Atmosfera to gazowa powłoka otaczająca kulę ziemską, która krąży razem z nią. Stanowi ją mieszanina gazów zwana powietrzem atmosferycznym. Jest ono bezbarwne, bezwonne, bez smaku i słabo rozpuszcza się w wodzie. Skroplone powietrze przyjmuje barwę bladoniebieską, a jego gęstość jest mniejsza od gęstości wody. Masa atmosfery Ziemi koncentruje się przy jej powierzchni.

Ściśliwość gazówściśliwość gazówŚciśliwość gazów budujących atmosferę powoduje, że pod wpływem siły grawitacji gęstość powietrza atmosferycznego gwałtownie wzrasta w pobliżu powierzchni Ziemi. Osiąga tam wartość ok. 1,29 kg/m³. Zależy ona w dużej mierze od ciśnienia, temperatury i składu powietrza. Zmniejsza się w miarę wzrostu wysokości. Na wysokości 20 km wynosi tylko 87 g/m³, a na wysokości 500 km - ułamki grama. Masa powietrza atmosferycznego również maleje wraz z wysokością (0‑5 km – ok. 50%, 0‑35 km – ok. 99%, 0‑100 km – ok. 99,9997%) i podobnie zmniejsza się ciśnienie atmosferyczne.

Praatmosfera powstała ok. 4,5 mld lat temu w wyniku uwalniania gazów podczas wybuchów wulkanów, uderzeń innych ciał niebieskich i stygnięcia roztopionej materii skalnej. Składała się z wody – HIndeks dolny 2₂O, azotu – NIndeks dolny 2₂, amoniaku – NHIndeks dolny 3₃, metanu – CHIndeks dolny 4₄, wodoru – HIndeks dolny 2₂, dwutlenku siarki – SOIndeks dolny 2₂, tlenku węgla – CO i dwutlenku węgla – COIndeks dolny 2₂. Była ona wówczas beztlenowa. Wolny tlen pojawił się później, dzięki następującym procesom:

• fotodysocjacji, czyli rozpadowi wody na jony wodoru i tlenu pod wpływem promieni UV:

  • jony te łączyły się ponownie, chyba że proces ten nastąpił w górnych warstwach atmosfery – wówczas małe i lekkie atomy wodoru uciekały w przestrzeń kosmiczną,

  • proces ten zachodzi bardzo wolno i gdyby był on jedynym, to potrzeba by ok. 26 mld lat do uzyskania obecnego składu atmosfery,

• fotosyntezie odbywającej się przy współudziale bakterii beztlenowych, sinic i glonów w oceanach:

  • polega na rozszczepianiu cząsteczek wody przy udziale promieni słonecznych i zamianie COIndeks dolny 2₂ na związki organiczne,

  • jest o wiele bardziej efektywna.

Nadmiar tlenu zbierał się w atmosferze, gdzie przy udziale Słońca przemieniał się w ozon (OIndeks dolny 3₃). Ilość tlenu systematycznie wzrastała. Lekkie gazy zostały „zdmuchnięte” w przestrzeń kosmiczną przez wiatr słoneczny, pozostawiając – oprócz tlenu – głównie NIndeks dolny 2₂ i COIndeks dolny 2₂. Ze względu na dużą zawartość ostatniego z nich miał miejsce efekt cieplarniany.

Składniki atmosfery można podzielić na stałe i zmienne.

Do składników stałych zaliczamy: azot, tlen i niektóre gazy szlachetne (głównie argon). Do wysokości ok. 80–100 km ich stężenia są niezmienne ze względu na intensywne mieszanie się powietrza w kierunku pionowym, co uniemożliwia także zróżnicowanie warstwowe gazów wynikające z ich ciężaru właściwego. Natomiast powyżej 80–100 km ubywa tlenu cząsteczkowego (OIndeks dolny 2₂), do czego przyczynia się intensywne promieniowanie UV – znajduje się tam wyłącznie tlen w postaci atomowej. W wyniku różnicy gęstości gazów na wysokości 1000–2000 km głównym gazem jest hel, natomiast powyżej 2000 km większość stanowi wodór.

Do składników zmiennych powietrza należą gazy (para wodna, dwutlenek węgla, tlenki siarki i azotu, ozon i inne), a także aerozole. Ich zawartość jest kształtowana przez procesy naturalne i antropogeniczne.

W tabeli przedstawiono charakterystykę warstw atmosfery. Należy ją czytać od dołu.

Ruchy naszej planety oraz związane z nimi ruchy płynnej materii wewnątrz niej powodują powstawanie pola magnetycznego. Na jego natężenie ma wpływ aktywność Słońca. Obszar, w którym silnie oddziałuje pole magnetyczne, nazywany jest magnetosferą. Chroni ona Ziemię przed szkodliwymi cząstkami wiatru słonecznego. Cząstki te nazywa się wiatrem słonecznym. Stanowią go silnie naładowane cząstki elektryczne, które pochodzą od Słońca. Przemieszczają się one z prędkością ok. 300–800 km/s. Wiatr słoneczny powoduje, że magnetosfera jest asymetryczna – spłaszczona od strony Słońca i rozciągnięta w przeciwnym kierunku (przypomina kroplę). Pułapką dla cząstek wiatru są pasy Van Allena.

RjplxVw5F0UkR

Zdjęcie przedstawia wiatr słoneczny i magnetosferę. Z lewej strony znajduje się Słońce. Od niego odchodzą poziome kreski oznaczające wiatr słoneczny. Napotykają one na pasy Van Allena. Od strony Słońca mają kształt półokręgu. Następnie znajduje się Ziemia. Za nią drugie pasy Van Allena o wydłużonym kształcie.

Cząstki wiatru słonecznego, które dotarły do jonosfery, zderzają się z innymi atomami i cząsteczkami (głównie azotu i tlenu). Obserwuje się wówczas zjawisko zorzy polarnej. Powstaje ona na różnych wysokościach: od 70 do nawet 1000 km. Kolor zorzy zależy od wysokości, na której występuje to zjawisko, a także od tego, jaki gaz został wzbudzony przez cząstki energii docierające ze Słońca. Na przykład tlen świeci w odcieniach czerwieni i zieleni, azot – czerwieni i purpury, a wodór i hel – na niebiesko i fioletowo. Barwa żółta jest natomiast efektem zmieszania się zieleni i czerwieni. Zjawisko zorzy polarnej jest najlepiej widoczne zimą na obszarach okołobiegunowych, gdyż tam zbiegają się linie pola magnetycznego.

Pole magnetyczne ma wpływ na kierunek minerałów w skałach (układ minerałów zgodny z jego liniami).

Rpsu7yj238F7M

Zdjęcie przedstawia zorzę polarną. Na pierwszym planie znajduje się płaski teren z pojedynczymi choinkami pokryty śniegiem. W tle znajdują się zarośla. Na niebie tworzy się zorza polarna.

Klimat – charakterystyczny dla danego obszaru zespół warunków pogodowych, określonych na podstawie wieloletnich obserwacji (minimum przez 30 lat). Nauką geograficzną zajmującą się badaniem klimatu jest klimatologia.

Zróżnicowanie klimatyczne Ziemi spowodowane jest przez zespół czynników geograficznych oraz przez szereg procesów meteorologicznych.

Szerokość geograficzna

Jest to główny czynnik strefowy. Decyduje o strefowości klimatycznej. Od szerokości zależy bowiem wysokość Słońca nad horyzontem wpływająca na ilość docierającego promieniowania słonecznego, rozkład temperatury powietrza na kuli ziemskiej, występowanie pór roku oraz długość trwania dnia i nocy. Zależy od niej także układ globalnej cyrkulacji atmosfery. Wraz z jej wzrostem:

• maleje średnia roczna temperatura powietrza,

• rośnie średnia roczna amplituda temperatury powietrza,

• maleje roczna suma opadów atmosferycznych.

Rzeźba terenu i wysokość nad poziomem morza

Wraz ze wzrostem wysokości spada temperatura powietrza (o ok. 0,6°C/100 m, choć w dolinach i kotlinach śródgórskich często obserwuje się inwersję termicznąinwersja termicznainwersję termiczną) i ciśnienie atmosferyczne (o ok. 1 hPa/8–9 m), zmniejsza się zawartość pary wodnej w atmosferze i zwiększa prędkość wiatru (choć w dolinach i kotlinach – słabnie). W górach występuje ponadto znaczna ilość opadów rocznych – zwłaszcza po stronie dowietrznej (choć w wyższych partiach gór może wystąpić inwersja opadowainwersja opadowainwersja opadowa), wzrost częstotliwości opadów śnieżnych i stosunkowo długi okres zalegania pokrywy śnieżnej.

Na stokach dowietrznych suma opadów atmosferycznych jest większa niż na zawietrznych. Obserwuje się nierównomierne nagrzewanie się stoków oraz zboczy w dolinach i kotlinach śródgórskich w zależności od ekspozycji względem stron świata. Na półkuli północnej stoki o ekspozycji południowej są cieplejsze niż stoki o ekspozycji północnej. Na półkuli południowej jest na odwrót.

RiuD6ZsT7U0l7

Grafika przedstawia intensywność promieniowania. Z lewej strony jest słońce. Od strony południowej, z lewej strony ilustracji, znajduje się płaski teren. Dociera do niego 100% promieniowania. Następnie teren się podnosi. U podnóża promieniowanie wynosi 120% a na szczycie 150%. Po drugiej stronie stoku, od strony północnej, promieniowanie wynosi 60%.

W zależności od rozległości, przebiegu oraz wysokości względnych, łańcuchy górskie  mogą ułatwiać bądź utrudniać przemieszczanie się mas powietrza.

Rozkład lądów i mórz

Ma wpływ na występowanie kontynentalnych i morskich cech klimatu. Latem obszary lądowe są cieplejsze niż zbiorniki wodne (szybciej się nagrzewają). Kontynentalne masy powietrza zalegające lub przemieszczające się nad rozległymi obszarami lądowymi są bardziej suche niż morskie masy powietrza nad dużymi obszarami oceanów. W związku z tym im dalej w głąb lądu (klimat nabiera wówczas cech bardziej kontynentalnych), tym wyższa roczna amplituda temperaturyamplituda temperaturyamplituda temperatury powietrza. Ponadto im bliżej zbiorników wodnych (klimat nabiera wówczas cech bardziej morskich), tym większa wilgotność i większe opady atmosferyczne.

Czynnik ten powoduje także powstawanie ośrodków barycznych i wiatrów sezonowo i dobowo zmiennych (monsunów, bryzy).

Prądy morskie

Ciepłe prądy morskie, gdy dopłyną zimą do obszarów lądowych w wyższych szerokościach geograficznych, są przyczyną wysokich opadów i często podwyższonej temperatury powietrza w stosunku do pozostałych części lądu. Dla przykładu ciepły Prąd Zatokowy powoduje ocieplenie Europy Zachodniej i zwiększone opady atmosferyczne.

Zimne prądy morskie, gdy dopłyną do obszarów lądowych w niższych szerokościach geograficznych, zmniejszają ilość opadów, ochładzają wybrzeża oraz sprzyjają powstawaniu mgieł. Dla przykładu zimny Prąd Peruwiański przyczynia się do ochładzania i wysuszania wybrzeży w Chile i Peru.

Pokrycie terenu

Działalność człowieka (antropogeniczne czynniki klimatu)

Gospodarcza działalność człowieka i rozwój motoryzacji powodują emisję zanieczyszczeń do atmosfery oraz zmianę jej składu chemicznego. Większa liczba jąder kondensacji powoduje rozwój chmur, mgieł i wzrost opadów, a zwiększona emisja gazów cieplarnianych wpływa na wzrost temperatury powietrza.

Poprzez tworzenie rozległych obszarów miejskich zmieniane są sposoby zagospodarowania i użytkowania terenu, a tym samym – cechy podłoża. W miastach tworzą się specyficzne klimaty miejskie.

Obieg ciepła

Jedynym źródłem docierającej do powierzchni Ziemi energii cieplnej jest promieniowanie słoneczne. Jego część jest odbijana, a część pochłaniania przez Ziemię w postaci promieniowania krótkofalowego. Ogrzewając się, planeta oddaje ciepło do atmosfery.

Ilość promieniowania słonecznego w poszczególnych częściach kuli ziemskiej zależy od usłonecznienia, czyli czasu bezpośredniej operacji Słońca, a także od szerokości geograficznej. Zmienia się wówczas oświetlenie Ziemi, różna jest wysokość Słońca nad horyzontem w różnych porach roku, a w związku z tym także długość dnia i nocy. Jednocześnie pewna część promieniowania zostaje odbita przez powierzchnię Ziemi. Miarą pozwalającą określić stosunek ilości promieniowania odbitego od powierzchni Ziemi do ilości promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni jest tzw. albedo.

Cyrkulacja powietrza

Krążenie powietrza atmosferycznego odbywa się zarówno w kierunku poziomym, jak i pionowym. Z cyrkulacją powietrza związany jest też przebieg wiatrów stałych (pasatów, wiatrów wschodnich i zachodnich), prądów powietrza (antypasatów) oraz wiatrów lokalnych (fenów, monsunów, bryz, cyklonów).

Obieg wilgoci

Jest to zamknięty cykl procesów parowania, transpiracji, tworzenia się chmur, powstawania opadów atmosferycznych, spływu powierzchniowego, a także wsiąkania wody w podłoże.

Najbardziej znana w Polsce jest klasyfikacja klimatów Wincentego Okołowicza. Kryteriami, o które jest ona oparta, są: rozkład opadów atmosferycznych w ciągu roku, wartość i przebieg temperatury powietrza oraz przystosowanie zespołów roślinnych do cech panującego klimatu. Wyróżnia ona następujące strefy klimatyczne: jedną równikową, dwie zwrotnikowe, dwie podzwrotnikowe, dwie umiarkowane oraz dwie okołobiegunowe. Strefy umiarkowane zostały podzielone na grupę klimatów ciepłych (w niższych szerokościach geograficznych) oraz grupę klimatów chłodnych (w wyższych szerokościach geograficznych).

RIknn68a6VFUk

Mapa świata przedstawia strefy klimatyczne. Strefa klimatu równikowego występuje w okolicy równika, do połowy Afryki i wybrzeży Azji na północy oraz do zwrotnika Koziorożca na południu. Strefa klimatów zwrotnikowych występuje na północy do równoleżnika 30 stopni a na południu do równoleżnika 30 stopni i dalej. Strefa klimatów podzwrotnikowych występuje na północy w pasie obejmującym Morze Śródziemne a na południu w wąskim pasie poniżej równoleżnika 30 stopni. Strefa klimatów umiarkowanych występuje na północy do koła podbiegunowego północnego a na południu obejmuje południową część Ameryki Południowej i południową Nową Zelandię. Strefa klimatów okołobiegunowych występuje na północy za kołem podbiegunowym północnym a na południu jeszcze przed równoleżnikiem 60 stopni.

Przebieg poszczególnych stref i wewnętrzne ich zróżnicowanie jest modyfikowane przez inne czynniki. Są one podstawą do wyznaczenia typów klimatów:

• w strefie klimatów równikowych i zwrotnikowych: wilgotny, suchy, wybitnie wilgotny, skrajnie (wybitnie) suchy czy pośredni (o własnych, wyróżniających się cechach, innych niż w klimatach wilgotnych i suchych). Dodatkowo w strefie równikowej wydzielono klimat podrównikowy: suchy i wilgotny;

• w strefie klimatów podzwrotnikowych i umiarkowanych: morski, kontynentalny i przejściowy (o właściwościach stopniowo przechodzących z klimatu morskiego w kontynentalny);

• w strefie klimatów okołobiegunowych: polarny (średnia temperatura powietrza najcieplejszego miesiąca jest mniejsza niż 0°C) i subpolarny (średnia temperatura powietrza najcieplejszego miesiąca jest większa niż 0°C).

Charakterystyka szczegółowa tego zagadnienia znajduje się na następnej stronie (grafika interaktywna).

Swoistym klimatem odznaczają się obszary górskie oraz obszary będące w zasięgu oddziaływania monsunów.

Klimat astrefowy	Charakterystyka
górski	Poszczególne elementy klimatu i pogody nie zmieniają się wraz z szerokością geograficzną, ale z wysokością nad poziomem morza: spadek temperatury powietrza (o ok. 0,6°C na 100 m) wraz z wysokością, jednakże w niektórych częściach (np. w dolinach i kotlinach) zachodzi często inwersja termiczna, spadek ciśnienia atmosferycznego (o ok. 11,5 hPa na 100 m) wraz z wysokością, spadek wilgotności bezwzględnej wraz z wysokością, choć jednocześnie wilgotność względna przyjmuje wartości bardzo wysokie, przy niższych niż na nizinach temperaturach powietrza łatwiej jest osiągnąć w atmosferze stan nasycenia, czego skutkiem jest powstawanie chmur, wzrost ilości opadów wraz z wysokością, ale najwyższe partie gór, które znajdują się powyżej poziomu chmur, odznaczają się inwersją opadową, wzrost natężenia promieniowania słonecznego wraz z wysokością, wzrost prędkości wiatru z wysokością, występowanie fenu, wiatrów zboczowych i tunelowych, zależność nasłonecznienia od ekspozycji stoków i układu łańcuchów górskich, duża zmienność pogody, piętrowość klimatyczna – poszczególne pasma stanowią naturalne granice typów klimatu (w zależności od szerokości geograficznej granice te przebiegają na różnych wysokościach). RUTNwMK9Q4fd8 Grafika przedstawia piętra klimatyczno roślinne w górach. W Górach Skandynawskich występuje pogórze z lasem liściastym, piętro górskie z lasem iglastym, od 2000 metrów występuje piętro alpejskie z trawami, do 3000 metrów występuje piętro subniwalne i niwalne ze skałami i turniami. W Alpach występuje pogórze z lasem liściastym, piętro górskie z lasem mieszanym i z kosodrzewiną, Od około 2000 metrów występuje piętro alpejskie z trawami. Od 3000 metrów występuje piętro subniwalne ze skałami i turniami a potem piętro niwalne z lodowcami i wiecznymi śniegami przekraczające 4000 metrów. W Himalajach do 2000 metrów występuje pogórze z wilgotnym lasem monsunowym, piętro górskie z lasem mieszanym i z lasem iglastym do 4000 metrów. Do 5000 metrów występuje piętro alpejskie z trawami. Do 6000 metrów występuje piętro subniwalne ze skałami i turniami. Do ponad 8000 metrów występuje piętro niwalne z lodowcami i wiecznymi śniegami. R14KXB3yhMXEg Grafika przedstawia piętra klimatyczne w Tatrach. Od 1000 występuje piętro umiarkowanie chłodne od 4 do 6 stopni Celsjusza. Następnie do około 1500 metrów występuje piętro chłodne od 2 do 4 stopni Celsjusza. Do 2000 metrów piętro bardzo chłodne od 0 do 2 stopni Celsjusza. Do około 2400 metrów piętro umiarkowanie zimne od minus 2 do 0 stopni Celsjusza. Do 2500 metrów piętro zimne od minus 4 do minus 2 stopni Celsjusza. Na stoku południowym granice między piętrami przebiegają wyżej niż na stoku północnym.
monsunowy	występowanie w zasięgu cyrkulacji monsunowej, dwie pory roku: ciepła (z nawalnymi opadami, kiedy napływa ciepłe i wilgotne powietrze znad oceanu) i zimna (sucha, kiedy napływa chłodne i suche powietrze z wnętrza lądu).

Makroklimat jest charakterystyczny dla dużych obszarów. Reprezentuje zespół cech klimatycznych w dużej skali przestrzennej, strefy klimatycznej, kontynentu, czasem kraju. Zmiany elementów klimatu w tej skali są powiązane głównie ze zmianami szerokości geograficznej.

Mezoklimat, określany też jako klimat lokalny, to klimat charakterystyczny dla niewielkiego regionu geograficznego, cechujący się wewnętrzną jednorodnością oraz odrębnością w stosunku do warunków klimatycznych obszarów sąsiednich. Kształtuje się on pod wpływem rzeźby terenu, roślinności, podłoża czy wód powierzchniowych i obejmuje zróżnicowane jednostki geograficzne, np. dolinę rzeczną, pasmo wzgórz, kompleks leśny, dużą powierzchnia wodną, miasto czy osiedle. Czasem w obrębie mezoklimatu (klimatu lokalnego) wyróżniane są mniejsze powierzchnie nazywane topoklimatami o zróżnicowanych charakterystykach meteorologicznych wynikających z położenia. Przykładem są np. stoki północne i południowe wzniesienia różniące się dopływem energii promieniowania słonecznego albo zbocza i dno doliny rzecznej o różnych warunkach wilgotnościowych.

RWFJbUdOWeS3v

Grafika przedstawia miejską wyspę ciepła. Rzeka przebiega z północnego zachodu na południowy wschód. W lutym 2007 roku temperatura wynosiła około minus 0,6 stopnia Celsjusza w miejskiej wyspie ciepła. Im dalej, tym zimniej. W sierpniu 2007 roku temperatura wynosiła około 22 stopni Celsjusza w miejskiej wyspie ciepła. Im dalej, tym zimniej.

R1EhLIqVN1mgV

Grafika przedstawia wysokie budynki i wiatry. Z lewej strony znajduje się wysoki budynek a z prawej jeszcze wyższy. Wiatr wieje od niższego do wyższego budynku. Wiatr owiewa górą niższy budynek i zakręca za nim. Wiatr owiewa wyższy budynek oraz ześlizguje się po ścianie skierowanej pod kierunek wiatru. Bezpośrednio za niższym budynkiem oraz po bokach wyższego tworzą się obszary silnych wiatrów.

Mikroklimat odzwierciedla lokalne oddziaływania elementów środowiska na warunki atmosferyczne w skali mikro. Przykładem może być:

• zróżnicowanie klimatyczne pięter leśnych pozwalające na wyróżnienie mikroklimatu koron drzew albo runa leśnego w klimacie lasu,

• poszczególne części obszaru leśnego, np. granica lasu i łąki, teren o mniejszej gęstości drzew, zagajnik itp.

• określona strona budynku lub dane pomieszczenie.

Słownik