyszczenia Ogólna światowa emisja w % Elektrownie cieplne 27,0 Hutnictwo żelaza 24, 3 Górnictwo i przetwórstwo ropy naftowej 15,5 Transpa'1 samochodowy 13,3 Hutnictwo metali kolorowych 10,5 Prze my st materiałów budowlanych 8.1 Przemysł chemiczny 1,3 Zanieczyszczenia powietrza dzieli się na: zanieczyszczenia naturalne, powstałe wskutek naturalnych procesów zachodzących w przyrodzie; zanieczyszczenia pochodzenia antropogenicznego, związane z działalnością człowieka. Wśród substancji zanieczyszczających powietrze wyróżnia się: gazy: różnorodne związki chemiczne, przede wszystkim siarki, azotu i węgla (na przykład S0 2, CO 2 i tlenki azotu); pyły składające się ze stałych cząsteczek, takich jak kurz i dym lub drobnych kropelek cieczy które tworzą mgły. Zanieczyszczenia powietrza na świecie Strona 50 z 54

51 Ogólna ilość zanieczyszczeń naturalnych występujących w atmosferze jest większa niż ilość zanieczyszczeń antropogenicznych. Zanieczyszczenia antropogeniczne są natomiast bardziej szkodliwe dla człowieka i środowiska przyrodniczego, gdyż osiągają duże stężenia na niewielkich obszarach na ogół gęsto zaludnionych. Proces wypuszczania do powietrza zanieczyszczeń stałych, ciekłych lub gazowych z jednego lub kilku źródeł na danym obszarze w sposób zorganizowany, na przykład z kominów, lub niezorganizowany na przykład hałd czy wysypisk, nazywamy emisją. Zanieczyszczenie powietrza na świecie wykazuje duże zróżnicowanie przestrzenne. Najbardziej zanieczyszczona atmosfera występuje nad obszarami uprzemysłowionymi oraz dużymi aglomeracjami miejskimi. Do regionów, gdzie powietrze jest stosunkowo silnie zanieczyszczone, zaliczamy znaczne obszary Europy - od Francji po Rosję, wschodnie stany USA, północną Argentynę, wybrzeże Namibii i część Nigerii oraz regiony w południowej i wschodniej Azji. Dominacja wiatrów z określonego kierunku może powodować stały napływ zanieczyszczeń nad inne obszary. Przykładem mogą być Karkonosze i Góry Izerskie, nad które permanentnie napływają zanieczyszczenia, powstałe w wyniku spalania węgla brunatnego w elektrowniach cieplnych zlokalizowanych w Niemczech, Czechach i Polsce (tzw. Czarny Trójkąt). Zawarty w powietrzu dwutlenek siarki jest przyczyną klęski ekologicznej w tych górach. Zanieczyszczenia są często transportowane na duże odległości i przekraczają granice państw. Mówimy wtedy o tzw. TRANSGRANICZNYM PRZENOSZENIU ZANIECZYSZCZEŃ. Transgraniczne zanieczyszczenie powietrza jest obecnie poważnym problemem międzynarodowym. Specyficzne warunki mikroklimatyczne, ukształtowane przez człowieka, występują w dużych miastach i obszarach przemysłowych. Promienie słoneczne w lecie silnie nagrzewają budynki i drogi, a zwarta zabudowa utrudnia przewiew i odpływ ciepła. W zimie zakłady przemysłowe, ciepłownie i ogrzane domy emitują do atmosfery znaczne ilości ciepła. Pyły i dymy utrudniają przenikanie promieni słonecznych, a na ich drobinach skrapla się para wodna. Powstają chmury i mgły Niekiedy są one toksyczne ze względu na zawarte w nich szkodliwe substancje. Zdarza się, że zalegają w strefie miejskiej kilka dni, tworząc smog. Jest to mieszanina dymów, pyłów gazów i pary wodnej bardzo szkodliwa dla zdrowia ludzi. Wpływ miasta na klimat Przemysł emituje do atmosfery znaczne ilości zanieczyszczeń; wśród nich dominują dwutlenek siarki, tlenki azotu oraz dwutlenek węgla. Najwięcej tych związków emitują elektrociepłownie, które spalają węgiel brunatny i kamienny Substancje te reagują z parą wodną zawartą w powietrzu, tworząc kwasy: siarkowy azotowy i węglowy W obszarach występowania tych związków w powietrzu padają często kwaśne deszcze, niszczące roślinność, zakwaszające gleby oraz przyspieszające niszczenie budowli i korozję urządzeń metalowych. U człowieka mogą one wywołać poparzenia oczu i powiek oraz podrażnienia dróg oddechowych. Strona 51 z 54

52 Schemat powstawania kwaśnych deszczy W połowie XX wieku stwierdzono, że zawartość dwutlenku węgla w powietrzu nad powierzchnią Ziemi jest większa niż kilkaset lat temu. Naukowcom udało się znaleźć takie powietrze uwięzione w lodowcach Grenlandii i zanalizować jego skład. Zaczęto badać powietrze w troposferze i ustalono, że zawiera ono także inne gazy: metan, tlenki azotu, tlenek węgla, freony itp. Wzrost ilości tych gazów w troposferze, szczególnie dwutlenku węgla i freonów w ostatnich dziesięcioleciach, jest spowodowany głównie działalnością gospodarczą, przede wszystkim spalaniem węgli i ropy naftowej oraz powszechnym stosowaniem freonów w urządzeniach chłodniczych i w przemyśle chemicznym. WPŁYW PRZEMYSŁU NA OZON Specyficznym gazem, występującym w atmosferze, jest ozon (0 3 ). Znajduje się on prawie w całej stratosferze oraz częściowo w troposferze. Jest naturalnym składnikiem powietrza i powstaje, gdy tlen cząsteczkowy jest poddany działaniu promieniowania ultrafioletowego. Ozon w największych ilościach występuje na wysokościach od 20 do 35 km od powierzchni Ziemi. Z tego powodu warstwę tę nazwano ozonosferą. Ozon pełni przede wszystkim funkcję ochronną. Polega ona na tym, że warstwa ozonowa pochłania zabójcze dla organizmów promieniowanie nadfioletowe. Dzięki temu na powierzchni Ziemi mogą egzystować różne organizmy między innymi człowiek. Występowanie ozonu w powietrzu, którym oddychają zwierzęta i ludzie, w większych stężeniach jest bardzo szkodliwe. Gaz ten jest bowiem silną trucizną, która uszkadza układ oddechowy oraz zaburza fotosyntezę u roślin. Zawartość ozonu w stratosferze ulega nieznacznym wahaniom w ciągu roku i jest spowodowana różnymi procesami naturalnymi. Pomiary stężenia tego gazu nad Antarktydą, prowadzone od 1959 roku, dowiodły że zawartość jego gwałtownie zmniejsza się. W 1985 roku ubytek ozonu nad biegunem południowym wyniósł aż 40%. Dziura ozonowa nad Antarktydą 1 dobson odpowiada warstwie ozonu grubości 0,01 mm w warunkach normalnych Obszar, w którym stwierdzono zmniejszenie stężenia ozonu, nazwano dziurą ozonową. Bezpośrednią przyczyną tego zjawiska jest zanieczyszczenie atmosfery między innymi freonami i związkami azotu, które rozkładają ozon. Źródłem związków azotu są spaliny samochodowe, niektóre emisje przemysłowe, silniki odrzutowców i rakiet oraz eksplozje nuklearne. Spadek koncentracji ozonu w atmosferze prowadzi do zwiększenia natężenia promieniowania nadfioletowego przy powierzchni Ziemi, a w konsekwencji wzrostu zachorowań ludzi na różne choroby przede wszystkim nowotwory skóry Skutkiem powiększania się dziur ozonowych może być wzrost temperatury na Ziemi, a nawet globalne zmiany klimatyczne na naszej planecie. Naukowcy oceniają, że człowiek zniszczył do dziś około 5% warstwy ozonowej. Strona 52 z 54

53 Od pewnego czasu podejmowane są różne działania w celu zahamowania niszczenia warstwy ozonowej. W 1987 roku wiele państw zobowiązało się na konferencji w Montrealu do ograniczenia produkcji i stosowania gazów rozkładających ozon (freonów i halonów). W wyniku tych decyzji już w 1997 roku zanotowano stopniowy wzrost ozonu w stratosferze. Ze względu na długi czas przebywania freonów i halonów w atmosferze (nawet do 130 lat), proces regeneracji ozonu będzie postępował powoli. EFEKT CIEPLARNIANY (SZKLARNIOWY) Atmosfera ziemska przepuszcza około połowę promieniowania słonecznego docierającego do jej górnej granicy. Reszta pochłaniana jest przez chmury i atmosferę oraz odbijana od niej, a następnie wraca z powrotem w przestrzeń kosmiczną. Promieniowanie krótkofalowe docierające do Ziemi podnosi temperaturę jej podłoża. Ziemia natomiast oddaje w kosmos ciepło w postaci promieniowania podczerwonego. Dwutlenek węgla, freony, metan i inne wyżej wymienione gazy mają taką właściwość, że przepuszczają krótkofalowe promieniowanie słoneczne, zatrzymują (pochłaniają) natomiast promieniowanie podczerwone emitowane z Ziemi. Działanie tych gazów można więc porównać do filtra przepuszczającego promieniowanie słoneczne, a zatrzymującego promieniowanie Ziemi. Zjawisko zatrzymywania ciepła w troposferze dzięki selektywnemu pochłanianiu promieniowania przez niektóre gazy, zwane cieplarnianymi, nazywamy efektem cieplarnianym (szklarniowym). Schemat powstawania efektu cieplarnianego Struktura gazów cieplarnianych pochodzenia antropogenicznego emitowanych do atmosfery Strona 53 z 54

54 Efekt cieplarniany powoduje, że powierzchnia Ziemi otrzymuje ciepło nie tylko poprzez nasłonecznienie, ale także dzięki promieniowaniu atmosfery. Gdyby nie było wokół kuli ziemskiej atmosfery temperatura na Ziemi byłaby niższa o około 33 C. Można stwierdzić, że oddziaływanie człowieka na klimat Ziemi zachodzi w różnych skalach przestrzennych: lokalnej, regionalnej, a ostatnio nawet globalnej. Jeśli proces ten nie zostanie w porę zahamowany, może dojść do niekorzystnych zmian w środowisku przyrodniczym Ziemi, a warunki naturalne życia człowieka znacznie się pogorszą. Efekt cieplarniany jest zjawiskiem naturalnym i zachodzi w atmosferze od dawna. Wskutek działalności człowieka, powodującej emisje gazów cieplarnianych, efekt szklarniowy bardzo się nasilił. Dynamika tego zjawiska może ulec zwiększeniu także wskutek pożarów sawann, wycinania lasów, szczególnie w strefie równikowej, które pochłaniają duże ilości dwutlenku węgla. Nie bez znaczenia jest także rolnictwo dostarczające do atmosfery metan, pochodzący z upraw ryżu i hodowli bydła. Pogłębianie się tego zjawiska może spowodować wzrost temperatury w troposferze i w konsekwencji globalne zmiany warunków klimatycznych na kuli ziemskiej. Przyczyny i skutki powstawania efektu cieplarnianego Strona 54 z 54