Krzysztof Markowicz Klimat Strzyżowa



Pobieranie 491.51 Kb.
Strona1/6
Data09.05.2016
Rozmiar491.51 Kb.
  1   2   3   4   5   6


Krzysztof Markowicz

Klimat Strzyżowa





Wstęp

Praca pt. „Klimat Strzyżowa” powstała na podstawie badań meteorologicznych

przeprowadzonych w większości przez autora na prywatnej stacji meteorologicznej MK1-260 w Strzyżowie. Stanowi ona szczegółowy opis klimatu Strzyżowa na podstawie obserwacji meteorologicznych prowadzonych w okresie od 1985 do 1991.

Ograniczony do zaledwie 7 lat okres badań spowodowany był brakiem dostępu do danych klimatycznych z posterunku meteorologicznej w Żarnowej (oddalonego około 1000 metrów od stacji MK1-260). Pomimo usilnych starań autora w Instytucie Meteorologii i Gospodarki Wodnej w Krakowie dane z tej stacji nie zostały udostępnione. Mimo tego cześć danych z badanego okresu została udostępniona autorowi przez kierownikowi stacji meteorologicznej w Krośnie.

Niniejsze opracowanie zawiera bogate informacje z prawie każdej dziedziny klimatu Strzyżowa wraz z analizą wskaźników klimatycznych regionu. W drugiej części pracy sporo uwagi poświęcono warunkom mikroklimatycznym w okolicach Strzyżowa oraz ich zmianom w okolicach Góry Żarnowskiej.

Strzyżów marzec 1992 r.



Podziękowania
Chciałby podziękować kierownikowi stacji meteorologicznej w Krośnie za udostępnienie części obserwacji klimatycznych z posterunku meteorologicznego w Żarnowej. Ponadto panu mgr Bogusławowi Popieluchowi , panu mgr Tadeuszowi Mazurowi oraz panu lek. med. Władysławowi

Urbanikowi za udostępnienie pracowni komputerowej podczas analizowana danych i pisania pracy.



Spis treść

13. Zmiany klimatu Strzyżowa – nowy rozdział !!



1. Ukształtowanie terenu okolicach Strzyżowa
Strzyżów położony jest w strefie przejściowej między Karpatami Zachodnimi i

Wschodnimi w Pogórzu Strzyżowsko -Dynowskim. Krajobraz Pogórza charakteryzuje się

długimi pasmami wzgórz o wysokości względnej do 250m, ciągnących się z północnego

zachodu na południowy wschód. Poprzedzielane wzniesienia równoległymi równinami rzek i

potoków tworzą teren o charakterze rusztowym. Szczyty wzniesień są spłaszczone pokryte

lasami niekiedy przekraczają 500 m.n.p.m. W krajobrazie takim rozciąga się Strzyżów na

wysokości 238 m.n.p.m. o współrzędnych geograficznych 49o53" szerokości północnej i

21o47" długości zachodniej. Miasto to leży w dolinie na lewym brzegu rzeki Wisłok. Teren

Strzyżowa otoczony jest szeregiem pasm górskich na południu pasem Brzeżanki 484m.n.p.m.

Z północy grzbietem Białej góry 413m.n.p.m. z północnego wschodu pasmem działów

niebyleckich 460 m .n .p. m. Z kierunku południowo zachodniego i zachodniego teren jest

otwarty zgodnie z kierunkiem doliny Wisłoka.

Stacja meteorologiczna na której zostały wykonane badania klimatyczne , położona

jest na wysokości 260m.n.p.m. na zachodnim zboczu żarnowskiej góry 282m n.p.m. w

odległości 1km od centrum miasta w kierunku północno wschodnim. Stok opada w kierunku

południowo zachodnim pod kątem 5-10 stopni. Pokrycie terenu trawiaste niskie. Obszar

szczególnie otwarty na działanie Atlantyku z południowego zachodu i zachodu , którego

odległość wynosi około 2000 km. Natomiast oddalenie od morza Bałtyckiego wynosi około

600 km.

2. Ogólna cyrkulacja powietrza w Europie Środkowej

2.1 Masy powietrza

Usytuowanie Polski między morzem Bałtyckim Karpatami oraz równoleżnikowy

układ pasm górskich sprzyja strefowemu przenikaniu mas powietrza. Cyrkulacja powietrza w

Europie środkowej odznacza się wyjątkową zmiennością z dnia na dzień. Przeważającym kierunkiem adwekcji mas powietrza jest kierunek z zachodu na wschód. Na teren Polski napływają trzy zasadnicze masy powietrza. Dzielą się one zależnie od tego na jakim podłożu kształtowały się na kontynentalne i morskie.

Najczęściej spotykaną masą jest powietrze polarne. Pochodzi ono z umiarkowanych szerokości geograficznych. Powietrze polarno morskie PPm w czasie lata powoduje ochłodzenie i wzrost wilgotności. Po wkroczeniu na ląd silnie się ogrzewa od dołu wskutek czego rozwijają się w nim ruchy konwekcyjne przekształca się w masę o równowadze chwiejnej. Towarzyszą jej burze z

intensywnymi opadami deszczu. W zimie adwekcja tej masy powoduje znaczne ocieplenia.

Towarzyszy jej pogoda pochmurna ze słabymi opadami deszczu lub deszczu ze śniegiem.

Powietrze polarno kontynentalne PPk odznacza się małą zawartością pary wodnej i małym

zachmurzeniem.



Główne kierunki napływu mas powietrza nad Polskę


4


W zimie nad wyziębionym kontynentem silnie ochładza się tworząc masę o

równowadze stałej. Towarzyszy jej mroźna i bezchmurna pogoda. Latem nad kontynentem

mocno ogrzewa się występują w niej silne ruchy konwekcyjne. Jest masą wyjątkowo

chwiejną. Opady z niej nie są duże , ponieważ zawiera niewielką ilość pary wodnej.

Towarzyszy jej umiarkowane zachmurzenie chmury typu cumulus oraz wysoki poziom

kondensacji. Drugą masą pod względem częstotliwości występowania jest powietrze

arktyczne. Obszarem źródłowym jest obszar Grenlandii i Spitsbergenu. Powietrze to odznacza

się dużą przeźroczystością i małym zapyleniem. Powietrze arktyczno morskie PAm napływa

nad Europę z północnego zachodu. Początkowo jest masą suchą ale nad obszarami oceanu

wzbogaca się w parę wodną. W zimie ulega ogrzaniu nad ciepłymi wodami Atlantyku. Po

wkroczeniu na ląd ponownie ochładza się. Towarzyszy jej mroźna i pochmurna pogoda. W

lecie jest masą chwiejną co prowadzi do rozwoju ruchów konwekcyjnych i opadów deszczu

często z burzami. Powietrze arktyczno kontynentalne PAk napływające z północnego

wschodu zawiera znikome ilości pary wodnej. W zimie jest masą bardzo mroźną o

równowadze stałej. W letniej porze roku adwekcja tej masy powoduje znaczne ochłodzenia ,

nieraz do wystąpienia przygruntowych przymrozków.

Najrzadziej w naszej szerokości geograficznej występuje powietrze zwrotnikowe. Powietrze

zwrotnikowo morskie PZm w lecie jest powietrzem ciepłym , wilgotnym i chwiejnym.

Występują często burze i ulewne deszcze , w zimie w czasie napływu tej masy temperatura

gwałtownie podnosi się. Powietrze zwrotnikowo kontynentalne PZk charakteryzuje się w

lecie ciepłą i suchą pogodą , dużym zanieczyszczeniem powietrza. PPm ze względu na

znaczne odległości od środkowej Europy dociera do Polski jako masa stara i mocno

przetransportowana , natomiast PPk jest świeże. PA i PZ napływają zawsze jako masy stare ,

powietrze to pokonuje znaczne odległości zanim dotrze do środkowej Europy. Podczas

adwekcji masy te zmieniają swoje charakterystyczne właściwości zależnie fizycznych cech

podłoża.





2.2 Fronty atmosferyczne
Strefami przejściowymi między poszczególnymi masami powietrza są fronty

atmosferyczne. Główne fronty charakteryzujące się tylko sezonowymi zmianami położenia noszą

nazwę stacjonarnych. Wyróżnia się trzy podstawowe fronty stacjonarne : arktyczny , polarny i

zwrotnikowy. W lecie fronty te przesuwają się w stronę bieguna północnego, a w zimie

spływają w stronę równika. Ruchy te spowodowane są zmianami temperatury w poszczególnych porach roku. Masy powietrza niezależnie od pór roku dążą do małych zmian temperatury wobec czego muszą się przesuwać. Na froncie polarnym podczas całego roku powstają niże baryczne kształtujące pogodę w Europie. Niże powstają seriami w postaci tzw. rodzin niżów. Zgodnie z kierunkiem strumienia sterującego , ośrodki te poruszają się z zachodu na wschód z odchyleniem na północ. Często niże nad Polską są w stadium wypełniania ( zanikania niżu ) co powoduje zwiększanie

szerokości pasm zachmurzenia i zmniejszenia natężenia, ilości opadu oraz tendencji

barycznej. W zimie wskutek większych gradientów temperatury na półkuli północnej niże są

aktywniejsze niż latem. Najczęściej niże pojawiają się w listopadzie i lutym , są to okresy

wzmożonej aktywności frontogenetycznej i cyklogenetycznej. W okresie tym niże są szczególnie aktywne i głębokie, poruszają się szybciej niż w pozostałych miesiącach. Przynoszą znaczne

zmiany temperatury, zachmurzenia , ciśnienia , kierunku i prędkości wiatru. Towarzyszą im częste

wichury, szczególnie gdy cyklony są w stadium pogłębiania się. Przed niżem zalega często

powietrze kontynentalne silnie wychłodzone zimą i gorące latem. W czasie zbliżania sie

pierwszego frontu (ciepłego) związanego z niżem , ciśnienie systematycznie spada , rośnie

zachmurzenie i siła wiatru. Temperatura w zimie podnosi się tzw. maskowanie się frontu , zaś

w lecie lekko opada. Po przejściu frontu ciepłego zmienia się masa powietrza na Pm stare.

Przedfrontowy kierunek wiatru (południowy lub południowo wschodni) zmienia się na

południowo zachodni. PPm stare zalegające w wycinku ciepłym (obszar między frontem

ciepłym a chłodnym) przynosi zimą odwilże i słabe opady mżawki lub słabego śniegu , latem

ochłodzenie , słabe opady z chmur warstwowo niskich. W strefie tej ciśnienie jest stałe lub lekko obniża się. Występują przejaśnienia związane z klinem wysokiego ciśnienia.

W miarę zbliżania się kolejnej zatoki niskiego ciśnienia z frontem chłodnym prędkość wiatru

gwałtownie wzrasta i zmienia swój kierunek na północno zachodni. Po przejściu tego frontu

ciśnienie zaczyna szybko rosnąć występują przelotne opady burzowe z chmur pochodzenia

konwekcyjnego. Temperatura niezależnie od pory roku spada o kilka stopni. Za frontem

chłodnym zalega PPm jest ono mocno chwiejne i wilgotne. Strefy te charakteryzują się

liniami niestałości (szkwały). Towarzyszy im zwiększenie porywistości wiatru oraz opady

ulewnego deszczu. W strefie tej rozwijają się kliny wysokiego ciśnienia co powoduje znaczne

poprawienie pogody. Powyższy schemat odnosi się do niżu w stadium do wypełniania (okludowania). Po rozpoczęciu się stadium wypełniania, front chłodny szybciej poruszający

się dogania ciepły i wypycha on ciepłe powietrze do góry. Taki front nosi nazwę

zokludowanego. W zależności od zmian temperatury wyróżnia się front okluzji ciepłej gdy

powietrze za frontem jest cieplejsze niż przed frontem. W przypadku odwrotnej sytuacji

front nosi nazwę okluzji chłodnej.

Przejściowy klimat Polski wynika ze znacznej częstotliwości występowania frontów. Podczas 225 dni fronty pojawiają się na terytorium Polski. Najczęściej przemieszczają się fronty chłodne 126 dni w roku następnie fronty okluzji 95 dni z czego 49 ma charakter frontu chłodnego a 46 frontu ciepłego. Tylko podczas 65 dni pojawiają się fronty ciepłe podczas gdy stacjonarne 16 dni rocznie. Połowa frontów nasuwa się z zachodu a 25% z północnego zachodu.


2.3 Główne ośrodki baryczne
Wyże baryczne rozwijają się po przejściu frontu chłodnego są w znacznym stopniu

ośrodkami stacjonarnymi przemieszczają się wolno z zachodu z odchyleniem w kierunku

południa. Spływają w stronę głównego wyżu zwrotnikowego. Towarzyszy im powietrze o

równowadze stałej przeważnie kontynentalne, słoneczna pogoda ze słabym wiatrem. Zimą

powietrze w wyżach jest mocno wychłodzone a latem upalne z zachmurzeniem małym i

umiarkowanym typu cumulus. Zdarzają się wyże w których panuje pogoda pochmurna ,

mglista lecz opady praktycznie nie występują. Pogodę w Polsce kształtują coroczne ośrodki

baryczne: Wyż Azorski rozbudowujący się silnie w okresie lata sięga swym klinem nawet po

Polskę. Latem przynosi dość ciepłą i lecz wilgotną pogodę natomiast zimą towarzyszy mu

temperatura dodatnia wiatry z sektora zachodniego.

Niż Islandzki jest silnie rozbudowany zimą, kiedy są największe różnice temperatury

między lądem a morzem. Niż ten przemieszczając się na wschód nasuwa za sobą powietrze

wilgotne i ciepłe zimą a latem wywołuje adwekcje chłodu. Podczas dominacji Niżu

islandzkiego występują silne wiatry, opady, oraz szerokie pasma chmur. Zimą w centralnej

części Azji obserwuje się obszar podwyższonego ciśnienia sięgający czasami do Europy.

Sytuacja ta powoduje adwekcje ze wschodu i południowego wschodu mroźnego i suchego

powietrza. Wyż ten blokuje ruch Niżu islandzkiego. W obszarze objętym tym wyżem panuje

słoneczna pogoda , wieją słabe wiatry , występuje duża amplituda temperatury. Niekiedy

dochodzi nad Skandynawią do rozwinięcia się wyżu. Sięga swym klinem na obszar Polski

wobec czego napływa powietrze PAk z północnego wschodu. W tym czsie obserwuje się

rekordowe spadki temperatury niekiedy poniżej - 30 i obserwuje się bardzo wysokie ciśnienie.

W jesieni często występuje zgniły wyż zalegający w centrum Europy. Między niżem

północnoatlantyckim a azjatyckim w wyższych warstwach atmosfery nad wyżem znajduje się

obszar dywergencji powietrza , napływa tam wilgotne i ciepłe powietrze. Opadając zachowuje

swoje właściwości dlatego w wyżu tym panuje pogoda pochmurna , występują gęste mgły ,

słabe wiatry, mogą wystąpić również słabe opady.

Pogoda cyklonalna utrzymuje się podczas 45 % dni w roku, zimą 55 % natomiast w ciepłej porze roku 38 %. Wzrost częstotliwości niżów odpowiada większemu oddziaływaniu oceanu na elementy meteorologiczne w Europie. W zimie wzrasta oceaniczność klimatu: mniejsze amplitudy, duże zachmurzenie, większa ilość godzin z opadem, temperatura jest wyższa niż na tych samych szerokościach nad centralną i wschodnią Azją. W lecie dominuje pogoda wyżowa 44%, klimat bardziej kontynentalny : duże wahania dobowe temperatur , słabsze wiatry. Średnio pogoda wyżowa panuje 42% dni wciągu roku natomiast 13% stanowi pogodę nieokreśloną. Ośrodki baryczne przemieszczają się z niewielką składową, mimo tego

powietrze jest mocno mieszane między szerokościami wysokimi a niskimi. Kierunek wiatru

w układach barycznych powoduje wtargnięcie ciepłego powietrza daleko na północ (wschodnia część niżu, zachodnia wyżu). Inwazje chłodnego powietrza w kierunku równika

występują w wschodniej części wyżu i zachodniej niżu. Sytuacja w praktyce jeszcze się

zwiększa podczas wspomnianych spływów antycyklonów w kierunku południowym oraz

ruchu cyklonów w stronę wysokich szerokości geograficznych. Jak wiadomo w

umiarkowanych szerokościach dominuje cyrkulacja zachodnia. W Europie dochodzi

często do zmian cyrkulacji. Z napływem z północy powietrza wiążą się pierwsze późno

jesienne ataki zimy. W raz z adwekcją powietrza PA następuje po paru godzinach po zmianie

cyrkulacji znaczne ochłodzenie. Sytuacja ta gwarantuje opady śniegu przy niskich

temperaturach zamiecie i zawieje śnieżne. Jeszcze groźniejsze ataki zimy obserwuje się gdy

nad zachodnią Europą i Atlantykiem zalega stacjonarny wyż, wtedy zgodnie z regułą

strumienia sterującego (izohipsy na mapach topografii barycznej pokrywają się z kierunkiem

izobar dolnych) niż zalegający w północnej Europie przemieszcza się zgodnie z

wskazówkami zegara na południe. Przynosząc ostre ochłodzenia nawet w wycinku ciepłym.

Cyrkulacja południowa występuje podczas ciepłych zim i okresów wiosennych. Wiatry

południowe powodują adwekcje ciepła oraz wilgoci znad Morza Śródziemnego. Przynoszą

znaczne ocieplenia, opady, silne wiatry. W górach dochodzi w tym czasie do wiatru

Halnego. Cyrkulacja wschodnia przynosi powietrze kontynentalne o małej zawartości pary

wodnej, napływ powierza z tego kierunku jest dość częsty.



2.4 Cyrkulacja powietrza w ośrodkach barycznych
Powietrze w ośrodkach barycznych porusza się pod wpływem siły gradientu ciśnienia.

Zostaje ono wprawione w ruch w kierunku największego spadku ciśnienia. Po uzyskaniu

pewnej prędkości zaczyna działać na nie dwie siły: Coriolisa oraz siła odśrodkowa. Wobec

czego wiatr odchyla się o kąt 90° od linii normalnej do izobary, kierunek jego jest styczny do

izobary. Powyższa sytuacja zachodzi na poziomie powyżej 1 km , powyżej tzw. warstwy

tarciowej. Wiatr ten nosi nazwę gradientowego. Jest tym silniejszy im mniejsza jest odległość

między izobarami i większa jest gęstość powietrza. W warstwie tarciowej na powietrze działa

jeszcze jedna siła związana z tarciem powietrza o podłoże. Najmniejsza siła tarcia panuje nad

morzem , zaś nad lądem ulega znacznemu wzrostowi , przez nierówność terenu. Średnia

prędkość wiatru na wysokości 10 m nad powierzchnią gruntu wynosi około 0.4Vg (wiatru

gradientowego ), zaś nad morzem około 0.7Vg. W rzeczywistości prędkość wiatru waha się w

granicach od 0 do Vg. Tarcie przyziemne odbija się również na kierunku wiatru. Wiatr

gradientowy ma kierunek styczny do izobary natomiast przyziemny odchyla się od

gradientowego nad morzem około 75° i nad lądem około 50°. Tak że wiatr w warstwie

przyziemnej na obszarze niżu wieje przeciwnie do ruchu wskazówek zegara z odchyleniem

od izobary o kąt 40° do wewnątrz obszaru obniżonego ciśnienia. W wyżach powietrze krąży

zgodnie z ruchem wskazówek zegara odchylając się o ten sam kąt co w niżu lecz nie do

środka lecz na zewnątrz. Kąt ten tak jak prędkość wiatru może znacząco różnic się od podanych powyżej wartości.

Przyczyną podtrzymującą ruch powietrza jak to było wcześniej wspomniane jest

różnica temperatur , a co za tym idzie różnica ciśnień. Gdyby wiatr wiał zgodnie z kierunkiem

gradientu ciśnienia szybko by wyrównał różnice ciśnień i ruch przestałby istnieć. Jednak wiatr

powyżej warstwy tarciowej krąży po okręgu (w przypadku stacjonarnym) wokół ośrodków barycznych przez co sytuacje takie mogą istnieć przez dłuższy okres czasu , powietrze słabo wyrównuje ciśnienia panujące w środku i na peryferiach barycznych. Tuż przy ziemi wiatr skręca uzyskując pewną

dośrodkową w niżach odśrodkową w wyżach składową prędkości. W obszarach tych może

nastąpić lepsze mieszanie powietrza , jednak prędkość wiatru jest tam zazwyczaj mniejsza

niż w wyższych warstwach i ciśnienie nie może szybko wyrównać się. Jest to jedna z

przyczyn umożliwiająca długotrwałe rozwijanie się ośrodków barycznych np. niektóre wyże

mogą istnieć przez kilka tygodni. Niże są mniej żywotne od pojawienia się go do wypełnienia

mija przeważnie od kilu do kilkunastu dni. W późniejszym stadium rozwoju cyklony i antycyklony stają się leniwe poruszają się wolno i przynoszą małe zmiany elementów meteorologicznych. Niemały

wpływ na klimat Europy wywiera ciepły prąd morski "północnoatlantycki". Powoduje

anomalie ciepła w szerokościach umiarkowanych i wysokich. Szczególnie zauważalny jest na

wyspach Brytyjskich oraz Skandynawii, gdzie temperatura w zimie jest nawet dodatnia.

Często panuje tam mglista i deszczowa pogoda. Prąd północnoatlantycki również w Polsce

oddziaływuje na pogodę W zimie wiatry zachodnie przynoszą znad ciepłego oceanu odwilże

temperatura gwałtownie podnosi się niekiedy do 10. Golfsztrom podwyższa temperaturę

wód oceanu , zwiększa w okresie zimowym różnice temperatur między lądem a morzem

powodując wzmożoną aktywność frontogenetyczną.

W atmosferze znajdującej się w stanie równowagi hydrostatycznej w miarę wzrostu

temperatury zwiększa się odległość między powierzchniami izobarycznymi (liniami o

jednakowym ciśnieniu w przestrzeni). Z faktu tego wynika związek między pionową zmianą

wiatru gradientowego i poziomym gradientem temperatury. Na dużych wysokościach około 3

km w Europie wiatr termiczny przez który rozumie się wektor będące różnicą między

wektorami wiatru w górnej i dolnej warstwie powietrza ma kierunek zachodni styczny do

izotermy. Mają one z reguły kierunek równoleżnikowy powietrze chłodne znajduje się na

północy zaś ciepłe na południu. Jeśli kierunek wiatru gradientowego na wysokości 1 km jest

przeciwny do wiatru termicznego, to prędkość wiatru z wysokością będzie maleć do

osiągnięcia zerowej prędkości, poczym nastąpi zmiana kierunku o 180 i prędkość zacznie

rosnąć. Gdy kierunek jest zgodny to prędkość wiatru rośnie ze wzrostem wysokości aby

ociągnąć pewną "stałą" wartość. Dlatego w niżach w części północnej wraz ze wzrostem

wysokości prędkość wiatru maleje, zmienia kierunek na przeciwny zaś w południowej rośnie.

We wschodniej i zachodniej części niżu jak i wyżu istotnym zmianom ulega kierunek , jednak

nie większy od 45 stopni. W wyżach sytuacja jest odwrotna w południowej części maleje a w

północnej rośnie. Kierunek i siła wiatru termicznego regulują główną cyrkulacją powietrza w

Europie.

3. Promieniowanie w atmosferze
Promieniowanie słoneczne jest głównym źródłem energii na Ziemi. Słońce emituje

energie w postaci fal elektromagnetycznych, których długość zależy od temperatury ciała

emitującego. Promieniowanie słoneczne ze względu na dużą temperaturę nosi nazwę

krótkiego gdy Ziemi w przestrzeń kosmiczną nosi nazwę długiego. Jednostką określającą to

promieniowanie jest natężenie lub stała słoneczna. Natężenie promieniowania jest to ilość

energii padającej na powierzchnie prostopadłą do promieni słonecznych w jednostce czasu.

Średnia wartość stałej słonecznej wynosi około 1368 Wm2 ulega ona znacznym zmianom

dochodzących w ciągu roku do + 3.3%. Przyczyną wahań w ciągu roku jest zmiana odległości

Ziemi od Słońca. Ziemia krążąc wokół Słońca po orbicie eliptycznej znajduje się w ciągu

roku raz w peryhelium (najbliżej Słońca) na początku stycznia i raz w aphelium (najdalej Słońca) w lipcu. Mimo iż orbita zbliżona jest do okręgu to zmiana odległości jest dość znaczna. Drugą ważną przyczyną zmian natężenia promieniowania są wahania aktywności Słońca związane z plamami słonecznymi. Plamy słoneczne są to obszary ciemniejsze na powierzchni Słońca. Wydają się ciemniejsze , bo temperatura ich jest o parę tysięcy stopni mniejsza od otaczającej fotosfery. Mogą one istnieć przez kilka dni z ich występowaniem powiązane są burze radiowe na Słońcu W tym czasie elektrony i protony wyrzucane są z powierzchni Słońca w kierunku Ziemi z ogromnymi prędkościami. Silny strumień protonów daje zaburzenia w jonosferze ziemskiej co uwidacznia się w postaci intensywnego świecenia zórz polarnych. Ponadto wzrost aktywności Słońca powoduje zmiany w polu magnetycznym Ziemi , silne rozbłyski oraz zakłócenia na falach krótkich. Wahania plam na Słońcu są mniej lub bardziej regularne. Podstawowym cyklem jest cykl 11-letni w czasie którego na Słońcu występuje maksymalna i minimalna ilość plam. W czasie wzmożonej aktywności słońca mocno ogrzewa i rozrzedza się górna atmosfera. Wpływ tych zmian na temperaturę powietrza przy powierzchni Ziemi ciągle buzi wiele kontrowersji jednak prawdopodobnie nie jest duży. Ostatnie maksimum plam przypadło na jesień 1989 r. po czym ilość zaczęła maleć aby ociągnąć minimum w 1995 r. Badania warunków atmosferycznych na podstawie aktywności są bardzo niedokładne ze względu na małą znajomość procesów zachodzących na Słońcu i ich oddziaływaniu na klimat.

Część promieniowania słonecznego stanowi światło widzialne, mające kolosalne znaczenie dla życia na Ziemi. Energia promieniowania częściowo już w atmosferze przechodzi w ciepło. Dopiero przy gruncie ulega ona większym przemianom, pod wpływem czego gleba i woda ogrzewają się oddając ciepło przyległym warstwom powietrza ,które wskutek dyfuzji rozprzestrzenia się. Źródło wyzwalania się energii promieniowania znajduje się na samej powierzchni Ziemi obejmuje warstwę paru mikronów. W nocy ta sama warstwa emituje ciepło w postaci promieniowania długofalowego, wobec czego Ziemia znajduje się w stanie równowagi cieplnej. Przychód równoważy ubytek ciepła, dlatego znajduje się w stanie równowagi promieniowania. Z definicji natężenia promieniowania wynika że zmniejszaniem kąta padania promieni słonecznych powoduje spadek jego natężenie. Co można łatwo udowodnić. Jeśli S przez oznaczymy pole powierzchni prostopadłej do promieni słonecznych, a przez S1 pole powierzchni poziomej, h wysokość słońca nad horyzontem w stopniach to

Natężenie promieniowania I prostopadłe do S oraz natężenie I1 padające na powierzchnie S1

można wyrazić wzorami

oraz

gdzie F oznacza strumień promieniowania. Ponieważ słońce znajduje się bardzo daleko

dlatego promienie słoneczne można uważać za równoległe, wobec tego strumień

promieniowania obejmujący obie powierzchnie jest identyczny F = F1 czyli



Podstawiając za S otrzymujemy ostatecznie



.

Jak wynika ze wzoru promieniowanie na powierzchnie poziomą jest funkcją sinusa kąta nachylenia Słońca do horyzontu. Przy kącie h = 30° promieniowanie jest dwa razy mniejsze niż gdy Słońce jest w zenicie. Promieniowanie bezpośrednie I docierające do powierzchni Ziemi jest zawsze mniejsze od stałej słonecznej Io. W czasie przenikania przez atmosferę promieniowanie to ulega stopniowemu osłabieniu , pochłanianiu oraz rozproszeniu przez zanieczyszczenia atmosferyczne. W dużej mierze promieniowanie absorbuje parę wodną i ozon będący barierą dla szkodliwego nadfioletu. Pochłanianie przez ozon powoduje że, temperatura w stratosferze z wysokością podwyższa się. Atmosfera ziemska pochłania około 15% bezpośredniego promieniowania. W rozpraszaniu biorą udział aerozole i cząstki gazowe. Promieniowanie w wyniku zderzeń traci równoległość kierunku rozchodzenia i rozprasza się we wszystkich kierunkach. Część zostaje odbita , a część dochodzi do powierzchni ziemi. Ze zjawiskiem rozpraszania wiąże się pojęcie świtu i zmierzchu. Osłabienie promieniowania przy gruncie można zapisać za pomocą wzoru



gdzie p oznacza współczynnik przeźroczystości warstwy atmosfery w Polsce, który waha się w granicach (0.7 - 0.85 ), m - optyczna masa atmosfery (grubość warstwy przez jaką przechodzi strumień promieniowania słonecznego), dla h = 90o m= 1. Po wyżej kąta elewacyjnego 30o z dobrym przybliżeniem masa optyczna dane jest wzorem



.

W czasie lata przy bezchmurnym niebie w południe promieniowanie dochodzące do powierzchni ziemi wynosi około



.

Wartość ta może ulegać znacznym zmianom w zależności od mas powietrza jakie napływają

na badany obszar. Jak wiadomo zwrotnikowe jest mocno na ogół silnie zanieczyszczone, a powietrze arktyczne z reguły bardzo przeźroczyste. Ponadto wartość promieniowania dochodzącego do powierzchni ziemi zależy również od ilości pary wodnej w powietrzu, której najwięcej jest w okresie letnim. Podczas przesilenia letniego w południe przy bezchmurnej pogodzie wynosi około 5.3 Jcm-2 min-1 co stanowi 63% stałej słonecznej w pierwszych dniach zimy wartość ta spada podczas tych samych warunków do wartości około 2.4 Jcm-2 min-1 co stanowi zaledwie 29% stałej słonecznej. W rzeczywistości w południe nawet przy znikomym zachmurzeniu wartości te mogą znacznie różnić się od podanych. Wartość natężenia rośnie ze wzrostem wysokości nad poziom morza średnio o 400 - 800 Jcm-2 min-1 ( 7 - 13 Wm-2 ) na 100 metrów wysokości.

Dobowy przebieg wartości promieniowania bezpośredniego zbliżony jest dodatnich

wartości funkcji sinusa. Rano po wschodzie Słońca zaczyna się wzrost początkowo szybki ,

później wolny, promieniowania osiąga maksimum w czasie górowania Słońca następnie

maleje do osiągnięcia wartości zera w nocy. Powyższy schemat odnosi się do dnia

bezchmurnego. W przypadku znacznego zachmurzenia, oraz zmian w widzialności powietrza

krzywa promieniowania będzie wykazywać pewne odchylenia i nieregularności, nawet w

bezchmurny dzień nie jest pozbawiona fluktuacji wynikających ze zmian widzialność czy zawartości pary wodnej. W przebiegu rocznym minimalną wartość promieniowanie bezpośrednie osiąga w grudniu (najniższe położenie Słońca nad horyzontem , duże zachmurzenie , słaba widzialność ). Maksymalne natężenie przypada na miesiące wiosenne , kiedy to powietrze jest przejrzyste, zawiera mniej aerozoli. Mimo iż w lecie Słońce w czasie dnia góruje wyżej , natężenie to jest mniejsze. W miesiącach letnich napływają masy kontynentalne o znacznym zapyleniu i większej niż na wiosnę zawartości pary wodnej osłabiając promieniowanie bezpośrednie.

Promieniowanie rozproszone rośnie ze zmniejszaniem się przeźroczystości atmosfery , czyli ze zwiększaniem się liczby cząstek zmętniających. Promieniowanie odbite przez chmury

zostaje częściowo rozproszone , w związku z tym osiąga maksimum w południe , kiedy to

latem ilość chmur jest największa. W cyklu rocznym maksimum przypada na okres letni choć

zachmurzenie jest mniejsze niż w zimie ale Słońce znajduje się wyżej. Minimum przypada na

okres zimowy, nawet gdy pokrywa śnieżna odbijając promieniowanie zwiększa natężenie

promieniowania rozproszonego. Suma promieniowania bezpośredniego oraz rozproszonego nosi nazwę promieniowania całkowitego . Natężenie promieniowania całkowitego Ic równe jest ilości energii otrzymanej przez poziomą powierzchnie ziemi w jednostce czasu i wyraża się wzorem



gdzie Ir jest natężeniem promieniowania rozproszonego. Promieniowanie całkowite osiąga swoje maksymalne wartości podczas pogody bezchmurnej. Zachmurzenie powoduje spadek przypływu energii i dlatego największe rozmiary osiąga w południe a w przebiegu rocznym w lecie. W związku z rozwojem chmur w lecie w godzinach około i popołudniowych promieniowanie całkowite jest większe w godzinach przed niż po górowaniu Słońca. Podobnie większe wartości promieniowania tego obserwuje się na wiosnę, a mniejsze jesienią. Promieniowanie całkowite docierające do powierzchni ziemi zostaje pochłonięte , lecz pewną jego ilość zostaje odbita w kierunku przeciwnym do insolacji. Wartość promieniowania odbitego zależy od rodzaju podłoża ulega znacznym zmianom podczas dobowego pozornego ruchu Słońca po nieboskłonie. Z pojęcia tego wywodzi się albedo A będące jeszcze jednym parametrem określającym bilans promieniowania. Albedem nazywa się iloraz promieniowania odbitego do ilości promieniowania padającego na powierzchnię. Wartość jego wyrażona jest w procentach. Wobec tego promieniowanie pochłonięte Ip można obliczyć ze wzoru



Im wartość promieniowania pochłoniętego będzie większa tym więcej dana powierzchnia

pochłania energii przez co silniej się ogrzewa. Albedo określa zdolność ciała do pochłaniania

energii, z jego wzrostem promieniowanie pochłonięte zmniejsza się a przy 100% wynosi

zero. W ciągu roku albedo pewnego obszaru ulega znacznym zmianom i tak w zimie osiąga

największe wartość, pokrywa śnieżna odbija 45 - 90% promieniowania. Albedo świeżego

śniegu jest największe, wraz ze starzeniem się pokrywy szarzeje jej kolor i albedo zmniejsza

się. W czasie pory letniej współczynnik ten zmniejsza się tak że dla pokrywy roślinnej wynosi

10 - 25%, zaś dla nagiej ziemi 5 - 30% Wartości te zmieniają się wraz ze zmianą wilgotności

gruntu. Podczas małego nawilżenia albedo jest większe niż gdy zawartość wody jest większa.

Wiąże się to z tym iż albedo wody jest bardzo małe i waha nie przekracza 5%. W lecie

najmniejsza część promieniowania słonecznego zostaje odbita przez co temperatura gleby i

powietrza jest najwyższa, wiąże się to z tym iż w czasie dużego nachylenia Słońca do

horyzontu albedo maleje, a w czasie zachodu osiąga wartości maksymalne.

Poważne źródło energii dla ziemi stanowi zwrotne promieniowanie atmosfery.

Promieniowanie wysyłane przez ziemię w przestrzeń kosmiczną zostaje pochłonięte przez

atmosferę szczególnie przez parę wodną oraz dwutlenek węgla, powodując ogrzewanie się

warstw powietrza. Atmosfera promieniuje w danej temperaturze zgodnie z prawem Stefana

Bolzmanna. Część promieniowania tego opuszcza atmosferę, natomiast część zostaje

skierowana w ponownie w kierunku ziemi. Powierzchnia ziemi w dużej mierze

promieniowanie to pochłania. Jest to typowy schemat efektu cieplarnianego tzn. że

promieniowanie słoneczne które weszło w atmosferę, zostaje wiele razy odbijane przez

ziemię i atmosferę zanim resztki jego opuszczą warstwę ochronną Ziemi. Sytuacja ta

powoduje iż temperatura planet nie posiadających atmosfery jest niższa. Zagrożeniem obecnego wieku jest wzrost zanieczyszczenia powietrza, oraz wzrost ilości dwutlenku węgla. Ponieważ substancja ta zwiększa pochłanianie promieniowania w atmosferze powoduje w ten sposób podwyższanie temperatury powietrza. W atmosferze dwutlenek węgla emitując duże ilości promieniowania zwrotnego zwiększa efekt cieplarniany, powoduje podwyższenie temperatury ziemi. Sytuacja ta wywołuje zakłócenia w cyrkulacji powietrza, może prowadzić do anomalii ciepła tak często występujących w ostatnich latach. Najwięcej energii Ziemia oddaje w procesie własnego promieniowania (promieniowania długofalowego). Zgodnie z

prawem Bolzmanna że każde ciało mające temperaturę wyższą od zera bezwzględnego

promieniuje o natężeniu proporcjonalnym do czwartej potęgi temperatury. Ziemia

promieniuje prawie jak ciało doskonale czarne tzn. pochłania maksymalną ilość energii ,

równocześnie emitując maksymalną ilość w paśmie podczerwieni. Przyrównanie ziemi do

ciała doskonale czarnego jest niedokładne i często przyjmuje się że Ziemia promieniuje jak

ciało szare. Założenie takie ułatwia analizę procesów radiacyjnych Globu np. dla

temperatury 273 K natężenie promieniowania ziemi dla 1 cm-2 na minutę wynosi 1.9 J dla 260

K wynosi 1.6 J, a dla 300 K 2.8 J. Jak widać różnice promieniowania długiego w różnych

temperaturach są znaczne. Wraz ze wzrostem temperatury rośnie wartość tego

promieniowania. Wypromieniowanie długofalowe, podczerwone zostaje zahamowane podczas dużego zachmurzenia oraz przy dużej prężności pary wodnej. Różnica między radiacją (wypromieniowaniem) a promieniowaniem zwrotnym nosi nazwę promieniowania

efektywnego. Promieniowanie efektywne stanowi energie jaką traci powierzchnia ziemi w

nocy. W bezchmurne noce promieniowanie to jest największe. Podczas takiej pogody

występują silne spadki temperatury, temperatura w ciągu nocy może spaść o kilkanaście

stopni. Wzrost zachmurzenia zmniejsza promieniowanie efektywne przez co nocne spadki

temperatury są małe. W dzień promieniowanie efektywne osłabia promieniowanie całkowite

lecz przypływ energii przewyższa odpływ. Wartość jego jest zazwyczaj większa w dzień niż

w nocy, wskutek wyższej temperatury powietrza. Bilans powierzchni ziemi stanowi różnice między promieniowaniem pochłoniętym a efektywnym

B - bilans promieniowania, Ez - promieniowanie zwrotne, Er - radiacja (promieniowanie

podczerwone). W nocy wartość bilansu jest ujemna, po wschodzie Słońca zwiększa się do

zera. Wartość zostają osiągnięte gdy nachylenie Słońca do horyzontu wynosi kilka stopni. W

zimie nachylenie to musi być większe wskutek dużej wartości albeda i wynosi do 25° zaś w

lecie prze kącie od 10 do 15°. Po przekroczeniu tego kąta bilans szybko rośnie by osiągnąć

maksimum podczas górowania Słońca (przy małym zachmurzeniu) po czym wartość jego

zmniejsza się do zera. Po zachodzie Słońca bilans promieniowania przybiera wartości ujemne

i cykl się zamyka. W szerokościach umiarkowanych podczas zimy bilans promieniowania w

ciągu całej doby może być ujemny, szczególnie wtedy gdy pokrywa śnieżna jest świeża (duże albedo). Wtedy jedynym źródłem energii jest adwekcja ciepłych mas powietrza. Ze

względu na brak przyrządów do pomiarów promieniowania w celu obliczenia tych wartości ,

wykorzystany były empiryczne wzory. Wartości promieniowania całkowitego można obliczyć ze wzoru



gdzie ET - dobowa suma promieniowania całkowitego docierająca do ziemi na powierzchnie

poziomą w [J cm-2 doba-1], ETo - dobowa wartość promieniowania przy braku atmosfery na

powierzchnie poziomą w tych samych jednostkach co ET, Uw - jest to iloraz usłonecznienia

rzeczywistego do możliwego. Wartości ETo dla poszczególnych miesięcy można znaleźć w

odpowiednich tablicach lub wyznaczyć je dla danej szerokości geograficznej.

Promieniowanie emitowane przez powierzchnie ziemi można obliczyć ze wzoru S. Bolzmanna

gdzie T - temperatura powierzchni ziemi [K], σ – stała Stefana Bolzmanna która wynosi 480.3x10-9 [JK-4 cm-2], ε - zdolności emisyjna promieniowania podczerwonego. Wielkość ta jest zawsze mniejsza od jedności (ciało szare) i wynosi średnio od 0.9 do 0.99.



Promieniowanie zwrotne atmosfery w przypadku braku zachmurzenia można obliczyć ze

wzoru

gdzie T oznacza temperaturę w [K], zaś e oznacza ciśnienie pary wodnej. Wzór ten daje poprawne wyniki gdy zachmurzenie powietrza wynosi zero. W przeciwnym razie wartości obliczone będą zaniżone. Uwzględnienie zachmurzenia w szacowaniu promieniowania jest dość skomplikowane, ponieważ zależy ono od pokrycia, grubości oraz wysokości chmur. Brak danych powyższych parametrów sprawia iż niemożliwe jest wyliczenie faktycznej wartości promieniowania zwrotnego.



Roczny przebieg funkcji promieniowania wykazuje podobieństwo do przebiegu sinusa

kąta nachylenia słońca do powierzchni ziemi. Maksymalne wartości promieniowania (ponad

50 KJ) występują podczas dwóch wczesnoletnich miesięcy tzn. czerwca i lipca, kiedy to

Słońce góruje w południe najwyżej. Najniższe przypadają na przełom roku w grudniu i

styczniu , kiedy to promieniowanie całkowite spada poniżej 10 KJ (sumy miesięczne).

Wartość ta jest pięciokrotnie mniejsza od maksymalnej Oprócz wysokości

Słońca nad horyzontem istotny wpływ na ilość energii docierającej do ziemi ma zachmurzenie, które to w zimie osiąga wartości maksymalne. Promieniowanie całkowite wiosną jest wyższe niż podczas jesieni, co uwidacznia się przy rozkładzie temperatur tych pór roku.



: meteo -> stacja
stacja -> Analiza klimatyczna grubości optycznej nad Europą Środkową. Climatic analysis of the optical thickness over Central Europe. Ogóle uwagi: grubość optyczna aerozolu czy aerozoli
stacja -> Wykład Absorpcja promieniowania w atmosferze
stacja -> Na odcinku drogi ds jest empirycznie związana z promieniowaniem padającym I
stacja -> Sprzęt na Stacji Solaraot na dzień 27. 07. 2011 Kontener Klatka meteorologiczna Platforma pomiarowa
stacja -> I. Wiadomości I pojęcia wstępne I informacja I kodowanie
stacja -> Curriculum Vitae- krzysztof Markowicz adres słUŻbowy
stacja -> Meteorologia doświadczalna Wykładowca: dr Krzysztof Markowicz
stacja -> Czy grozi nam globalne zaciemnienie?
stacja -> Wykład 12 Wpływ aerozoli oraz chmur na klimat
stacja -> Dla promieniowania krótkofalowego, oraz a


  1   2   3   4   5   6


©absta.pl 2019
wyślij wiadomość

    Strona główna