Ciepło

Ciepłem nazywamy przekazywanie energii chaotycznego ruchu cząstek. Dociera do powierzchni Ziemi w wyniku promieniowania. Wymiana ciepła (energii) odbywa się na trzy sposoby: przez promieniowanie, przewodzenie oraz unoszenie.

Promieniowanie to zjawisko wysyłania fal elektromagnetycznych, a przewodzenie jest procesem wymiany ciepła między ciałami o różnej temperaturze, które są ze sobą w bezpośrednim kontakcie. Unoszenie to transport ku górze ogrzanego powietrza. Głównym źródłem ciepła dla troposfery jest nagrzana powierzchnia Ziemi.

Promieniowanie a ciepło

Promieniowanie polega na przekazywaniu energii od jednego ciała do drugiego, bez udziału ośrodka materialnego wypełniającego przestrzeń między tymi ciałami. Źródłami promieniowania cieplnego są wszystkie ciała, których temperatura jest wyższa od zera bezwzględnego (0 K). Z meteorologicznego punktu widzenia najważniejszymi źródłami promieniowania są: Słońce, Ziemia i atmosfera ziemska. Wymiana energii drogą promieniowania między Słońcem, powierzchnią Ziemi i atmosferą w decydującym stopniu kształtuje klimat Ziemi.

RBIwX9rqffPm2

Ilustracja przedstawia schemat bilansu promieniowania cieplnego. Od góry ilustracji fragment przestrzeni kosmicznej, poniżej niebo i słońce. Na dole pagórki i drzewa. Strzałkami zilustrowano bilans. Po lewej stronie: ze 100 procent promieniowania słonecznego krótkofalowego 53 procent dociera do powierzchni Ziemi. 14 procent jest pochłaniane przez atmosferę, 3 procent przez chmury, 6 procent odbite od atmosfery, 20 procent odbite od chmur, 4 procent odbite od powierzchni Ziemi. Po prawej stronie zilustrowano, co dzieje się z 53 procentami ciepła odbitego od powierzchni Ziemi. I tak: 23 procent to wypromieniowanie długofalowe z powierzchni Ziemi, z czego 17 procent jest pochłonięte przez atmosferę, a 6 procent ucieka w przestrzeń kosmiczną. 7 procent to wymiana ciepła na drodze konwekcji i turbulencji, z czego 38 procent z atmosfery idzie w przestrzeń kosmiczną. 23 procent to utajone ciepło parowania i kondensacji, z czego 26 procent z chmur zostaje wypromieniowane w przestrzeń kosmiczną.

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.

Energię promieniowania całkowitego (bezpośredniego i rozproszonego) nazywamy nasłonecznieniem lub insolacją. Nasłonecznienie jest najważniejszą przyczyną nagrzewania się powierzchni Ziemi. Część energii docierająca do powierzchni Ziemi w procesie nasłonecznienia uczestniczy w procesie jej nagrzewania. Zostaje pochłonięta i zamieniona w ciepło. Pozostała energia odbija się od powierzchni Ziemi i nie bierze udziału w nagrzewaniu.

R1RjLC4O0r0QI

Schemat przedstawia rodzaje promieniowania słonecznego docierającego do Ziemi. Słońce wyobrażone jest za pomocą żółtego koła z promieniami, powierzchnię Ziemi zaznaczono kolorem zielonym. Ustawiony pod kątem ostrym w stosunku do niej znajduje się drugi, brązowy odcinek, pod którym widnieje półkolista strzałka z napisem kąt nachylenia powierzchni terenu. Od Słońca do Ziemi wędrują proste, ciągłe strzałki podpisane jako promieniowanie bezpośrednie. Od punktu, gdzie stykają się z ziemią biegną strzałki oznaczone linią przerywaną aż do odcinka symbolizującego powierzchnię terenu. Podpisane są jako promieniowanie odbite. Do powierzchni terenu wędrują również promieniście ułożone strzałki oznaczone linią przerywaną. Są podpisane jako promieniowanie rozproszone.

Atmosfera absorbuje niemal w całości podczerwone promieniowanie powierzchni Ziemi. Absorbując promieniowanie głównie Ziemi i Słońca oraz ogrzewając się przez wymianę ciepła z podłożem, atmosfera staje się ponowną przyczyną promieniowania długofalowego (cieplnego), które rozchodzi się we wszystkich kierunkach.

Do czynników decydujących o wielkości promieniowania całkowitego docierającego do powierzchni lądów i mórz należą m.in.:

• wysokość Słońca nad horyzontem zależna od szerokości geograficznej – różnice w dopływie promieniowania na różnych szerokościach geograficznych skutkują powstaniem stref oświetlenia Ziemi,

• czas oświetlenia (insolacja), będący skutkiem ruchu obrotowego Ziemi i zmieniający się w zależności od szerokości geograficznej,

• wysokość nad poziomem morza,

• ukształtowanie terenu,

• pokrycie terenu wpływające na albedoAlbedoalbedo.

Procesy wymiany ciepła w atmosferze

Powierzchnia Ziemi jest najważniejszym odbiornikiem promieniowania słonecznego. Atmosfera przez absorbowanie promieniowania słonecznego ogrzewa się w  minimalnym stopniu. Rozchodzenie się ciepła jest zjawiskiem nieodwracalnym, w którym zachodzi samorzutne wyrównywanie się różnic temperatury.

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

Najbardziej wydajne jest turbulencyjne przemieszczanie się ciepła związane z ruchem w atmosferze. Turbulencja powoduje nie tylko przenoszenie ciepła, ale również masy. W wyniku turbulencji odbywa się transport ciepła od powierzchni Ziemi ku wyższym warstwom atmosfery. Natomiast mechanizm tzw. ogólnej cyrkulacji atmosfery i oceanów przenosi ciepło w postaci energii wewnętrznej i utajonej w parze wodnej ku wyższym szerokościom geograficznym. Także w jej wyniku tworzą się niebezpieczne zjawiska atmosferyczne, np. tornada. Proces transferu ciepła w wyniku poziomych ruchów powietrza lub wody nazywamy adwekcją termiczną. Strefa równikowa jest zasadniczym źródłem ciepła dla adwekcji atmosferycznej i oceanicznej.

Cykl przemian energii od krótkofalowego promieniowania Słońca do długofalowego promieniowania Ziemi stanowi źródło energii dla licznych procesów atmosferycznych, których przejawami są różne zjawiska pogodowe. Wymiana ciepła odbywa się w atmosferze także poprzez konwekcję.konwekcjakonwekcję. Konwekcja termiczna tworzy się przy nierównomiernym nagrzaniu się powietrza nad podłożem o zróżnicowanych miejscowo temperaturach. Ma przebieg dobowy, związany z dobowymi zmianami równowagi atmosfery. Maksymalny rozwój konwekcji obserwuje się w godzinach okołopołudniowych, gdy temperatura podłoża i dolnych warstw powietrza jest najwyższa.

ReBgFKzvQfrPq

Fotografia przedstawia rozległy akwen wodny, na którym widać płynącą motorówkę. Nad nim na niebie duże białe chmury o stożkowatym kształcie.

Wymiana ciepła przez przewodzenie ma miejsce wtedy, kiedy występuje różnica temperatur w danym ośrodku lub w sąsiadujących ośrodkach. Do tej formy przenoszenia energii dochodzi głównie w ciałach stałych, dominuje ona w glebie.

Bilans cieplny Ziemi i jego składowe

Bilans cieplny Ziemi jest powiązany z bilansem promieniowania. Przyjmuje się, że w skali globalnej w długim okresie (tzw. wieloleciu) jest on zrównoważony, ponieważ nasza planeta emituje taką ilość promieniowania, jaką otrzymuje.

R1KpAGU01TkfO

Schemat przedstawia bilans cieplny Ziemi. Ziemia przedstawiona jest jako brązowa powierzchnia, nad nią znajduje się błękitne niebo oraz chmury. Do powierzchni Ziemi biegnie bardzo gruba, żółta strzałka podpisana jako promienie słoneczne krótkofalowe. Na szczycie strzałki widnieje napis 100%, a przy samej powierzchni Ziemi - 53%. Biegnie od niej w prawo cienka, żółta strzałka podpisana: odbite od atmosfery, a od niej w górę strzałka napisem: ucieczka w przestrzeń kosmiczną – 6%. Poniżej znajduje się kolejna wąska strzałka z napisem: pochłonięte przez chmury – 3%. W lewą stronę z kolei biegnie strzałka z napisem: pochłonięte przez atmosferę – 14%. Niżej w stronę chmur odchodzi żółta strzałka, a od chmur strzałka z napisem: odbite od chmur – 20%. Obok od ziemi biegnie w górę żółta strzałka z napisem: odbite od powierzchni Ziemi – 4%. Od Ziemi z kolei biegnie w górę czerwona strzałka z napisem: wypromieniowanie długofalowe z powierzchni ziemi - 23%; od niej w bok biegnie strzałka z adnotacją: pochłonięte przez atmosferę - 17%. Na samym szczycie strzałki widnieje napis: ucieczka w przestrzeń kosmiczną – 6%. Obok znajduje się mniejsza strzałka skierowana w górę w kolorze czerwono - niebieskim z napisem: utajone ciepło parowania i kondensacji - 23%. Od chmury znajdującej się na niebie biegnie w górę niebieska strzałka z napisem: wypromieniowanie długofalowe z chmur - 26%. Kolejna czerwono - niebieska strzałka w kształcie fali biegnie od Ziemi w górę. Jest podpisana jako: wymiana ciepła na drodze konwekcji i turbulencji - 7%. Od nieba w górę prowadzi strzałka z napisem: wypromieniowanie długofalowe z atmosfery - 38%.

Głównymi składnikami bilansu cieplnego Ziemi są:

• krótkofalowe promieniowanie całkowite będące sumą promieniowania bezpośredniego, które poprzez atmosferę dociera do powierzchni Ziemi w postaci wiązki promieni równoległych oraz promieniowania rozproszonego, w przypadku którego następuje zmiana kierunku promieni słonecznych wskutek załamania w niejednorodnym optycznie środowisku.

• promieniowanie odbite od powierzchni Ziemi i chmur, zmniejszające ładunek energii docierający do powierzchni Ziemi; ta część promieniowania słonecznego, która podlega odbiciu i nie uczestniczy w żadnych procesach atmosferycznych, jest nazywana albedoAlbedoalbedo Ziemi i wynosi średnio 30% - najwięcej promieniowania odbijają chmury i polarne czapy lodowe;

• promieniowanie pochłonięte przez atmosferę i powierzchnię Ziemi  będące różnicą pomiędzy promieniowaniem całkowitym a odbitym;

• długofalowe promieniowanie powierzchni Ziemi (wypromieniowywanie) powodujące oddawanie otoczeniu części energii uzyskanej od Słońca w postaci energii cieplnej;

• wymiana ciepła między podłożem a atmosferą odbywająca się wskutek przemian fazowych wody (ewapotranspiracja oraz konwekcji).

Albedo

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

R93IUam1HcfFW

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

W rzeczywistości bilans cieplny Ziemi nie zawsze jest zrównoważony. Pochłanianie energii przez atmosferę, oceany i lądy jest bowiem zróżnicowane ze względu na różną pojemność cieplną. Z tego względu przez pewien czas Ziemia może się znajdować w energetycznej nierównowadze i emitować więcej energii, niż do niej dociera. Tę różnicę częściowo pokrywa ciepło pochodzące z wnętrza Ziemi. Bilans promieniowania może ulec zmianie także ze względu na czynniki wpływające na ilość ciepła traconego i zatrzymywanego. Należą do nich m.in. zmiany w ziemskim albedo (np. zmiany wielkości powierzchni pokrytej lodem, wodą, pustyniami czy lasami), czynniki naturalne (np. erupcje wulkanów), zachmurzenie lub nachylenie i ekspozycja dużych obszarów lądowych. Nikt też chyba nie wątpi, że czynnikiem wywołującym zmiany w bilansie cieplnym Ziemi jest działalność człowieka, która prowadzi do zmiany koncentracji gazów szklarniowych i pogłębienia efektu cieplarnianego.

RiirXT48re8K7

Schemat przedstawia wpływ ekspozycji i nachylenia stoku na wielkość dopływu bezpośredniego promieniowania słonecznego. Są na nim cztery wzniesienia: A – stok stromy eksponowany na bezpośrednie promieniowanie słoneczne – duży kąt padania promieni słonecznych opisany jako alfa. Promienie słoneczne zobrazowane jako trzy strzałki padają na powierzchnię stoku pod kątem prostym; duży dopływ energii promieniowania słonecznego, intensywne ogrzewanie powierzchni; B – stok stromy, zacieniony – brak dopływu bezpośredniego promieniowania słonecznego na jego powierzchnię; C – stok eksponowany na bezpośrednie promieniowanie słoneczne o mniejszym nachyleniu powierzchni niż w A – mniejszy kąt padania promieni słonecznych opisany jako beta. Promienie słoneczne zobrazowane jako trzy strzałki padają na powierzchnię stoku pod kątem ostrym; mniejszy dopływ energii promieniowania słonecznego, mniej intensywne ogrzewanie powierzchni niż w A; D – płaska powierzchnia terenu – najmniejszy kąt padania promieni słonecznych opisany jako gamma; Promienie słoneczne zobrazowanej jako trzy strzałki padają na powierzchnię stoku pod kątem bardzo ostrym; mniejszy dopływ energii promieniowania słonecznego i mniej intensywne ogrzewanie powierzchni niż w A i C.

Temperatura powietrza

Temperatura powietrza jest jednym z najważniejszych elementów pogody. Jej pomiarów dokonuje się systematycznie na stacjach i posterunkach meteorologicznych. Wyróżniamy następujące temperatury:

• aktualną;

• średnią dobową – wartość wyliczana na podstawie średniej arytmetycznej z maksymalnej i minimalnej wartości temperatury w ciągu doby oraz z godzin 7:00 i 19:00;

• średnią miesięczną – wartość wyliczana na podstawie średniej arytmetycznej dobowej temperatury powietrza wszystkich dni w miesiącu;

• średnią roczną – wartość wyliczana na podstawie średniej arytmetycznej średnich miesięcznych wartości temperatur powietrza we wszystkich miesiącach w roku;

• dobową amplitudę temperatury powietrza – różnica między maksymalną a minimalną temperaturą w ciągu doby;

• roczną amplitudę temperatury powietrza – różnica między średnią temperaturą najcieplejszego i najchłodniejszego miesiąca.

Czynniki wpływające na rozkład temperatury powietrza na Ziemi.

Temperatura powietrza ulega zmianom w cyklu dobowym i rocznym. Jest to odzwierciedlenie zmian występujących w dopływie promieniowania słonecznego, w wyniku którego zmienia się temperatura powietrza. W przebiegu dobowym minimum temperatury obserwuje się tuż przed wschodem Słońca, maksimum – około godziny 14–15 czasu słonecznego.

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.

Na zmiany temperatury i jej rozkład wpływają następujące czynniki.

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.

Średnie temperatury - galeria map

RsZ5Rytqkoc4z

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

RssJHorVBo1RC

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

RIjKoWgYkHT2a

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

RLLGEA7TJ2C3V

Film nawiązujący do treści materiału - dotyczy amplitudy temperatury na ziemi.

Film nawiązujący do treści materiału - dotyczy amplitudy temperatury na ziemi.

Film dostępny pod adresem /preview/resource/RLLGEA7TJ2C3V

Film nawiązujący do treści materiału - dotyczy amplitudy temperatury na ziemi.

Inwersja temperatury

InwersjainwersjaInwersja temperatury to zjawisko, w którym temperatura powietrza rośnie wraz z wysokością. Z takim zjawiskiem można spotkać się przy powierzchni ziemi (inwersje przypowierzchniowe, niskie), a także w troposferze (inwersje górne).

R18IcetGNfskt

Ilustracja przedstawia krzywą na wykresie zależności wysokości od temperatury. Na osi Y są wartości od zera do 7 kilometrów, na osi X od minus 30 do 60 stopni Celsjusza. Na wysokości 2 kilometrów jest pozioma do osi X warstwa inwersyjna. Ma grubość 0,5 kilometra. Na dole wykresu między 20 a 30 stopni Celsjusza są strzałki skierowane w górę do szarych gęstych chmur. Chmury sięgają do poziomu 2 kilometrów, czyli do warstwy inwersyjnej. Nieco dalej w przedziale temperatur od 50 do 60 stopni są trzy strzałki skierowane w górę, nad nimi jest biała, niewielka chmura. Chmura jest nieco poniżej warstwy inwersyjnej. Na wykresie jest krzywa. Rozpoczyna się w punkcie o wartości 18 stopni Celsjusza na wysokości zero metrów, następnie biegnie w lewo do wartości zera stopni na wysokości 2 kilometrów.Tu załamuje się i na końcu warstwy inwersyjnej jest w punkcie 0,5 stopnia Celsjusza na wysokości 2,5 kilometra. Po przejściu przez warstwę inwersyjną ponownie biegnie w lewo, na końcu osiągając wartość minus 27 stopni Celsjusza na wysokości 6,5 kilometra.

Przykładowe przyczyny inwersji:

• adwekcyjna – napływ ciepłego powietrza nad wychłodzone podłoże,

• frontalna – wślizgiwanie się ciepłego powietrza na chłodne w strefie frontu atmosferycznego,

• z osiadania – suchoadiabatyczne ( 1°C/100 m oznacza to, że na każde 100 m zmiany wysokości temperatura zmienia się o około 1°C) ogrzewanie się powietrza zstępującego z wyższych warstw troposfery.

Do inwersji temperatury powietrza może dochodzić w różnych sposób, dlatego wyróżnia się:

Inwersje dynamiczne:

• inwersje frontowe – podczas ciepłego frontu atmosferycznego,

• inwersje adwekcyjne – w przypadku napływu cieplejszego powietrza na chłodne podłoże,

• inwersje osiadania – w ośrodku wysokiego ciśnienia dochodzi do opadania powietrza,

• inwersje mieszane – kiedy doszło do turbulencji powietrza.

Inwersje statyczne: inwersje będące zjawiskiem radiacyjnego ochładzania powierzchni ziemi, wtedy podłoże bardzo szybko się wychładza, a wyżej zalega cieplejsze powietrze.

Inwersja temperatury - galeria schematów i zdjęć

R1SPvIvi9Uyrc

Ilustracja przedstawia inwersję frontową. Powietrze ciepłe (Pc) w postaci pionowej, rozbudowanej szarej chmury, od wysokości 1000 metrów do 9000 metrów, styka się po lewej stronie z powietrzem chłodnym (Pz). Na niebieskim tle na wysokości od 2000 do 4000 metrów są dwie białe chmury. Z jednej z nich pada deszcz. Z szarej chmury również pada deszcz. Na tle szarej chmury są czerwone strzałki skierowane w górę, na niebieskim tle są strzałki skierowane w dół. Na styku chłodnego powietrza z ciepłym w górnej partii jest czerwona strzałka skierowana w dół.

RCsu3o1h6IPmY

Zdjęcie przedstawia warstwę białych chmur wiszących nisko nad miastem. Po prawej stronie spod warstwy chmur wyłaniają się budynki miasta oraz ocean.

RMaA0qCd3mCWJ

Schemat przedstawia powstanie inwersji osiadania. Przez środek ilustracji przebiega niebieski pasek z napisem: inwersja. Nad paskiem są strzałki rozchodzące się w kierunku paska. Nad nimi jest napis: powietrze, opadając, ogrzewa się. W górnej części paska jest 15 stopni Celsjusza. Pod paskiem z napisem: inwersja, są strzałki parami: niebieska jest skierowana w dół, czerwona w górę. W dolnej części paska inwersji jest 5 stopni Celsjusza. Pod strzałkami jest napis: turbulencje. Przez ilustracje biegnie pionowa linia, załamująca się w pasie inwersji.

R1FY9eP1iYhW6

Zdjęcie przedstawia zbocze góry, na którym stoją słupy kolei krzesełkowej. Zbocze góry porastają drzewa. Rozległy teren poniżej wzniesienia wraz z częścią zbocza "przykryty" jest gęstą warstwą białych chmur. Na fotografii świeci słońce.

Zjawisko inwersji temperatury jest niekorzystne dla człowieka, ponieważ towarzyszą mu przymrozki wierzchniej warstwy gruntów, mgły oraz wysokie stężenie zanieczyszczeń powietrza.

Inwersja temperatury ma bardzo duże znaczenie przy tworzeniu się smogusmogsmogu. Podczas mroźnych i bezchmurnych nocy przy powierzchni ziemi utrzymuje się niska temperatura, a w tym samym czasie – na wysokości kliku lub kilkuset metrów – temperatura jest znacznie wyższa.

Podczas inwersji temperatury dochodzi do zalegania cieplejszego powietrza nad chłodnym podłożem, co uniemożliwia ruch mas w niższych warstwach, a to prowadzić może do „uwięzienia” zanieczyszczeń.

RyErFCX9pUnJB

Ilustracja przedstawia miasto z budynkami i kominami fabryk, z których unosi się szary dym. Na pierwszym planie jest droga z samochodami. Przy rurach wydechowych aut są obłoki, które symbolizują spaliny. Po prawej stronie ilustracji jest temperatura - na dole minus 5 stopni Celsjusza, na wysokości kominów minus 4 stopnie Celsjusza, następnie minus 3 stopnie Celsjusza, aż stopniowo do minus jednego stopnia. Po lewej stronie ilustracji na wysokości dymu z kominów jest 50 stopni Celsjusza, nieco wyżej 30 stopni, następnie 15 stopni i 5 stopni. Dym z kominów po lewej i prawej stronie zdjęcia łączy się ze sobą na górze ilustracji. Na połączeniu zaznaczono minus jeden stopień Celsjusza (jest na wysokości minus jednego stopnia Celsjusza z prawej strony ilustracji). Dym z kominów jest na niebieskim tle.

Gradient sucho i wilgotno adiabatyczny

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

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

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

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

R1EEsyowrJK6c

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

Jeżeli zmiany temperatury zachodzą w powietrzu suchym lub nienasyconym, to proces nazywamy suchoadiabatycznym, jeżeli w powietrzu nasyconym parą wodną – wilgotnoadiabatycznym.

Wartość gradientu suchodiabatycznego wynosi 1°C/100 m. Oznacza to, że na każde 100 m zmiany wysokości temperatura zmienia się o około 1°C. Największe zmiany ciśnienia w atmosferze występują w kierunku pionowym − zachodzi wówczas szybki spadek ciśnienia ze wzrostem wysokości nad powierzchnią Ziemi. Przy unoszeniu się powietrza będzie więc następowało jego rozprężanie, a przy opadaniu – sprężanie. Przy ruchach wstępujących powietrza następuje zatem jego ochładzanie, a przy ruchach opadających, zstępujących – zachodzi jego ogrzewanie adiabatyczne. W przypadku powietrza nienasyconego zmiany temperatury z wysokością zachodzą zgodnie z gradientem suchoadiabatycznym, a więc powietrze ochładza się (przy unoszeniu) lub ogrzewa (przy opadaniu) o ok. 1°C na każde 100 m. Przy unoszeniu się powietrza nasyconego przebieg zmian temperatury powietrza jest trochę inny. W procesie ochładzania adiabatycznego następuje kondensacja pary wodnej (po przekroczeniu temperatury punktu rosy) i wyzwolenie utajonego ciepła kondensacji. Ciepło to zostaje zużyte na ogrzanie unoszącego się powietrza. W rezultacie temperatura maleje wolniej. Spadek temperatury odbywa się zgodnie z tzw. gradientem wilgotnoadiabatycznym, który jest mniejszy od gradientu suchoadiabatycznego. Wartość tego gradientu jest zmienna w zależności od ciśnienia i temperatury. Przy najczęściej występujących wartościach ciśnienia i temperatury gradient ten wynosi od 0,6°C do 0,8°C/100 m. W powietrzu nasyconym, przy niskiej temperaturze (temperatura poniżej -20°C), wartość zbliża się natomiast do wartości gradientu suchoadiabatycznego.

RE92IXpz7Dj1K

Ilustracja przedstawia adiabatyczne zmiany temperatury powietrza atmosferycznego. Ilustracja zbudowana jest z dwóch części przedzielonych skalą wysokości podanej w metrach od zera do 1600 metrów. Po lewej i prawej stronie od skali dotyczącej wysokości na osi X jest temperatura od zera do 16 stopni Celsjusza. Po lewej stronie ilustracji jest linia przechodząca przez trzy warstwy. Od zera do 600 metrów jest powietrze wilgotne - tu linia biegnie od 15 stopni Celsjusza do 10 stopni. Następna warstwa to strefa intensywnej kondensacji pary wodnej na wysokości od 600 do 1000 metrów. Linia biegnie pionowo na wysokości 10 stopni Celsjusza. Kolejna warstwa to powietrze mało wilgotne na wysokości od 1000 do 1600 metrów. Linia biegnie od 10 stopni Celsjusza do 8 stopni. Po prawej stronie skali wysokości zaznaczono powietrze suche. Linia biegnie od 200 metrów i temperatury 14 stopni Celsjusza do około 1300 metrów i temperatury 2 stopni.

Ciśnienie atmosferyczne

Ciśnienie atmosferyczne to stosunek wartości siły, z jaką słup powietrza atmosferycznego naciska na powierzchnię planety, do powierzchni, na jaką ten słup naciska. Ciśnienie jest wielkością skalarną, wskazującą jak bardzo siła działająca na daną powierzchnię jest na niej skupiona.

P = F / S

gdzie:

• P – ciśnienie,

• F – siła,

• S – powierzchnia.

Wartość ciśnienia jest największa na poziomie morza, a wraz ze zwiększającą się wysokością stopniowo maleje. Ciśnienie zmienia się w przybliżeniu w sposób wykładniczy wraz z wysokością. Połowa ciśnienia z poziomu morza (500 hPa) występuje na około 5500 m n.p.m., natomiast mniej więcej jedną trzecią (310 hPa) notuje się na wierzchołku góry Mount Everest, tj. na wysokości 8848 m n.p.m. Na wysokości około 50 km ciśnienie praktycznie zanika. Wnioskować z tego można, że ciśnienie atmosferyczne w górach jest niższe niż na nizinach ze względu na różną wysokość słupa powietrza.

Wyobraź sobie słup powietrza o podstawie kwadratu, którego bok ma 1 cm długości. Słup ten zaczyna się na poziomie morza i sięga do górnej granicy atmosfery. Przyjmując, że ciśnienie na poziomie morza (przy temperaturze 0°C i na 45° szerokości geograficznej, gdzie przyspieszenie ziemskie wynosi g = 9,806 m/s²) wynosi 1 atmosferę (1013,25 hPa), powietrze w takim słupie waży 1 kg.

RX1k7mn9aeBuz

Ilustracja przedstawia wartości ciśnienia atmosferycznego słupa powietrza na różnych wysokościach. Równolegle do dolnego i lewego boku w rogu planszy umieszczono osie odciętych i rzędnych. Na osi odciętych przedstawiono wartości ciśnienia atmosferycznego wyrażone w hektopaskalach. Podziałka poprowadzona jest co sto jednostek, do tysiąca hektopaskali. Na osi rzędnych przedstawiono wysokość nad poziomem morza wyrażoną w kilometrach. Oś podzielona została na sześć odcinków, przypisano im następujące wartości: pięć i pół, dziesięć, dwadzieścia, trzydzieści, czterdzieści i pięćdziesiąt kilometrów nad poziomem morza. Tło planszy w symboliczny sposób przedstawia morskie fale (dochodzące do poziomu osi odciętych), podpisane w prawym dolnym rogu "poziom morza". Nad nimi umieszczono chmury o różnej wielkości. W centrum ilustracji znajduje się ciemnofioletowy słup powietrza. Ma kształt odwróconego ostrosłupa o kwadratowej podstawie. Bok podstawy stożka ma długość jednego centymetra. Na ilustracji opisano to za pomocą strzałek po obu stronach zakończonych grotami, nad którymi podana jest informacja "jeden centymetr". Podstawa opisana jest również dodatkowo wskazującą na nią strzałką umieszczoną po prawej stronie ostrosłupa. Następnie strzałką umieszczono tekst "Górna granica atmosfery". Podstawa znajduje się na wysokości pięćdziesięciu kilometrów nad poziomem morza. Kolejna strzałka z opisem jest pośrodku prawego boku zwężającego się słupa. Opisano ją tekstem: "Powietrze zawarte w tym słupie waży około jeden kilogram". Ostatnia strzałka położona jest najniżej, wskazuje na wysokość pięciu i pół kilometra nad poziomem morza. Po lewej stronie wartość ciśnienia na wykresie dla tej wysokości wynosi pięćset hektopaskali. Dla zwiększenia przejrzystości odczytu dla tej konkretnej wysokości na wykresie dodano przerywane linie pomocnicze biegnące pod kątem prostym do obu osi. Linia ciśnienia na wykresie ma wklęsły kształt. Początkowo biegnie niemal pionowo od wartości pięćdziesięciu do około trzydziestu pięciu kilometrów nad poziomem morza, wartości ciśnienia w tym przedziale zmieniają się nieznacznie – od jednego hektopaskala na wysokości pięćdziesięciu kilometrów, do około siedmiu na wysokości trzydziestu pięciu kilometrów. Od tej wysokości omawiana krzywa przybiera kształt łagodnego łuku i zmierza do wartości tysiąca hektopaskali na wysokości poziomu morza. Na wykresie oznaczono dodatkowo strzałkami kilka charakterystycznych wartości ciśnienia atmosferycznego. Dla poziomu około czterdziestu ośmiu kilometrów jest to jeden hektopaskal, dla około trzydziestu siedmiu kilometrów nad poziomem morza jest to pięć hektopaskali, na poziomie około trzydziestu dwóch kilometrów nad poziomem morza wartość ciśnienia wynosi dziesięć hektopaskali, na poziomie niespełna dwudziestu ośmiu kilometrów ciśnienie wynosi dwadzieścia pięć hektopaskali, a na poziomie około dwudziestu dwóch kilometrów pięćdziesiąt hektopaskali.

Jednostką ciśnienia atmosferycznego w układzie SI, czyli Międzynarodowym Układzie Jednostek Miar, jest hektopaskal (hPa).

1 Pa = 1 N / 1 m²

Średnia wielkość ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza, wynosząca 1013,25 hPa, stała się podstawą wprowadzenia jednostki ciśnienia nazwanej atmosferą (1 atm jest jednostką pozaukładową).

Na podstawie wieloletnich obserwacji możemy określić roczne wahania w rozkładzie ciśnienia atmosferycznego, a także wskazać pewne prawidłowości. Ich przyczyną są roczne wahania temperatury powietrza wywołane zmianami oświetlenia Ziemi w ciągu roku, różnice w nagrzewaniu się lądów i oceanów, co powoduje np. występowanie cyrkulacji monsunowej oraz zmienność intensywności ruchu układów barycznych.

Amplituda tych wahań zależna jest od szerokości geograficznej oraz rodzaju podłoża.

Ciśnienie atmosferyczne na mapach jest prezentowane za pomocą izobar, czyli linii łączących miejsca o takim samym ciśnieniu zredukowanym do poziomu morza.

Rodzaje układów barycznych

Wyż to układ baryczny, w którym najwyższe ciśnienie panuje w centrum. Prądy powietrza skierowane są na zewnątrz, ku obszarom o niższym ciśnieniu. Ruch mas powietrza odbywa się na półkuli północnej zgodnie z ruchem wskazówek zegara, a na południowej – przeciwnie. W wyżu dominują zstępujące ruchy powietrza, które sprzyjają powstawaniu chmur warstwowych, mgły lub bezchmurnej pogody. W naszych szerokościach geograficznych pogoda wyżowa oznacza zazwyczaj silne mrozy zimą (bez obecności chmur ciepło Ziemi ulega szybszemu wypromieniowaniu) lub gorące dni latem. Latem wyże przynoszą bezchmurne niebo i wysoką temperaturę. Zimą wyże bywają dwojakiego rodzaju. Z jednej strony może wystąpić duże zachmurzenie oraz mgły (tzw. „zgniły wyż”). Z drugiej strony pogoda w czasie wyżu może też być słoneczna i bezchmurna, ale jednocześnie bardzo mroźna.  Wyże obejmują zazwyczaj większe obszary niż niże.

Niż baryczny to układ, w którym występuje duże zachmurzenie, pojawiają się opady. W niżu wiatry wieją cyklonalnie, czyli na półkuli północnej przeciwnie do ruchu wskazówek zegara, a na południu zgodnie z nim.

W niżu na półkuli północnej powietrze krąży przeciwnie do ruchu wskazówek zegara, a wektor skierowany jest do środka układu.

R1UgsgTokKdQD

Ilustracja przedstawia układy baryczne dla półkuli północnej i południowej. Pomiędzy nimi na planszy naniesiono ciągłą poziomą linię oznaczającą równik. Przedstawiono różny kierunek wiatru w ośrodkach wysokiego i niskiego ciśnienia w zależności od ich położenia na danej półkuli. Ośrodki oznaczone są w środku literą N (oznaczającą niż) lub W (oznaczającą wyż). Dookoła nich naniesiono okrągłe izobary. Pierwszym wyszczególnionym ośrodkiem jest niż zlokalizowany na półkuli północnej. Druga izobara od środka ma przypisaną wartość dziewięćset osiemdziesiąt pięć, a czwarta dziewięćset dziewięćdziesiąt pięć. Na drugiej izobarze w prezentowanym układzie naniesiono dwie czarne kropki – odpowiednio na godzinie dwunastej i szóstej. Dodano do nich strzałki, które wskazują na kierunek wiatru – skierowane są one do środka układu i odchylają się przeciwnie do ruchu wskazówek zegara. Drugim wyszczególnionym ośrodkiem jest wyż zlokalizowany na półkuli północnej. Druga izobara od środka ma przypisaną wartość tysiąc pięć, a czwarta dziewięćset dziewięćdziesiąt pięć. Na drugiej izobarze w prezentowanym układzie naniesiono dwie czarne kropki – odpowiednio na godzinie drugiej i dziewiątej. Dodano do nich strzałki, które wskazują na kierunek wiatru – skierowane są one na zewnątrz układu i odchylają się zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Trzecim wyszczególnionym ośrodkiem jest wyż zlokalizowany na półkuli południowej. Druga izobara od środka ma przypisaną wartość tysiąc dwadzieścia, a czwarta tysiąc dziesięć. Na drugiej izobarze w prezentowanym układzie naniesiono dwie czarne kropki – odpowiednio na godzinie pierwszej i siódmej. Dodano do nich strzałki, które wskazują na kierunek wiatru – skierowane są one na zewnątrz układu i odchylają się przeciwnie do ruchu wskazówek zegara. Czwartym wyszczególnionym ośrodkiem jest niż zlokalizowany na półkuli południowej. Druga izobara od środka ma przypisaną wartość dziewięćset dziewięćdziesiąt, a czwarta tysiąc. Na drugiej izobarze w prezentowanym układzie naniesiono dwie czarne kropki – odpowiednio na godzinie dziesiątej i piątej. Dodano do nich strzałki, które wskazują na kierunek wiatru – skierowane są one do środka układu i odchylają się zgodnie z ruchem wskazówek zegara.

Rozkład ciśnienia atmosferycznego na powierzchni Ziemi

Na podstawie rozkładu ciśnienia na powierzchni Ziemi na poziomie morza możemy  wyznaczyć strefy równoleżnikowe, charakteryzujące się podobnymi cechami ciśnienia atmosferycznego. Ta strefowość jest dość wyraźna, mimo zakłóceń przy powierzchni Ziemi, wynikających z dużych wahań ciśnienia nad kontynentami.

Należy pamiętać, że strefy, ze względu na nachylenie osi Ziemi względem Słońca, przesuwają się latem ku północy, a zimą ku południu.

Strefy ciśnienia atmosferycznego:

• międzyzwrotnikowa (równikowa) strefa obniżonego ciśnienia,

• podzwrotnikowe strefy podwyższonego ciśnienia,

• strefy obniżonego ciśnienia w umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych,

• okołobiegunowe strefy podwyższonego ciśnienia.

R9EOGgxGw3eAD

Na ilustracji przedstawiony jest schemat stref ciśnienia atmosferycznego. Pośrodku schematu znajduje się zielone koło symbolizujące kulę ziemską. Na szczycie koła znajduje się zaznaczony literą N biegun północny. Z obu stron kuli znajdują się punkty z zaznaczonymi sześćdziesięcioma stopniami szerokości północnej, poniżej trzydziestoma stopniami szerokości północnej, aż do równika. Od równika w dół zaznaczone są kolejne punkty – trzydzieści stopni szerokości południowej, niżej sześćdziesiąt stopni szerokości południowej, aż do bieguna południowego oznaczonego literą S. Od bieguna północnego do miejsca powyżej 60 stopni szerokości północnej znajduje się obszar opisany jako czasza wysokiego ciśnienia. Poniżej 60 stopni szerokości północnej kończy się kolejna strefa –strefa ciśnienia niskiego. Od obszaru powyżej 30 stopni do obszaru poniżej 30 stopni szerokości północnej znajduje się podzwrotnikowa strefa wysokiego ciśnienia. Linie znajdujące się nad oraz pod równikiem wyznaczają międzyzwrotnikową strefę niskiego ciśnienia. Analogiczne strefy występują na półkuli południowej. Od obszaru powyżej 30 stopni do obszaru poniżej 30 stopni szerokości południowej znajduje się podzwrotnikowa strefa wysokiego ciśnienia. Linie znajdujące się powyżej i poniżej 60 stopni szerokości południowej wyznaczają strefę ciśnienia niskiego, a obszar od skrajnej południowej linii do bieguna południowego to czasza wysokiego ciśnienia.

RNq6bSgRAIJBi

Plansza przedstawia mapę świata z rozkładem ciśnienia atmosferycznego w lipcu. W lewym górnym rogu napis – Lipiec. Poniżej legenda mapy z napisem - Izobary (wartości ciśnienia atmosferycznego zredukowane do poziomu morza). Pod nim znajduje się pionowy pasek z przypisanymi do konkretnych kolorów wartościami ciśnienia atmosferycznego w hektopaskalach. Pasek podzielony jest na dwanaście części, od wartości dziewięciuset dziewięćdziesięciu do tysiąca czterdziestu hektopaskali. Wartości na podziałce zmieniają się co pięć hektopaskali. Wartości od dziewięciuset dziewięćdziesięciu do tysiąca piętnastu hektopaskali przedstawione zostały odcieniami koloru niebieskiego – im niższa wartość ciśnienia, tym ciemniejszy kolor. Wartość dziewięciuset dziewięćdziesięciu ma przypisany kolor ciemnoniebieski, a wartość tysiąca piętnastu hektopaskali kolor biały z lekką domieszką błękitu. Wartości ciśnienia powyżej tysiąca piętnastu hektopaskali zostały zaprezentowane za pomocą odcieni koloru żółtego i brązowego. Dla wartości tysiąca dwudziestu hektopaskali jest to kolor jasnożółty, po czym kolory stopniowo ciemnieją, aż do koloru brązowego dla wartości tysiąca czterdziestu hektopaskali. Poniżej słupka, na dole legendy naniesiono wielką czerwoną literę W oznaczającą na mapie ośrodek wysokiego ciśnienia, oraz wielką niebieską literę N, którą na mapie oznaczono ośrodki niskiego ciśnienia. W prawym dolnym rogu planszy umieszczono poziomy odcinek wyznaczający odległość dwóch tysięcy kilometrów. Ciepłe kolory na mapie koncentrują się wokół ośrodków wysokiego ciśnienia, chłodne barwy skupiają się wokół ośrodków niskiego ciśnienia. Poszczególne ośrodki zostały oznaczone odpowiednimi literami, a obok liter naniesiono ich nazwy. Na półkuli północnej oznaczono trzy ośrodki wysokiego ciśnienia. Poczynając od zachodu, są to: Wyż Hawajski; Wyż Azorski, zlokalizowany na środku Atlantyku, na szerokości geograficznej zbliżonej do Florydy oraz Wyż Grenlandzki w zachodniej części wyspy. Wartość ciśnienia atmosferycznego dwóch pierwszych ośrodków oznaczona została kolorem żółtym i wynosi tysiąc dwadzieścia pięć hektopaskali. Wyż Hawajski koncentrycznie rozciąga się, na północy jego zasięg obejmuje południe Alaski, a na wschodzie zachodnie wybrzeże Ameryki Północnej do szerokości geograficznej zbliżonej do południowej części Półwyspu Kalifornijskiego. Wyż Azorski rozpościera się od Zatoki Meksykańskiej i Morza Karaibskiego na zachodzie po północno‑zachodnie wybrzeże Afryki i półwysep Iberyjski oraz zachodnią część Morza Śródziemnego. Pomiędzy opisanymi wyżami wyszczególniono na mapie cztery ośrodki niskiego ciśnienia. Najbardziej wysunięty na zachód i jednocześnie na południe leży na długości geograficznej zbliżonej do Półwyspu Kalifornijskiego i szerokości odpowiadającej Morzu Karaibskiemu. Idąc na północ, wyszczególniono kolejny ośrodek niżowy, czyli Niż Meksykański, zajmujący podłużny pas zachodniego wybrzeża Ameryki Północnej od Półwyspu Kalifornijskiego na południu, po Góry Nadbrzeżne w północnej części. Kolejnym niżem jest Niż Północnokanadyjski, rozpościerający się od rejonu Wielkiego Jeziora Niewolniczego i idący na wschód w kierunku południa Islandii, gdzie łączy się z Niżem Islandzkim. Na północy sięga rejonu Wysp Królowej Elżbiety, na południu obejmuje Półwysep Labrador. Wartość ciśnienia w opisanych ośrodkach niżowych to tysiąc sto hektopaskali. Jedynym wyszczególnionym ośrodkiem we wschodniej części półkuli północnej jest Niż Południowoazjatycki. Jego centrum o średnicy niespełna tysiąca kilometrów mieści się na w północnej części Morza Arabskiego, na zachód od Niziny Indusu. Wartość ciśnienia wynosi tam dziewięćset dziewięćdziesiąt pięć hektopaskali. Następnym polem jest leżący wokół obszar od Półwyspu Arabskiego do wschodniej części Półwyspu Indyjskiego o wartości ciśnienia tysiąca hektopaskali. Kolejnym jest obszar od Morza Czerwonego aż do wschodniego wybrzeża Azji. Ostatnim wyznaczonym polem jest pole od południa Sahary do Borneo na południu i północno‑wschodniej Azji na północy. Na półkuli południowej na szerokości geograficznej zbliżonej do Zwrotnika Koziorożca wyróżniono cztery ośrodki wysokiego ciśnienia. Od zachodu są to – Wyż Południowopacyficzny (którego centrum położone jest około trzech tysięcy kilometrów od zachodniego wybrzeża Ameryki Południowej); Wyż Południowoatlantycki (zaczynający się na wschodnim wybrzeżu Ameryki i ciągnący się dalej na wschód, gdzie łączy się z Wyżem Południowoindyjskim na wschód od Madagaskaru) oraz Wyż Australijski (położony w południowej części Kontynentu). Wartości ciśnienia w opisanych wyżach wynoszą tysiąc dwadzieścia hektopaskali. Na południe od nich, a zatem na południe od wybrzeży Ameryki, Afryki i Australii, wartości ciśnienia spadają i oznaczone zostały na mapie odcieniami niebieskiego. W odległości około dwóch tysięcy kilometrów na zachód od Antarktydy mieści się pierwsza okołoantarktyczna strefa obniżonego ciśnienia, a na północnym wschodzie Antarktydy druga. W strefach tych wartości ciśnienia sięgają dziewięciuset osiemdziesięciu pięciu hektopaskali. W okolicy dookoła bieguna oznaczono na mapie Wyż Antarktyczny, wartość ciśnienia to dziewięćset dziewięćdziesiąt pięć hektopaskali.

R1XyBYIJOkhZk

Plansza przedstawia mapę świata z rozkładem ciśnienia atmosferycznego w styczniu. W lewym górnym rogu napis – Styczeń. Poniżej legenda mapy z napisem - Izobary (wartości ciśnienia atmosferycznego zredukowane do poziomu morza). Pod nim znajduje się pionowy pasek z przypisanymi do konkretnych kolorów wartościami ciśnienia atmosferycznego w hektopaskalach. Pasek podzielony jest na dwanaście części, od wartości dziewięciuset dziewięćdziesięciu do tysiąca czterdziestu hektopaskali. Wartości na podziałce zmieniają się co pięć hektopaskali. Wartości od dziewięciuset dziewięćdziesięciu do tysiąca piętnastu hektopaskali przedstawione zostały odcieniami koloru niebieskiego – im niższa wartość ciśnienia, tym ciemniejszy kolor. Wartość dziewięciuset dziewięćdziesięciu ma przypisany kolor ciemnoniebieski, a wartość tysiąca piętnastu hektopaskali kolor biały z lekką domieszką błękitu. Wartości ciśnienia powyżej tysiąca piętnastu hektopaskali zostały zaprezentowane za pomocą odcieni koloru żółtego i brązowego. Dla wartości tysiąca dwudziestu hektopaskali jest to kolor jasnożółty, po czym stopniowo kolory ciemnieją, aż do koloru brązowego dla wartości tysiąca czterdziestu hektopaskali. Poniżej słupka, na dole legendy naniesiono wielką czerwoną literę W oznaczającą na mapie ośrodek wysokiego ciśnienia, oraz wielką niebieską literę N, którą na mapie oznaczono ośrodki niskiego ciśnienia. W prawym dolnym rogu planszy umieszczono poziomy odcinek wyznaczający odległość dwóch tysięcy kilometrów. Ciepłe kolory na mapie koncentrują się wokół ośrodków wysokiego ciśnienia, chłodne barwy skupiają się wokół ośrodków niskiego ciśnienia. Poszczególne ośrodki zostały oznaczone odpowiednimi literami, a obok liter naniesiono ich nazwy. Na półkuli północnej oznaczono sześć ośrodków wysokiego ciśnienia. Zaczynając od zachodu, na mapie pierwszym z nich jest Wyż Hawajski, a następnie Wyż Kanadyjski (położony w północno‑zachodniej części Ameryki Północnej). Wartości ciśnienia w tym dwóch ośrodkach oznaczone są kolorem żółtym oznaczającym tysiąc dwadzieścia hektopaskali, a średnica obszarów o najwyższym ciśnieniu wynosi około dwóch tysięcy kilometrów, obszary mają kształt zbliżony do elips. Wyż Północnoamerykański rozpościera się od centralnej części zachodniego wybrzeża kontynentu i szerokim pasem ciągnie się na wschód, po czym (od centralnej części kontynentu) skręca nieco na południowy wschód w kierunku Florydy i biegnie dalej na wschód, gdzie przed północno‑zachodnim wybrzeżem Afryki przechodzi w Wyż Azorski. Wyż ten wschodzi dalej w głąb kontynentu, aż do południowej i wschodniej części Sahary. Opisana strefa (począwszy od Wyżu Północnoamerykańskiego) ma na mapie wartość tysiąca dwudziestu hektopaskali. Opisywana strefa rozciąga się również na północ, wąskim pasem przez Cieśninę Gibraltarską i biegnie dalej na wschód północnym wybrzeżem Morza Śródziemnego. Od Półwyspu Bałkańskiego strefa ta rozciąga się równomiernie na północ i na południe. Jej północna granica biegnie od Morza Czarnego aż po ujście rzeki Leny w północnej części Azji i biegnie dalej na północ. Południowa granica strefy rozciąga się na północy Półwyspu Arabskiego i biegnie dalej wzdłuż granicy lądu, kończąc się przed Niziną Indusu. Przestrzeń wokół Wyżu Kanadyjskiego, Hawajskiego i Północnoamerykańskiego na mapie oznaczona jest jaśniejszym kolorem wskazującym na wartość ciśnienia tysiąca piętnastu hektopaskali. Podobnie dzieje się w wąskiej strefie na północy i południu Wyżu Azorskiego. Wartość tysiąca stu piętnastu hektopaskali oznaczoną jasnożółtym kolorem przypisano również obszarom rozciągającym się w pasie od Hawajów, przez południową część Półwyspu Arabskiego, północną część Półwyspu Indyjskiego, aż po Tajwan i część Wysp Japońskich. Na północ od Wyżu Azorskiego występuje Niż Islandzki, który rozciąga się łukowatym kształtem od południowo‑wschodniej części Ziemi Baffina, przez południowe wybrzeże Grenlandii po południowe wybrzeże Islandii. Jest to pas o szerokości około tysiąca kilometrów i o wartości ciśnienia tysiąca hektopaskali. Na północy od niego znajduje się Wyż Grenlandzki, wartość ciśnienia to tysiąc piętnaście hektopaskali, jest oznaczony jasnożółtym kolorem i pokrywa zachodnią część Grenlandii oraz strefę wokół tej części wybrzeża. Ostatnim wyszczególnionym na mapie wyżem na półkuli północnej jest Wyż Wschodnioazjatycki, który położony jest w okolicach Mongolii. Jest oznaczony brązowym kolorem, wartość ciśnienia to tysiąc czterdzieści hektopaskali. Wokół niego rozciągają się strefy o coraz niższym ciśnieniu, każda z nich ma średnio około tysiąca kilometrów szerokości i łączą się z poprzednio opisaną strefą o wartości tysiąca piętnastu hektopaskali. Na oceanie na wschód od Kamczatki występuje niż Aleucki, gdzie ciśnienie osiąga wartość tysiąca hektopaskali. Na półkuli południowej naprzemiennie występują ośrodki wysokiego i niskiego ciśnienia w strefie położonej w rejonie Zwrotnika Koziorożca. Wyże występują na południe od niego, a niże na północ. W niewielkiej odległości na północ od Zwrotnika Koziorożca występują trzy Niże. Pierwszym z nich jest Niż Południowoamerykański, zajmujący centralną część Ameryki Południowej. Kolejny to Niż Południowoafrykański, obejmujący swym zasięgiem część Afryki na południe od Zatoki Gwinejskiej i Wyżyny Abisyńskiej. Ostatnim jest Niż Australijski obejmujący niemal całą Australię i rozciągający się na północ do południowej części Filipin oraz na wchód aż po centralną część Oceanu Spokojnego. Wartości ciśnienia w opisanych niżach oznaczono jako tysiąc dziesięć hektopaskali dla dwóch pierwszych, a dla Niżu Australijskiego wartość ta wynosi tysiąc pięć. Pierwszym z ośrodków wysokiego ciśnienia na południe od Zwrotnika Koziorożca, poczynając od zachodu, jest Wyż Południowopacyficzny, położony około dwóch tysięcy kilometrów na zachód od południowego wybrzeża Ameryki Południowej. Kolejnym wyżem jest położony Między Ameryką a Afryką Wyż Południowoatlantycki, a trzecim wyżem położonym na zbliżonej do poprzednich szerokości geograficznej jest Wyż Południowoindyjski między południowa częścią Madagaskaru a zachodnią Australią. Wartości ciśnienia w opisanych wyżach oznaczono jako tysiąc dwadzieścia hektopaskali. Na południe od wymienionych trzech ośrodków wyżowych występują trzy ośrodki niskiego ciśnienia. Położone są one wokół północnego wybrzeża Antarktydy. Pierwszy z nich leży na południe od Wyżu Południowopacyficznego, drugi na południe od Wyżu Południowoatlantyckiego, a ostatni z nich na południe od Australii. Wartości ciśnienia w tych ośrodkach wynoszą dziewięćset dziewięćdziesiąt hektopaskali. Na Antarktydzie, w okolicach bieguna, oznaczono Wyż Antarktyczny.

W Europie pogoda kształtowana jest w zimie przez Niż Islandzki i Wyż Rosyjski. Natomiast latem rośnie wpływ rozbudowanego w tym czasie Wyżu Azorskiego. Wzajemne zależności między wspomnianymi wyżej ośrodkami oraz obszary źródłowe mas powietrza determinują właściwości powietrza napływającego nad obszar Europy w poszczególnych porach roku.

Masy powietrza, czyli konsekwencje rozkładu ciśnienia atmosferycznego

Masy powietrza to rozległe części troposfery charakteryzujące się odmienną temperaturą, wilgotnością powietrza oraz innymi cechami, wynikającymi z ciśnienia atmosferycznego.

Wyróżnia się 4 podstawowe masy powietrza:

• powietrze arktyczne lub antarktyczne – powstaje w strefach wyżów okołobiegunowych,

• powietrze polarne – powstaje w umiarkowanych szerokościach geograficznych przez wymieszanie się ciepłego powietrza napływającego z obszarów zwrotnikowych i zimnego powietrza napływającego z obszarów okołobiegunowych,

• powietrze zwrotnikowe – powstaje w strefie wyżów podzwrotnikowych,

• powietrze równikowe – powstaje w strefie niżów okołorównikowych.

W zależności od miejsca powstania, masy powietrza mogą mieć charakter kontynentalny lub morski. Powietrze kontynentalne jest bardziej suche i ma wyższą temperaturę latem. Powietrze morskie natomiast ma większą wilgotność względną i niższą temperaturę latem.

Pomiędzy masami powietrza o różnych cechach występują strefy przejściowe, czyli fronty atmosferyczne. W zależności od tego, które powietrze napływa na dany obszar, możemy wyróżnić front ciepły, zimny lub stacjonarny.

R6dSMmddqsSvl

Ilustracja przedstawia rozkład frontów atmosferycznych na Ziemi. Poczynając od bieguna północnego na kuli obazującej kulę ziemską zaznaczony jest niebieski pasek podpisany masy powietrza arktycznego (PA). Poniżej znajduje się pasek zielony podpisany jako masy powietrza polarnego (PP), dalej w dół znajduje się pasek pomarańczowy opisany jako masy powietrza zwrotnikowego (PZ). Na wysokości równika znajdują się masy powietrzne równikowego (PR). Poniżej analogicznie występują masy powietrza zwrotnikowego (PZ), niżej masy powietrza polarnego (PP) oraz masy powietrza arktycznego (PA). Masy powietrza arktycznego i polarnego to masy powietrza chłodnego zarówno na biegunie południowym, jak i na północnym, natomiast masy powietrza zwrotnikowego i równikowego to masy powietrza ciepłego. Pomiędzy masami powietrza arktycznego a masami powietrza polarnego występuje front arktyczny, między masami powietrza polarnego a masami powietrza zwrotnikowego prądu polarny, a na obu granicach mas powietrza równikowego front zwrotnikowy.

Motorem zmian pogody na Ziemi jest Słońce, którego promieniowanie wyzwala ruch powietrza, które – wyniesione do góry w strefie równikowej – wędruje ku biegunom. W strefie pasatów na szerokości geograficznej 30° zaczyna osiadać. Powoduje to wzrost ciśnienia w strefie zwrotnikowej. Przy powierzchni Ziemi część osiadającego powietrza kieruje się ku równikowi jako wiatry pasatowe. Reszta powietrza kieruje się w stronę biegunów. Dzięki nim w umiarkowanych szerokościach pojawiają się ciepłe wiatry. Jeśli wieją nad oceanem, to pobierają wilgoć. Między 50° i 70° szerokości geograficznej spotykają się one z chłodnym i suchym powietrzem polarnym, a na ich styku tworzy się front polarny.