bg‑azure

1. Elementy pogody i metody ich pomiaru (zakres podstawowy)

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.

bg‑violet

1.1. Stacje naziemne (na lądach i oceanach) (zakres rozszerzony)

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).

bg‑azure

Stacje meteorologiczne (synoptyczne) i pomiary poszczególnych elementów pogody (zakres podstawowy)

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.

Ra0HR6r7mD7Wa
Temperatura powietrza

przyrządy pomiarowe: termometry cieczowe (w tym termometr maksymalny i minimalny)opis WCAG

Zestaw termometrów.

jednostki: °C (stopnie Celsjusza), °F (stopnie Fahrenheita), K (Kelwiny, nie: stopnie Kelwina)

Przeliczniki jednostek temperatur

opis WCAGopis WCAGPorównanie różnych jednostek temperatury., Wilgotność powietrza

przyrządy pomiarowe: psychrometr, higrometr

jednostki: wilgotność bezwzględna: g/m3, wilgotność względna: %

, Opady atmosferyczne

przyrządy pomiarowe: deszczomierz, pluwiograf

jednostki: mm, l/m2

1 mm = 1 l/m2

, Ciśnienie atmosferyczne

przyrządy pomiarowe: barometr, barograf, aneroid

jednostki: hPa (hektopaskale), mmHg (milimetry słupa rtęci), at (atmosfery)

1 mmHg = 3/4 hPa

1 at = 1013,2 hPa

, Prędkość i kierunek wiatru

przyrządy pomiarowe: wiatromierz, anemometr (prędkość wiatru)         

jednostki:

- prędkość: m/s, km/h, węzły, brak wiatru - cisza (C)

1 km/h ≈ 0,28 m/s,

1 węzeł = 1 mila morska = 1,852 km/h ≈ 0,514444 m/s

- kierunek (skąd wieje wiatr): kierunki głównie (N, S, E, W) i pośrednie (np. NE, SW, SE, NW, NNE, ENE, SSW itd.)

, Zachmurzenie

przyrządy pomiarowe: brak - obserwacja nieba gołym okiem

jednostki: skala oktanowa (od 0 do 8) - ułamek od 0/8 (niebo bezchmurne) do 8/8 (zachmurzenie całkowite); starszą skalą, rzadziej wykorzystywaną jest skala dziesiętna (od 0 do 10).

, Usłonecznienie

przyrządy pomiarowe: heliograf

jednostki: godziny (określają czas docierania bezpośrednich promieni słonecznych w dane miejsce)

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).

bg‑violet

1.2. Radary (zakres rozszerzony)

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
Radar meteorologiczny w Pastewniku (woj. dolnośląskie)
Źródło: T. Lewicki, dostępny w internecie: flickr.com, licencja: CC BY-SA 2.0.
bg‑violet

1.3. Satelity meteorologiczne (zakres rozszerzony)

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
Zasięgi obserwacji satelitów meteorologicznych umieszczonych na orbicie geostacjonarnej
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie A. Woś, Meteorologia dla geografów, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 2000, licencja: CC BY-SA 3.0.

Głównymi procesami wpływającymi na pogodę i jej poszczególne elementy są:

  • obieg ciepła,

  • obieg wody,

  • obieg powietrza.

Są to również procesy wpływające na klimat.

bg‑azure

2. Obieg ciepła i temperatura powietrza (zakres podstawowy)

bg‑violet

2.1. Promieniowanie słoneczne (zakres rozszerzony)

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.

RNAzNNyfaJpGN
Kąt padania promieni słonecznych Wynika on z szerokości geograficznej i pory roku. Szerokość geograficzna: Im większy kąt padania promieni słonecznych, tym większa intensywność promieniowania bezpośredniego, ponieważ ta sama wiązka promieni słonecznych niższych szerokościach geograficznych ogrzewa powierzchnię mniejszą niż w wyższych szerokościach geograficznych. Pora roku: Większa ilość promieni słonecznych dociera do Ziemi w tej części roku, kiedy Słońce znajduje się najwyżej nad horyzontem. opis WCAGZróżnicowanie dopływu promieniowania słonecznego do różnych szerokości geograficznych., Długość trwania dnia Im większa długość trwania dnia, tym większa jest ilość promieniowania bezpośredniego docierającego do Ziemi. opis WCAGRóżnica dopływu promieniowania słonecznego w ciągu dnia., Wysokość nad poziomem morza Im większa wysokość bezwzględna, tym większe jego natężenie promieniowania bezpośredniego., Ekspozycja i nachylenie stoków Na półkuli północnej większa ilość promieniowania bezpośredniego dociera do stoków południowych niż do stoków północnych. Na półkuli południowej jest odwrotnie.opis WCAG Wpływ ekspozycji i nachylenia stoku na wielkość dopływu bezpośredniego promieniowania słonecznego. A – stok stromy eksponowany na bezpośrednie promieniowanie słoneczne – duży kąt padania promieni słonecznych, duży dopływ energii promieniowania słonecznego, intensywne ogrzewanie powierzchni, B – stok stromy, zacieniony – brak dopływu bezpośredniego promieniowania słonecznego jego powierzchnię, C – stok eksponowany na bezpośrednie promieniowanie słoneczne o mniejszym nachyleniu powierzchni niż w A - mniejszy kąt padania promieni słonecznych, mniejszy dopływ energii promieniowania słonecznego, mniej intensywne ogrzewanie powierzchni niż w A, D – płaska powierzchnia terenu - najmniejszy kąt padania promieni słonecznych, mniejszy dopływ energii promieniowania słonecznego i mniej intensywne ogrzewanie powierzchni niż w A, i C., Ilość pary wodnej i aerozoli w powietrzu Im większa zawartość pary wodnej i aerozoli, tym mniejsze natężenie promieniowania bezpośredniego.

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
Albedo wybranych rodzajów powierzchni
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie: B. Lenartowicz, E. Wilczyńska, M. Wójcik, Geografia na czasie 1, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa–Łodź 2008, licencja: CC BY-SA 3.0.
R1Wp2EcvffucW
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie A. Woś, Meteorologia dla geografów, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 2000, licencja: CC BY-SA 3.0.
bg‑violet

2.2. Bilans promieniowania (zakres rozszerzony)

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
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.
R9Q7s33vqOINB
(Uzupełnij).
Ciekawostka

Dlaczego niebo jest niebieskie?

W atmosferze najsilniej rozpraszane są fale odpowiadające barwie niebieskiej i fioletowej. Przy małej zawartości pary wodnej w powietrzu niebieski kolor nieba jest szczególnie intensywny. Przy większej zawartości tego gazu wszystkie fale w zakresie promieniowania widzialnego ulegają równomiernemu rozproszeniu, w związku z tym kolor ten ulega rozjaśnieniu. Z kolei żółtawe i czerwone zabarwienie nieba podczas wschodu i zachodu Słońca wynika z tego, że podczas niższego jego położenia nad widnokręgiem i dużej wilgotności silniej rozpraszane są fale odpowiadające barwie czerwonej, pomarańczowej i żółtej.

bg‑violet

2.3. Wymiana ciepła (zakres rozszerzony)

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

R1XmxqAn5GE8A
Turbulencja

Bezwładne przemieszczanie się cząsteczek powietrza atmosferycznego. Ciepło przenosi się od cieplejszych do chłodniejszych warstw. Jest to jeden z najefektywniejszych sposobów wymiany ciepła. Prowadzi on do łagodzenia kontrastów termicznych w przebiegu dobowym.

, Konwekcja

Ruch powietrza w układzie pionowym, który obejmuje jego wnoszenie i opadanie. Dzięki ruchom wstępującym ciepło jest przenoszone na duże wysokości. W wyniku konwekcji wstępującej powietrze rozpręża się, traci wewnętrzną energię i ochładza się. Efektem tego procesu są rozbudowane w pionie chmury kłębiaste.

Konwekcja następuje na skutek na skutek różnic temperatury lub ciężaru właściwego dwóch sąsiadujących mas powietrza, a także wówczas kiedy natrafi na przeszkodę, np. łańcuch górski. W pierwszym przypadku mówimy o konwekcji swobodnej,  w drugim - o konwekcji wymuszonej.

, Adwekcja

Ruch mas powietrza o różnej temperaturze w układzie poziomym. Ma duże znaczenie podczas przenoszenia ciepła w kierunku morze-ląd i ląd-morze. Na przykład zimą może przynieść ciepłe powietrze znad wody na ląd, a latem - chłodniejsze.

, Radiacja

Inaczej wypromieniowanie. Jest to jeden z najmniej efektywnych procesów wymiany ciepła. Bierze udział w wielu procesach meteorologicznych.

, Przemiany fazowe wody

Obejmują zmiany stanu skupienia powodujące wymianę ciepła w atmosferze.

  • W wyniku dostarczania ciepła dochodzi do parowania, topnienia i sublimacji.
  • W wyniku oddawania ciepła dochodzi do skraplania, krystalizacji (krzepnięcia) i resublimacji.
bg‑violet

2.4. Procesy adiabatyczne (zakres rozszerzony)

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 przemian adiabatycznych
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie P. Wład, Geografia 1. Bogactwo przyrodnicze Ziemi, Ortus, Warszawa 2010, licencja: CC BY-SA 3.0.

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
Inwersja temperatury powietrza i izotermia. A – inwersja w swobodnej atmosferze, B – inwersja przygruntowa, C – izotermia przygruntowa
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie A. Woś, Meteorologia dla geografów, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 2000, licencja: CC BY-SA 3.0.
bg‑azure

2.5. Główne czynniki kształtujące temperaturę powietrza (zakres podstawowy)

Temperatura powietrza określa stan cieplny atmosfery.

RcVwn2Pao42OO
aktualna – określona na podstawie jednorazowego pomiaru w danym momencie, średnia dobowa – średnia arytmetyczna wyliczana na podstawie wartości temperatury maksymalnej, minimalnej oraz wartości z godzin 6.00 i 18.00 UTC, średnia miesięczna – średnia arytmetyczna średnich dobowych temperatur powietrza wszystkich dni danego miesiąca, średnia roczna – średnia arytmetyczna średnich miesięcznych temperatur powietrza wszystkich miesięcy danego roku.

Na temperaturę powietrza mają wpływ następujące czynniki.

Czynniki

Charakterystyka

kąt padania promieni słonecznych oraz czas naświetlania

związane z szerokością geograficzną; decyduje o ilości energii otrzymywanej od Słońca na różnych szerokościach geograficznych w różnych porach dnia i roku

odległość od morza

dobowe i roczne amplitudy temperatury powietrzaamplituda temperaturyamplitudy temperatury powietrza rosną wraz ze wzrostem odległości od obszarów morskich; klimat przechodzi z morskiego w kontynentalny – im dalej od morza, tym mroźniejsza zima i cieplejsze lato oraz większe amplitudy temperatury powietrza; dzieje się tak dlatego, gdyż woda nagrzewa się i oddaje ciepło wolniej niż ląd

wpływ prądów morskich

ciepłe prądy przyczyniają się do podwyższenia temperatury na wybrzeżach, zimne zaś powodują ochłodzenie wybrzeży, do których dopływają

wysokość nad poziomem morza

wraz z wysokością temperatura spada średnio o 0,65°C na każde 100 m, choć czasami zdarza się inwersja temperatury powietrza lub izotermia

układ głównych form ukształtowania powierzchni Ziemi

góry mogą utrudniać lub ułatwiać przepływ mas powietrza, a tym samym – wymianę ciepła

ekspozycja stoków

na półkuli północnej stoki południowe są cieplejsze od północnych, a na półkuli południowej – odwrotnie

rodzaj podłoża

ciemne podłoże szybciej się nagrzewa, gdyż albedo ciemnej powierzchni jest mniejsze niż powierzchni jaśniejszej, od której promienie słoneczne łatwiej się odbijają; na obszarach o mniejszym albedo występuje zatem wyższa temperatura powietrza

szata roślinna

na obszarach porośniętych bujną roślinnością obserwuje się mniejsze wahania dobowe i roczne temperatury powietrza; na pustyniach zachodzą duże wahania dobowe i roczne

zapylenie atmosfery

duża ilość pyłów pochodząca np. z erupcji wulkanicznych powoduje zmniejszenie dopływu promieniowania słonecznego i obniża temperaturę powietrza

działalność człowieka

z uwagi na duże ilości emitowanego ciepła obszary zurbanizowane cechują się wyższą temperaturą powietrza niż obszary z nimi sąsiadujące (spalanie paliw kopalnych, zanieczyszczenia powietrza)

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
Przykładowy dobowy przebieg temperatury powietrza
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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.

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).

Ciekawostka
  • Maksymalna zanotowana temperatura powietrza: Ameryka Północna, 1913 r., USA, Dolina Śmierci (56,7°C).

  • Minimalna zanotowana temperatura powietrza: Antarktyda, 1983 r., stacja „Wostok” (-89,2°C).

  • Minimalna zanotowana temperatura powietrza na półkuli północnej: Rosja, 1964 r., Ojmiakon (-71°C).

  • Maksymalna średnia roczna temperatura: Afryka, Erytrea (30,2°C).

  • Minimalna średnia roczna temperatura: Antarktyda, stacja „Wostok” (-55,4°C).

bg‑violet

2.6. Anomalie termiczne (zakres rozszerzony)

Polecenie 2

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

R1KGHkOJgXQjL
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie J. Kądziołka, K. Kocimowski, E. Wołonciej, Świat w liczbach, WSiP, Warszawa 2012, licencja: CC BY-SA 3.0.
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.

bg‑azure

2.7. Amplituda temperatury powietrza (zakres podstawowy)

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
Rozkład rocznych amplitud temperatury powietrza na Ziemi
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., dostępny w internecie: zpe.gov.pl, licencja: CC BY-SA 3.0.

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
Średnia wartość temperatury powietrza w najcieplejszym i najchłodniejszym miesiącu na wybranych równoleżnikach
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie W. Błaszczykiewicz, O. Jerun, A. Wawrzkowicz, Geografia. Vademecum, Nowa Era, Warszawa 2020, licencja: CC BY-SA 3.0.
RpbFiPlCwu43A
(Uzupełnij).
Polecenie 4

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

R16vP6pDh6XJq
Przykładowy przebieg temperatury powietrza: średnio w roku, latem i zimą (przy stałych jednostkach na osi pionowej)
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie W. Błaszczykiewicz, O. Jerun, A. Wawrzkowicz, Geografia. Vademecum, Nowa Era, Warszawa 2020, licencja: CC BY-SA 3.0.
R1S5mncM5Tyvs
(Uzupełnij).
1
Polecenie 5

Na podstawie danych przedstawionych w poniższej tabeli oblicz dobową temperaturę powietrza oraz dobową amplitudę temperatury powietrza w pewnej miejscowości w jednym z lipcowych dni.

Zanotowane wartości temperatury powietrza [°C]

8:00

20:00

minimalna

maksymalna

16,2

18,1

13,8

26,5

R1QxeVeEeKhBg
(Uzupełnij).
1
Polecenie 6

Na podstawie danych przedstawionych w poniższej tabeli oblicz średnią roczną temperaturę powietrza i roczną amplitudę temperaturę powietrza w Toruniu.

Średnie miesięczne temperatury powietrza w Toruniu w latach 1971‑2000 [°C]

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

-1,6

-0,8

2,7

7,6

13,3

16,3

18,0

17,8

13,1

8,3

3,1

0,0

Indeks dolny Źródło danych: climatecharts.net Indeks dolny koniec

RCOfvJJGin1wP
(Uzupełnij).
bg‑azure

3. Obieg wody (zakres podstawowy)

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.

bg‑violet

3.1. Parowanie i wilgotność powietrza (zakres rozszerzony)

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.

Rnk1ghdBT4IYc
temperatura powietrza i temperatura powierzchni parującej – im wyższa, tym większa intensywność parowania, wilgotność powietrza – im wyższa, tym mniejsza intensywność parowania, rozkład lądów i mórz – obszary wodne mają większą możliwość parowania niż obszary lądowe, rodzaj powierzchni – istnienie szaty roślinnej zwiększa intensywność parowania (rośliny magazynują duże ilości wody), podobnie jak powierzchnia asfaltowe i betonowe (utrudnione jest tam wsiąkanie wody), natomiast utwory piaszczyste i żwirowe zmniejszają intensywność parowania (cechują się dużymi możliwościami wsiąkania wody), prędkość wiatru – im większa, tym większa intensywność parowania, rzeźba terenu – obszary wklęsłe i płaskie odznaczają się większą intensywnością parowania (gromadzi się tam więcej wody niż na obszarach nachylonych); im większe nachylenie powierzchni, tym mniejsza intensywność parowania (następuje tam szybszy spływ powierzchniowy); ponadto stoki o ekspozycji zwróconej w kierunku Słońca odznaczają się większą intensywnością parowania niż stoki o ekspozycji przeciwnej, ciśnienie atmosferyczne – im wyższe, tym mniejsza intensywność parowania

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: delta = 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
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie naukaoklimacie.pl, licencja: CC BY-SA 3.0.

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
Zmiany wilgotności względnej w ciągu doby w zależności od temperatury powietrza, w warunkach normalnego ciśnienia atmosferycznego i przy stałym ciśnieniu pary wodnej (15 hPa)
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie M.M. Wilczyńska‑Wołoszyn, Geografia 1. Ziemia jako otwarty system fizycznogeograficzny, Wydawnictwo Edukacyjne Zofii Dobkowskiej „ŻAK”, Warszawa 2003, licencja: CC BY-SA 3.0.
RvIySaltPeWyT
(Uzupełnij).

Zadanie rachunkowe

1
Polecenie 8

Oblicz niedosyt wilgotności, jeżeli wilgotność względna wynosi 82%, a maksymalne ciśnienie pary wodnej może wynieść 30 hPa w temperaturze 30°C.

RQCKVM6NnJmJ1
(Uzupełnij).
bg‑violet

3.2. Kondensacja i resublimacja pary wodnej (zakres rozszerzony)

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%).

Rj9k45vqzw9Wz1
Zależność maksymalnego ciśnienia pary wodnej zawartej w atmosferze od temperatury powietrza
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie P. Wład, Geografia 1. Bogactwo przyrodnicze Ziemi, Ortus, Warszawa 2010, licencja: CC BY-SA 3.0.

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.

R9IHTW84Bmpd61
Schemat. Lista elementów: Nazwa kategorii: produkty kondensacji i resublimacji pary wodnejElementy należące do kategorii produkty kondensacji i resublimacji pary wodnejNazwa kategorii: osadzające się na powierzchni oraz na przedmiotachElementy należące do kategorii osadzające się na powierzchni oraz na przedmiotachNazwa kategorii: osady atmosferyczneKoniec elementów należących do kategorii osadzające się na powierzchni oraz na przedmiotachNazwa kategorii: znajdujące się w przygruntowej warstwie atmosferyElementy należące do kategorii znajdujące się w przygruntowej warstwie atmosferyNazwa kategorii: mgłyKoniec elementów należących do kategorii znajdujące się w przygruntowej warstwie atmosferyNazwa kategorii: znajdujące się w swobodnej warstwie atmosferyElementy należące do kategorii znajdujące się w swobodnej warstwie atmosferyNazwa kategorii: chmuryKoniec elementów należących do kategorii znajdujące się w swobodnej warstwie atmosferyNazwa kategorii: spadające na powierzchnię z chmurElementy należące do kategorii spadające na powierzchnię z chmurNazwa kategorii: opady atmosferyczneKoniec elementów należących do kategorii spadające na powierzchnię z chmurKoniec elementów należących do kategorii produkty kondensacji i resublimacji pary wodnej
Produkty kondensacji i resublimacji pary wodnej
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.
bg‑violet

3.3. Osady atmosferyczne (zakres rozszerzony)

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).

Osady atmosferyczne

Charakterystyka

rosa

osad kropelek wody na różnych powierzchniach (np. glebie, roślinności, skałach) powstający jako efekt skraplania się pary wodnej; do głównych przyczyn powstawania tego osadu należą: nocne ochłodzenie powietrza spowodowane radiacją oraz zetknięcie się mas powietrza o różnych właściwościach (ciepłego i wilgotnego z chłodnym i bardziej suchym); rosa powstaje w dodatniej temperaturze

szron

osad w postaci drobnych lodowych kryształków powstający na skutek resublimacji pary wodnej; do głównych przyczyn powstawania tego osadu należą: nocne ochłodzenie powietrza spowodowane radiacją oraz zetknięcie się mas powietrza o różnych właściwościach (ciepłego i wilgotnego z chłodnym i bardziej suchym); powstaje w ujemnej temperaturze

szadź (sadź)

osad występujący w postaci szczotek lodowych; powstaje na wyziębionych, cienkich przedmiotach; szczotki te rozwijają się w tym kierunku, z którego napływa wilgotne powietrze; powstaje w wyniku zamarzania mgieł napływających nad chłodny obszar

gołoledź

osad przezroczystej i gładkiej warstwy lodu, powstały przez szybkie zamarzanie deszczu na podłożu o temperaturze niższej niż 0°C; występuje, gdy po mroźnej i suchej pogodzie przychodzi ocieplenie przynoszące opady; gołoledź jest bardzo niebezpieczna, gdy występuje na szlakach transportowych

bg‑violet

3.4. Mgły i zamglenia (zakres rozszerzony)

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.

Rodzaje mgieł

Charakterystyka

radiacyjna

lokalna, powstaje na skutek wypromieniowania ciepła z podłoża; tworzy się w ciągu lata nocą lub nad ranem podczas bezchmurnej i bezwietrznej pogody blisko bagien i w zagłębieniach terenu

adwekcyjna

rozległa, spowodowana napływem ciepłego i wilgotnego powietrza nad chłodniejsze obszary – następuje wówczas ochładzanie się napływającego powietrza; występuje głównie zimą nad obszarami lądowymi, które mają kontakt z morzem

zmieszania
(z mieszania)

powstaje wskutek mieszania się dwóch mas powietrza o różnych cechach: zimnego i ciepłego w miejscach ich kontaktu; najczęściej spotykane na wybrzeżach w sąsiedztwie zimnych prądów morskich, szczególnym typem mgieł zmieszanych jest mgła frontowa, która tworzy się przed frontem ciepłym lub za frontem zimnym jako wynik skraplania pary wodnej w chłodnej masie powietrza

z parowania

powstaje nad zbiornikami wodnymi na skutek unoszenia się pary wodnej z cieplejszej wody do wychłodzonego powietrza

zboczowa (orograficzna)

powstaje w wyniku adiabatycznego ochładzania się powietrza na dowietrznych stokach podczas jego przejścia przez barierę górską lub wyżynę

R15GbHu8r2dgx
Mgła radiacyjna
Źródło: dostępny w internecie: pxhere.com, domena publiczna.
RD0ckqXTGOjdT
Smog (ang. smoke ‘dym’ + fog ‘mgła’) jest szczególnym rodzajem gęstej mgły z dużą zawartością pyłów przemysłowych i transportowych. W 1952 r. w Londynie na skutek smogu zmarło ponad 4 tysiące osób w ciągu kilku dni.
Źródło: dostępny w internecie: flickr.com, domena publiczna.
bg‑violet

3.5. Chmury (zakres rozszerzony)

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.

Piętra chmur

Podstawowe rodzaje chmur

Opad

chmury piętra wysokiego (z reguły powyżej 6 km; chmury zbudowane głównie z kryształków lodu)

  • Cirrus (Ci; chmury pierzaste)

  • Cirrocumulus (Cc; chmury pierzasto‑kłębiaste)

  • cirrostratus (Cs; chmury pierzasto‑warstwowe)

nie dają opadów

chmury piętra średniego (średnio od 2 do 6 km; zbudowane z kropelek wody i/lub kryształków lodu)

  • Altocumulus (Ac; chmury średnie kłębiaste)

nie dają opadów

  • Altostratus (As; chmury średnie warstwowe)

deszcz i śnieg

chmury piętra niskiego (do 2 km; zbudowane głównie z kropelek wody)

  • Stratus (St; chmury warstwowe)

mżawka

  • Nimbostratus (Ns; chmury warstwowe deszczowe)

deszcz, śnieg

  • Cumulus (Cu; chmury kłębiaste)

deszcz, śnieg

chmury o budowie pionowej (silnie rozbudowane pionowo, nawet do górnej granicy troposfery)

  • Stratocumulus (Sc; chmury warstwowo‑kłębiaste)

deszcz (bardzo rzadko)

  • Cumulonimbus (Cb; chmury kłębiaste, deszczowe)

deszcz, śnieg, grad

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

Zachmurzenie

Styczeń

Lipiec

bardzo duże
(> 80%)

  • strefa okołorównikowa i podzwrotnikowa

  • oceany na południe od 45‑50°S

  • północny Atlantyk

  • południowe części oceanów i przyległe lądy

  • strefa okołorównikowa

małe
(< 30%)

  • strefa umiarkowana półkuli północnej

  • półkula południowa

  • Antarktyda i okolice

  • obszary zwrotnikowe

  • Antarktyda

bg‑azure

3.6. Opady atmosferyczne

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

Formy opadów atmosferycznych

Formy opadów

Charakterystyka

Chmury, z których powstają

mżawka

krople wody o średnicy < 0,5 mm

St

deszcz

krople wody o średnicy > 0,5 mm

As, Ns, Sc, Cu, Cb

śnieg

kryształki lodu o kształcie sześcioramiennych gwiazdek tworzących płatki śniegu (skupiska kryształków lodu)

As, Ns, Sc, Cb

śnieg ziarnisty

białe ziarna lodu, płaskie lub wydłużone, o średnicy < 1 mm

St

krupa śnieżna

białe, kuliste ziarna lodu o średnicy 2‑5 mm, powstają, gdy temperatura gruntu wynosi ok. 0°C

Sc, Cb

grad

bryłki lodu (gradziny) o średnicy > 5 mm

Cb

ziarna lodowe

kuliste ziarna lodu o średnicy do 5 mm

As, Ns, Cb

pył diamentowy

słupki lodowe opadające lub wznoszące się w powietrzu przy chłodnej i bezchmurnej pogodzie

St

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.

RDGI8sC0SGCo31
Schemat przedstawia powstawanie opadów atmosferycznych. Najpierw występuje parowanie potem kolejno wzrost nasycenia powietrza parą wodną. Osiągnięcie punktu rosy. Kondensacja. Tworzenie się chmur. Opady.
Uproszczony mechanizm powstawania opadów atmosferycznych
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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
Typy genetyczne opadów atmosferycznych
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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

R10KR22MgXsCu1
Schemat. Lista elementów:
  • Nazwa kategorii: Czynniki wpływające na wielkość opadów atmosferycznych:
    • Elementy należące do kategorii Czynniki wpływające na wielkość opadów atmosferycznych:
    • Nazwa kategorii: szerokość geograficzna
    • Nazwa kategorii: odległość od mórz i oceanów
    • Nazwa kategorii: wysokość nad poziomem morza
    • Nazwa kategorii: prądy morskie
    • Nazwa kategorii: rzeźba terenu
    • Nazwa kategorii: pokrycie terenu
    • Nazwa kategorii: ogólna cyrkulacja atmosferyczna
    • Koniec elementów należących do kategorii Czynniki wpływające na wielkość opadów atmosferycznych:

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.

1
Polecenie 9

Korzystając z danych przedstawiony w tabeli, oblicz roczną sumę opadów atmosferycznych w Kopenhadze.

Miesięczne sumy opadów atmosferycznych w Kopenhadze w okresie 1989‑2019 [w mm]

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

48,8

36,3

37,0

35,3

45,3

66,0

58,2

76,6

66,9

68,4

56,3

49,9

R1F47fcsSBOIp
(Uzupełnij).

Na świecie można zaobserwować strefowość rozmieszczenia i ilości opadów atmosferycznych.

Strefa

Przybliżony zasięg
(szerokość geograficzna)

Rozkład i suma opadów atmosferycznych

równikowa

0‑10°

  • opady całoroczne

  • dwa maksima opadów związane z dniami równonocy – zenitalne położenie Słońca (deszcze zenitalne)

  • suma roczna opadów nawet do 2 000 mm

podrównikowa

10‑20°

  • występuje pora sucha i deszczowa (długość pory deszczowej zmniejsza się wraz z oddalaniem się od równika)

  • pora deszczowa związana jest z zenitalnym położeniem Słońca (na półkuli północnej podczas naszego lata, a na półkuli południowej – podczas naszej zimy)

  • roczna suma opadów od 500 do 1000 mm (głównie w porze deszczowej, przy czym suma opadów wzrasta wraz ze zmniejszaniem się odległości od równika)

zwrotnikowa sucha

20‑30°

  • istnienie układów wysokiego ciśnienia i ruchy zstępujące ograniczają konwekcję, a tym samym – opady atmosferyczne; dlatego też w tym regionie powstały największe pustynie świata

  • na zachodnich wybrzeżach dodatkowym czynnikiem ograniczającym opady atmosferyczne są zimne prądy morskie

  • roczna suma opadów atmosferycznych poniżej 250 mm (w głębi lądów poniżej 100 mm)

zwrotnikowa monsunowa

  • występuje głównie na wschodnich wybrzeżach kontynentów, które znajdują się pod wpływem cyrkulacji monsunowej

  • maksimum opadów związane jest z monsunem letnim, natomiast podczas monsunu zimowego występują skąpe opady atmosferyczne

  • roczna suma opadów przekracza 2 000 mm

podzwrotnikowa

30‑40°

  • opady występują głównie jesienią i zimą

  • roczna suma opadów atmosferycznych od 500 do 1 000 mm

umiarkowana

40‑60°

  • wielkość opadów jest zróżnicowana ze względu na wędrujące niże oraz odległość od mórz i oceanów (maleje wraz z oddalaniem się od wybrzeży)

  • od odległości od wybrzeży uzależniony jest także rozkład opadów w ciągu roku: w klimacie kontynentalnym maksimum opadów występuje latem (w wyniku silnej konwekcji obszarów lądowych), natomiast w klimacie morskim opady w ciągu roku są rozmieszczone bardziej równomiernie

  • roczna suma opadów atmosferycznych – od 250 do 1 000 mm

podbiegunowa

60‑90°

  • w wyniku niskiej temperatury powietrza i niewielkiego parowania (retencjaretencjaretencja śnieżna i lodowa) ilość opadów jest tam niewielka

  • niewielkie maksimum opadów występuje w okresie letnim w związku ze zwiększeniem wilgotności powietrza

  • roczna suma opadów atmosferycznych poniżej 250 mm w klimacie subpolarnym do 500 mm w klimacie polarnym

R1NMxLsrUx6eK
Rozkład rocznej sumy opadów na Ziemi. Ilość opadów jest uzależniona od ilości pary wodnej zawartej w powietrzu. Ta z kolei jest związana z wysokimi temperaturami, które przyspieszają parowanie i szybkie unoszenie się powietrza.
Źródło: Wydawnictwo Edukacyjne Wiking, dostępny w internecie: zpe.gov.pl, licencja: CC BY-SA 3.0.

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

R1KrBhASTz2tP1
Ciekawostka

dobowym przebiegu opadów atmosferycznych można zauważyć pewne prawidłowości, szczególnie w strefie klimatów umiarkowanych. W głębi lądów (klimat bardziej kontynentalny) maksimum opadów występuje po południu (związane jest to z najsilniejszym rozwojem konwekcji), a minimum – nocą. Z kolei bliżej zbiorników morskich (klimat bardziej morski) maksimum opadów występuje w nocy i nad ranem (w wyniku ochładzania się wilgotnego powietrza wskutek radiacji), natomiast minimum – w godzinach popołudniowych.

Ciekawostka

Rekordy opadowe

Największy opad roczny: Czerapuńdżi (Indie): 16 319 mm (1981 r.).

Największy średni opad roczny (w okresie wieloletnim): Mt. Waialeale (Hawaje) – 11 680 mm oraz Czerapuńdżi – 11 437 mm.

Najniższe opady roczne: Arica (Chile) – średnia z 59 lat: 0,75 mm oraz Dolina Śmierci (USA) – średnia z 42 lat: 4,14 mm.

bg‑azure

4. Obieg powietrza (zakres podstawowy)

bg‑azure

4.1 Ciśnienie atmosferyczne (zakres podstawowy)

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 3Indeks dolny 4 mm Hg, a 1 mm Hg = Indeks górny 4Indeks dolny 3 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
Ciśnienie atmosferyczne maleje wraz z wysokością, gdyż zmniejsza się wówczas ciężar słupa powietrza. Największe ciśnienie występuje na poziomie morza.
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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

p z = p r z + H h

pIndeks dolny z – ciśnienie zredukowane

pIndeks dolny rz ciśnienie rzeczywiste

H – wysokość bezwzględna pomiaru

h’ – wartość stopnia barycznego

Rhr6jInpH6q5o
wysokość nad poziomem morza
  • wraz ze wzrostem wysokości następuje spadek ciśnienia atmosferycznego - stopień baryczny (różnica wysokości odpowiadająca spadkowi ciśnienia o 1 hPa) wynosi: blisko powierzchni Ziemi 8 m, na wysokości 5 km: ok. 15 m, a na wysokości 18 km: ok. 70 m
  • bliżej powierzchni Ziemi spadek ciśnienia jest większy niż na większych wysokościach, gdyż wraz z wysokością mniejsza się gęstość powietrza
, temperatura powietrza
  • wzrost temperatury powietrza powoduje zmniejszenie ciśnienia atmosferycznego, ponieważ zwiększa cię ruchliwość cząsteczek powietrza, a więc zwiększenie objętości i tym samym zmniejszenie gęstości i ciężaru
  • chłodne powietrze odznacza się większym spadkiem ciśnienia wraz z wysokością aniżeli powietrze ciepłe
, szerokość geograficzna
  • największe ciśnienie występuje w rejonie zwrotników (ok. 30° szerokości geograficznej)
  • najmniejsze ciśnienie występuje w rejonie kół podbiegunowych (ok. 65° szerokości geograficznej)
, pora roku i odległość od mórz i oceanów
  • na obszarach oddalonych od mórz i oceanów w czasie zimy ciśnienie jest wyższe, a w czasie lata - niższe
  • blisko mórz i oceanów w czasie zimy ciśnienie jest niższe, a w czasie lata - wyższe

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).

Układy baryczne

Charakterystyka i powstawanie

niż, układ niskiego ciśnienia (określany w skrócie literą N)

Jest to obszar obniżonego ciśnienia, które maleje w kierunku centrum. Powstaje on, kiedy wznoszące się ciepło (ruchy wstępujące) zmniejsza nacisk na powierzchnię. Ulega ono ochłodzeniu, osiąga temperaturę punktu rosy, skrapla się i powstają opady.

Na skutek zmniejszonego nacisku, na opisany obszar w układzie poziomym przemieszcza się powietrze z zewnątrz ku centrum układu.

wyż, układ wysokiego ciśnienia (określany w skrócie literą W)

Jest to obszar podwyższonego ciśnienia, które wzrasta w kierunku centrum. Powstaje on wtedy, kiedy nad dany obszar spływa chłodne powietrze (ruchy zstępujące) i zwiększa nacisk na powierzchnię. Ulega ono ociepleniu, zmniejsza się jego wilgotność względna, co powoduje brak zachmurzenia i brak opadów atmosferycznych.

Na skutek zwiększonego nacisku krążenie powietrza w układzie poziomym odbywa się w kierunku z centrum układu na zewnątrz.

R1CiZGSbYbLTx
Schematyczne porównanie układów niskiego i wysokiego ciśnienia
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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
Rozkład ciśnienia atmosferycznego w styczniu i lipcu
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.
Ciekawostka

Rekordy ciśnienia

Najwyższe ciśnienie zredukowane do poziomu morza: 1085,6 hPa – Tosontsengel, Mongolia, 2001 r.

Najniższe ciśnienie zredukowane do poziomu morza: 870 hPa – Tajfun Top, Guam na Pacyfiku, 1979 r.

Najniższe średnie ciśnienie na poziomie rzeczywistym: ok. 330 hPa, Mount Everest, Nepal/Chiny.

bg‑azure

4.2. Wiatr i inne ruchy powietrza atmosferycznego (zakres podstawowy)

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
Linie prądów w niżu i wyżu: a – półkula północna, b – półkula południowa
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie A. Woś, Meteorologia dla geografów, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 2000, licencja: CC BY-SA 3.0.
RfxPJRtaCYRua
Nazwa wiatru zawsze pochodzi od kierunku, z którego on wieje.
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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 zmiennelokalne.

RTkKCrgW77JcU1
Schemat. Lista elementów:
  • Nazwa kategorii: wiatry
    • Elementy należące do kategorii wiatry
    • Nazwa kategorii: stałe
      • Elementy należące do kategorii stałe
      • Nazwa kategorii: nie zmieniają swojego kierunku w ciągu roku
      • Nazwa kategorii: związane są z globalną cyrkulacją atmosferyczną
      • Nazwa kategorii: przykłady: pasaty, antypasaty, wiatry wschodnie, wiatry zachodnie
      • Koniec elementów należących do kategorii stałe
    • Nazwa kategorii: okresowo zmienne
      • Elementy należące do kategorii okresowo zmienne
      • Nazwa kategorii: zmieniają swój kierunek w cyklu rocznym lub dobowym
      • Nazwa kategorii: przykłady: monsun, bryza, wiatr zboczowy
      • Koniec elementów należących do kategorii okresowo zmienne
    • Nazwa kategorii: lokalne
      • Elementy należące do kategorii lokalne
      • Nazwa kategorii: związane są z orografią i kontrastami termicznymi podłoża
      • Nazwa kategorii: przykłady: bryza, wiatr zboczowy, fen, wiatr spływowy
      • Koniec elementów należących do kategorii lokalne
      Koniec elementów należących do kategorii wiatry
bg‑azure

4.3. Globalna cyrkulacja atmosferyczna. Wiatry stałe (zakres podstawowy)

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
Schemat globalnej cyrkulacji atmosfery
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie A. Woś, Meteorologia dla geografów, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 2000, licencja: CC BY-SA 3.0.

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.

Ciekawostka

Uzupełnieniem globalnej cyrkulacji atmosferycznej są prądy strumieniowe wiejące wokół kuli ziemskiej z ogromną szybkością w górnej troposferze między komórką Hadleya i Ferrela oraz między komórką Ferrela i komórką polarną. Wykazują one związek z pogodą w dolnej troposferze.

bg‑violet

4.4. Wiatry okresowo zmienne i lokalne (zakres rozszerzony)

Przykładem wiatru zmiennego w cyklu rocznym jest monsun, a w cyklu dobowym – bryza morskawiatry zboczowe. Ponadto do wiatrów lokalnych można zaliczyć: fenwiatr 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
Schemat powstawania monsunu
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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
Schemat powstawania bryzy dziennej
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.
RmfiVW6B4ZXNI
Schemat powstawania bryzy nocnej
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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
Schemat powstawania wiatrów zboczowych
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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
Schemat powstawania fenu
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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).

Polecenie 10

Oblicz, jaką temperaturę miała w trakcie wiatru halnego wiejącego od strony słowackiej masa powietrza w Zakopanem na wysokości ok. 900 m n.p.m., jeśli w miejscowości Podbańska położonej po południowej stronie Tatr na wysokości ok. 1000 m n.p.m., temperatura wynosiła ok. 5,0°C. Przyjmij, że grzbiet główny Tatr pomiędzy Podbańską a Zakopanem leży na wysokości ok. 2100 m n.p.m.

RbSn2AyQGv3bi
(Uzupełnij).

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
Schemat powstawania wiatru spływowego
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., licencja: CC BY-SA 3.0.

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.

bg‑violet

4.5. Masy powietrza i fronty atmosferyczne (zakres rozszerzony)

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.

R1PVjgx0ZmsZM
ze względu na region geograficzny masy powietrza arktycznego (PA) i antarktycznego (PAA)tworzą się w rejonie wyżów okołobiegunowychsą chłodne i zwykle suchemasy powietrza polarnego (PP)tworzą się szerokościach umiarkowanych, w strefie niżowejmają zróżnicowane cechy (termiczne i wilgotnościowe) w zależności od charakteru podłoża, na którym powstająmasy powietrza zwrotnikowego (PZ)tworzą się w strefie zwrotnikowej i podzwrotnikowej, w obszarze strefie wyżowejsą bardzo ciepłe, lecz ich wilgotność zależy od charakteru podłoża, na którym powstająmasy powietrza równikowego (PR)tworzą się w strefie okołorównikowej, na obszarze niskiego ciśnieniasą ciepłe i wilgotne przez cały rok, ze względu na charakter podłoża masy morskie (m)powstają nad obszarami morzami i oceanamidotyczą wszystkich mas powietrza - wg klasyfikacji geograficznej - za wyjątkiem mas powietrza równikowego: PAm (masy powietrza arktycznego morskiego), PPm (masy powietrza polarnego morskiego), PZm (masy powietrza zwrotnikowego morskiego), PAAm (masy powietrza antarktycznego morskiego)odznaczają się większą wilgotnością względną i niższą temperaturą w ciepłej porze rokumasy kontynentalne (k)powstają nad obszarami lądowymidotyczą wszystkich mas powietrza - wg klasyfikacji geograficznej - za wyjątkiem mas powietrza równikowego: PAk (masy powietrza arktycznego kontynentalnego), PPk (masy powietrza polarnego kontynentalnego), PZk (masy powietrza zwrotnikowego kontynentalnego), PAAk (masy powietrza antarktycznego kontynentalnego, słabo się wyróżniają)odznaczają się mniejszą wilgotnością względną i wyższą temperaturą w ciepłej porze roku, ze względu na temperaturę masy powietrza ciepłegosą z reguły cieplejsze od podłoża, nad które napływająpowodują wzrost temperatury na obszarze, nad który napływająmasy powietrza chłodnegosą z reguły chłodniejsze od podłoża, nad które napływająpowodują spadek temperatury na obszarze, nad który napływają

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.

RPLRxLZzsfSNV
fronty główne (klimatologiczne, geograficzne)
  • arktyczny i antarktyczny
    • oddziela masy powietrza arktycznego (antarktycznego) od polarnego,
  • polarny
    • oddziela masy powietrza polarnego od zwrotnikowego
  • zwrotnikowy
    • oddziela masy powietrza zwrotnikowego i równikowego
, fronty wtórne
  • ciepły
    • związany z przemieszczaniem powietrza ciepłego w kierunku chłodniejszego
  • zimny
    • związany z przemieszczaniem powietrza chłodnego w kierunku cieplejszego
  • zokludowany (okluzji)
    • powstały w wyniku zetknięcia dwóch frontów: ciepłego i zimnego
  • stacjonarny
    • utrzymujący się w tym samym miejscu lub przemieszczający się z bardzo małą szybkością (do 2 m/s), ewentualnie powstaje, gdy masy powietrza poruszają się równolegle do niego
RJLnTXSLhx3fC
Źródło: Englishsquare.pl sp. z o.o., oprac. na podstawie A. Woś, Meteorologia dla geografów, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 2000.
R1J1Bxv5mCcWY
Front ciepły Powstaje na styku dwóch mas powietrza wtedy, gdy powietrze ciepłe (lżejsze) przemieszcza się (z prędkością 15-20 km/h) i wślizguje się na powietrze chłodne. Wówczas ciepłe powietrze unosi się, ochładza, powstają chmury (najpierw Ci, następnie Cs i As, a bezpośrednio na froncie – Ns), a następnie opady deszczu (mało intensywne, lecz długotrwałe). Strefa frontu obejmuje zwykle około 300 km. Na mapach synoptycznych jest on oznaczany zwykle czerwoną linią z czerwonymi półkolami zwróconymi w stronę powietrza chłodniejszego. opis WCAG Front ciepły na mapach synoptycznych przedstawia się za pomocą linii z półokręgami, których wypukłości zwrócone są w kierunku przemieszczania się frontu. Źródło: Englishsquare.pl Sp. z o.o., CC BY-SA 3.0, https://creativecommons.org/licenses/by-sa/3.0/. opis WCAG Front ciepły. Źródło: Lyndon State College (Thomson Higher Education), dostępny w internecie: http://www.mojapogoda.com/leksykon-meteorologiczny/fronty-atmosferyczne.html. opis WCAG Zmiany elementów meteorologicznych podczas przechodzenia frontu ciepłego Źródło: Woś A., Zarys klimatu Polski, Wydawnictwo Naukowe UAM, Poznań 1996). Fr (Fractus) to małe, poszarpane fragmenty chmur, które zwykle znajdują się pod podstawą chmur otaczających, np. stratusów i nimbostratusów., Front chłodny Powstaje na styku dwóch mas powietrza wtedy, gdy powietrze zimne (cięższe) przemieszcza się (z prędkością 25-50 km/h) i wpływa pod powietrze ciepłe, które jest wypychane w górę. Ulega ono ochłodzeniu, powstają chmury (chmury kłębiaste: Cu i Ac, a bezpośrednio na froncie: Cb) i opady atmosferyczne (krótkie, lecz intensywne, często z wyładowaniami atmosferycznymi czy gradem). Strefa frontu obejmuje zwykle około 200 km. Na mapach synoptycznych jest on oznaczany zwykle niebieską linią z niebieskimi trójkątami (ząbkami) zwróconymi w stronę powietrza cieplejszego. opis WCAG Na mapach front chłodny zaznaczany jest linią z szeregiem trójkątów zwróconych w kierunku przemieszczania się frontu. Źródło: Englishsquare.pl Sp. z o.o., CC BY-SA 3.0, https://creativecommons.org/licenses/by-sa/3.0/. opis WCAG Front chłodny. Źródło: Lyndon State College (Thomson Higher Education), dostępny w internecie: http://www.mojapogoda.com/leksykon-meteorologiczny/fronty-atmosferyczne.html. opis WCAG Zmiany elementów meteorologicznych podczas przemieszczania się frontu chłodnego Źródło: Woś A., Zarys klimatu Polski, Wydawnictwo Naukowe UAM, Poznań 1996, Front zokludowany Powstaje wtedy, gdy front chłodny (poruszający się szybciej) dogania front ciepły. Dochodzi wtedy do ich połączenia (okluzji). Wówczas ciepłe powietrze jest wypychane w górę. Nie ma kontaktu z podłożem, natomiast dwie masy powietrza chłodnego (o podobnych cechach) stykają się na powierzchni Ziemi. Powietrze ciepłe unosi się, powstają chmury charakterystyczne zarówno dla frontu ciepłego, jak i chłodnego, a następnie długie i intensywne opady deszczu (często latem z wyładowaniami atmosferycznymi). Jest to tzw. okluzja chłodna. W przypadku gdy front chłodny będzie miał za sobą powietrze cieplejsze niż przed frontem ciepłym, który dogania, wtedy powierzchnia frontu chłodnego przemieszcza się nad powierzchnię frontu ciepłego Jest to tzw. okluzja ciepła. Na mapach synoptycznych jest on oznaczany zwykle fioletową linią z fioletowymi trójkątami i półkolami. Czasami spotyka się kolor niebiesko-czerwony. opis WCAG Okluzja frontów Źródło: Englishsquare.pl Sp. z o.o., CC BY-SA 3.0, https://creativecommons.org/licenses/by-sa/3.0/, licencja: CC BY-SA 3.0. opis WCAG opis WCAG

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.

bg‑azure

4.6. Zaburzenia cyrkulacyjne (zakres podstawowy)

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

amplituda temperatury
amplituda temperatury

różnica między najwyższą a najniższą temperaturą w ciągu doby (amplituda dobowa) lub różnica między średnią temperaturą miesiąca najcieplejszego i najchłodniejszego w ciągu roku (amplituda roczna)

jądra kondensacji
jądra kondensacji

stałe cząsteczki mikroskopijnych rozmiarów, które są zawarte w powietrzu i mają właściwości higroskopijne (pochłaniają wodę), np. kryształki soli (głównie nad oceanami i morzami), pyłki, bakterie, drobinki pleśni (nad lądami), zanieczyszczenia emitowane przez zakłady przemysłowe i środki transportu, a także zjonizowane gazy

poziomy gradient baryczny
poziomy gradient baryczny

pozioma zmiana ciśnienia atmosferycznego przypadająca na jednostkę odległości w kierunku największego spadku ciśnienia; gradient baryczny wywołuje wiatr i bezpośrednio wpływa na jego prędkość

retencja
retencja

czasowe wyłączenie wody z obiegu, np. zgromadzonej w lodowcach i lądolodach, w głębokich warstwach skalnych, jeziorach i bagnach czy organizmach żywych

satelita geostacjonarny
satelita geostacjonarny

satelita umieszczony w płaszczyźnie równika na orbicie znajdującej się na wysokości ponad 35 tysięcy km nad powierzchnią Ziemi; zachowuje on stałą pozycję nad wybranym punktem równika i obejmuje swoim zasięgiem znaczną część planety; ruch Ziemi i ruch satelity geostacjonarnego są zatem zsynchronizowane; w związku z kształtem Ziemi rejony okołobiegunowe cechuje gorsza jakość odwzorowania na zdjęciach takiego satelity

satelita meteorologiczny
satelita meteorologiczny

sztuczny satelita Ziemi umieszczony w przestrzeni kosmicznej w celu wykonywania obserwacji meteorologicznych dotyczących stanu atmosfery i powierzchni Ziemi

usłonecznienie
usłonecznienie

czas, w którym promieniowanie Słońca dochodzi bezpośrednio do powierzchni Ziemi; czynniki wpływające na usłonecznienie to długość dnia, zachmurzenie i topografia (nachylenie, ekspozycja); w skali całego globu największe usłonecznienie występuje w rejonie zwrotników