Pogoda to stan atmosfery w danej chwili i w danym miejscu na Ziemi. Nauką geofizyczną badającą pogodę jest meteorologia. Informacje o pogodzie są uzyskiwane na podstawie obserwacji i pomiarów meteorologicznych, które prowadzi się na stacjach naziemnych oraz za pomocą satelitów meteorologicznych.

Do głównych elementów pogody zalicza się: temperaturę powietrza, wilgotność powietrza, opady atmosferyczne, ciśnienie atmosferyczne, kierunek i prędkość wiatru, zachmurzenie i usłonecznienieusłonecznienieusłonecznienie. Są to także elementy klimatu, ponieważ klimat to powtarzający się układ pogody, obserwowany na danym obszarze na przestrzeni wielu lat (przynajmniej trzydziestu).

Ponadto w wybranych lokalizacjach prowadzone są także pomiary innych wielkości, które nie odzwierciedlają bezpośrednio właściwości atmosfery lub jej procesów, ale są z nimi mocno związane, jak np. temperatura gruntu czy grubość i stan pokrywy śnieżnej. Oprócz tego, w nielicznych miejscach dokonywane są pomiary promieniowania słonecznego i ziemskiego oraz elektryczności atmosferycznej.

Obserwacje podstawowych elementów meteorologicznych prowadzone są na całej kuli ziemskiej. Aby możliwe było właściwe rozpoznanie przestrzennego rozkładu wartości poszczególnych elementów meteorologicznych i porównanie stanu atmosfery w różnych miejscach na Ziemi, konieczne jest odpowiednie rozmieszczenie miejsc obserwacyjnych (stacji pomiarowych). Ważne jest, aby prowadzone obserwacje wykonywane były zbliżonymi przyrządami, tymi samymi metodami i w określonych terminach. Dzięki temu możliwa jest budowa sieci stacji meteorologicznych tworzących jednolitą całość. Za koordynację i organizację światowej sieci meteorologicznej odpowiedzialna jest funkcjonująca od 1878 r. Światowa Organizacja Meteorologiczna (ang. World Meteorological Organization, WMO). W Polsce regularne obserwacje meteorologiczne trwające do dziś rozpoczęto dopiero pod koniec XVIII w. w Krakowie, Warszawie i Wilnie. Aktualnie sieć meteorologiczną tworzą stacje podległe Instytutowi Meteorologii i Gospodarki Wodnej – Państwowego Instytutu Badawczego (IMGW‑PIB). Odpowiada on za osłonę meteorologiczną ogólną (wydaje ostrzeżenia meteorologiczne i hydrologiczne, np. o wystąpieniu burz czy podniesieniu stanu wód) oraz specjalistyczną (dla żeglugi, rybołówstwa i lotnictwa).

Do naziemnych stacji zalicza się:

• stacje meteorologiczne,

• posterunki meteorologiczne,

• posterunki opadowe,

• statki meteorologiczne i urządzenia pływające,

• pozostałe obiekty badawcze, np. stacje agrometeorologiczne, aerologiczne, morskie itd.

Obecnie podstawą naziemnego systemu obserwacyjnego jest ponad 10 000 stacji meteorologicznych (automatycznych lub manualnych – z obserwatorem). Ponadto organizacja dysponuje danymi z ponad 1 tys. boi dryfujących po oceanach, a także danych ze statków komercyjnych. Informacji o warunkach panujących w wyższych warstwach atmosfery dostarcza około 1 tys. stacji aerologicznych i zespół 3 tys. samolotów (zarówno specjalistycznych, jak i komercyjnych).

W naszym kraju najszerszy zakres pomiarów realizowany jest na stacjach synoptycznych. Pomiary na wszystkich stacjach wykonywane są podobnymi instrumentami, które umieszcza się w specjalnie do tego celu przygotowanych miejscach zwanych ogródkami meteorologicznymi. Oto wybrane zalecenia dotyczące ogródka meteorologicznego:

• wyrównany teren o kształcie kwadratu, wymiarach 25 × 25 m w przypadku dużej liczby przyrządów pomiarowych – przy niewielkiej liczbie instalacji teren ten może być mniejszy,

• teren płaski, bez zagłębień,

• przyrządy pomiarowe umieszczone w klatce na wysokości od 1,25 do 2 m nad poziomem gruntu,

• przyrządy pomiarowe rozmieszczone w ogródku w taki sposób, aby wzajemnie nie zakłócały pomiarów,

• w promieniu do 30 m od ogródka brak obiektów budowlanych, drzew, krzewów i upraw sztucznie zraszanych,

• pomiar temperatury gruntu i temperatury przy powierzchni gruntu na pozbawionym roślinności poletku o wymiarach 4 × 2 m, 2 × 2 m lub 1 × 1 m w zależności od liczby stosowanych czujników.

Współczesne stacje meteorologiczne, dzięki powszechnej automatyzacji przyrządów pomiarowych, wykonują najczęściej pomiary w sposób ciągły. Jednak ze względu na możliwość wystąpienia awarii lub innych zdarzeń losowych na głównych stacjach synoptycznych prowadzone są równocześnie pomiary wykonywane przez obserwatora w oparciu o urządzenia standardowe. Dokonuje się ich co godzinę. Normy międzynarodowe określają, że obserwacji poszczególnych elementów pogody na stacjach synoptycznych dokonuje się co najmniej osiem razy w ciągu doby o następujących godzinach: 3:00, 6:00, 9:00, 12:00, 15:00, 18:00, 21:00 i 24:00 UTC.

R1Z4pSEKtY3XM

Zdjęcie przedstawia ogródek meteorologiczny. Wśród trawy wytyczona jest kamienista ścieżka prowadząca koło klatek meteorologicznych oraz urządzeń pomiarowych.

R1NQgqMUmgqve

Zdjęcie przedstawia białą klatkę meteorologiczną z płaskim daszkiem. Z tyłu do konstrukcji przystawione są schodki.

R78Zi1gmSzVnm

Zdjęcie przedstawia termometry gruntowe. Oparte są o małą białą konstrukcję i wbite w ziemię.

R1O8LZFXEY554

Zdjęcie przedstawia deszczomierz Hellmanna. Jest umieszczony około metra nad ziemią. Jest naczyniem o kształcie puszki o ostrych krawędziach.

R1Mc7uYxUyWUk

Zdjęcie przedstawia wiatromierz Wilda. Na maszcie znajduje się element ruchomy posiadający różne elementy odchodzące od głównej osi.

R1L94WqZaAJla

Zdjęcie przedstawia anemometr. Na osi obrotu znajdują się ramiona, na których umieszczone są półkoliste czasze.

RQU6xAN3WCPOw

Zdjęcie przedstawia barometr. Urządzenie ma kolisty kształt. Posiada wskazówki wskazujące milimetry i milibary.

RahFZI6ac4GX0

Zdjęcie przedstawia heliograf. Jest to urządzenie przykręcone na dachu budynku. W centralnej części posiada szklaną kulę. Za nią znajduje się pasek papieru.

Posterunki meteorologiczne (stacje klimatologiczne)

Ich zakres pomiarowy jest znacznie mniejszy niż stacji meteorologicznych. Dokonują one następujących pomiarów: temperatury powietrza, wilgotności, opadów, prędkości i kierunku wiatru. Pomiary te odbywają się trzy lub cztery razy na dobę (o 6:00, 12:00, 18:00 i czasem 24:00 UTC).

Posterunki opadowe (stacje opadowe)

Służą jedynie do pomiaru wielkości opadu atmosferycznego. Są automatyczne i prowadzą pomiary raz na dobę (o 6:00 UTC).

Podczas obserwacji meteorologicznych wykorzystuje się także radary. Służą do obserwacji opadów: ich położenia, intensywności, rodzaju i ruchu, a także groźnych zjawisk (np. cyklonów, sztormów i burz) dzięki wykorzystaniu fal radiowych. W Polsce jest ich osiem. Są zlokalizowane w: Legionowie, Rzeszowie, Brzuchani (koło Miechowa), Ramży (koło Rybnika), Pastewniku (koło Bolkowa), Poznaniu, Świdwinie i Gdańsku. Mapy radarowe są aktualizowane co 10 minut i można je znaleźć na stronie IMGW‑PIB.

RYlZpAk156ewJ

Zdjęcie przedstawia radar w Pastewniku. Ma kształt kuli. Znajduje się wysoko nad ziemią. Do konstrukcji przylega budynek.

Satelity meteorologiczne są najczęściej umieszczane na orbitach geostacjonarnych. W prognozowaniu pogody w Polsce i Europie wykorzystuje się dane z geostacjonarnych satelitów meteorologicznych METEOSAT. Pomiary satelitarne spełniają aktualnie jedną z najważniejszych funkcji w meteorologii. Pozwalają bowiem na jednoczesne pozyskanie dużej ilości danych i informacji dla znacznych obszarów Ziemi. Istotą pomiarów satelitarnych jest wykorzystanie różnych zakresów długości fal elektromagnetycznych i rejestrowanie ich odbicia przez różne czujniki. Obserwacje wykonywane dzięki satelitom meteorologicznym dotyczą zarówno atmosfery, jak i powierzchni ziemi. Pozwalają na uzyskanie informacji i danych o: zachmurzeniu, frontach, opadach, parze wodnej, temperaturze, wilgotności, ozonie, pokrywie śnieżnej, stabilności atmosfery i wielu innych.

R10FDfQE5lOk8

Mapa świata przedstawia zasięgi obserwacji satelitów meteorologicznych. GEOS-W USA obejmuje obszar obu Ameryk. GEOS-E obejmuje obszar całej Ameryki Południowej oraz wschodniej i centralnej Ameryki Północnej. METEOSAT EUMESAT obejmuje obszar części wschodniej Ameryki Południowej, całej Europy i Afryki, części Azji do Indii. GOMS Rosja obejmuje obszar części Afryki, prawie całej Australii i Azji. GMS Japonia obejmuje obszar od Indii do Ameryki Północnej.

Głównymi procesami wpływającymi na pogodę i jej poszczególne elementy są:

• obieg ciepła,

• obieg wody,

• obieg powietrza.

Są to również procesy wpływające na klimat.

Promieniowanie słoneczne, zwłaszcza promieniowanie krótkofalowe o długości fali od 0,1 do 4,0 nm, to główne źródło energii cieplnej na naszej planecie. W niewielkich ilościach dostarczane jest także ciepło z wnętrza Ziemi.

Rodzaje promieniowania słonecznego:

• bezpośrednie – takie, które dociera do Ziemi bezpośrednio od tarczy słonecznej w bezchmurny dzień,

• rozproszone – takie, które dociera do Ziemi podczas pochmurnego dnia lub podczas wschodów i zachodów Słońca, ponieważ jego pierwotny kierunek został zaburzony przez ugięcie, załamanie czy też odbicie od atmosfery lub chmur.

Suma promieniowania bezpośredniego i rozproszonego to promieniowanie całkowite.

Pokrycie terenu a albedo

Barwa i rodzaj podłoża wpływają nie tyle na ilość promieniowania docierającego do powierzchni Ziemi, ile na albedo. Albedo to stosunek ilości promieniowania odbitego do ilości promieniowania docierającego na daną powierzchnię. Wartość ta wyrażana jest w procentach. Generalnie podłoża jaśniejsze charakteryzują się większym albedo, a ciemniejsze – mniejszym. Lądy (powierzchnie gruntowe), które odznaczają się dużą gęstością skał i małą przezroczystością, nagrzewają się tylko do niewielkich głębokości, więc szybko się nagrzewają, ale również szybko się ochładzają. Z kolei wody są względnie przezroczyste dla promieniowania słonecznego, a więc nagrzewają się do dużych głębokości. W związku z tym proces ogrzewania, ale również proces ochładzania trwa dłużej.

R93IUam1HcfFW

Grafika przedstawia cztery obrazki ilustrujące albedo wybranych rodzajów powierzchni. Dla wody promieniowanie wynosi 100%, przechodzi 98%, albedo 2%. Dla piasku promieniowanie wynosi 100%, albedo 40%, przechodzi cieńsza strzałka niż w przypadku wody. Dla czarnoziemu promieniowanie wynosi 100%, albedo 10%, przechodzi nieco cieńsza strzałka niż w przypadku wody. Dla śniegu promieniowanie wynosi 100%, albedo 90%, przez śnieg przechodzi najcieńsza strzałka.

R1Wp2EcvffucW

Tabela przedstawia albedo różnych rodzajów powierzchni. Albedo śniegu wynosi od 75 do 95%. Albedo białej farby wynosi od 50 do 90%. Albedo wapieni wynosi od 38 do 56%. Albedo lodu lodowcowego wynosi od 20 do 40%. Albedo piasku wynosi od 28 do 38%. Albedo granitu wynosi od 29 do 31%. Albedo pól uprawnych wynosi od 15 do 25%. Albedo łąki wynosi od 10 do 20%. Albedo lasu liściastego wynosi od 10 do 20%. Albedo lasu iglastego wynosi od 5 do 15%. Albedo bagna wynosi od 10 do 15%. Albedo asfaltu wynosi od 5 do 20%. Albedo czarnej farby wynosi od 2 do 15%.

Promieniowanie krótkofalowe Słońca

Całość (100%) docierającej do atmosfery ziemskiej energii słonecznej wynosi około 1,7 × 10¹⁷ W. Jedynie 31% dociera do powierzchni Ziemi w formie promieniowania bezpośredniego, z czego 27% jest przez nią pochłaniane, a pozostałe 4% jest od niej odbijane. Z kolei 27% promieniowania krótkofalowego (z tych 100%) to promieniowanie rozproszone, z którego jedynie 21% jest pochłaniane przez Ziemię. W sumie zatem nasza planeta pochłania mniej niż połowę (48%) dopływającej do niej energii słonecznej. Pozostała część (52%) jest pochłaniana lub odbijana przez chmury i atmosferę.

Promieniowanie długofalowe Ziemi

Energia pochłonięta przez podłoże ulega zamianie w ciepło, które jest emitowane do atmosfery jako promieniowanie długofalowe w zakresie od 4 do około 120 nm, niewidzialne promieniowanie podczerwone (wtórne źródło ciepła). W atmosferze jest ono pochłaniane przez gazy (głównie parę wodną i dwutlenek węgla) i w większości kierowane z powrotem w kierunku powierzchni Ziemi (promieniowanie zwrotne atmosfery). Dzięki temu Ziemia oddaje więcej energii (113% jest wypromieniowane, 22% w postaci ciepła utajonego, a 10% w postaci ciepła jawnego; w sumie 145%) niż wynosi pochłaniane przez nią promieniowanie słoneczne (48%). Opisany proces nazwano efektem cieplarnianym. Chroni Ziemię przed nadmierną utratą ciepła. Jak oceniają naukowcy, bez niego średnia temperatura powietrza na świecie, która wynosi ok. +15°C, byłaby prawdopodobnie o ok. 33°C niższa, więc wynosiłaby -18°C. Do intensyfikacji tego zjawiska w dużej mierze przyczynia się działalność człowieka. Zagadnienie to zostało szczegółowo opisane w e‑materiałach dotyczących relacji człowiek – środowisko przyrodnicze.

System Ziemia – atmosfera znajduje się w stanie równowagi cieplnej, co oznacza, że przychód i rozchód energii cieplnej są sobie równe.

Bilans promieniowania w strefie międzyzwrotnikowej jest dodatni, w strefie umiarkowanej – latem dodatni, a zimą ujemny, a w podbiegunowej – ujemny.

Polecenie 1

Przeanalizuj poniższy rysunek, a następnie porównaj skalę promieniowania zwrotnego atmosfery podczas nocy pochmurnej i bezchmurnej.

R140QWgVnR11h

Ilustracja przedstawia dwie grafiki. Pierwsza przedstawia promieniowanie w noc pochmurną. Strzałka odchodzi od powierzchni ziemi i przechodzi przez chmurę. U podstawy chmury część odbija się i wraca na powierzchnię. Druga grafika przedstawia promieniowanie w noc bezchmurną. Strzałka odchodzi od powierzchni ziemi. W pewnym momencie część promieniowanie odbija się i wraca na powierzchnię.

R9Q7s33vqOINB

(Uzupełnij).

Wymiana ciepła między podłożem a atmosferą lub między masami powietrza odbywa się na drodze kilku zasadniczych procesów, które opisano poniżej.

Czynnikiem, który wpływa na temperaturę powietrza są także procesy adiabatyczne. Zachodzą one bez wymiany ciepła z otoczeniem. Obejmują:

• ochładzanie mas powietrza w wyniku wznoszenia się (będące skutkiem rozprężania powietrza),

• ogrzewanie się mas powietrza w wyniku opadania (będące skutkiem sprężania powietrza).

Energia wewnętrzna danej masy gazu jest zużywana na rozprężanie powietrza w czasie wznoszenia. Natomiast przy kompresji (związanej z opadaniem powietrza) energia wewnętrzna zwiększa się. Skutkiem utraty energii jest spadek temperatury, a skutkiem jej zwiększania się jest wzrost temperatury.

R1EEsyowrJK6c

Schemat przedstawia zmiany adiabatyczne. Rozprężanie powietrza zachodzi od dołu, a sprężanie zachodzi od góry. Na wysokości 0 metrów występuje temperatura 10 stopni Celsjusza oraz ciśnienie 1012 hektopaskali. Na wysokości 100 metrów występuje temperatura 9 stopni Celsjusza oraz ciśnienie 1000 hektopaskali. Cząsteczki są ściśnięte. Na wysokości 200 metrów występuje temperatura 8 stopni Celsjusza oraz ciśnienie 998 hektopaskali. Cząsteczki są od siebie oddalone. Na wysokości 300 metrów występuje temperatura 7 stopni Celsjusza oraz ciśnienie 976 hektopaskali. Pomiędzy cząsteczkami występują duże odległości.

Gradient termiczny

Gradient termiczny to zmiany temperatury powietrza wywołane procesami adiabatycznymi. Wraz ze wzrostem wysokości następuje spadek temperatury. Gradient termiczny uzależniony jest od wilgotności powietrza:

• gradient wilgotnoadiabatyczny – w powietrzu wilgotnym następuje zmiana temperatury powietrza średnio o 0,6°C na każde 100 m wysokości,

• gradient suchoadiabatyczny – w powietrzu suchym następuje zmiana temperatury powietrza średnio o 1°C na każde 100 m wysokości,

• średni gradient adiabatyczny wynosi ok. 0,65°C na każde 100 m wysokości.

Inwersja i izotermia

Nie zawsze wraz z wysokością zachodzi spadek temperatury powietrza.

• Inwersja temperatury powietrza – wzrost temperatury wraz z wysokością, który hamuje rozwój prądów konwekcyjnych i w związku z tym hamuje także pionową wymianę pary wodnej i ciepła w atmosferze. Zjawisko to wywołane jest: napływem powietrza cieplejszego nad chłodniejsze podłoże (inwersja adwekcyjna), napływem powietrza cieplejszego na powietrze zalegające przy powierzchni podczas frontu ciepłego (inwersja frontowa), znacznym wychłodzeniem podłoża podczas radiacji (inwersja radiacyjna). Zachodzi m.in. w górach, w dolinach śródgórskich i na przełęczach, gdzie najniższe temperatury obserwuje się w najniżej położonych częściach dolin lub przełęczy w efekcie spływania zimnego powietrza po zboczach.

• Izotermia – warstwa, w której następuje brak zmian temperatury wraz z wysokością.

RQSz2qopMGpv6

Wykres przedstawia inwersję temperatury. Na osi pionowej znajduje się wysokość a na poziomej temperatura. Krzywa A przedstawia inwersję w swobodnej atmosferze. Biegnie ona zygzakiem. Krzywa B przedstawia inwersję przygruntową. Biegnie ona od góry linią prostą pod kątem a przy samym dole zakręca. Krzywa C przedstawia izotermię przygruntową. Krzywa biegnie od góry pod kątem, przy samym dole biegnie pod kątem prostym.

Temperatura powietrza określa stan cieplny atmosfery.

Na temperaturę powietrza mają wpływ następujące czynniki.

Typowy przebieg dobowy temperatury powietrza (niezakłócony np. przejściem frontu atmosferycznego, adwekcją masy powietrza o innych właściwościach itp.) wygląda następująco:

• najniższa wartość temperatury powietrza występuje mniej więcej o wschodzie Słońca (następuje wówczas zatrzymanie nocnego spadku temperatury przez promienie wschodzącego Słońca); od tego momentu temperatura powietrza wzrasta,

• najwyższa wartość temperatury powietrza występuje mniej więcej 1–2 godziny po górowaniu Słońca (ok. 13:00‑14:00 czasu słonecznego), kiedy następuje kulminacja promieniowania długofalowego Ziemi, które pojawia się z niewielkim opóźnieniem w stosunku do kulminacji promieniowania krótkofalowego Słońca – od tego momentu następuje spadek temperatury aż do wschodu Słońca.

Najczęściej w ciągu doby występuje jedno maksimum i jedno minimum temperatury powietrza.

R1GyZ28DjXHwz

Wykres przedstawia dobowy przebieg temperatury. Najniższa temperatura występuje w okolicach godziny 5 i 6 rano. Następnie rośnie by w okolicach godziny 14 i 15 osiągnąć maksimum dobowe. Następnie spada. Przez cała dobę występuje promieniowanie długofalowe Ziemi. Najwyższe jest w godzinach popołudniowych a najniższe nad ranem. Od godziny 6 do 18 występuje promieniowanie krótkofalowe Słońca. Najwyższe jest o godzinie 12 a najniższe o 18.

Rozkład temperatury powietrza na kuli ziemskiej

Średnia roczna temperatura powietrza na Ziemi wynosi ok. 14,5°C, przy czym nieco cieplejsza jest półkula północna, gdyż udział procentowy powierzchni lądów w ogólnej powierzchni półkuli jest większy niż w przypadku półkuli południowej.

W skali kuli ziemskiej zauważalna jest strefowość termiczna – najniższa temperatura powietrza występuje w strefie okołobiegunowej (poniżej -10°C, a nawet poniżej -30°C), a najwyższa – w strefie międzyzwrotnikowej (powyżej 20°C), zwłaszcza w pobliżu zwrotników (nawet ok. 30°C). W lipcu, kiedy promienie słoneczne padają pod kątem prostym w okolicach zwrotnika Raka, najwyższą średnią roczną temperaturę powietrza odnotowuje się właśnie na obszarach lądowych położonych w tych szerokościach. W styczniu – analogicznie – najwyższą temperaturę odnotowuje się na obszarach lądowych w okolicy zwrotnika Koziorożca.

RsZ5Rytqkoc4z

Mapa świata przedstawia rozkład izoterm. Najwyższe wartości około 30 stopni Celsjusza występują w strefie międzyzwrotnikowej. Najniższe wartości około minus 70 stopni Celsjusza występują we wschodniej części Antarktydy.

RssJHorVBo1RC

Mapa świata przedstawia rozkład izoterm. Najwyższe wartości około 40 stopni Celsjusza występują w zachodnio centralnej Australii. Najniższe wartości około minus 40 stopni Celsjusza występują w północnej Rosji, Grenlandii, Kanadzie i wschodniej Antarktydzie.

RIjKoWgYkHT2a

Mapa świata przedstawia rozkład izoterm. Najwyższe wartości około 40 stopni Celsjusza występują w zachodniej i wschodniej Afryce oraz na Półwyspie Arabskim. Najniższe wartości około minus 70 stopni Celsjusza występują na Antarktydzie.

Linie na mapie łączące miejsca o tych samych wartościach temperatury to izotermy.

Oprócz szerokości geograficznej głównymi czynnikami wpływającymi na rozkład średniej rocznej temperatury powietrza są: prądy morskie, odległość od zbiorników wodnych czy wysokość nad poziomem morza. Na mapach rozkładu temperatury powietrza można zaobserwować odchylenia od równoleżnikowego układu izoterm:

• w miarę oddalania się od oceanów następuje wzrost kontynentalizmu, co przejawia się dużymi amplitudami temperatury w głębi lądów wskutek szybkiego nagrzewania i ochładzania się suchego powietrza kontynentalnego,

• obszary górskie są wyraźnie chłodniejsze niż inne obszary leżące na tej samej szerokości geograficznej (np. Andy, Himalaje),

• obszary znajdujące się pod silnym oddziaływaniem ciepłych prądów morskich są cieplejsze niż inne położone na tej samej szerokości geograficznej (np. Europa Zachodnia pod wpływem Prądu Północnoatlantyckiego); obszary pod wpływem prądów zimnych są ochładzane (np. Prąd Labradorski ochładza wschodnie wybrzeża Ameryki Północnej).

Polecenie 2

Przeanalizuj poniższą tabelę, a następnie sformułuj i wyjaśnij dwa wnioski dotyczące zmian przestrzennych średniej rocznej amplitudy temperatury powietrza na kuli ziemskiej.

R1KGHkOJgXQjL

Tabela przedstawia średnią temperaturę powietrza na równoleżnikach na poziomie morza w styczniu, lipcu i roku w stopniach Celsjusza. Na 90 stopniu szerokości geograficznej na półkuli północnej w styczniu temperatura wynosi minus 41, w lipcu minus 1, w roku minus 23. Amplituda roczna wynosi 40. Na półkuli południowej w styczniu temperatura wynosi minus 14, w lipcu minus 48, w roku minus 30. Amplituda roczna wynosi 34. Na 80 stopniu szerokości geograficznej na półkuli północnej w styczniu temperatura wynosi minus 30, w lipcu minus 1, w roku minus 17. Amplituda roczna wynosi 29. Na półkuli południowej w styczniu temperatura wynosi minus 11, w lipcu minus 40, w roku minus 25. Amplituda roczna wynosi 29. Na 70 stopniu szerokości geograficznej na półkuli północnej w styczniu temperatura wynosi minus 25, w lipcu 7, w roku minus 10. Amplituda roczna wynosi 32. Na półkuli południowej w styczniu temperatura wynosi minus 3, w lipcu minus 23, w roku minus 13. Amplituda roczna wynosi 20. Na 60 stopniu szerokości geograficznej na półkuli północnej w styczniu temperatura wynosi minus 16, w lipcu 13, w roku minus 1. Amplituda roczna wynosi 29. Na półkuli południowej w styczniu temperatura wynosi 2, w lipcu minus 10, w roku minus 4. Amplituda roczna wynosi 12. Na 50 stopniu szerokości geograficznej na półkuli północnej w styczniu temperatura wynosi minus 7, w lipcu 17, w roku 5. Amplituda roczna wynosi 24. Na półkuli południowej w styczniu temperatura wynosi 9, w lipcu 4, w roku 6. Amplituda roczna wynosi 5. Na 40 stopniu szerokości geograficznej na półkuli północnej w styczniu temperatura wynosi 6, w lipcu 23, w roku 14. Amplituda roczna wynosi 17. Na półkuli południowej w styczniu temperatura wynosi 16, w lipcu 11, w roku 13. Amplituda roczna wynosi 5. Na 30 stopniu szerokości geograficznej na półkuli północnej w styczniu temperatura wynosi 15, w lipcu 28, w roku 21. Amplituda roczna wynosi 13. Na półkuli południowej w styczniu temperatura wynosi 23, w lipcu 16, w roku 19. Amplituda roczna wynosi 7. Na 20 stopniu szerokości geograficznej na półkuli północnej w styczniu temperatura wynosi 22, w lipcu 28, w roku 25. Amplituda roczna wynosi 6. Na półkuli południowej w styczniu temperatura wynosi 26, w lipcu 21, w roku 23. Amplituda roczna wynosi 5. Na 10 stopniu szerokości geograficznej na półkuli północnej w styczniu temperatura wynosi 26, w lipcu 27, w roku 27. Amplituda roczna wynosi 1. Na półkuli południowej w styczniu temperatura wynosi 26, w lipcu 25, w roku 25. Amplituda roczna wynosi 1. Na 0 stopniu szerokości geograficznej w styczniu temperatura wynosi 27, w lipcu 26, w roku 26. Amplituda roczna wynosi 1.

R10ydnmCU4JlC

(Uzupełnij).

Od średnich wartości rocznej temperatury powietrza dla poszczególnych równoleżników (szerokości geograficznych) występują pewne odstępstwa (tzw. anomalie termiczne). Mogą być one dodatnie (gdy na danym obszarze występują wyższe temperatury niż średnio na tej szerokości geograficznej) lub ujemne (gdy na danym obszarze występują niższe temperatury niż średnio na tej szerokości geograficznej).

Dodatnie anomalie termiczne w styczniu odnotowywane są m.in. w Norwegii i na Islandii (związane jest to m.in. z występowaniem ciepłego prądu morskiego), a ujemne – m.in. w Jakucji i środkowej Kanadzie (wynika to z silnego wychłodzenia rozległych obszarów lądowych podczas astronomicznej zimy).

Dodatnie anomalie termiczne w lipcu odnotowywane są m.in. na Saharze i w środkowej Azji (wynika to z silnego nagrzania dużych obszarów lądowych oddalonych od wybrzeży), a ujemne – m.in. w rejonie Zatoki Hudsona, która znajduje się w zasięgu oddziaływania zimnego prądu morskiego.

Dobowa amplituda temperatury powietrza

Jest to różnica między najwyższą i najniższą temperaturą w ciągu jednej doby. Zależy głównie od stopnia zachmurzenia. Największe dobowe amplitudy temperatury powietrza odnotowuje się na pustyniach strefy zwrotnikowej (nawet do 60°C), a najmniejsze – w klimatach wilgotnych, znajdujących się pod wpływem morza lub oceanu. Na pustyniach występuje duży dopływ promieniowania słonecznego, m.in. ze względu na duży kąt padania promieni słonecznych oraz niewielkie zachmurzenie. Dzięki temu podłoże szybko się nagrzewa do wysokich temperatur, oddając swoje ciepło atmosferze. Z drugiej strony, w ciągu nocy następuje bardzo silne wypromieniowanie ciepła, które powoduje wychłodzenie podłoża. Na obszarach położonych w obrębie klimatów morskich dopływ promieniowania słonecznego i nocne wypromieniowanie są mniejsze ze względu na większe zachmurzenie.

Dobowa amplituda temperatury powietrza podczas pogody bezchmurnej jest większa niż podczas pogody pochmurnej.

Roczna amplituda temperatury powietrza

Jest to różnica między średnią temperaturą miesiąca najcieplejszego i najchłodniejszego. Generalnie jej wartości rosną wraz z szerokością geograficzną i odległością od zbiorników oraz maleją wraz ze wzrostem wysokości bezwzględnej, zachmurzenia i bogactwa szaty roślinnej.

Największe wartości rocznej amplitudy temperatury powietrza występują na Syberii i w północnej Kanadzie (> 60°C). Ma to związek z silnym wychładzaniem zimą rozległych obszarów lądowych. Najmniejsze występują w oceanicznej części strefy równikowej (2–3°C), co ma związek z małymi różnicami w dopływie promieniowania słonecznego w ciągu roku.

RyJYvPuoahozp

Mapa świata przedstawia roczne amplitudy temperatury powietrza. Powyżej 60 stopni Celsjusza występują w północnej Ameryce Północnej oraz w środkowo północnej Azji. Od 45 do 60 stopni Celsjusza występują na tych samych terenach. Od 40 do 45 stopni Celsjusza występują w środkowej Azji, północnej Ameryce Północnej oraz na Grenlandii. Od 35 do 40 stopni Celsjusza występują w centralnej i wschodniej Azji, centralnej Ameryce Północnej, centralnej Antarktydzie. Od 30 do 35 stopni Celsjusza występują na Antarktydzie, centralnej Ameryce Północnej i Azji. Od 25 do 30 stopni Celsjusza występują w centralnej Ameryce Północnej, południowej Azji, w Europie, północnej Afryce, centralnej Australii. Od 20 do 25 stopni Celsjusza występują na tych samych terenach. Od 15 do 20 stopni Celsjusza występują w południowej Ameryce Południowej, południowej Ameryce Północnej, w Europie, w południowej Azji, w południowej i północnej Afryce. Od 10 do 15 stopni Celsjusza występują na wybrzeżach Antarktydy, południowej Azji. Wartości od 2,5 do 10 stopni Celsjusza występują głównie na oceanach. Wartości poniżej 2,5 stopnia Celsjusza występują w okolicach równika.

Linie na mapie łączące miejsca o tych samych wartościach amplitudy temperatury powietrza to izoamplitudy.

Polecenie 3

Porównaj wartości amplitudy temperatury powietrza w różnych szerokościach geograficznych i wyjaśnij przyczyny tego zróżnicowania.

R1PtnwVDOvanq

Wykres przedstawia średnie wartości temperatury powietrza. Pierwsza linia na szerokości 90 stopni N przedstawia 0 stopni Celsjusza, potem rośnie i w okolicach 25 stopnia N przyjmuje wartość prawie 30 stopni Celsjusza. Na szerokości 5 stopni N wynosi 25 stopni Celsjusza. na szerokości 10 stopni S ponownie przyjmuje prawie 30 stopni Celsjusza. Następnie spada i na 90 stopniach S przyjmuje wartość około minus 10 stopni Celsjusza. Druga linia na 90 stopniach N przyjmuje wartość minus 40 stopni Celsjusza. Następnie rośnie i na szerokości 5 stopni N przyjmuje 25 stopni Celsjusza. Następnie spada i na szerokości 90 stopni S przyjmuje wartość prawie minus 50 stopni Celsjusza.

RpbFiPlCwu43A

(Uzupełnij).

Polecenie 4

Porównaj wartości amplitudy dobowej temperatury powietrza: średnio w roku oraz latem i zimą. Wyjaśnij przyczyny tego zróżnicowania.

R16vP6pDh6XJq

Wykres przedstawia średnią temperaturę powietrza. Przy dolnej osi prawie płasko przebiega linia dla zimy. Trochę wyżej przebiega linia dla roku. Na początku wykresu jest niżej, w środku trochę wzrasta i na koniec lekko opada. Jeszcze wyżej znajduje się linia dla lata. Na początku wykresu jest niżej, w środku trochę wzrasta i na koniec lekko opada

R1S5mncM5Tyvs

(Uzupełnij).

W troposferze woda ulega nieustannym zmianom stanu skupienia. Przemieszcza się ona w układzie pionowym i poziomym wraz z masami powietrza. Opisane niżej zagadnienia obiegu wody w troposferze są częścią cyklu hydrologicznego, który został szczegółowo opisany m.in. w materiałach powtórzeniowych dotyczących hydrosfery: „Wody lądowe – powierzchniowe i podziemne” i „Wody morskie”.

Głównymi składowymi tego obiegu są:

• parowanie,

• kondensacja (skraplanie) lub resublimacja pary wodnej,

• opady atmosferyczne.

Parowanie (ewaporacja) to proces przechodzenia wody (w stanie ciekłym) w parę wodną (woda w stanie gazowym). Proces ten jest związany z pochłanianiem dużej ilości ciepła. Zachodzi głównie z powierzchni wód, roślinności (transpiracja) i gleb (parowanie z gleb i roślinności to ewapotranspiracja). Natomiast przechodzenie lodu (np. z powierzchni lodowców) bezpośrednio w stan gazowy to sublimacja.

Wilgotność powietrza to zawartość pary wodnej w powietrzu. Jej ilość zmienia się w czasie i przestrzeni. Zależy ona m.in. od szerokości geograficznej, pory roku i pory doby. Największe parowanie z powierzchni lądowych występuje w strefie równikowej (do 1 000 mm rocznie), a najmniejsze – na obszarach pustynnych i okołobiegunowych (ok. 100 mm rocznie).

Wskaźniki określające wilgotność powietrza:

• aktualne ciśnienie (prężność) pary wodnej (e) – wyrażane w hPa ciśnienie pary wodnej w danej chwili i danym miejscu; jest częścią ciśnienia atmosferycznego,

• maksymalne ciśnienie pary wodnej (prężność w stanie nasycenia) (E) – wyrażone w hPa maksymalne ciśnienie, jakie wywiera para wodna w określonej temperaturze,

• niedosyt wilgotności – wyrażony w hPa różnica między ciśnieniem pary wodnej nasyconej w danej temperaturze powietrza a aktualnym ciśnieniem pary wodnej: Δdelta = E – e,

• wilgotność bezwzględna – wyrażana w g/m³ to aktualna zawartość pary wodnej w jednostce objętości powietrza;

• przy wilgotności względnej równej 100% powietrze jest nasycone parą wodną, poniżej 100% mówimy o niedosycie wilgotności,

• wilgotność względna (f) – wyrażony w procentach stosunek aktualnego ciśnienia pary wodnej do maksymalnego ciśnienia pary wodnej: f = (e : E) × 100%

• temperatura punktu rosy określa, przy jakiej temperaturze para wodna w powietrzu zacznie się skraplać.

R1alPVwZvjWIh

Wykres przedstawia zależność maksymalnej zawartości pary wodnej w gramach na centymetr sześcienny od temperatury. Przy ujemnych temperaturach zawartość pary wodnej jest bliska zeru. Od zera stopni zaczyna rosnąć do 50 gramów na centymetr sześcienny w 40 stopniach Celsjusza.

Zawartość pary wodnej w powietrzu w zależności od temperatury powietrza. Wraz ze wzrostem temperatury powietrze rozpręża się i jest w stanie pomieścić większą ilość pary wodnej.

Polecenie 7

Przeanalizuj poniższy wykres, a następnie sformułuj prawidłowość między zmianami wilgotności względnej powietrza a temperaturą powietrza w ciągu doby. W jaki sposób zależność ta kształtuje się w skali roku?

RyUvp28jSsAJE

Wykres przedstawia zmiany wilgotności w ciągu doby. Temperatura powietrza o pierwszej wynosi 14 stopni Celsjusza, potem rośnie i o siedemnastej wynosi prawie 30 stopni Celsjusza. Następnie spada. Wilgotność względna o pierwszej wynosi około 90% następnie niewiele rośnie do trzeciej godziny i wynosi 100%. Następnie spada i o siedemnastej wynosi około 40%. Potem znowu rośnie.

RvIySaltPeWyT

(Uzupełnij).

Zadanie rachunkowe

Para wodna zawarta w powietrzu może ulec kondensacji (skropleniu) lub resublimacji. Pierwsza zmiana stanu skupienia następuje w temperaturze dodatniej, druga zaś – w ujemnej. Zachodzą one wówczas, gdy powietrze jest nasycone parą wodną. Para wodna można osiągnąć stan nasycenia, gdy nastąpi spadek temperatury powietrza przy braku zmiany ciśnienia lub gdy na skutek parowania lub napływu wilgotnych mas powietrza nastąpi wzrost prężności pary wodnej.

Temperatura, w której następuje nasycenie powietrza parą wodną i jej kondensacja (ewentualnie resublimacja), to temperatura punktu rosy. Jest to temperatura, w której aktualne ciśnienie pary wodnej staje się maksymalnym ciśnieniem pary wodnej (czyli wilgotność względna wynosi 100%).

Żeby para wodna mogła ulec skropleniu, koniecznym warunkiem jest występowanie w powietrzu jąder kondensacjijądra kondensacjijąder kondensacji, wokół których koncentrują się cząsteczki wody w stanie lotnym. Najwięcej jąder kondensacji znajduje się w powietrzu nad miastami, zwłaszcza dużymi.

Osady atmosferyczne to produkty kondensacji pary wodnej osiadające na roślinach i przedmiotach oraz produkty krzepnięcia deszczu na wychłodzonej powierzchni.

Główne przyczyny powstawania osadów atmosferycznych:

• nocne ochłodzenie powietrza spowodowane radiacją,

• zetknięcie się mas powietrza o różnych właściwościach (ciepłego i wilgotnego z chłodnym i bardziej suchym).

R1ZOjfM0Euk1K

Zdjęcie przedstawia rosę. Na zielonym liściu znajdują się liczne kropelki rosy.

RJ9WZ0xKnjeQn

Zdjęcie przedstawia szron. Na płatkach kwiatu i na pączkach znajduje się szron.

RGuUFfjFvwIRi

Zdjęcie przedstawia szadź. Znajduje się ona na gałęziach drzew. Pomiędzy drzewami biegnie ścieżka.

R1XDhbA7y5roP

Zdjęcie przedstawia gołoledź. Na drodze pomiędzy domami znajduje się szklista warstwa czarnego lodu.

Mgła to zawiesina kropelek wody, która zmniejsza widoczność poniżej 1 km. Jej podstawa styka się z podłożem. Natomiast zamglenie to zawiesina kropelek wody, która zmniejsza widoczność powyżej 1 km. Występuje ono zwykle w początkowych i końcowych stadiach rozwoju mgły.

R15GbHu8r2dgx

Zdjęcie przedstawia mgłę radiacyjną. Na pierwszym planie znajdują się niskie trawy i zarośla. Nad nimi unosi się niska mgła, za którą znajduje się budynek.

RD0ckqXTGOjdT

Zdjęcie przedstawia smog. Za gęstą mgłą znajdują się niewyraźne zarysy ciężarówki i motocyklu z włączonymi światłami.

Chmura to widoczne gołym okiem zgrupowanie kropelek wody (chmura wodna) lub kryształków lodu (chmura lodowa), ewentualnie jedynych i drugich (chmura mieszana) w atmosferze. Według międzynarodowej klasyfikacji chmur wyróżnia się 10 podstawowych ich rodzajów, 14 gatunków oraz 9 odmian. Ze względu na wysokość występowania chmur dzieli się ja na chmury piętra wysokiego, piętra średniego, piętra niskiego oraz o budowie pionowej.

R1aPTqsodSTl2

Grafika przedstawia rodzaje chmur. W górnym piętrze znajdują się Ci mające kształt piór. Cc mające kształt okrągłych punktów, Cs mające kształt rozmytej kurtyny. W średnim piętrze znajdują się Ac mające cienki wydłużony kształt oraz As mające kształt rozmytej kurtyny. W niskim piętrze znajdują się Cu mające kształt dużych kłębów, Sc mające kształt małych kłębów oraz St będące gęstymi ciemnymi chmurami. Na niskim i średnim piętrze znajduje się kutyna Ns. Przez wszystkie piętra rozciąga się Cb w kształcie kowadła.

R1Mg0UrQPsTSJ

Zdjęcie przedstawia chmury. Są cienkie, mają pierzasty kształt rozciągnięty na całym niebie.

R1M4GlzVkCmD9

Zdjęcie przedstawia chmury. Mają małe kłębiaste formy rozciągnięte w szeregu po całym niebie.

Ri3os5ywYU10X

Zdjęcie przedstawia zjawisko halo. Pierścień otacza Słońce schowane za cienkimi, rozproszonymi chmurami.

R1OKc7x1XNmkr

Zdjęcie przedstawia chmury. Są białe, przybierają postać kłębów. Pomiędzy nimi jest niebo.

R1b8DQ0DuRu8t

Zdjęcie przedstawia chmury. Zasłaniają Słońce i stanowią grubą, ciemną warstwę.

RwYfVrjCmgeOx

Zdjęcie przedstawia chmury. Przypominają mgłę. Znajdują się nad przymarzniętym gruntem.

RCC2RWhkf5MyO

Zdjęcie przedstawia chmury. Stanowią ciężką, ciemną, grubą warstwę na niebie.

RF9lUBaBEuCB2

Zdjęcie przedstawia chmury. Są ułożone w wał. Znajdują się nad polem uprawnym.

R18xe8ULFvvKY

Zdjęcie przedstawia chmury. Są rozrzucone po niebie. Posiadają wyraźne kształty o białej barwie.

R14ckJXBgLZEI

Zdjęcie przedstawia chmury. Mają kształt kowadła rozciągającego się w górę. Znajdują się nad miastem.

Zachmurzenie – stan pokrycia nieba chmurami, który określa się wzrokowo od 0 (niebo bezchmurne) do 8 (całkowite zachmurzenie nieba).

Opady atmosferyczne to spadające z chmur na powierzchnię ziemi produkty kondensacji pary wodnej. Opady stanowią element obiegu wody w przyrodzie.

Formy opadów atmosferycznych

Mechanizm powstawania opadów atmosferycznych:

• pod wpływem promieniowania słonecznego powierzchnia ziemi paruje, a powietrze staje się coraz bardziej bogate w parę wodną,

• pod wpływem dostarczonego ciepła powietrze rozpręża się, unosi, następnie wraz z wysokością ochładza się, nasyca parą wodną i osiąga temperaturę punktu rosy,

• para wodna ulega kondensacji (lub resublimacji),

• powstają chmury złożone z małych, bardzo lekkich kropel wody i lodu osadzonych na jądrach kondensacjijądra kondensacjijądrach kondensacji,

• w chmurach wodnych krople zderzają się i pochłaniają mniejsze, a kiedy są już zbyt ciężkie, pokonują opór powietrza i opadają w postaci deszczu; w chmurach mieszanych krople wody zwiększają swoją objętość poprzez krzepnięcie, a także przez łączenie się kropel i lodu, a następnie zaczynają opadać pod wpływem ciężaru w postaci deszczu lub – gdy temperatura powietrza poniżej chmur jest ujemna – w postaci śniegu, natomiast gdy chmury są bardziej rozbudowane w pionie – w postaci krupy śnieżnej czy nawet gradu.

Typy genetyczne opadów atmosferycznych

Ze względu na różne przyczyny ruchów wznoszących powietrza, które powodują jego ochłodzenie poniżej temperatury punktu rosy, wyróżnia się następujące typy genetyczne opadów atmosferycznych:

• konwekcyjne – powstają w wyniku konwekcji (występowania prądów ciepłego powietrza nad bardzo nagrzaną powierzchnią Ziemi). Najbardziej klasycznym przykładem są codzienne opady zenitalne w okolicach równika (między 10°N a 10°S), ale także opady na innych obszarach w okresie letnim;

• frontalne – są efektem frontów atmosferycznych polegających na styku ciepłych i zimnych mas powietrza, w których zachodzi wznoszenie powietrza;

• orograficzne – tworzą się, gdy bariery orograficzne (związane z ukształtowaniem terenu) wymuszają wznoszenie się powietrza, jego ochładzanie, osiągnięcie punktu rosy i kondensację. Powszechnie obserwowane są na dowietrznych stokach gór oraz na wysokich wybrzeżach.

R9hkjk6eyZ8Oa

Grafiki przedstawiają typy opadów atmosferycznych. Pierwsza przedstawia opady konwekcyjne. Strzałki są umieszczone od dołu i schodzą się na górze. Z chmur pada deszcze oraz występują wyładowania atmosferyczne. Druga przedstawia opady frontalne. Strzałki wsuwają się pod górę w przerwie pomiędzy chmurami a opadami. Trzecia przedstawia opady orograficzne. Strzałka wspina się po zboczu góry, gdzie występują opady. Następnie opada po drugiej stronie.

Wielkość i rozmieszczenie opadów na kuli ziemskiej oraz czynniki, które wpływają na to zróżnicowanie

Roczna suma opadów atmosferycznych to zsumowanie miesięcznych sum opadów atmosferycznych w danym roku, czyli ilość opadów, jaka spadła na danym obszarze w ciągu roku. Średnia roczna suma opadów na świecie wynosi około 850 mm.

Na świecie można zaobserwować strefowość rozmieszczenia i ilości opadów atmosferycznych.

R1NMxLsrUx6eK

Mapa świata przedstawia rozkład rocznej sumy opadów. Wartości powyżej 3000 mm występują w Indonezji i w północno zachodniej części Ameryki Południowej. Wartości od 2000 do 3000 mm występują w Azji Południowo Wschodniej oraz w północno zachodniej Ameryce Południowej. Wartości od 1000 do 2000 mm występują we wschodniej Ameryce Południowej, wschodniej Ameryce Północnej, północnej Europie, środkowo zachodniej Afryce, wschodniej Azji. Wartości od 500 do 1000 mm występują w zachodniej Ameryce Południowej, wschodniej Ameryce Północnej, w Europie w tym w Polsce, w południowo wschodniej Afryce, we wschodniej Azji i wschodniej Australii. Wartości od 250 do 500 mm występują w środkowej Ameryce Północnej, w zachodniej Antarktydzie, w środkowej Azji i środkowej Australii. Wartości od 100 do 250 mm występują na Grenlandii, w północnej Azji i północnej Ameryce Północnej. Wartości poniżej 100 mm występują na Antarktydzie, w północnej Grenlandii, w północnej Afryce.

Izohiety to linie na mapie łączące punkty o tej samej ilości opadów atmosferycznych.

4.1.1. Pojęcie ciśnienia atmosferycznego

Ciśnienie atmosferyczne to nacisk słupa powietrza na jednostkę powierzchni.

p = F : S

p – ciśnienie atmosferyczne

F – siła nacisku

S – powierzchnia

Jednostkami ciśnienia są hPa (hektopaskale: 1 hPa = 100 N/m²), mba (milibary: 1 mba = 1 hPa) lub mm Hg (milimetry słupa rtęci: 1 hPa = Indeks górny 3³⁄Indeks dolny 4₄ mm Hg, a 1 mm Hg = Indeks górny 4⁴⁄Indeks dolny 3₃ hPa)

Ciśnienie normalne to 1013,25 hPa lub 760 mm Hg (przy temperaturze 0ºC, na szerokości geograficznej 45º, na poziomie 0 m n.p.m.)

R1EDwxg8pXDA5

Wykres przedstawia zależność ciśnienia atmosferycznego od wysokości. Na wysokości 50 km wynosi 1 milibar, na około 30 km wynosi 10 milibarów, na 20 km wynosi 50 milibarów, na 5,5 kilometra wynosi 500 milibarów, na poziomie morza wynosi 1000 milibarów. Obok przedstawiono grafikę. Przedstawia słup, który na wysokości 5,5 km jest wąski i ostro zakończony. Im wyżej tym bardziej się rozszerza. Na wysokości górnej granicy atmosfery ma powierzchnię 1 na 1 cm. Powietrze zawarte w tym słupie waży około 1 kilograma.

Porównywanie ciśnienia atmosferycznego nad różnymi obszarami wymaga zredukowania go do poziomu morza.

4.1.2. Układy baryczne

Izobary – linie na mapie łączące punkty o jednakowej wartości ciśnienia atmosferycznego.

Podstawowymi układami barycznymi są: niż (cyklon) i wyż (antycyklon).

R1CiZGSbYbLTx

Schemat przedstawia porównanie układów niskiego i wysokiego ciśnienia. W niżu barycznym im dalej od środka układu 970 hektopaskali, tym większe ciśnienie 980 hektopaskali, 990 hektopaskali.. Występuje mniej cząstek powietrza. W wyżu barycznym im dalej od środka układu 1030 hektopaskali, tym niższe ciśnienie 1020 hektopaskali, 1010 hektopaskali. Występuje więcej cząstek powietrza.

4.1.3. Rozkład ciśnienia atmosferycznego

Rozkład ciśnienia atmosferycznego na Ziemi uwarunkowany jest nierównomiernym rozkładem temperatury powietrza. Zróżnicowanie temperatur z kolei wywołane jest nierównomiernym dopływem energii słonecznej do powierzchni.

• Nad ciepłymi obszarami powietrze wznosi się, co sprzyja tworzeniu się niżów atmosferycznych. W ten sposób ukształtowała się stała strefa niskiego ciśnienia w okolicach równika. Do trwałych wyżów zaliczyć można m.in. Wyż Hawajski, Wyż Azorski, Wyż Południowopacyficzny, Wyż Południowoatlantycki czy Wyż Południowoindyjski. Strefa podwyższonego ciśnienia występuje także w strefie okołobiegunowej kształtowanej przez zstępujące prądy powietrza.

• Ponadto rozkład ośrodków ciśnienia atmosferycznego uzależniony jest od rozkładu lądów i oceanów. Latem nad wielkimi obszarami lądowymi powstają niże (np. Niż Syberyjski), a nad oceanami – wyże. Zimą nad ochłodzonymi lądami kształtują się wyże atmosferyczne (np. Wyż Syberyjski), a nad cieplejszymi wówczas oceanami – niże.

RQTNIh11GGCnT

Mapy przedstawiają rozkład ciśnienia w styczniu i lipcu. W styczniu ośrodek wyżowy powyżej 1025 hektopaskali występuje w środkowej Azji. Ośrodek wyżowy od 1016 do 1025 występuje w pasie obejmującym Azję, Europę, Amerykę Północną oraz miejscowo na oceanach. Ośrodek od 1008 do 1015 występuje w pasie obejmującym Indonezję, część Australii, Indie, Afrykę, Amerykę Południową. Ośrodek niżowy od 1000 do 1007 występuje na na północ od Europy oraz na wschód od Ameryki Północnej, na oceanie pomiędzy Azją a Ameryką Północną, na terenie północnej Australii i południowej Indonezji, w środkowej Afryce, w dwóch pasach na południe od Ameryki Południowej. Ośrodek niżowy poniżej 1000 występuje w pasie rozdzielającym dwa pasy na południe od Ameryki Południowej. W lipcu ośrodek wyżowy powyżej 1025 hektopaskali występuje na środku Oceanu Spokojnego i Atlantyckiego oraz na Antarktydzie. Ośrodek wyżowy od 1016 do 1025 występuje w pasie obejmującym Australię, południową Afrykę, południową Amerykę Południową oraz na Oceanie Spokojnym i Atlantyckim. Ośrodek niżowy od 1000 do 1007 występuje w Azji oraz w dwóch pasach na południe od Ameryki Południowej. Ośrodek niżowy poniżej 1000 występuje w krótkim pasie na Półwyspie Arabskim i na wschód od niego oraz w pasie na południe od Ameryki Południowej. W pozostałych miejscach występuje ośrodek ciśnienia od 1008 do 1015.

Powietrze przemieszcza się:

• poziomo (jako wiatr),

• pionowo (na skutek konwekcji),

• nieregularnie (w wyniku turbulencji).

Wiatr to poziomy ruch powietrza, który odbywa się w kierunku od wyższego do niższego ciśnienia na skutek różnicy ciśnienia atmosferycznego.

Przepływ powietrza powstaje w wyniku istnienia poziomego gradientu barycznego. Gdyby na przepływ powietrza nie oddziaływały siła tarcia i siła Coriolisa (związana z ruchem obrotowym Ziemi), odbywałby się on po linii prostej od wyżu do niżu barycznego (w celu wyrównania ciśnienia). Im większy jest gradient barycznypoziomy gradient barycznygradient baryczny, tym większa jest obserwowana prędkość przepływu powietrza. Siła Coriolisa odchyla wektor prędkości wiatru na prawo na półkuli północnej i na lewo na półkuli południowej. W związku z tym powietrze krążące w układach barycznych na poszczególnych półkulach ulega odchyleniu. Ponadto ruch w niżach związany jest również z różnicą temperatur pomiędzy ciepłym i zimnym powietrzem (ciepłe powietrze wślizguje się na powietrze zimne).

RHYRtVsVHqWVL

Grafika przedstawia prądy w niżu i wyżu. Na półkuli północnej linie odchodzą od wyżu i zakręcają w prawo. Linie są skierowane do niżu i są zakręcone w prawą stronę. Na półkuli południowej strzałki odchodzą od wyżu i są zakręcone w lewą stronę. Strzałki są skierowane do niżu i są zakręcone w lewą stronę.

RfxPJRtaCYRua

Grafika przedstawia wiatry. Wiatr północny wieje z północy. Wiatr północno wschodni wieje z północnego wschodu. Wiatr wschodni wieje ze wschodu. Wiatr południowo wschodni wieje z południowego wschodu. Wiatr południowy wieje z południa. Wiatr południowo zachodni wieje z południowego zachodu. Wiatr zachodni wieje z zachodu. Wiatr północno zachodni wieje z północnego zachodu.

Konwekcja

Konwekcja to pionowy ruch powierza wynikający z jego różnego stopnia nagrzania się i w efekcie – z różnicy gęstości. Ruchami konwekcyjnymi są ruchy wstępujące (wznoszenie się ogrzanego powietrza powodujące zmniejszanie się nacisku na podłoże i spadek ciśnienia atmosferycznego) i zstępujące (opadanie chłodnego i cięższego powietrza powodujące większy nacisk na podłoże i wzrost ciśnienia atmosferycznego).

Turbulencja

Turbulencja to chaotyczne, nieuporządkowane ruchy powietrza, które występują na stosunkowo małym obszarze. Wynikają one z nierównomiernego nagrzewania się podłoża, dynamicznych zmian prędkości wiatru i dużych zmian ciśnienia i temperatury. Turbulencje są szczególnie niebezpieczne w transporcie lotniczym.

Oba powyższe ruchy zostały szerzej opisane w podrozdziale dotyczącym wymiany ciepła.

Wiatr jest bardzo ważnym czynnikiem meteorologicznym, który wpływa na kształtowanie się innych elementów, ponieważ wraz z nim przenoszona jest także energia cieplna i para wodna.

Wiatry można podzielić na stałe, okresowo zmienne i lokalne.

Globalna (ogólna) cyrkulacja powietrza atmosferycznego to krążenie powietrza nad powierzchnią Ziemi wywołane różną ilością energii słonecznej docierającej do Ziemi w poszczególnych szerokościach geograficznych. Przyczyniają się do tego: różny kąt padania promieni słonecznych i jego zmiany w ciągu roku, siła Coriolisa i siła odśrodkowa, a także różna pojemność cieplna lądów i oceanów. Ogólna cyrkulacja powietrza obejmuje: komórkę Hadleya, komórkę Ferrela i komórkę polarną, które ukształtowały się pomiędzy strefami stałego ciśnienia.

RLH6RBPVg0OHR

Grafika przedstawia globalną cyrkulację atmosfery. W strefie międzyzwrotnikowej występuje komórka Hadleya. Przy równiku biegnie niż i to do niego skierowane są strzałki podpisane literą D. Na zwrotnikach występuje wyż, od którego odchodzą strzałki podpisane literą E. Występują tam komórki Ferrela. Na kołach podbiegunowych występuje niż, do którego biegną strzałki podpisane literą I. Występują tam komórki polarne. Strzałka komórki polarnej w jedną stronę ma oznaczenie niżowe H, I, J a w drugą niżowe K. Strzałka komórki Ferrela w jedną stronę ma oznaczenie wyżowe C, E a w drugą niżowe F, G. Strzałka komórki Hadleya ma w jedną stronę oznaczenie wyżowe D a w drugą niżowe A, B, C.

Litera na powyższym schemacie	Charakterystyka	Wiatry stałe
Komórka Hadleya
A	Ogrzane powietrze w obszarach równikowych ulega konwekcji wstępującej, powstają chmury burzowe Cb i obfite opady (około południa, codzienne, ulewne deszcze zenitalne); na skutek ruchów wznoszących powstaje równikowy pas ciszy i strefa niskiego ciśnienia (N).
B	Powietrze odpływa górnymi warstwami troposfery ku wyższym szerokościom geograficznym (antypasaty).	antypasaty
C	Nad zwrotnikami ochłodzone powietrze zagęszcza się (ze względu na zmniejszający się obwód Ziemi i mniejszą grubość troposfery) i opada, ogrzewając się; powstaje strefa wyżowa (zwrotnikowy pas wysokiego ciśnienia).
D	Różnica ciśnienia między równikiem a zwrotnikami skutkuje występowaniem w dolnej troposferze ciepłych i suchych pasatów, których kierunek jest modyfikowany dzięki sile Coriolisa.	pasaty
Międzyzwrotnikowa Strefa Zbieżności, MSZ (strefa konwergencji) – strefa przejściowa rozdzielająca pasaty półkuli północnej i południowej oraz odznaczająca się przewagą konwekcji. Pokrywa się ona z równikowym pasem zbieżności. R1a2HyQXoxIl2 Grafika przedstawia Międzyzwrotnikową Strefę Zbieżności. W lipcu przebiega ona prawie na północnym wybrzeżu Ameryki Południowej, przez środkową Afrykę, przez granicę Azji Południowo Wschodniej z monsunem letnim. W styczniu przebiega przez środkową Amerykę Południową, południową Afrykę, Ocean Indyjski z monsunem zimowym, północną Australię. Zmienia ona swoje położenie wraz z porami roku i miejscem górowania Słońca: latem na północ, a zimą na południe. Skutkami przesuwania się MSZ są: - występowanie pory suchej i deszczowej w strefie równikowej, - cyrkulacja monsunowa i występowanie cyklonów tropikalnych, - upalne i suche lata oraz deszczowe zimy w rejonie basenu Morza Śródziemnego. Na oceanach, w miejscach gdzie MSZ jest najszersza, występuje równikowy pas ciszy.
Komórka Ferrela
E	Powietrze odpływa ku wyższym szerokościom geograficznym jako wiatry zachodnie (modyfikacja ta wynika z siły Coriolisa). Na obszarze tym, pomiędzy 40°S a 50°S występują tzw. „ryczące czterdziestki” i „wyjące pięćdziesiątki”. Jest to pas wód oceanicznych, wzdłuż którego występują silne wiatry zachodnie wywołujące ogromne sztormy.	wiatry zachodnie
F	Około 60º ciepłe powietrze przemieszczające się na skutek wiatrów zachodnich spotyka podmuchy zimne, cięższe, płynące z wyższych szerokości geograficznych. Następuje wypchnięcie powietrza ciepłego i lżejszego. Jest to strefa bardzo dynamiczna, ponieważ tworzą się tam różne ośrodki baryczne.
G	Po ochłodzeniu masy te odpływają ku niższym szerokościom geograficznym.
C	Następnie powietrze opada w rejonie zwrotników. W strefie tej występują „końskie szerokości”. Są to obszary wyżowe w okolicach 30° szerokości geograficznej, pomiędzy rejonem występowania pasatów i wiatrów zachodnich. Charakteryzują się one (na oceanach): ciszą, wysoką temperaturą powietrza i dużą wilgotnością. Termin ten powstał w czasach, gdy po wielu dniach bezwietrznej pogody pierwszymi ofiarami do wyrzucenia za burtę były przewożone konie.
Komórka okołobiegunowa (polarna)
H	Nad biegunami zimne i ciężkie masy powietrza tworzą obszary wysokiego ciśnienia.
I	Powietrze przemieszcza się w kierunku niższych szerokości jako wiatry wschodnie.	wiatry wschodnie
J	W okolicy 60º szerokości geograficznej wypychają one na dużą wysokość ciepłe masy powietrza.
K	Po ochłodzeniu powietrze zmierza ku wyższym szerokościom geograficznym.
J	Pod wpływem ciężaru zimne powietrze opada.

Przykładem wiatru zmiennego w cyklu rocznym jest monsun, a w cyklu dobowym – bryza morska i wiatry zboczowe. Ponadto do wiatrów lokalnych można zaliczyć: fen i wiatr spływowy.

Monsun

Monsun to wiatr wiejący pomiędzy ogromnymi obszarami oceanicznymi a lądowymi. Sezonowo zmienia on swój kierunek wskutek zmian ciśnienia atmosferycznego nad kontynentami i oceanami. Występuje on najczęściej w Azji Południowej, Wschodniej i Południowo‑Wschodniej, ale również w Indonezji, północnej Australii, zachodniej i północno‑wschodniej Afryce oraz w rejonie Przesmyku Panamskiego.

RSd4E6gv3GCjj

Grafika przedstawia powstawanie monsunu. Podczas monsunu letniego niż tworzy się nad lądem, a wyż nad oceanem. Na wybrzeżu powstają opady. Strzałka niżowa unosi się i górą przemieszcza się nad ocean. Tam opada i dołem wraca nad ląd. Podczas monsunu zimowego niż tworzy się nad oceanem, a wyż nad lądem. Strzałka niżowa unosi się i górą przemieszcza się nad ląd. Tam opada i dołem wraca nad ocean.

Monsun letni (morski) wieje znad oceanu w kierunku lądu, przynosząc intensywne opady. Latem ląd szybko się nagrzewa, a ciepłe powietrze unosi się, powodując obniżenie ciśnienia atmosferycznego. Nad oceanem, którego powierzchnia w sezonie letnim jest chłodniejsza niż powierzchnia lądu, panuje wyższe ciśnienie. Zgodnie z zasadą, że cząsteczki powietrza przemieszczają się od obszaru o wyższym ciśnieniu do obszaru o niższym ciśnieniu, monsun letni wieje od strony oceanu w kierunku lądu, wywołując deszczową pogodę.

Monsun zimowy (lądowy) to chłodny, suchy wiatr wiejący w porze zimowej od lądu w kierunku oceanu. Zimą ląd szybko się ochładza, wskutek czego panuje tam wyższe ciśnienie niż nad cieplejszym oceanem. Różnica ciśnień powoduje ruch cząsteczek powietrza zawierającego bardzo niewielką ilość wilgoci od lądu w kierunku morza.

Monsuny mają ogromny wpływ na życie i gospodarkę państw Azji Południowo‑Wschodniej, Południowej i Wschodniej. Umożliwiają rozwój rolnictwa, głównie upraw roślin alimentacyjnych (żywieniowych), np. ryżu wymagającego dużych ilości wody. Ich przyspieszone lub opóźnione nadejście może przynieść mniejsze plony, nieurodzaj, a nawet głód. Notuje się też wówczas wzrost cen żywności. Obfite opady deszczu są z kolei przyczyną tragicznych w skutkach powodzi, przynoszących straty materialne, choroby i śmierć ludzi oraz zwierząt gospodarskich.

Cyrkulacja monsunowa jest częścią globalnej cyrkulacji atmosfery.

Bryza morska

Bryza morska jest lokalnym wiatrem wiejącym na wybrzeżu morskim, który zmienia swój kierunek w cyklu dobowym wskutek różnic w nagrzewaniu się lądu i morza. Jest zatem zarówno wiatrem okresowo zmiennym, jak i lokalnym.

Rf3kdd7ys5UpN

Grafika przedstawia bryzę dzienną. Nad ciepłym lądem tworzy się niż. Ciepłe powietrze unosi się i górą przemieszcza nad wodę. Tam chłodne powietrze opada i nad chłodną wodą tworzy się wyż. Nad ląd wraca wilgotne, chłodne powietrze.

RmfiVW6B4ZXNI

Grafika przedstawia bryzę nocną. Nad ciepłą wodą tworzy się niż. Ciepłe powietrze unosi się i górą przemieszcza nad ląd. Tam chłodne powietrze opada i nad chłodnym lądem tworzy się wyż. Nad wodę wraca suche, zimne powietrze.

Bryza dzienna

Różnica ciśnień pomiędzy morzem a lądem wynika z nierównomiernego nagrzewania się obu powierzchni. W słoneczny dzień ląd szybko się ogrzewa, co powoduje spadek ciśnienia atmosferycznego. W tym samym czasie morze nagrzewa się znacznie wolniej, panuje nad nim zatem wyższe ciśnienie. Różnica ciśnienia powoduje ruch orzeźwiającego powietrza od strony morza w kierunku lądu.

Bryza nocna

W nocy wiatr wieje od strony wychłodzonego lądu w kierunku morza, co sprawia, że jest to wiatr suchy. W nocy powietrze nad lądem szybko się ochładza i panuje tam wyższe ciśnienie niż nad cieplejszym morzem. Wiatr wieje od obszaru o podwyższonym ciśnieniu, dlatego można zaobserwować ruch powietrza od strony lądu.

Wiatry zboczowe

Powstają w górach podczas bezchmurnej pogody w wyniku różnego tempa nagrzewania się stoków i dolin górskich. Ich kierunek również zmienia się w cyklu dobowym.

R14JWSEXSL3af

Grafika przedstawia powstawanie wiatrów zboczowych. W ciągu dnia u podnóży gór powstaje wyż i powietrze unosi się. Na szczycie panuje niż. W ciągu nocy na szczycie panuje wyż a u podnóży niż. Powietrze przemieszcza się od wyżu do niżu. Na szczycie występuje ciśnienie 800 hektopaskali, niżej 900 hektopaskali i 1000 hektopaskali.

Wiatr dolinny – w ciągu dnia powietrze nagrzewa się i unosi wzdłuż stoków, a na jego miejsce napływa chłodne powietrze z dna doliny.

Wiatr górski – nocą, kiedy powietrze zalegające na stokach ochładza się, opada ono wzdłuż stoków, wypychając w górę powietrze ciepłe z dna doliny.

Fen

Wiatr fenowy to ciepły, suchy i porywisty wiatr górski wywołany różnicą ciśnienia atmosferycznego po obu stronach bariery górskiej. Unoszące się powietrze ulega ochłodzeniu (o 0,6°C na każde 100 m wysokości zgodnie z gradientem wilgotnoadiabatycznym). Zawarta w nim para wodna ulega kondensacji, co sprzyja tworzeniu się chmur i powstawaniu opadów. Po drugiej stronie bariery górskiej suche już powietrze opada gwałtownie ku dolinom, stopniowo ogrzewając się (o 1°C na każde 100 m zgodnie z gradientem suchoadiabatycznym). W efekcie powstaje porywisty i suchy wiatr, który w Tatrach nazywany jest halnym, a w Sudetach – wiatrem przewałowym lub polakiem. W Górach Skalistych (USA) zwany jest chinookiem, w Andach argentyńskich – zondą, a w środkowej Azji – garmsilem.

R2Hdv1vKAPMuC

Grafika przedstawia powstawanie fenu. Z lewej strony góry, na stronie dowietrznej, panuje temperatura 5 stopni Celsjusza. Tworzy się wyż. Temperatura spada o 0,6 stopnia Celsjusza na 100 metrów. Tworzą się chmury opadowe. Na szczycie panuje temperatura minus 7 stopni Celsjusza na wysokości 2500 metrów nad poziomem morza. Na stronie zawietrznej wieje wiatr halny i świeci słońce. U podnóża tworzy się niż i panuje temperatura 13 stopni Celsjusza.

Schemat powstawania fenu

Gdy przemieszczające się wilgotne powietrze napotyka barierę orograficzną, następuje jego wznoszenie i ochładzanie się zgodnie z gradientem wilgotnoadiabatycznym (0,6°C na 100 m, więc 6°C na każde 1 000 m). Skoro u podnóża stoku dowietrznego (500 m n.p.m.) jest temperatura 5°C, to na szczycie wzniesienia (2 500 m n.p.m.) jest -7°C (ponieważ różnica wysokości to 2000 m). Podczas opadania po stronie zawietrznej suche już powietrze ociepla się zgodnie z gradientem suchoadiabatycznym (1°C na każde 100 m, zatem o 10°C podczas spłynięcia o 1000 m). Skoro na szczycie wzniesienia jest -7°C, to po drugiej strony wzniesienia, na wysokości 500 m n.p.m. jest 13°C.

Wiatry typu fenowego powodują gwałtowny wzrost temperatury, roztopy śniegu, złe samopoczucie wskutek niesprzyjającej sytuacji biometeorologicznej oraz przynoszą szkody w rolnictwie i leśnictwie (w lasach występują wiatrołomy).

Wiatry spływowe

Są to zimne i porywiste wiatry występujące w chłodnej porze roku. Powstają one w miejscach, w których obszary wyżynne lub górskie sąsiadują bezpośrednio z morzem lub jeziorem. Wychłodzone powietrze spływa znad lądu, nad którym powstaje ośrodek wyżowy w kierunku cieplejszego morza (ośrodek niżowy). Wiatr spływowy w Dolinie Rodanu nosi nazwę mistral, a nad Morzem Adriatyckim i Morzem Czarnym – bora, w Anglii – helm, na Alasce – nyk, w Kaliforni – Santa Ana, w Grecji – euroclydon. Występuje też nad Bajkałem i Balatonem.

R1bS9Ib7HYD4l

Grafika przedstawia powstawanie wiatru spływowego. Nad zalesionym lądem tworzy się wyż. Powietrze opada w stronę morza, gdzie tworzy się niż. Powietrze unosi się i wraca nad ląd.

Wiatr ten bywa szczególnie niebezpieczny zimą, ponieważ prowadzi do oblodzenia statków, co przy bardzo silnym wietrze i dużym falowaniu może grozić ich zatopieniem.

Innymi wiatrami lokalnymi są na przykład:

- sirocco – ciepły wiatr wiejący z Sahary i Półwyspu Arabskiego, najczęściej wiosną, nad obszar południowej Europy; formując się nad Afryką jest suchy, jednakże po pokonaniu drogi przez Morze Śródziemne staje się wiatrem wilgotnym i przynosi czasem opady atmosferyczne i mgły,

- samum – gorący, suchy i porywisty wiatr wiejący wiosną na Saharze i Półwyspie Arabskim; wywołuje często burze piaskowe i pyłowe,

- etezje – gorące, suche i porywiste wiatry północne wiejące latem w rejonie Morza Egejskiego, tłumią bryzę morską.

Natomiast wiatrem podobnym do wiatru spływowego jest wiatr lodowcowy, który wieje znad lodowca (gdzie powstaje wyż) ku cieplejszym dolinom lub morzu.

Masy powietrza

Ogólny schemat cyrkulacji atmosfery przedstawia rozkład obszarów niskiego i wysokiego ciśnienia oraz sposób, w jaki krąży powietrze atmosferyczne. Jest on przyczyną powstania mas powietrza, czyli rozległych części troposfery charakteryzujących się odmienną temperaturą czy wilgotnością powietrza. Masa powietrza tworzy się nad jednorodnym podłożem (np. dużym obszarem lądowym lub oceanem), nabierając jego cech (jest to obszar źródłowy). Z masami powietrza wiążą się dwa zasadnicze terminy:

• transformacja – przekształcenie, zmiana właściwości,

• starzenie się – utrata właściwości, których nabrały nad obszarem, nad którym się utworzyły.

Poniżej przedstawiono rodzaje mas powietrza wyróżnione na podstawie różnych kryteriów.

Fronty atmosferyczne

Fronty atmosferyczne to strefy przejściowe między dwiema masami powietrza o różnych właściwościach fizycznych (głównie termicznych i wilgotnościowych). Powierzchnia frontowa jest warstwą o grubości rzędu kilkuset metrów (czasem 1 do 2 km) nachyloną względem powierzchni Ziemi pod bardzo małym kątem. Obszar położony wokół linii przecięcia się powierzchni frontalnej z powierzchnią Ziemi jest również strefą o szerokości kilkudziesięciu kilometrów.

R2OnFkDCKbchK

Grafika kulę ziemską podzieloną na masy powietrza i fronty atmosferyczne. Od bieguna północnego występują masy powietrza arktycznego PAA, front arktyczny, masy powietrza polarnego PP, front polarny, masy powietrza zwrotnikowego PZ, front zwrotnikowy, masy powietrza równikowego PR, front zwrotnikowy, masy powietrza zwrotnikowego PZ, front polarny, masy powietrza polarnego PP, front antarktyczny, masy powietrza antarktycznego PAA. Masy powietrza antarktycznego, polarnego i arktycznego są chłodne. Masy powietrza zwrotnikowego i równikowego są ciepłe.

R1YO6OeI5QQa3

Mapa świata przedstawia masy powietrza. Masy arktyczne i antarktyczne obejmują teren Grenlandii, północnych krańców Ameryki Północnej, Europy i Azji oraz Antarktydy. Masy polarne obejmują północną Amerykę Północną, północną i środkową Europę i Azję, południowy kraniec Ameryki Południowej. Masy zwrotnikowe obejmują teren Ameryki Środkowej, północnej Afryki, południowej Azji, środkowej Ameryki Południowej, południowej Afryki, Australii. Masy równikowe obejmują tereny północnej Ameryki Południowej, środkowej Afryki, Azji Południowo wschodniej. Na granicy mas występują zmiany ich zasięgu związane ze zmianami oświetlenia Ziemi.

Rvezvh7J17b0I

Mapa świata przedstawia źródła mas powietrza. Powietrze chłodne występuje na Antarktydzie, Oceanie Południowym, na północnym Oceanie Spokojnym. Powietrze ciepłe występuje miejscowo na Oceanie Atlantyckim, Indyjskim, środkowym i południowym Pacyfiku, w północnej Afryce, we wschodniej Ameryce Południowej. Sezonowo powietrze chłodne zmienia się na ciepłe w północnej Ameryce Północnej, północnej Azji oraz na północnym Oceanie Atlantyckim.

RJLnTXSLhx3fC

Grafika przedstawia rozmieszczenie mas powietrza i położenie głównych frontów na półkuli północnej na schemacie przekroju pionowego przez troposferę. Od góry napływa powietrze arktyczne i natrafia na front arktyczny. Powietrze polarne napływa na front arktyczny oraz na front polarny. Na front polarny, opadając z góry, napływa powietrze zwrotnikowe. Z drugiej strony opada ono do frontu równikowego. Powietrze równikowe napływa na front równikowy.

Powstawanie i rozwój niżów barycznych z frontami atmosferycznymi w umiarkowanych szerokościach geograficznych

W komórce Ferrela opadające na zwrotnikach powietrze przemieszcza się ku wyższym szerokościom pod postacią wiatrów zachodnich. Na szerokości geograficznej 60–65° to cieplejsze powietrze napotyka chłodniejsze, pochodzące z obszarów okołobiegunowych i następuje mieszanie się tych dwóch mas. Tworzy się tam strefa, w której następuje wznoszenie powietrza i kształtowanie niżów strefy umiarkowanej. Są one bardzo dynamiczne i kierują się na wschód (na skutek działania wiatrów zachodnich). Na półkuli północnej oddziałują one dłużej niż na półkuli południowej, gdyż ich przebieg jest modyfikowany przez występujące na rozległych obszarach lądowych wyże baryczne.

Głównymi zaburzeniami cyrkulacji atmosferycznej są cyklony tropikalne i trąby powietrze, które zostały szczegółowo opisane m.in. w materiale „Trąby powietrzne i tornada” oraz „Warunki powstawania cyklonów tropikalnych”.

Słownik