meteorologia.doc

Mechanizm powstawania wiatrów lokalnych (bryza, halny, wiatry dolinowe i górskie)

Bryza morska i lądowa – przy małym zachmurzeniu powierzchnia morza ogrzewa się znacznie słabiej od lądu podczas dnia. Wynika to ze znacznej pojemności cieplnej wody, jej przewodnictwa, strat ciepła na parowanie, mieszania ogrzanej warstwy powierzchniowej z głębszymi itp. W przypadku lądu następuje znacznie silniejsze ogrzewanie powierzchni, zwłaszcza podczas posuchy, gdy parowanie z gleby i transpiracja ograniczone są niedostatkiem wody. Podczas dnia ląd jest w stosunku do morza ośrodkiem ciepła. Wznoszące się ponad nim powietrze zastępowane jest powietrzem pochodzącym znad morza. Im większa różnica temperatur, tym większa prędkość wiatru. W nocy ląd ochładza się i znacznie silniej od morza wskutek wypromieniowania długofalowego. Woda morska oddaje wówczas część ciepła nagromadzonego podczas dnia. Powstaje wtedy wiatr od lądu w kierunku morza. Jeżeli wiatry gradientowe są słabe lub panuje cisza, to bryzy morskie są wyraźnie odczuwalne od godz. 10 do 18, lądowe od 21 do 7.

Bryza zbocza – Pod wpływem promieniowania słonecznego powietrze stykające się z powierzchnią zboczy może zostać silnie nagrzane. Powstaje różnica temperatury w stosunku do powietrza w wyższych warstwach. Tworzy się wówczas ruch powietrza po zboczu do góry. Bryza wstępująca powstaje po wschodzie osiąga maksimum w południe i ustaje o zachodzie. W nocy przypowierzchniowa warstwa powietrza ulega ochłodzeniu rośnie gęstość powietrza, które spływa po zboczu. Bryza zstępująca powstaje nieco po zachodzie i wieje dość regularnie przez całą noc. Prędkość bryz zboczy może osiągać 3-4 m/s w warstwie o grubości 100-200 m.

Bryza doliny – Podłużna oś doliny odgrywa rolę zbocza. Podczas dnia powietrze wznosi się ku górze. Powstaje godzinę lub dwie po wschodzie osiąga maksimum we wczesnych godzinach popołudniowych i zanika nieco po zachodzie. Podczas nocy powietrze spływa ku dołowi. Ruch ten powstaje w 2-3 godziny po zachodzie i zanika o wschodzie. Prędkość bryz doliny może osiągać 5 m/s. Podobnie jak w przypadku bryz morskich wiatr gradientowy poruszający się wzdłuż osi doliny może w zależności od kierunku potęgować lub osłabiać działanie bryz doliny.

Wiatr halny – (fen) powstaje wówczas, gdy poruszająca się masa atmosferyczna spotyka przeszkodę w postaci masywu górskiego. Podstawa masy unosi się do góry w postaci prądu orograficznego. Następuje wówczas adiabatyczne oziębienie i strata części wody dzięki powstaniu opadu po stronie dowietrznej. Osuszone powietrze opada po zawietrznej i ogrzewa się adiabatycznie. Z tego powodu wiatr halny jest ciepły, dość suchy o dużej prędkości i porywistości.

Wiatry dolinowe i górskie – powstają w dolinach i kotlinach górskich zwłaszcza w miesiącach letnich przy ustalonej bezchmurnej pogodzie oraz bardzo słabych warunkach adwekcji. Przyczyną ich powstawania jest nierównomierne ogrzanie się powietrza nad poszczególnymi częściami zboczy o różnym nachyleniu i ekspozycji. W ciągu dnia powietrze nagrzewając się od strony zbocza jest lżejsze przemieszcza się do góry lub też do ujścia doliny o pewnym spadku wzdłuż jej osi podłużnej- są to wiatry dolinne. W nocy cięższe powietrze spływa grawitacyjnie w dół a następnie ze spadkiem doliny powstaje wiatr górski.

Charakterystyczne cechy klimatu Polski.

Przejściowość klimatu Polski – położenie geograficzne pomiędzy 49 i 54 stopniem szer. Geograf. Wsch. , brak wyżyn o przebiegu południkowym oraz sąsiedztwo Bałtyku sprzyjają bardzo silnemu oddziaływaniu podstawowych czynników klimatotwórczych. Niewielkie odległości od mórz i oceanu powodują występowanie na obszarze Polski zarówno cech klimatu ,morskiego jak i kontynentalnego. Potwierdzenie przejściowości klimatu Polski są dwie dodatkowe termiczne pory roku : przedwiośnie (0-5 C) i późna jesień (5-0 C). Rozkład miesięcznych sum opadów jest w Polsce zbliżony do typu kontynentalnego, amplituda roczna temperatury jest mniejsza niż w kontynentalnym lecz wyższa niż w morskim.

Zmienność klimatu Polski - Miarą zmienności są różnice pomiędzy wartościami poszczególnych elementów meteorologicznych zmierzonych w konkretnych latach i średnimi wieloletnimi. W klimacie przejściowym Polski występuje znacznie większa częstość zmian kompleksów pogody niż w klimacie typowo morskim lub kontynentalnym. Średnie wieloletnie uwzględniają wszystkie wyniki obserwacji dobowych wykonanych we wszystkich latach danego okresu. Wyodrębnia się wartości min i max. Znaczna zmienność warunków klimatycznych występuje na całym obszarze Polski. Podstawowe znaczenie dla tworzenia zmienności klimatu ma częstość występowania określonych kompleksów pogody i cyrkulacji atmosferycznej.

Kontrastowość klimatu Polski – Kontrastem nazywamy duże różnice natężenia jakiegokolwiek czynnika na małej odległości. Na niewielkim fragmencie powierzchni kuli ziemskiej, objętej granicami naszego kraju, w małych odległościach występują znaczne różnice wartości elementów meteorologicznych. O istnieniu zróżnicowania świadczą uśrednione wartości miesięczne danego roku, a całkowicie je udowadniają mapy opracowane na podstawie średnich wieloletnich.

Główne typy pionowego rozkładu temperatur przy powierzchni gleby.

Typ insolacyjny – podczas dnia gdy powietrze nagrzewa się od powierzchni gleby jego temp zmniejsza się wraz ze wzrostem wysokości.

Typ radiacyjny – W nocy powierzchnia podłoża wypromieniowując ciepło do atmosfery silnie się ochładza. Temperatura powietrza przy powierzchni terenu osiąga wówczas swoje minimum natomiast w miarę oddalania się od powierzchni temp powietrza rośnie.Mamy wtedy do czynienia ze zjawiskiem inwersji termicznej.

Izotermia - stałość temp. powietrza przy wzroście wysokości lub podczas danego procesu atmosferycznego. Występuje gdy wartości całkowitego bilansu promieniowania są równe lub bliskie zeru i brak jest zróżnicowania temp powietrza.

Wpływ wilgotności gleby na jej zdolności cieplne

Szczególne znaczenia dla zmian temp gleby ma jej wilgotność gdyż ogrzanie 1 cm3 wody wymaga ponad 3000 razy większej porcji energii niż jest to konieczne do ogrzania 1 cm3 powietrza. Przy wilgotności gleby ok. 40% utwory piaszczyste i gliniaste wymagają dwukrotnie większej ilości ciepła dla ogrzania o 1 C w porównaniu z glebą suchą zaś torfowe aż 7 razy więcej. Gleby piaszczyste w których woda szybko odpływa do głębszych warstw określa się jako gleby ciepłe a gliniaste i ilaste jako gleby zimne wykazujące znacznie większą wilgotność.

Mikroklimat dużych miast

Jest to specyficzny klimat wytworzony jedynie dzięki działalności antropogenicznej. W obrębie tego topoklimatu występuje duża różnorodność mikroklimatów (ulice, place, parki). Głównym efektem emisji ciepła przez obiekty przem-komunalne-komunikacyjne jest powstanie lokalnej stacjonarnej wyspy ciepła. Jest to wyraźne nocą gdy sąsiednie obszary wiejskie są wychłodzone na skutek wypromieniowania długofalowego. Zmiany tych topoklimatów powodowane są na obszarach miejskich zwiększoną szorstkością podłoża, zmienionym albedo, zwiększonym spływem powierzchniowym,. Oraz inna pojemnością cieplną układu wynikającą z zastąpienia pól i lasów przez budynki. W okolicach wielkich aglomeracji- szczególnie o dużym skupieniu zakładów przem występuje większe zanieczyszczenie atm, powoduje to zmniejszenie odpływu promieniowania słonecznego. Przy wyższej temp powietrza nad miastem występują lokalne prądy wstępujące. Jest zachwiana równowaga radiacyjna przez zanieczyszczenia. Przyczynia się to do powstania efektu cieplarnianego. Cieplarnianego godzinach nocnych pogłębiają się kontrasty termiczne. Intensywność wysp ciepła maleje w godzinach rannych.

Czynniki wpływające na dobowe amplitudy temperatury powietrza.

Dobowy przebieg przeciętnych wielkości temperatury powietrza na wysokości 2 m wskazuje na ścisły związek z całkowitym bilansem promieniowania w zakresie występowania minimalnych wielkości gdyż podczas nocy mamy do czynienia wyłącznie z ujemnymi jego wartościami. Natomiast po wschodzie słońca rozpoczyna się wzrost temperatury powietrza. Dobowe przebiegi oraz średnie wartości temp w miesiącach czerwiec, wrzesień wskazują na decydującą rolę przychodu energii słonecznej, związanego z katem padania promieni oraz długością dnia i nocy. Zmiany temperatury w cyklu dobowym są konsekwencją ruchu

Promieniowanie krótkofalowe na powierzchni terenu

Zróżnicowanie ilości pochłoniętej energii słonecznej w warunkach urozmaiconego mikroreliefu wynika nie tylko z różnych kątów nachylenia fragmentów terenu i różnych katów padania promieni słonecznych lecz także z ich ekspozycji w stosunku do stron świata. W przypadku powierzchni poziomej ilość otrzymanej energii nie zależy od wystawy części tej powierzchni w stosunku do stron świata. Wpływ na warunki przychodu bezpośredniego promieniowania słonecznego do powierzchni terenu zależy również od rzeźby terenu która może ulec zmianie po zastosowanych np. różnych zabiegach agrotechnicznych. To powoduje że powstają na powierzchni miejsca niejednakowo ogrzane co w efekcie powoduje zmianę wielkości parametrów meteorologicznych. Na powierzchnię terenu dochodzi również znaczna ilość promieniowania rozproszonego przez drobiny gazów i pyłów znajdujących się w atmosferze. Sama powierzchnia terenu powoduje częściowe odbicie promieniowania mierzone solarymetrem. Największe ilości energii słonecznej otrzymują obszary wschodniej i częściowo centralnej Polski.

Czynniki kształtujące klimat Europy

Duże znaczenie dla klimatu Europy ma temperatura powierzchni wody oceanu atlantyckiego która pozostaje pod wpływem ciepłego prądu zatokowego. Na kształtowanie warunków obrotowego Ziemi. Ziemia przyjmuje promieniowanie słoneczne i nagrzewa się w ciągu dnia. Maksimum termiczne nie pokrywa się jednak z momentem górowania Słońca, czyli z momentem największej ilości docierającego do powierzchni Ziemi promieniowania słonecznego, ale jest opóźnione w stosunku do górowania Słońca o około l - 2 godziny, ponieważ musi upłynąć właśnie taki czas, aby Ziemia maksymalnie nagrzała się i wyemitowała największą (w danej chwili) ilość promieniowania cieplnego. Dlatego też najwyższa temperatura w ciągu doby występuje między godzinami 13°° a 15°°. W nocy Ziemia jedynie oddaje ciepło zmagazynowane w ciągu dnia. W związku z tym najniższa temperatura występuje tuż przed świtem, ponieważ w nocy, w miarę upływu czasu, Ziemia traci coraz więcej ciepła. O świcie promienie słoneczne zaczynają docierać do powierzchni gruntu i temperatura zaczyna wzrastać.

Opisać parowanie terenowe roślin okopowych podczas okresu wegetacji.

W okresie wegetacji maksymalne parowanie w przypadku buraków cukrowych przypada na trzecią dekadę lipca podobnie jak i u ziemniaków średnio późnych. Ziemniaki wczesne swoje maksimum osiągają w pierwszej dekadzie lipca. Zauważyć można że przypada to na miesiące letnie. Jeśli chodzi o wartości minimalne parowania terenowego to we wszystkich przypadkach występuje ono na początku okresu wegetacji czyli od kwietnia do około pierwszej dekady maja jak i również na koniec okresu we wrześniu.
zestaw 7
klimatycznych Europy wpływają przeszkody dla ruchu mas atmosferycznych w postaci równoleżnikowo rozmieszczonych masywów górskich. Klimatotwórcze znaczenie ma również szerokość geograficzna. Wpływa ona na zróżnicowane ilości opadów , niedosytów wilgotności oraz na temp powietrza.

Jak można zmienić niekorzystny mikroklimat

Bierne melioracje mikroklimatyczne – polegają na umiejętnym wykorzystaniu warunków sprzyjających i unikaniu zjawisk szkodliwych. Notując np. granicę zasięgu przygruntowych radiacyjnych mgieł można określić do jakiej wysokości sięga zastoisko chłodnego powietrza w obniżeniu terenowym. Powstawanie szronu pozwala na zlokalizowanie miejsc chłodniejszych z możliwością powstania przymrozków przygruntowych co pozwala na planowanie struktury zasiewów.

Czynne melioracje mikroklimatyczne – to zbiegi często proste i tanie powodujące zmianę niekorzystnych warunków mikroklimatycznych. Poprawa warunków wilgotnościowych gleby przez właściwe stosowanie melioracji odwadniających i nawodnień wpływa na zmianę stosunków powietrzno- wilgotnościowych w glebie a przez to na termikę gleby i warunki termiczno-wilgotnościowe powietrza. Do tych melioracji zaliczyć można zabiegi agrotechniczne mające na celu uregulowanie stosunków powietrzno-wodnych.

Melioracje śnieżne – zabiegi zmierzające do wytworzenia i utrzymania na polach grubszej i wyrównanej pokrywy śnieżnej. Umożliwia to zgromadzenie większych wiosennych zapasów wody w glebie oraz podniesienie jej temperatury. Grubość pokrywy śnieżnej można zwiększyć przez zastosowanie pasów zadrzewień, krzewów, wysokich roślin jednorocznych, przenośnych płotów itp. Uniemożliwia to wywiewanie śniegu przez wiatr.

Ochronne pasy zieleni – korzystnie oddziaływają na czynniki meteorologiczne. Efektem jest znaczne osłabienia prędkości wiatru. Zwiększa to wilgotność gleby, zmniejsza parowanie terenowe.

Podstawowe wielkości wpływające na wilgotność powietrza

MAKSYMALNA ZAWARTOŚĆ PARY WODNEJ W ATMOSFERZE (e max), Jest to całkowite nasycenie powietrza para wodna tzn. zdajecie wszystkich możliwych miejsc w jednostce objętości powietrza przez parę wodna.

AKTUALNA PRĘŻNOŚĆ to zawartość pary wodnej (e) mierzone za pomocą psychrometru.

PSYCHROMETR-sklada się z 2 termometrow-suchego i zwilzonego,którego zbiornik jest owinięty pojedyncza warstwa cienkiej tkaniny.Woda z umieszczonego poniżej naczynia podsiąka i stale zwilża powierzchnie czujnika. Jeżeli powietrze nie jest całkowicie nasycone para wodna, wówczas utajone ciepło parowania powoduje obniżenie temp.termometru zwilzonego.Na podstawie różnicy wskazań pomiędzy opisanymi termometrami podczas pomiaru odczytuje się w tablicach psychometrycznych wielkość aktualnej prężności pary wodnej w hPa.

NIEDOSYT WILGOTNOŚCI POWIETRZA (d)

Wynika z różnicy pomiędzy wartością maksymalna w danej temp powietrza w chwili obserwacji odczytanej z tabeli i wielkością aktualnej prężności według zależności:

d = emax – e

WZGLEDNA WILGOTNOŚĆ POWIETRZA

Nazywamy stosunek prężności pary wodnej zawartej w powietrzu do prężności pary nasyconej w temp termometru suchego podczas pomiaru. Wielkość wilgotności względnej f (%) obliczamy wg wzoru: f = e/emax * 100. Pomiary wilgotności względnej można wykonać za pomocą higrometru. Działa on na zasadzie zmian długości odtłuszczonego włosa,który wydłuża się przy wzroście wilgotności i skraca przy jej obniżaniu. Skala przyrządu powstała na podstawie wyznaczenia położenia wskazówki przy różnych wartościach wilgotności względnej (w %) mierzonych psychrometrem.

PUNKT ROSY (td) określamy w ten sposób temp przy której para wodna zawarta w powietrzu osiąga stan nasycenia. W temp punktu rosy wartość niedosytu wilgotności wynosi 0, zaś wilgotności względnej 100 %.

Rozkład miesięczny parowania wskaźnikowego na terenie Polski

Wartości parowania wskaźnikowego miesiącach od listopada do marca są niewielkie i wykazują małe zróżnicowanie. Największe wartości występują w okresie V-VIII. Najwyższe sumy parowania wskaźnikowego występujące z prawdopodobieństwem 95% i 90% stwierdzono w lipcu dla Tarnowa i Wrocławia a dla Poznania i Suwałk w czerwcu. Najniższe sumy parowania występują we wrześniu.

Rozkład prędkości wiatru na pagórkach i w kotlinie

Na dnie kotliny prędkość spada do ok. 40% prędkości na wierzchowinie od strony dowietrznej i osiąga ponad 120% u wejścia na teren płaski zbocza przeciwległego. Jeśli chodzi o pojedynczy pagórek to prędkość wiatru na szczycie wzrasta ponad dwukrotnie niż u podnóży wzniesienia. Po stronie zawietrznej spada do ok. 40% wielkości przed wzniesieniem.

Dobowy i roczny rozkład wilgotności względnej.

Dobowy przebieg wilgotności powietrza. Zawartość pary wodnej w przygruntowej warstwie atmosfery jest funkcją warunków lokalnych-przede wszystkim parowania i ruchów powietrza, odprowadzających nasycone para wodna objętości powietrza do wyższych, bardziej suchych warstw. Aktualna prężność pary wodnej zmienia się w granicach ok. 2hPa, najniższą zawartość pary wodnej w powietrzu obserwuje się w nocy i koło południa. Przebieg dobowy niedosytu podobny jest do przebiegu temperatury powietrza, max wartości niedosytu występują ok. godz. wcześniej niż maksimum temperatury.

Roczny przebieg wilgotności powietrza. Najwyższe wartości występują w czerwcu i lipcu, najniższe w grudniu i styczniu. Wynika to z wartości temperatury powietrza i odpowiadających im wielkości prężności pary wodnej nasyconej.

Przestrzenny i czasowy rozkład opadów na terenie Polski.

Średni opad w Polsce wynosi 600 mm. Opady atmosferyczne zależą przede wszystkim od wysokości nad poziomem morza. W rezultacie najwięcej pada w górach (1200-1500 mm), a na wyżynach i pojezierzach – 700-800 mm, zaś na nizinach wynosi tylko 450-550 mm.
Opady zależą od wysokość nad poziomem morza, ukształtowanie powierzchni, odległość od morza i oceanu. Najmniejsze w Polsce centr. - nie przekraczają 500 mm a w Wlkp. pon. 500 mm. Pojezierza i wyżyny 600-800 mm (wzgórza trzebnickie i ostrzeszowskie 600-700 mm) w Karpatach i Sudetach 800-1200 mm (najwyższe partie 1400) przewaga deszczu, na zach. opady śniegu 5-6%, na wsch. 18-20%, w Karpatach i Sudetach 35-40%, a miejscami 60%. Najwyższe sumy opadów występują w lipcu a następnie w czerwcu i sierpniu a najniższe podczas stycznia i lutego. W półroczu letnim suma opadów wynosi 60-70% opadów rocznych. Opady atmosferyczne wykazują bardzo duże zróżnicowanie przestrzenne zwłaszcza na terenach podgórskich i w górach.
 

Na jakich terenach osadza się rosa i szron (chodzi o to czy na górkach czy może w dolinach itp.).

ROSA-powstaje w temp.>0.Przyczyną ochłodzenia powierzchni jest przede wszystkim silne wypromieniowanie długofalowe przy braku zachmurzenia i małej prędkości wiatru lub ciszy. Tworzą się wówczas pojedyncze krople wody, głównie na pow. Poziomych. W chłodnej porze roku rosa powstaje, gdy po umiarkowanych przymrozkach napływa cieplejsze, wilgotne powietrze.

SZRON-powstaje w temp.<0 na przedmiotach odpowiednio ochłodzonych(tak aby na nich sublimowała para wodna). Szron osadza się głównie na pow.poziomych i przybiera postać lodowych łusek, piórek itp. Gdy zaczyna napływać ciepłe powietrze występuje głównie na pow. Pionowych.

Rodzaje opadów występujących w niżu barycznym.

Altostratus- niewielkie opady, Nimbostratus- długotrwałe opady o słabym natężeniu, Cumulonimbus- burze, przelotne opady o dużym natężeniu, grad. Po przejściu frontu ciepłego opady zanikają.
 

Przebieg parowania terenowego z roślin zbożowych w różnych okresach wegetacyjnych

Parowanie terenowe wykazuje zróżnicowany rytm przebiegu wielkości. Maksymalne wartości w przypadku roślin zbożowych przypadają na miesiące maj czerwiec. Spowodowane są wzmożonym parowaniem biologicznym przypadającym z reguły na kwitnienie roślin (okresy krytyczne gospodarki wodnej). Dla pszenicy ozimej wartości maksymalne przypadają na trzecią dekadę maja, dla jęczmienia jarego na pierwszą dekadę czerwca podobnie jak dla pszenicy jarej i mieszanki jarej – poplon. Owies swoje maksimum osiąga w trzeciej dekadzie czerwca. W przypadku wszystkich tych roślin minimalne wartości przypadają na początek i na koniec okresu wegetacji czyli na miesiące IV , IX.
 

Porównać mikroklimat szczytu pagórka i dna kotliny.

Rozkład temp powietrza na wypukłych formach terenu jest pochodną warunków przychodu energii słonecznej. Podczas dnia wartość temp powietrza na zboczach zależą od ekspozycji, nachylenia, pory roku i wysokości nad poziomem terenu. Zróżnicowanie termiczne zwiększa się wraz ze wzrostem nachylenia zboczy oraz zmniejszeniem wysokości słońca nad horyzontem. W godz popołudniowych pogodnych dni wiosną i jesienią różnicę temp na wysokości 50 cm nad gruntem przekraczają zwykle kilka stopni. Podczas nocy izotermy układają się w zasadzie równolegle do warstwic- im bliżej szczytu pagórka tym temp wyższa. Wywołane jest to spływem w dół ochłodzonego, ciężkiego powietrza i wznoszeniem si e po zboczach powietrza cieplejszego. Jednakowa grubość pokrywy śnieżnej w różnych fragmentach terenów pagórkowatych jest funkcją zróżnicowanej prędkości wiatru i ukształtowania terenu. Najgrubsza warstwa śniegu utrzymuje się zwykle u podnóży wzniesień na stokach zawietrznych i w zagłębieniach terenu. W odsłoniętych partiach szczytowych stoków odwietrznych, na wododziałach i wysoczyznach grubość pokrywy śnieżnej i czas jej zalegania są najmniejsze. Rozkład opadów na pagórku jest w pierwszym przybliżeniu funkcją zróżnicowania prędkości wiatru. W częściach wzniesień charakteryzujących się większą prędkością wiatru ilość opadu na jednostkę powierzchni jest mniejsza, gdyż niektóre krople aż przez wiatr wznoszone pionowo. Najmniej opadów otrzymuje część szczytowa wzniesienia. Ze względu na większą prędkość wiatru , mniejszą wilgotność powietrza i przy korzystnych warunkach energetycznych, parowanie jest zwykle najwyższe w szczytowych punktach wzniesienia. Niżej położone części o obniżeń terenowych (kotliny i doliny) a szczególnie ich dna charakteryzują się podczas dnia wysoką temp powietrza także ze względu na utrudnioną wymianę turbulencyjną. Rzeźba terenu wywiera wpływ nie tylko na temp powietrza ale i na jego wilgotność, spadek obniżenia temp powoduje wzrost wilgotności. Obniżenia terenowe zwłaszcza głębsze doliny i kotliny charakteryzują się wzrostem temp minimalnej w nocy w kierunku wierzchołkowym. Najbardziej charakterystyczną cechą topoklimatu wklęsłych form terenu jest specyficzny rozkład pionowy temp min w nocy. Wynika on z zróżnicowania wilgotności podłoża, wypromieniowania efektywnego na powierzchni poziomych i zboczach oraz grawitacyjnego spływu ochłodzonego ciężkiego powietrza po zboczach na dno zagłębienia. Zaleganie zimowego powietrza może spowodować np. wysoki nasyp drogowych lub kolejowych położony u podnóża zbocz lub pas zadrzewień na zboczu. W ten sposób w najniższych częściach obniżeń terenowych powstają zastoiska zimnego powietrza tzw mrozowiska.

Rodzaje i powstawanie układów barycznych

Układy baryczne, obszary obniżonego i podwyższonego ciśnienia występujące w atmosferze. Podstawowymi układami barycznymi są niże (powietrze przemieszcza się do środka układu - konwergencja) i wyże (powietrze przemieszcza się od środka układu ku jego peryferiom - dywergencja) atmosferyczne. Oprócz nich wyróżnia się jeszcze:
1) zatokę niskiego ciśnienia, która stanowi peryferyjną część niżu, charakteryzującą się wydłużonymi izobarami w kształcie litery V, wcinającymi się w obszar wyższego ciśnienia.
2) klin wysokiego ciśnienia, analogiczny do zatoki niskiego ciśnienia układu barycznego, z tym, że stanowi peryferyjną część wyżu, wcinającą się w układ niskiego ciśnienia.
3) wał baryczny (grzbiet baryczny), wydłużony obszar podwyższonego ciśnienia pomiędzy dwoma niżami.
4) bruzdę baryczną, wydłużony obszar obniżonego ciśnienia pomiędzy dwoma wyżami.
5) siodło baryczne, obszar pomiędzy dwoma niżami (lub zatokami niskiego ciśnienia) i dwoma wyżami (lub klinami wysokiego ciśnienia) ułożonymi na krzyż.
Wyż atmosferyczny, wyż baryczny, obszar, w którym ciśnienie atmosferyczne jest podwyższone i wzrasta ku środkowi, osiągając maksymalną wartość w centrum tego obszaru (centrum wyżu). Na mapie synoptycznej wyż baryczny przedstawia się za pomocą zamkniętych izobar z rosnącymi wartościami ciśnienia do centrum wyżu. Cyrkulacja powietrza wyżu barycznego ma charakter antycyklonalny. Na obszarze wyżu występują ruchy skierowane ku dołowi od środka wyznaczonego przez izobary układu we wszystkich kierunkach. Podczas przemieszczania powietrza z obszaru wysokiego ciśnienia do powierzchni ziemi następuje sprężanie i w konsekwencji wzrost temp spowodowany ogrzewaniem adiabatycznym. Wzrasta wówczas niedosyt wilgotności, zmniejsza się wilgotność względna i obniża punkt rosy. Nie ma warunków do kondensacji pary wodnej. W wyżu mamy do czynienia z dużym przychodem energii słonecznej w dzień silnym wypromieniowaniem długofalowym w nocy. W centralnej części wyżu wieją słabe wiatry przy powierzchni ziemi lub jest cisza. Występują duże amplitudy dobowe temp powietrza i niedosytu wilgotności.
Niż atmosferyczny, niż baryczny, cyklon, ośrodek niskiego ciśnienia charakteryzujący się zamkniętym układem izobar, w którym ciśnienie powietrza maleje od zewnątrz do środka. Szczególnym przypadkiem niżu atmosferycznego jest cyklon tropikalny. Niże tworzą się z reguły na obszarach rozgraniczenia mas atmosferycznych. Podczas szybkiego przemieszczania powstaje odkształcenie warstwy granicznej w postaci fali a następnie klina. Tworzy się wówczas ruch wirowy a najniższe ciśnienie występuje na szczycie klina. Powietrze ciepłe przenika w głąb obszaru powietrza zimnego i wślizguje się ku górze tworząc front ciepły. Niż w którym powietrze wiruje wokół centrum przeciwnie do ruchu wskazówek zegara przemieszcza się ponad powierzchnia kuli ziemskiej na ogół w kierunku cieplejszych mas.

Klimat strefy bałtyckiej

występuje w wąskim pasie wzdłuż wybrzeża i w delcie Wisły. Kształtuje się pod wpływem Bałtyku. Cechy charakterystyczne: dość ciepłe, łagodne zimy na ogół chłodne lata dość często silne wiatry- późną wiosną zimne, jesień sucha i pogodna, opady roczne 600- 700mm, w delcie Wisły 500-600mm.

Opisać opad na pojedynczy pagórek

Rozkład opadów na pagórku jest w pierwszym przybliżeniu funkcją zróżnicowania prędkości wiatru. W częściach wzniesień charakteryzujących się większą prędkością wiatru ilość opadu na jednostkę powierzchni jest mniejsza, gdyż niektóre krople są przez wiatr znoszone poziomo. Najwięcej opadów otrzymuje środkowa część zbocza dowietrznego. Spowodowane jest to prostopadłą do zbocza strugą deszczu. Najmniej opadów otrzymuje część szczytowa wzniesienia.

Dlaczego w Polsce jest klimat przejściowy

położenie geograficzne pomiędzy 49 i 54 stopniem szer. Geograf. Wsch. , brak wyżyn o przebiegu południkowym oraz sąsiedztwo Bałtyku sprzyjają bardzo silnemu oddziaływaniu podstawowych czynników klimatotwórczych. Niewielkie odległości od mórz i oceanu powodują występowanie na obszarze Polski zarówno cech klimatu ,morskiego jak i kontynentalnego. Potwierdzenie przejściowości klimatu Polski są dwie dodatkowe termiczne pory roku : przedwiośnie (0-5 C) i późna jesień (5-0 C). Rozkład miesięcznych sum opadów jest w Polsce zbliżony do typu kontynentalnego, amplituda roczna temperatury jest mniejsza niż w kontynentalnym lecz wyższa niż w morskim. Porównanie rocznych sum opadów z różnych stacji europejskich wskazuje na możliwość znalezienia w Polsce terenów odpowiadających pod względem opadowym średnim wieloletnim wartościom charakterystycznym zarówno dla klimatu morskiego i kontynentalnego.

Składowe bilansu cieplnego

Bilans cieplny: +-Q+-G+-A+-LE=0 Q- całk bilans prom ; G- wymiana ciepła z podłożem ; A- wymiana ciepła z atmosferą ; L- ciepło utajone zmian stanu skupienia wody ; E- wielkość parowania lub kondensacji
 

Wpływ pokrywy śnieżnej oraz szaty roślinnej na rozkład temperatur w profilu glebowym.

Fizyczny mechanizm oddziaływania pokrywy śnieżnej i szaty roślinnej jest podobny. Podczas dnia zatrzymują one znaczną część lub całość energii promieniowania słonecznego nie dopuszczając do dużego nagrzania powierzchni natomiast w nocy zatrzymują dużą część ciepła przemieszczającego się z górnych warstw gleby ku jej powierzchni. W okresie zimowym przebieg temp gleby zależy w decydującym stopniu od braku lub obecności pokrywy śnieżnej i jej grubości. Śnieg dzięki swym właściwościom izolacyjnym chroni glebę przed nadmiernym wychładzaniem. Pokrywa śnieżna w znacznym stopniu hamuje straty ciepła z gleby i powoduje płytsze zamarzanie. Przy kilkucentymetrowej pokrywie śnieżnej w wierzchnich warstwach gleby zaobserwować można temp dodatnie a dopiero poniżej głębokości 20 cm utrzymywały się niewielkie temp ujemne spowodowane silnym wychłodzeniem we wcześniejszym bezśnieżnym okresie. Jeśli chodzi o szatę roślinną to w okresie letnim najwyższa temp występuje na polu gleby bez roślin. Im wyższy i bardziej zwarty łan roślin tym temp gleby szczególnie w warstwach powierzchniowych niższa. Ograniczenie dopływu promieniowania przez szatę roślinna powoduje słabsze nagrzanie się powierzchni gleby dlatego gleba pokryta roślinami ma podczas dnia temp niższą w porównaniu z gleba bez roślin. Natomiast w nocy rośliny chronią glebę przed wychłodzeniem na drodze wypromieniowania długofalowego. Powoduje to względny wzrost temp i w efekcie zmniejszenie dobowych i okresowych amplitud temp w glebie zakrytej szatą roślinną. Wpływ szaty roślinnej na temp gleby zwiększą się w dni słoneczne i w miarę obniżania wilgotności gleby. Przy dużym zachmurzeniu i wilgotnej glebie jej temp zarówno w ciągu doby jak i w profilu pionowym ma rozkład bardziej wyrównany.

Wymienić i omówić czynniki klimatotwórcze.

1)Szerokość geograficzna - przychód energii słonecznej decyduje o temp powierzchni poszczególnych fragmentów ziemi na których odbywa się wymiana energii i wody pomiędzy podłożem a atmosfera. Pomiędzy 49 i 54 równoleżnikiem znajdują się wszystkie polskie stacje meteorologiczne oraz Berlin Paryż Londyn Amsterdam Praga Lwów Kijów Wankuwer Kłębek Ułan bator. Dla tego samego równoleżnika wokół całej kuli ziemskiej kąty padania promieni każdego dnia w roku SA identyczne, a długości dnia i nocy takie same. Ilość energii w postaci promieniowania całkowitego dochodzącej do powierzchni modyfikuje przy tej samej szerokości geograficznej wielkość zachmurzenia, zawartość pary wodnej i pyłu w atmosferze. Różnica długości geograficznej 15 stopni określa strefy czasu spowodowane obrotem ziemi wokół osi. Ilość energii dochodzącej do górnej granicy atmosfery jest taka sama dla danego równoleżnika.2)Rodzaj powierzchni. Temperatura powierzchni zależy od albedo. Na ziemi wyróżniamy powierzchnie: wód i oceanów, piaski pustyni w strefie równikowej, lasy tropikalne. Jest tam zmienne albedo pokrywy śnieżnej albo roślinnej, cykle rozwojowe roślin oraz wielkość powierzchni lasów iglastych albo liściastych zrzucających liście na zimę. Rodzaj podłoża ma duży wpływ na równanie bilansu cieplnego. Pojemność cieplna wody jest kilkakrotnie większą niż lądu, zwłaszcza w wysuszonych warstwach gleby. Znacznie wolniej nagrzewają się i ochładzają oceany niż kontynenty. Oceany stale parują, zaś na niektórych obszarach parowanie może być równe zero np. pustynia. Suchość powoduj...