/metorologia_w_ochronie_atmosfery.djvu

			Jerzy Zwoździak 
Anna Zwoździak 
Andrzej Szczurek 
Meteorologia 
w ochronie atmosfery 
Oficyna Wydawnicza Politechniki Wrocławskiej 
Wrocław 1998 
Recenzenci 
Jerzy Kwapuliński 
Marian Rojek 
Redaktor 
Alicja Kordas 
Korekta 
Barbara Wachowska 
Projekt okładki 
Justyna Godlewska 
' Copyright by Oficyna Wydawnicza Politechniki Wrocławskiej, Wrocław 1998 
ISBN 83-7085-362-5 
OFICYNA WYDAWNICZA POLITECHNIKI WROC�?AWSKIEJ 
Wybrzeże Wyspiańskiego 27, 50-370 Wrocław 
Drukarnia Oficyny Wydawniczej Politechniki Wrocławskiej 
Nakład 600+ egz. Ark. wyd. 18. Ark. druk 143/4 +6 wkł. Papier 
Spis rzeczy 
Wstęp 7 
1. Wiadomości ogólne 10 
2. Ważniejsze matematyczne i fizyczne pojęcia w meteorologii 14 
3. Budowa atmosfery 21 
3.1. Skład chemiczny 21 
3.2. Pochodzenie niektórych pierwiastków lub związków 22 
3.3. Pionowa struktura atmosfery 24 
4. Energetyka atmosfery 29 
4.1. Promieniowanie 29 
4.2. Prawa opisujące promieniowanie cieplne 30 
4.3. Promieniowanie słoneczne 34 
4.4. Promieniowanie słoneczne w atmosferze ziemskiej 36 
4.4.1. Absorpcja promieniowania 36 
4.4.2. Rozpraszanie promieniowania słonecznego 39 
4.4.3. Odbicie promieniowania słonecznego 41 
4.5. Promieniowanie słoneczne przy powierzchni Ziemi 42 
4.5.1. Promieniowanie bezpośrednie 42 
4.5.2. Promieniowanie rozproszone 43 
4.5.3. Promieniowanie całkowite 44 
4.5.4. Promieniowanie pochłonięte. Odbicie promieniowania słonecznego... 44 
4.5.5. Promieniowanie powierzchni Ziemi 45 
4.5.6. Promieniowanie zwrotne 46 
4.5.7. Promieniowanie efektywne 46 
4.5.8. Promieniowanie uchodzące 47 
4.5.9. Bilans promieniowania 48 
4.6. Ciepło 50 
4.7. Wielkości charakteryzujące ciała przewodzące ciepło 51 
4.8. Procesy cieplne przy powierzchni Ziemi 52 
4.9. Rozchodzenie się ciepła w atmosferze 53 
4.10. Bilans cieplny powierzchni Ziemi 55 
5. Termodynamika atmosfery i równowaga pionowa 58 
5.1. Pionowy rozkład ciśnienia 58 
5.2. Procesy adiabatyczne 60 
5.2.1. Procesy suchoadiabatyczne 61 
4 
5.2.2. Procesy wilgotnoadiabatyczne 62 
5.3. Temperatura potencjalna 64 
5.4. Pionowy gradient temperatury 64 
5.5. Inwersja temperatury i izotermia 65 
5.6. Rodzaje smug kominowych 68 
5.7. Stany równowagi atmosfery 70 
6. Dynamika atmosfery 76 
6.1. Ciśnienie atmosferyczne 76 
6.2. Wiatr 81 
6.3. Siły wywołujące wiatr 83 
6.4. Wiatry górne 87 
6.5. Wiatry dolne 90 
6.6. Pionowe ruchy w atmosferze 93 
6.7. Turbulencjaw atmosferze 95 
6.8. Równanie ruchu 98 
7. Cyrkulacja atmosfery 101 
7.1. Cyrkulacje lokalne 101 
7.1.1. Cyrkulacje lokalne okresowe 101 
7.1.2. Cyrkulacje nieokresowe 105 
7.2. Cyrkulacja monsunowa 107 
7.3. Ogólna cyrkulacja atmosfery 108 
7.3.1. Prądy strumieniowe 108 
7.3.2. Cyrkulacja mas powietrza przy powierzchni ziemi 110 
7.3.2.1. Model jednokomórkowy Hadleya 111 
7.3.2.2. Model trzykomórkowy 111 
7.3.3. Fale długie i krótkie 114 
8. Woda w atmosferze 116 
8.1. Zasadnicze definicj e i równania dotyczące powietrza wilgotnego 118 
8.2. Temperatura wirtualna 124 
8.3 Proces kondensacji 125 
8.4. Przyczyny kondensacji pary wodnej w atmosferze 127 
8.5. Rozwój chmur 128 
8.6. Chmury konwekcyjne 130 
8.7. Topografia i chmury 133 
8.8. Synoptyczne ruchy pionowe a chmury 134 
8.9. Mezoskalowe ruchy pionowe a chmury 135 
8.10. Chmury burzowe 136 
8.11. Klasyfikacja chmur 139 
8.12. Inne rodzaje chmur 141 
8.13. Powstawanie opadów atmosferycznych 142 
9. Masy powietrza i fronty atmosferyczne 147 
9.1. Masy powietrza 147 
5 
9.2. Klasyfikacja mas powietrza 147 
9.3. Masy powietrza w Polsce 148 
9.4. Fronty atmosferyczne 149 
10. Cyklony umiarkowanych szerokości geograficznych 154 
11. Cyklony tropikalne 158 
12. Chemia atmosfery 160 
12.1. Wolne rodniki i ozon 162 
12.2. Związki azotu i lotne związki organiczne 167 
12.3. Wielofazowe procesy chemiczne w atmosferze 169 
12.4. Globalne zmiany właściwości atmosfery 175 
12.4.1. Kwaśne deszcze 175 
12.4.2. Zanik warstwy ozonowej 175 
12.4.3. Efekt cieplarniany 179 
13. Pomiary meteorologiczne 183 
13.1. Ogólna charakterystyka pomiarów meteorologicznych 183 
13.2. Zakres pomiarów meteorologicznych 184 
13.3. Lokalizacja punktów obserwacji meteorologicznych 185 
13.4. Pomiar temperatury 187 
13.4.1. Termometry cieczowe 188 
13.4.2. Termometr deformacyjny 191 
13.4.3. Termometry elektryczne 192 
13.4.4. Termometry radiometryczne 195 
13.4.5. Osłony radiacyjne termometrów meteorologicznych 196 
13.5. Pomiar wilgoci 196 
13.5.1. Metody psychrometryczne 197 
13.5.2. Metody kondensacyjne 199 
13.5.3. Metody elektryczne 199 
13.5.4. Metody deformacyjne 202 
13.5.5. Metody optyczne 204 
13.5.6. Metody grawimetryczne, wolumetryczne, ciśnieniowe 205 
13.5.7. Osłony radiacyjne higrometrów 205 
13.6. Pomiar ciśnienia 206 
13.6.1. Barometry cieczowe 206 
13.6.2. Barometry deformacyjne 208 
13.6.3. Hipsometry 209 
13.7. Pomiary wiatru 210 
13.7.1. Kierunkowskazy 211 
13.7.2. Wiatromierze 211 
13.7.3. Anemometry rotacyjne 212 
13.7.4. Termoanemometry 215 
13.7.5. Anemometry ultradźwiękowe 215 
13.7.6. Lokalizacja wiatromierzy 215 
6 
13.7.7. Wizualna ocena prędkości wiatru 216 
13.8. Pomiary wysokości opadów i osadów atmosferycznych 216 
13.8.1. Deszczomierz Hellmanna 217 
13.8.2. Totalizator 218 
13.8.3. Pluwiografy 219 
13.8.4. Charakterystyka meteorologiczna deszczomierzy i pluwiografów. 220 
13.9. Obserwacje chmur 220 
13.9.1. Opis chmur 221 
13.9.2. Obserwacje zachmurzenia 221 
13.9.3. Wyznaczanie podstawy chmur 221 
13.9.4. Pomiar prędkości przemieszczania się chmur 222 
13.10. Pomiar widzialności 222 
13.11. Pomiar usłonecznienia 223 
13.12. Pomiary promieniowania 223 
13.12.1. Perhyliometry 224 
13.12.2. Aktynometry 225 
13.12.3. Pyranometry 225 
13.12.4. Przyrządy do pomiarów natężenia promieniowania 
ultrafioletowego 226 
14. Automatyczne systemy do pomiaru imisji 222 
14.1. Definicja automatycznych systemów do pomiaru imisji 227 
14.2. Automatyczne systemy do punktowych pomiarów imisj i 227 
14.2.l.Podsystem poboru i transportu próby 228 
14.2.2. Podsystem analizy gazowych i pyłowych zanieczyszczeń 
powietrza 228 
14.2.3. Podsystem kalibracji 231 
14.2.4. Podsystem gromadzenia, przetwarzania i transmisji danych 
pomiarowych 233 
14.2.5. Kontener pomiarowy 234 
14.3. Imisyjne systemy do pomiarów wzdłuż odcinka 234 
Literatura 236 
Wstęp 
Źródło (naturalne lub sztuczne) emituje zanieczyszczenia do atmosfery, w której 
podlegają one transportowi, rozcieńczaniu, przemianom i procesom usuwania.  
Transport ich następuje w wyniku działania wiatru - lub inaczej: zanieczyszczenia są  
przenoszone biernie wraz z wiatrem („biernie" oznacza, że stężenia zanieczyszczeń nie 
wpływają na ruch mas powietrza). Rozcieńczenie następuje na skutek dyfuzji  
turbulencyjnej w atmosferze; przemiany natomiast przebiegają z udziałem naturalnych 
składników powietrza. Zanieczyszczenia są usuwane min. na skutek opadu  
atmosferycznego lub w procesach tworzenia się mgieł (chmur). Dopiero wiążąc te wszystkie 
zjawiska meteorologiczne i chemiczne tworzymy model jakości powietrza, który  
pozwala śledzić ruch porcji powietrza wraz z zanieczyszczeniami i przewidywać ich 
stężenia w dowolnym punkcie atmosfery. Z kolei, znając prognozę stężeń, możemy 
określić strategię ograniczenia emisji zanieczyszczeń do powietrza. 
Modele meteorologiczne stanowią podstawę w symulacji „wędrówki" porcji  
powietrza wraz z zanieczyszczeniami od źródeł emisji zanieczyszczeń do receptorów. 
Podstawę fizyczną modelu meteorologicznego, jak również modelu transportu 
i rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń, stanowią równania zachowania pędu, energii, 
wilgotności i masy, obejmujące następujące procesy: turbulencję w atmosferze, bilans 
termiczny, parowanie, wpływ szaty roślinnej, orografii, szorstkości i albedo podłoża. 
Od sformułowania równań opisujących procesy fizyczne, jak również i chemiczne, 
przebiegające w atmosferze, oraz od możliwości rozwiązania tych równań zależeć 
będzie więc prognoza przestrzenno-czasowego rozkładu stężeń zanieczyszczeń w  
powietrzu. 
Nie wchodząc w szczegóły, przyjrzyjmy się podstawowemu równaniu jednego 
z modeli transportu i rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń 
ig. = _ V . (VC) + V . (KeVC) + Pchem - Zchem+ E + (^] + (^p\ , 
8t l ^chmury V & Jopad 
gdzie: 
C - stężenie danego zanieczyszczenia lub objętościowy stosunek zmieszania, 
V - trójwymiarowy wektor wiatru, 
Ke - wyraża dyfuzję turbulencyjną, 
-fchemi^chem - wielkości charakteryzuj ące powstawanie danego zanieczyszczenia 
lub jego zanik w wyniku przemian chemicznych, 
Godzinne dane 
meteorologiczne 
Inne dane wejściowe: 
- warunki 
topograficzne, 
- rodzaje pokrycia 
terenu, 
- stężenia 
zanieczyszczeń, 
-Inne 
Transport 
Regionalny model 
kwaśnej depozycji 
Godzinne 3-wymiarowe 
pole stężeń i depozycji 
Efekty chmurowe 
Suche osiadanie 
Chemia fazy gazowej 
Emisja 
Adwekcja 
■ Dyfuzja pionowa 
- Pionowa zmienność 
warunków 
- Mokra depozycja 
- Chemia fazy ciekłej 
- 63 związki 
zawierające 42 
związki organiczne 
- 157 reakcji 
- Szybkość fotolizy dla 
różnych warunków 
Dzienne, sezonowe, 
tygodniowe zmienne 
Punktowe I 
powierzchniowe 
źródła emisji dla 
22 związków 
Rys. 1. Schemat regionalnego modelu transportu i rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń - RADM 2.0 
9 
E - emisja danego zanieczyszczenia, 
, — - zmiana stężenia spowodowana ogólnie efektem chmurowym 
V dt 7 chmury ^ * ^Vd 
(pionowa redystrybucja zanieczyszczenia w chmurze, wymywanie, reakcje  
chemiczne w fazie wodnej) i odpowiednio, procesem suchego osiadania; 
V - gradient, operator różniczkowy; 
V» - dywergencja, operator różniczkowy. 
Aby rozwiązać to równanie, musimy poszczególne jego człony (adwekcji,  
dyfuzji, przemian chemicznych, emisji i usuwania) wyrazić za pomocą innych wyrażeń 
matematycznych opisujących dane zjawisko. Ze względu na różne przeznaczenia  
modeli, różne uwzględniane zjawiska fizyczne i chemiczne, różne układy odniesienia 
i matematyczne metody rozwiązywania równań różniczkowych, obecnie istnieje wiele 
modeli transportu i rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń. 
Na rysunku 1 schematycznie przedstawiono poszczególne składniki regionalnego 
modelu transportu i rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń, ze zwróceniem uwagi na 
kwaśną depozycję (RADM2.0). Schemat ten wyraźnie przedstawia sprzężenie  
faktycznie trzech procedur: meteorologicznej, chemicznej (atmosfera środowiskiem  
reakcji) i ochrony powietrza wyrażonej jako pole stężeń i opadu zanieczyszczeń. 
Intencją autorów książki jest zapoznanie czytelników z podstawowymi zjawiskami 
meteorologicznymi, które w mniejszym lub większym stopniu wpływają na wszystkie 
wymienione (rys. 1) procesy przebiegające w atmosferze. Sukcesem autorów będzie, 
jeżeli czytelnik wyjdzie na zewnątrz i zacznie obserwować atmosferę. Tam zaczyna 
się autentyczna nią fascynacja. 
Zrozumiałem to! To znaczy... tak zupełnie 
to nie jestem pewien co zrozumiałem, 
ale mam wrażenie, że coś zrozumiałem 
Jean-Pierre Petit, Eucłid Rułes 
1. Wiadomości ogólne 
Obecnie wiadomości na temat pogody, klimatu i środowiska wypełniają pierwsze 
szpalty gazet - od ostrzeżeń o nienormalnym wzroście temperatury Pacyfiku i  
wzmożeniu aktywności wędrujących cyklonów po ochładzanie się Ziemi spowodowane 
erupcją wulkanu Pinatubo. Coraz częściej są podawane informacje o gwałtownych, 
nierzadko katastrofalnych zjawiskach pogodowych, które pojawiają się ze wzmożoną 
siłą i częstością, takich jak: cyklony tropikalne, huragany, ulewne deszcze na jednych 
obszarach i susze na innych. 
Huragany, nawałnice, burze śniegowe są odbierane jako żywioły, które mogą  
powodować zniszczenia. W rzeczywistości jest odwrotnie, zjawiska te spełniają bardzo 
ważną rolę - tworzą warunki umożliwiające życie na naszej planecie. Musimy  
pamiętać, że istnieją olbrzymie różnice w ilości przekazywanego do atmosfery ciepła.  
Słońce ogrzewa pewne obszary Ziemi, które stają się gorące, a jednocześnie inne obszary, 
w wysokich szerokościach geograficznych, są chłodne. Żeby istniało życie na Ziemi, 
ciepłe i chłodne powietrze musi się mieszać, wówczas tworzą się burze, huragany i 
ulewne deszcze; burze śniegowe - gdy chłodne powietrze polarne miesza się 
z ciepłym powietrzem tropikalnym, a huragany - gdy gorące powietrze z tropiku 
przemieszcza się w kierunku biegunów. 
Wszyscy mówią o pogodzie..., niejednokrotnie zastanawiając się, dlaczego tak  
szybko się zmienia. Czym więc jest pogoda? Leżąc na plaży, bez trudu odpowiemy, dlaczego 
jest gorąco. Bo świeci Słońce! Ale czy potrafimy powiązać Słońce z huraganem? 
Wcześniej stwierdzono, że Słońce ogrzewa naszą Ziemię, jedne części bardziej,  
drugie mniej. To niejednakowe nagrzewanie się atmosfery od powierzchni Ziemi staje się 
główną przyczyną wędrówki mas powietrza, która czyni pogodę zmienną. 
Pogoda - to chwilowy stan atmosfery na pewnym obszarze, określony przez układ 
powiązanych ze sobą składników, zwanych parametrami (elementami, czynnikami) 
meteorologicznymi. Głównymi parametrami meteorologicznymi są: temperatura,  
wilgotność, wiatr (szybkość i kierunek), opad atmosferyczny i ciśnienie. 
11 
Jeżeli pewien charakterystyczny zespół parametrów meteorologicznych utrzymuje się 
przez kilka dni, z małymi, zwykłymi zmianami w ciągu doby, mówimy o typie pogody, 
np. wyżowej lub niżowej. Wieloletnie obserwacje pogody wykazały, że jej typy  
występują nad danym obszarem na ogół w seriach charakterystycznych dla poszczególnych pór 
roku i powtarzają się z pewną regularnością z roku na rok. Wpływają one więc na klimat. 
Czym zajmuje się meteorologia? 
Meteorologia - w języku greckim meteoron - oznacza zjawisko, czyli fakt  
empiryczny obserwowany w powietrzu. Meteorologia jest więc nauką o zjawiskach i składających 
się na te zjawiska procesach fizycznych zachodzących w atmosferze ziemskiej. Wchodzi 
w skład nauk geofizycznych i powszechnie jest uważana za naukę doświadczalną. 
W meteorologii jako nauce doświadczalnej wyróżnia się: 
Meteorologie synoptyczna 
analiza obserwowanych stanów pogody na dużym obszarze; przewidywanie przebiegu zmian 
w najbliższym czasie, czyli prognozowanie pogody. 
Aerologie 
bada wyższe warstwy atmosfery. 
Klimatologia - to nauka o klimacie, tj. o wieloletnim układzie stanów atmosfery, 
charakterystycznych dla danego obszaru kuli ziemskiej. Jest jedną z nauk  
geograficznych. 
Początki meteorologii i klimatologii jako nauki sięgają XVII wieku, tj. okresu  
tworzenia podstaw fizyki. W tym samym czasie Galileusz i jego uczniowie stworzyli  
pierwsze przyrządy meteorologiczne (Galileusz - termometr, Torricelli - barometr), co  
umożliwiło prowadzenie obserwacji. Pierwsza międzynarodowa sieć meteorologiczna  
powstała jednak dopiero 100 lat później. Została ona zorganizowana przez Niemiecką Akademię 
Nauk pod koniec XVIII wieku, składała się z 39 stacji (m.in. jedna na Grenlandii i dwie 
w Ameryce Północnej). Jedna z tych stacji, tj. Obserwatorium Niemieckiej Służby  
Meteorologicznej na szczycie Peissberg w Górnej Bawarii, istnieje do dnia dzisiejszego. Sieć 
ta funkcjonowała przez 12 lat. Codziennie o określonych porach mierzono  
jednakowymi przyrządami pomiarowymi temperaturę, ciśnienie i wilgotność powietrza. Te 
12-letnie obserwacje przez wiele lat były jedynym źródłem informacji  
meteorologicznych dla badań naukowych. Największym jednak przełomem w meteorologii  
doświadczalnej było wynalezienie telegrafu przez Morse'a, choć minęło 20 lat zanim  
wykorzystano go do przesyłania, w zorganizowany sposób, informacji meteorologicznych. 
W 1873 roku powstała Międzynarodowa Organizacja Meteorologiczna w Wiedniu 
i z jej inicjatywy zaczęto tworzyć krajowe sieci stacji meteorologicznych w Europie, 
w tym również na terenach polskich, wówczas zaczęły powstawać pierwsze instytuty 
meteorologiczne. Obserwacje były podstawą pierwszych teorii meteorologicznych. 
W drugiej połowie XIX wieku stworzone zostały podstawy meteorologii  
dynamicznej - do badań procesów atmosferycznych zastosowano prawa hydromechaniki 
i termodynamiki. Do lat 20. XX wieku meteorologia wciąż jednak była uważana za 
naukę doświadczalną i „opisową", twierdzono na przykład, że pojawienie się deszczu 
było uwarunkowane pewnymi rozkładami ciśnień lub specyficznymi jego zmianami. 
12 
Dynamiczny charakter atmosfery przyciągał uwagę wielu naukowców, którzy starali 
się nie tylko wyjaśnić zjawiska meteorologiczne, ale i opracować metody ich prognozy. 
Istotny postęp w prognozie pogody poczyniono dopiero w latach 20. XX wieku.  
Należy tutaj podkreślić wysiłki grupy naukowców pod kierunkiem norweskiego fizyka 
W. Bjerknesa, którzy opracowali teorię powstawania niżu barycznego i frontów  
atmosferycznych. Teoria ta była rozwinięciem, sformułowanej przez R. Fitzroya w 1863 roku, 
koncepcji falowej tworzenia się cyklonów umiarkowanych szerokości geograficznych. 
W latach 20.-30. XX wieku stworzono również matematyczne podstawy wielu 
teorii meteorologicznych, choć wiele zagadnień rozwiązano dopiero dzięki  
zastosowaniu komputera. Warto tutaj wspomnieć pracę Lewisa Fry Richardsona,  
opublikowaną w 1922 roku, pt. Przewidywania pogody za pomocą procesu liczbowego, w  
której opisał pewną wizję - fabrykę pogody. Wyobraził sobie dużą liczbę ludzi  
zajmujących rozległy 7-piętrowy budynek. Matematyczny dyrygent znajdował się w środku 
i kierował pracą tych ludzi. Ludzie posługiwali się arytmometrami ręcznymi, a  
porozumiewali za pomocą telegrafu, błyskających świateł i poczty pneumatycznej. Każda 
osoba, przy każdym biurku, zmagała się z równaniami opisującymi różne aspekty 
pogody. Richardson ocenił wówczas, że potrzeba by było 64 000 osób, by  
przewidywać pogodę z taką szybkością, z jaką się rzeczywiście zmienia, tj. w „czasie  
rzeczywistym" i stwierdził: Być może pewnego dnia w dalekiej przyszłości będzie możliwe  
dokonywanie obliczeń prędzej od postępów pogody, po kosztach niższych od  
oszczędności, jakie poczyni ludzkość dzięki zdobytej informacji. Lecz jest to marzenie. Słowa te 
okazały się prorocze. 30 lat później, tj. we wczesnych latach 50. w Princeton (USA) 
postawiono pierwszą prognozę pogody opartą na obliczeniach. 
Pomimo że w ciągu kolejnych lat coraz więcej wiedziano już o procesach  
przebiegających w atmosferze i komputery stawały się coraz lepsze, to i tak prognozy często 
się mijały i nadal się mijają z rzeczywistością. Okazuje się, że przewidzieć pogodę 
można, ale przewidzieć ją prawidłowo jest trochę trudniej. Prognozy są dosyć  
dokładne od 3 do 5 dni naprzód, zwłaszcza jeżeli dotyczą zmian temperatury, trudniej jest 
natomiast przewidywać opady atmosferyczne. Można przewidzieć ogólne trendy  
rozwoju sytuacji meteorologicznej, trudniej natomiast szczegółowe warianty tego  
rozwoju. Dotyczy to wszelkiego rodzaju burz, wichur, ulewnych deszczy i in. Należy  
podkreślić, że prognozy wyraźnie poprawiły się w ciągu ostatnich lat, obecne 5-dnio- we 
przewidywania pogody są tak dobre, jak kilka lat temu 3-dniowe. 
Przewidywanie pogody można porównać do gry w ogromne trójwymiarowe  
szachy. Wyobraźmy sobie delikatną sieć punktów na powierzchni Ziemi i na kilku  
wysokościach w atmosferze. Jest to szachownica. Pogoda dzisiejsza jest opisana za pomocą 
parametrów meteorologicznych, takich jak ciśnienie, temperatura, wilgotność,  
prędkość wiatru i innych, które możemy zmierzyć i wartości liczbowe przypisać każdemu 
punktowi sieci. Są to figury szachowe. Dzisiaj wiemy, jak je ustawić. Ale jak ustawić 
je jutro? Jakie są reguły przejścia z jednego ustawienia w drugie? 
Okazuje się, że regułami są równania ruchu atmosfery, opracowane dawno temu 
przez Leonarda Eulera i Daniela Bernoulliego. Gdy pozwalamy czasowi płynąć 
2. Ważniejsze matematyczne i fizyczne pojęcia 
w meteorologii 
Analiza zjawisk meteorologicznych, jak również związanych z  
rozprzestrzenianiem się zanieczyszczeń w atmosferze, wymaga ujęcia ilościowego. Zjawiska te  
musimy charakteryzować za pomocą liczb określających wartości różnych parametrów 
fizycznych (k), takich jak: ciśnienie (p), temperatura (7), prędkość (V) czy też  
prawdopodobieństwa występowania określonych zdarzeń. Liczby te są wartościami  
funkcji czasu i położenia. 
Położenie punktu w atmosferze określamy za pomocą trzech liczb - współrzędnych 
przestrzennych w wybranym układzie odniesienia. Najczęściej używa się zwykłego kar- 
tezjańskiego układu o współrzędnych wektora wodzącego r, oznaczanych [x, y, z]. 
Parametry fizyczne zależeć więc będą od czterech zmiennych - trzech  
przestrzennych i czwartej - czasu t. Czasowy odpowiednik punktu będziemy nazywać  
momentem czasu lub chwilą 
P=P(x,y,z,t); t=t(x,y,z,t); V = v(x,y,z,t). (2.1) 
Zarówno punkt, jak i chwila są matematycznymi idealizacjami. Rzeczywistą  
interpretacją tych pojęć będzie zawsze skończona objętość, tzw. element objętości oraz 
skończony przedział czasowy. Powietrze zawarte w elemencie objętości nazywa się 
porcją, elementem masy lub cząstką (w odróżnieniu od cząsteczki - molekuły).  
Zakłada się, że taka cząstka, zmieniając położenie, zachowuje swoją indywidualność co 
najmniej przez pewien czas, w ciągu którego możemy jej tor opisać jako tor punktu 
materialnego 
x = x(t), y = y(t), z = z(t). (2.2) 
Funkcję k(x,y,z,t) lub k(r,t), opisującą zależność wartości pewnego parametru  
meteorologicznego k od przestrzeni i czasu, będziemy nazywać polem parametru k. Na 
rysunku 2.1 pokazano pole wiatru przy powierzchni Ziemi dla konkretnej chwili, np. 
dla 12:00 h czasu lokalnego. 
W określonej chwili t0 pole parametru k możemy przedstawić graficznie w postaci 
rodziny 
k(x,y,z,t0) = const. (2.3) 
Powierzchnie tej rodziny nazywają się izopowierzchniami parametru k. 
13 
w małych dyskretnych krokach, np. długości sekundy, wówczas równania te  
wskazują, jak przejść od obecnego ustawienia do ustawienia za sekundę. Przewidywanie  
pogody na jedną sekundę naprzód wydaje się bez sensu, lecz jest to jeden krok w grze. 
Po 86 400 powtórzeniach będziemy znali pogodę na następny dzień, po 8 640 000 - za 
sto dni itd. Do tych właśnie obliczeń niezbędny jest komputer. 
Zastosowanie komputera narzuca pewne wyidealizowanie - atmosfera nie jest 
w rzeczywistości idealnie podzielnym ośrodkiem ciągłym, składa się ona z milionów 
małych atomów. Równania mechaniki klasycznej zastępują tę dyskretną  
rzeczywistość gładkim idealnym płynem. Aby równania rozwiązać, przybliżamy je znowu przez 
coś dyskretnego. Czas przesuwa się do przodu maleńkimi krokami, zamiast płynąć 
w sposób ciągły; przestrzeń dzielimy na delikatną siatkę. 
Obliczenia dla prognoz pogody są wykonywane z bardzo dużą szybkością.  
Szybkość superkomputera jest mierzona w megaflopach (milion operacji na sekundę).  
Superkomputer CRAY X-MP, znajdujący się w Europejskim Centrum Prognozowania 
Pogody w Reading w Anglii, działa z maksymalną szybkością 800 megaflopów. Może 
on w ciągu około 30 min postawić prognozę pogody na następny dzień dla całej  
półkuli północnej. Wciąż jednak okazuje się, że można przewidzieć pogodę dokładnie, 
ale pod warunkiem, że nie dzieje się nic nieprzewidzianego. 
Na przykład, 15 października 1987 roku przez Anglię przeszły największe burze 
od 1703 roku. Synoptycy nie zapowiedzieli ich nawet 24 godziny naprzód.  
Odpowiedzialnym za postawienie tak złej prognozy pogody był komputer w Urzędzie  
Meteorologicznym w Bracknell, będący w stanie wykonywać 400 milionów operacji na  
sekundę. Pomimo że sporządzał dobową prognozę na 15 poziomach wysokości w ciągu 
5 minut, to jednak pomylił się, wyznaczając trasę burz 120 km na wschód nad  
Morzem Północnym, podczas gdy rzeczywista burza przeszła przez południową Brytanię. 
Jeden z 10 operatorów stwierdził tylko: Jest możliwe, że do komputera dostała się 
drobna informacja, która nie powinna się dostać. 
Na początku lat 60. XX wieku Edward Lorenz, teoretyk-meteorolog, pracownik 
Massachusetts Institute of Technology (USA), pierwszy zwrócił uwagę na czułość 
systemów prognozy pogody na warunki wejściowe. Stwierdził, że niewielkie tylko 
zmiany warunków brzegowych prowadziły do dużych zmian w wielkościach  
wyjściowych. Rozwiązując równania opisujące pewne aspekty pogody, zauważył, że 
ograniczając w trakcie obliczeń liczbę miejsc po przecinku z sześciu do trzech,  
uzyskał wynik modelowania diametralnie różniący się od wyniku, który otrzymał bez  
zaokrąglania. Prace Lorenza zbiegły się z początkiem matematycznej teorii chaosu,  
która znalazła zastosowanie nie tylko w meteorologii, ale i w innych naukach. Według tej 
teorii synoptycy nigdy nie będą znać wszystkich warunków, które wpływają na  
pogodę. Wprawdzie obserwacje i modele są coraz dokładniejsze, a komputery coraz lepsze, 
ale i tak zawsze istnieć będą pewne warunki, choćby w najmniejszej skali, często  
niemożliwe do zaobserwowania, które będą powodować, na zasadzie błędów  
zaokrąglania, różnice między prognozowaną pogodą a rzeczywistością. Jest to jedna z cech 
teorii chaosu. 
15 
s s 
s S 
s s 
s s 
s s 
S s 
/ s 
• / 
/ • 
/ / 
/ / 
z / 
Rys. 2.1. Pole wiatru przy powierzchni Ziemi dla konkretnej chwili. 
Strzałki pokazują siłę i kierunek wiatru 
Punkty przestrzeni, w których ciśnienie w danej chwili t0 ma tę samą wartość,  
tworzą powierzchnię, która nazywa się powierzchnią izobaryczną. Kształt powierzchni 
izobarycznej jest na ogół bardzo skomplikowany. Często jednak przyjmuje się, że 
w małych obszarach powierzchnia izobaryczną jest płaszczyzną. 
Dwie powierzchnie izobaryczne dla dwóch różnych wartości ciśnienia px i p2 nie 
mają żadnego punktu wspólnego i przejściu po dowolnej krzywej z jednej  
powierzchni na drugą odpowiada zawsze ta sama różnica ciśnień p2-p\. 
W wyniku przecięcia się powierzchni izobarycznej z powierzchnią Ziemi lub inną 
powierzchnią uzyskuje się linie jednakowego ciśnienia, czyli izobary. Na rysunku 2.2 
przedstawiono mapę synoptyczną dla Europy z zaznaczonymi izobarami. Technika 
rysowania izobar jest identyczna jak technika rysowania poziomic. Izobary i  
odpowiednio izotermy (linie o jednakowej temperaturze), izalobary (linie o jednakowej 
zmianie ciśnienia w jednostce czasu), izohiety (linie o jednakowej wysokości opadu 
atmosferycznego) i inne ogólnie są w meteorologii określane jako izoplety. W  
ochronie powietrza powszechnie stosowanym synonimem do izoplet są izolinie, tj. linie 
łączące punkty o jednakowym stężeniu danego zanieczyszczenia. 
S 
*~ ;^ *" ś 
<<— -*- y s 
<.-■■■*'' s s 
...*- «^ ^ s 
^ S S S / 
^ s s / 
s S S S / / / 
■ s s s / / / 
V s s s / / 
Oslo*y\| 17* I llAcfalinj 
ztoSiplm*/ 
1015 
10i 
: niebo niewidoczne 
Masy powietrza 
PP - powietrze polarne m - morskie 
PA- powietrze arktyczne k - kontynentalne 
PZ- powietrze zwrotnikowe s - stare 
i izobarami 
17 
Inną ważną wielkością jest gradient k, oznacza się go grad k lub symbolem V. 
Gradient jest operatorem różniczkowym, który działając na funkcję skalarną k(x,y,z) 
daje w wyniku wektor o współrzędnych 
ck_dk_dk_ 
ox oy oz 
Wektor ten tworzy w przestrzeni nowe pole, które nazywa się polem gradientu k. 
Wektor grad k określa wartość i kierunek największego wzrastania funkcji k. Jak  
wiadomo, grad k jest prostopadły do izopowierzchni parametru k, a jego wartość jest  
odwrotnie proporcjonalna do odległości izopowierzchni. 
W zagadnieniach, które będą tutaj omawiane, najczęściej będziemy spotykać się 
z poziomym gradientem ciśnienia, który jest definiowany jako 
op 8p 8p 
dx' dy' oz 
lub pionowym gradientem temperatury wyrażonym jako —. 
8z 
Pole parametru k(r,t) można określić dla konkretnej chwili t0 (rys. 2.1). Zmiany 
pola mogą być spowodowane zarówno ruchem cząstek powietrza, jak i zmianami 
zachodzącymi w poszczególnych cząstkach. Zmiany parametru k można opisać  
dwoma różnymi sposobami. Jeden z nich zwany jest opisem Eulera, a drugi metodą La- 
grange'a. Podstawowe różnice zilustrowano na rysunku 2.3. 
a) _ b) 
Rys. 2.3. Eulera (a) i Lagrange'a (b) system odniesienia dla ruchów w atmosferze 
18 
Opis metodą Eulera polega na określeniu właściwości powietrza jako funkcji  
położenia w przestrzeni (r) i czasu (i). Na przykład, właściwością powietrza może być 
prędkość wiatru lub stężenie danego zanieczyszczenia. Jeżeli obierzemy sobie  
skończony element objętości dxdydz w przestrzeni i będziemy go obserwować, to okaże 
się, że powietrze w nim będzie się nieustannie zmieniać i coraz to nowe cząstki  
powietrza będą przez niego przepływać. W opisie metodą Eulera pole wiatru można 
rozumieć jako przestrzenny rozkład średniej prędkości przepływu powietrza przez 
skończony element objętości podczas ruchu powietrza, pole stężeń natomiast jako 
przestrzenny rozkład uśrednionego do przedziału czasu At stężenia zanieczyszczeń 
w danym elemencie objętości. 
Należy pamiętać, że prędkość jest wektorem. W meteorologii, podobnie jak w  
fizyce, wektor jest wielkością fizyczną mającą wartość liczbową, kierunek i zwrot.  
Potoczne określenie, że prędkość powietrza wynosi np. 3 m/s z punktu widzenia fizyki 
jest nieścisłe. Wyrażając to, mamy bowiem na myśli szybkość wiatru (nieraz mówi się 
o sile wiatru), a nie prędkość, która ma określony kierunek i zwrot. 
W metodzie Lagrange'a układ współrzędnych związany jest z hipotetyczną  
cząstką powietrza niesioną przez wiatr. Opisywana jest więc historia ruchu każdej cząstki 
powietrza. Prędkość każdej cząstki jest funkcją czasu. Stężenia zanieczyszczeń są 
wyznaczane wzdłuż toru przemieszczania się cząstki, każda cząstka reprezentuje  
bowiem określoną masę zanieczyszczeń (rys. 2.4). 
Rys. 2.4. Smuga zanieczyszczeń- model Lagrange'a 
19 
W opisie eulerowskim szybkość zmian parametru k można wyrazić za pomocą 
dwóch wyrażeń. Pierwsze wyrażenie, określane jako lokalna pochodna czasowa,  
charakteryzować będzie szybkość zmian czasowych parametru k w określonym punkcie 
przestrzeni (tak, jak je widzi nieruchomy obserwator). Drugie wyrażenie, określane 
jako pochodna adwekcyjna, jest skutkiem ruchu samej cząstki i zmian parametru k 
podczas tego ruchu. 
Jeżeli zmiany parametru k zachodzą zarówno w określonym punkcie, jak i w  
określonym elemencie masy - cząstce powietrza, która porusza się, to całkowita szybkość zmiany 
parametru k składa się z sumy tych dwóch pochodnych. Suma ich jest określana jako po- 
Dk 
chodna substancjalna lub pochodna zupełna i oznacza się symbolem . Aby ją znaleźć, 
należy założyć, że cząstka porusza się wzdłuż toru o równaniach parametrycznych 
x = x(t), y=y(t), z = z(t) (2.5) 
i wartości te wstawić do równania określającego k 
k = k(x,y,z,t) = k(x(t), y(t), z(t), t) 
oraz zróżniczkować po czasie 
Dk dk dk dx dk dy 8k dz 
Dt dt 8x dt dy dt dz dt 
dx dv c 
(2.6) 
Ponieważ wektor 
(2.6) można zapisać 
jest wektorem prędkości V = [u,v,w], związek 
Dk _dk 
Dt ~ dt 
dk dk 
— + v— 
dx dy 
w- 
dk_ 
Dk dk -* -► 
= vv- grad k, 
Dt dt B 
(2.7) 
(2.8) 
gdzie kropka oznacza iloczyn skalarny dwóch wektorów. 
dk 
Jeżeli — = 0, to mówimy, że parametr k jest stacjonarny. Jeżeli natomiast 
Dk 
~Dt 
dt 
0, to parametr k nazywa się niezmiennikiem ruchu. Dla wielkości stacjonarnych 
Dk "* "* 
zachodzi związek = F-grad k oznaczający, że obserwator związany z cząstką 
obserwuje zmiany parametru k jedynie na skutek ruchu cząstki. Jeżeli natomiast k jest 
dk ""* ""* 
niezmiennikiem, to — = - V- grad k, co oznacza, że zmiany k obserwowane przez 
dt 
20 
nieruchomego obserwatora są wynikiem jedynie napływu nowych cząstek, niosących 
z sobą nowe wartości. 
—> 
Podobnie jak prędkość powietrza V(r,t), można określić jego przyspieszenie 
a(r,t) w opisie eulerowskim. Przyspieszenie jest więc sumą dwóch wyrażeń.  
Pierwsze wyrażenie opisuje szybkość, z jaką prędkość powietrza zmienia się w punkcie r 
dV 
(pochodna lokalna) . Drugie opisuje przyspieszenie samej cząstki powietrza (po- 
dt 
chodna adwekcyjna). Cząstka będzie doznawała przyspieszenia w czasie  
przemieszczania się w polu prędkości, nawet jeśli pole to nie będzie się zmieniało. Pochodna 
wzdłuż osi wyniesie 
du du du 
u — + v— + w— (2.9) 
ex dy dz 
lub w postaci iloczynu skalarnego 
V-grad u. (2.10) 
Przyspieszenie zatem wzdłuż osi x, zgodnie ze wzorem (2.7), 
(2.11) 
I odpowiednio w kierunku y i z: 
dv -» -» 
ay = — + F-gradv, (2.12) 
dt 
dw -» -» 
az = — + F-gradw. (2.13) 
ot 
Po połączeniu tych trzech składników i zastosowaniu oznaczeń wektorowych 
uzyskamy 
dv ^ ^ oV 
a = — + F-gradv lub + V-VV, (2.14) 
dt dt 
gdzie V - symbol gradientu, tj. operatora różniczkowego. 
.DV . . . .. 
Wyrażenie nazywane jest przyspieszeniem kinematycznym. 
Dk 
Dla przypomnienia, symbol stosuje się do oznaczenia operatora pochodnej 
zupełnej. Za k można wstawić dowolny parametr opisywany metodą eulerowską. 
1. Leząc na plaży bez trudu odpowiemy, 
dlaczego jest gorąco. Bo świeci Słońce? 
Ale czy potrafimy powiązać Słońce z hu- 
? 
raganem 
(fot. W. Glabisz) 
2. Słońce ogrzewa pewne obszary Ziemi, 
które stają się gorące, a jednocześnie 
inne obszary - w wysokich  
szerokościach geograficznych - są chłodne. Żeby 
istniało życie na Ziemi, ciepłe i chłodne 
powietrze musi się mieszać. Podczas 
mieszania się powietrza tworzą się burze, 
huragany i ulewne deszcze 
{fot. M. Neumanń) 
3. Pogoda dzisiejsza jest opisana za 
pomocą parametrów meteorologicznych, 
takich jak: ciśnienie, temperatura,  
wilgotność, prędkość wiatru i in., które 
możemy zmierzyć i wartości liczbowe 
przypisać dowolnemu punktowi  
przestrzeni. Są to figury szachowe. Dzisiaj 
wiemy, jak je ustawić. Ale jak ustawić je 
jutro? 
(fot. M. Neumann) 
.»" 
4. Zjawiska związane z kształtowaniem się pola stężeń zanieczyszczeń zachodzą w dolnej części troposfery, 
zwanej warstwą graniczną atmosfery (lub planetarną warstwą graniczną, warstwą tarciową, warstwą 
mieszania). Granicą tej warstwy jest często poziom dolnej granicy inwersji temperatury lub jest to górna 
granica turbulencyjnego przenoszenia masy, czyli najwyższy poziom w troposferze, gdzie zaznacza się 
jeszcze wpływ powierzchni Ziemi na stan atmosfery 
(fot. J. Zwoździak) 
3. Budowa atmosfery 
3.1. Skład chemiczny 
Atmosfera jest cienką powłoką gazową otaczającą Ziemię i utrzymywaną przez siłę 
grawitacji. Zbudowana jest głównie z azotu i tlenu, z niewielkimi domieszkami innych 
gazów, jak para wodna czy dwutlenek węgla. Gęstość atmosfery osiąga maksimum tuż 
nad powierzchnią Ziemi i stopniowo maleje wraz ze wzrostem odległości od niej, aż 
w końcu staje się nieodróżnialna od gęstości gazu międzyplanetarnego. I chociaż  
atmosfera rozciąga się setki kilometrów w górę, to jednak około 90% jej masy znajduje się 
w warstwie do 20 km od powierzchni Ziemi, a na wysokości już 100 km tylko jedna 
milionowa część całej masy atmosfery znajduje się ponad tym poziomem. 
Widać wyraźnie, że chociaż granica atmosfery jest rozmyta, sama powłoka  
gazowa, biorąc pod uwagę jej masę oraz promień Ziemi (6370 km), jest bardzo cienką 
warstwą otaczającą naszą planetę. Gdybyśmy Ziemię zamknęli w kuli o średnicy  
odpowiadającej piłce siatkowej, wówczas atmosfera byłaby cieńsza od kartki papieru. Ta 
cienka powłoka powietrza chroni powierzchnię i jej mieszkańców przed  
niebezpiecznym promieniowaniem ultrafioletowym, jak również przed przedostawaniem się  
różnych substancji z przestrzeni międzyplanetarnej. Przeciętny skład chemiczny nieza- 
nieczyszczonej atmosfery przedstawiono w tabeli 1. 
Tabela 3.1. Przeciętny skład chemiczny niezanieczyszczonej atmosfery 
Gaz 
1 
N2 
o2 
Ar 
Ne 
Kr 
Xe 
co2 
CO 
CH4 
H2 
N20 
Stosunek zmieszania 
ppm* 
2 
780 840 
209 460 
9 340 
18 
1,1 
0,09 
332 
0,1 
1,65 
0,58 
0,33 
Czas obiegu w przyrodzie 
3 
106lat 
5000 lat 
15 lat 
65 dni 
7 lat 
10 lat 
20 lat 
22 
1 
o3 
NO/N02 
NH3 
so2 
HN03 
2 
0,01-0,1 
10~6-10~2 
10~4-10~3 
10~5-10~4 
10~5-10~3 
3 
100 dni 
1 dzień 
5 dni 
10 dni 
1 dzień 
ppm - ilość części gazu na 1 min części powietrza 
Powietrze atmosferyczne zawiera pewne ilości związków pochodzenia  
naturalnego, które również, gdy pojawią się w nadmiernych stężeniach, mogą niekorzystnie 
wpływać na stan atmosfery, wód i gleb. Są to głównie związki siarki i azotu oraz  
węglowodory, powstające w wyniku procesów biologicznych. Pewne ich ilości są  
również emitowane w wyniku aktywności geotermicznej, procesów zachodzących w  
pokładach surowców naturalnych oraz w wyniku pożarów. 
3.2. Pochodzenie niektórych pierwiastków lub związków 
Azot - w formie cząsteczki N2 - jest usuwany z atmosfery głównie w wyniku 
procesów biologicznych i powraca do niej jako substancja odpadowa, powstająca 
w procesach rozkładu materii organicznej. Jest on ciągle odnawialny, a czas obiegu 
(recycling time) wynosi milion lat. Emitowany jest również w postaci tlenków (N20, 
NO i N02) lub amoniaku (NH3). Naturalnymi źródłami emisji tlenków azotu są:  
wyładowania elektryczne, wybuchy wulkanów oraz aktywność bakterii. Najbardziej  
rozpowszechniony podtlenek azotu (N20), wytwarzany w glebie oraz warstwach  
powierzchniowych oceanów w wyniku działalności życiowej bakterii beztlenowych, jest 
bardzo trwały i dlatego rozprowadzany jest w całej atmosferze. Przemianom  
chemicznym podlega dopiero w jej wyższych warstwach, tj. w stratosferze. 
Amoniak powstaje w wyniku biologicznej degradacji białek („parowanie amoniaku") 
i z rozkładu mocznika. Poziomy amoniaku w atmosferze stale rosną na skutek  
stosowania coraz większych ilości nawozów sztucznych i intensywnej hodowli zwierzęcej. 
Tlen jest zużywany przez organizmy, które oddychają, i emitowany w postaci C02 
lub pary wodnej. Usuwany jest również z atmosfery w procesach gnicia i spalania, a wraca 
do niej w wyniku procesu fotosyntezy. Tlen odnawia się w ciągu kilku tysięcy lat. 
Argon, ksenon, neon i krypton są gazami obojętnymi; nie recylkulują i nie są  
aktywne chemicznie. 
Para wodna (zmienna zawartość: średnio 0,5%, przeciętnie w zakresie 0,05-4%, 
zależnie od temperatury, najwyższa w obszarach tropikalnych). Cząstki pary wodnej są 
niewidzialne. Widzialna staje się w fazie ciekłej lub stałej. Znaczenie jej w atmosferze 
jest bardzo duże. Podlega przemianom fazowym, podczas których wydzielane jest  
ciepło utajone, będące ważnym źródłem energii dla wielu procesów atmosferycznych, np. 
23 
burz i huraganów. Jest również gazem cieplarnianym, pochłania bowiem część  
uchodzącej energii z powierzchni Ziemi. Pełni ważną rolę w bilansie cieplnym atmosfery. 
Dwutlenek węgla jest pochłaniany przez rośliny podczas fotosyntezy, a  
emitowany do atmosfery w wyniku utleniania węgla i jego związków (spalanie), rozkładu  
roślin i erupcji wulkanicznej. Jest również wydychany przez zwierzęta. Stężenie jego 
wzrosło o około 10% w stosunku do 1958 roku i przy zachowanym tempie wzrostu 
0,4% rocznie jego ilość podwoi się pod koniec XXI wieku. Jest również gazem  
cieplarnianym i szacuje się, że przy podwojonym stężeniu w atmosferze temperatura przy 
powierzchni Ziemi wzrośnie od 1,5 do 4,5°. Dwutlenek węgla rozpuszcza się w  
wodzie; jego ilość w oceanach około 50-krotnie przewyższa całkowitą zawartość C02 
w atmosferze. Duża ilość dwutlenku węgla z powietrza jest przenoszona do głębin 
morskich przez zooplankton, który pochłania go w dzień w procesie fotosyntezy, 
a w nocy, po powrocie w głębiny, wydala w odchodach bogatych w węgiel. Proces ten 
nazwano „pompą biologiczną". Wraz ze wzrostem temperatury wody morskiej, np. 
w wyniku zwiększonego stężenia C02 w powietrzu, następuje rozprzestrzenianie się 
fitoplanktonu, oznacza to z kolei bardziej wydajne przenoszenie węgla i zmniejszenie 
dwutlenku węgla w powietrzu, a w konsekwencji obniżenie temperatury wody.  
Rzeczywistość jest oczywiście bardziej skomplikowana niż ten prosty mechanizm  
sprzężenia zwrotnego. 
Metan - stężenie jego wzrasta około 0,6% rocznie. Obecnie bada się tego  
przyczyny. Uwalniany jest on w wyniku rozkładu, przy zmniejszonym dostępie tlenu,  
materii organicznej, min. ze słabo natlenionych wilgotnych gleb, ryżowisk, kopalni 
i wysypisk śmieci. Szczególnym problemem są wysypiska śmieci, zawarta bowiem 
w odpadach materia organiczna w sprzyjających warunkach podlega fermentacji  
metanowej z wydzieleniem do atmosfery biogazu, w którym metan stanowi około 60%. 
Emitowany do atmosfery podlega tam przemianom z wytworzeniem rodnika metylo- 
nadtlenkowego. 
Związki chloro-fluoro-węglowe CFCs - stężenie ich wzrasta około 4% rocznie. 
Stosowane są jako propelenty (w preparacie aerozolowym jako gaz pędny) oraz jako 
rozpuszczalniki w elektronice. Są zarówno gazami cieplarnianymi, jak również  
związkami niszczącymi ozon w stratosferze. 
Ozon - naturalnie (około 90% całkowitej ilości w atmosferze) występuje w górnej 
warstwie atmosfery (stratosferze) jako produkt reakcji tlenu atomowego i cząsteczki 
tlenu. W dolnej warstwie atmosfery (troposferze) ozon pochodzi częściowo ze stratos- 
fery, a częściowo tworzy się w wyniku procesów fotochemicznych z udziałem  
tlenków azotu, tlenku węgla, metanu i innych lotnych związków organicznych. Mówimy 
o paradoksie ozonu. Ozon w nadmiernych stężeniach w troposferze uszkadza  
rośliny, a jednocześnie w stratosferze chroni te same rośliny przed przedostawaniem się 
szkodliwego promieniowania UV i dzięki temu rośliny mogą przetrwać. 
Siarka - lotne związki siarki są wytwarzane na drodze biologicznej lub  
fotochemicznej na powierzchni wód oceanów. Spośród tych związków w największych  
ilościach emitowany jest do atmosfery dimetylosiarczek (DMS). Z kolei naturalnym źród- 
24 
łem emisji siarkowodoru są bagna i wulkany podczas erupcji. Dwutlenek siarki  
dostaje się do atmosfery podczas spalania biomasy oraz sztucznie jest wprowadzany do 
powietrza w procesach spalania paliw i procesach metalurgicznych. Obieg siarki 
wtroposferze ma ogromny wpływ na stosunek kwas-zasada oraz tworzenie się 
i wzrost cząstek aerozoli. W ostatnim stuleciu naturalny biogeochemiczny obieg siarki 
uległ dramatycznym zmianom, powodując znaczne zakwaszenie atmosfery oraz duży 
wzrost w liczebności cząstek aerozoli, co wpłynęło na zmniejszenie przezroczystości 
powietrza w wielu rejonach świata. 
Część naturalnych domieszek w atmosferze jest korzystna dla przebiegu przemian 
biochemicznych, sztucznie wprowadzane substancje przez człowieka zakłócają  
natomiast naturalne obiegi pierwiastków i stanowią zagrożenie dla środowiska. 
3.3. Pionowa struktura atmosfery 
Pomimo że powietrza nie widzimy, jest ono rzeczywiście i ma swoją masę (wagę). 
Jak w innych gazach, cząsteczki powietrza poruszają się z szybkością około 0,5 m/s 
przy powierzchni Ziemi. Ogrzanie powietrza powoduje wzrost szybkości, a  
ochłodzenie - odpowiednio zmniejszenie. Oddziaływanie tych bilionów cząsteczek wywołuje 
ciśnienie (400 sextylionów - 400-1021 cząsteczek mieści się w sześcianie 2,5 cm3). 
Wszystkie cząsteczki w atmosferze „trzymane" są siłami grawitacji. Dlaczego więc 
nie koncentrują się wszystkie przy powierzchni Ziemi? Odpowiedzią jest właśnie  
ciśnienie powietrza. Cząsteczki poruszają się we wszystkich kierunkach, włączając  
również kierunek „do góry". Ta pionowa składowa ciśnienia równoważy siłę grawitacji. 
Ciśnienie jest wyższe w dolnych warstwach atmosfery, ponieważ warstwa ta jest  
ściskana przez warstwy znajdujące się powyżej. 
▲ 
Z+Az p-Ap 
* * 4 
• » < 
♦ ♦ ♦ 
* * J 
« SGC < 
SG * 
Li 
Rys. 3.1. Zrównoważenie siły pionowej gradientu ciśnienia SGC 
przez ciężar elementu objętości powietrza SG 
25 
Ciśnienie powietrza określa się jako siłę równą ciężarowi pionowego słupa  
powietrza o poziomej podstawie jednostkowej i wysokości równej wysokości atmosfery. 
Wzór określający ciśnienie wyprowadza się z równania hydrostatyki, które wyraża 
fakt zrównoważenia siły pionowej gradientu ciśnienia SGCpion przez ciężar elementu 
objętości powietrzaSG (rys. 3.1): 
SGCpmn + SG = 0, (3.1) 
^ + pg = 0, (3.2) 
Az 
£ = -/>*. (3.3) 
Az 
^P = -Pg^z 
dp = -pgdz, (3.4) 
lub w postaci różniczkowej 
gdzie: 
p - ciśnienie, 
p - gęstość powietrza w niezmiernie małym elemencie objętościowym, którego pod- 
stawąjest jednostkowa powierzchnia, 
g - przyspieszenie ziemskie, 
dz - grubość warstwy powietrza. 
Przyspieszenie ziemskie zmienia się nieznacznie z wysokością, a gęstość  
odwrotnie, tj. zmniejsza się gwałtownie do około 20 km od powierzchni Ziemi i następnie 
wolniej, tj.: 
• 90% masy zawiera się w warstwie atmosfery grubości -20 km, 
• 99,9 % masy zawiera się w warstwie grubości -50 km. 
Przyjmując, że p nie zmienia się w warstwie powietrza Az, ciśnienie można więc, 
zgodnie ze wzorem (3.4), wyrazić 
00 
p = "ZpgAz lub p=\pgdz. (3.5) 
o 
Ze wzoru (3.5) wynika, że podobnie jak gęstość zmienia się ciśnienie powietrza. 
Ciśnienie standardowe, normalne, przeciętnie na poziomie morza wynosi 1013,25 mb 
(760 mm Hg), a na wysokości 5,5 km jest już o połowę mniejsze. Na wysokości  
najwyższej góry świata, Mont Everestu, wynosi 300 mb, co oznacza, że 70% molekuł 
powietrza znajduje się poniżej tego poziomu. 
Ze wzoru (3.5) można łatwo wyznaczyć masę atmosfery. Przyjmując do obliczeń 
promień Ziemi 6370 km, masa ta wynosi około 5300-1012 Mg. 
Jak wynika z tych rozważań, zarówno gęstość atmosfery, jak i ciśnienie  
zmniejszają się wraz z wysokością. A jak zmienia się temperatura powietrza z wysokością? 
Okazuje się, że pionowy profil temperatury jest bardziej skomplikowany. Zmiany 
26 
temperatury wraz z wysokością określa się za pomocą pionowego gradientu  
temperatury. Stał się on podstawą wyróżnienia kilku warstw o wyraźnie odmiennych  
przebiegach (rys. 3.2). 
Ciśnienie, atm Wysokość, km 
10 "- 
10-*- 
10 ''- 
10 - 
1 
- 
TERMOSFERA 
^ 
c^ Mezopauza 
^^ MEZOSFERA 
J Stratopauza 
•ŚTRATOSFERA Tropopauza 
Altocumulus \ TROPOSFERA /~~~v. 
Cumulus  
"ob 
% 20 
aj 
'5ó 
C 
W 
10 
0 
0,5 1,0 1,5 2,0 
X, urn 
Rys. 4.1. Widma promieniowania ciała doskonale czarnego dla wybranych temperatur 
Rozpatrywane w meteorologii obiekty rzeczywiste, np. Słońce, Ziemia, chmury 
itp., można z pewnym przybliżeniem traktować jako ciała doskonale czarne.  
Emitowana przez te realnie istniejące obiekty całkowita energia promieniowania jest mniejsza 
od tej, którą wysyła znajdujące się w takiej samej temperaturze ciało doskonale czarne. 
32 
Promieniowanie słoneczne docierające do górnych granic atmosfery jest zbliżone 
dosyć dokładnie do promieniowania ciała doskonale czarnego o temperaturze około 
6000 K. Słońce, składające się z mieszaniny rozgrzanych, znajdujących się pod  
wysokim ciśnieniem gazów, spełnia wprawdzie warunki charakterystyczne dla ciała  
doskonale czarnego, ale otaczająca tę gwiazdę znacznie chłodniejsza atmosfera pochłania 
pewne długości emitowanego promieniowania. Szczególnie istotna jest tutaj absorpcja 
energii przez atomy wodoru i helu. 
Promieniowanie Ziemi odpowiada w przybliżeniu promieniowaniu ciała  
doskonale czarnego o temperaturze około 288 K. 
Emisję i absorpcję promieniowania przez ciało doskonale czarne opisuje kilka 
praw. Najogólniejsze z nich - prawo Plancka - dotyczy zależności ilości wypromie- 
niowywanej energii od temperatury bezwzględnej ciała. Funkcję tę przedstawia wzór 
2-nhc2 1 
E*=^^h> (4-2) 
em _i 
w którym: 
E^ - zdolność emisyjna dla długości fali A, 
h - stała Plancka (6,62-10"34 Js), 
c - prędkość światła (2,998-108 m/s), 
A - długość fali, 
k - stała Boltzmanna ( 1,3810 23 J/K), 
T - temperatura ciała w skali bezwzględnej. 
Do wyprowadzenia tej zależności niezbędne było przyjęcie dwóch założeń: 
• atomy i cząsteczki mogą pochłaniać i emitować promieniowanie w ściśle  
określonych porcjach energetycznych, zwanych kwantami energii, 
• energia kwantu jest proporcjonalna do częstości promieniowania 
E = nhy, 
gdzie: 
E - energia promieniowania, 
y - częstotliwość promieniowania, 
h - stała Plancka, 
« =1,2,3, ... 
Z założeń tych wynika, że atomy i cząsteczki mogą znajdować się tylko w  
pewnych, ściśle określonych stanach o charakterystycznej konfiguracji elektronów oraz 
o odpowiedniej energii oscylacji i rotacji. Pochłanianie i wypromieniowywanie energii 
wiąże się z przejściami między różnymi stanami energetycznymi. Gdy nie istnieje 
możliwość zachodzenia takich przejść, nie dochodzi do absorpcji lub emisji  
promieniowania. Dzięki temu nie wszystkie długości fali promieniowania słonecznego mogą 
dojść do powierzchni Ziemi. 
"" rfT 
$. Promieniowanie słoneczne zanim  
dotrze do powierzchni Ziemi przechodzi 
wiele transformacji 
(fol. W. Glabisz) 
6. Rozpraszanie promieniowania  
słonecznego na cząstkach aerozoli 
\Jot. M. Neumann) 
,-""** A Nii* 
*f> *"•»•*"'' ". 
t7. Niebieskie zabarwienie nieboskłonu *■ ?_ 
jest spowodowane silnym rozpraszaniem '•£"•■ . ^ ^,„ 
promieniowania krótkofalowego * ' * 
(for. 7. Zwoździak) • TI. •* " • 
4 
1 '\ 
8. Promieniowanie długofalowe jest w minimalnym stopniu rozpraszane 
w atmosferze, stąd czerwone zabarwienie wokół Słońca 
(fot. J. Zwoździak) 
Ą > 
V. ..„-.i 
>5":??-:*'*ft 
:j- - 
9. Promieniowanie bezpośrednie osiąga powiera 
naszej planety po torach prostoliniowych 
(fot. W. Glabisz) 
10. Promieniowanie słoneczne odbite od  
nieznacznie pofalowanej powierzchni morza zwane jest li. Bardzo istotne dla bilansu energetycznego Ziemi jest albedo górnej 
przez żeglarzy „drogą do szczęścia" powierzchni chmur 
(fot. W. Glabisz) (fot. J. Zwoździak) 
33 
Z prawa Plancka (po zróżniczkowaniu Ez po A) otrzymuje się prawo przesunięć 
Wiena, które wyraża wzór 
źimax77= const = 0,2899 cm-K, 
(4.3) 
w którym: 
AmaK - długość fali, dla której zdolność emisyjna przyjmuje maksymalną wartość, 
T - temperatura ciała w skali bezwzględnej. 
Z wzoru tego wynika, że długość fali odpowiadająca największej zdolności  
emisyjnej przesuwa się proporcjonalnie do ł/77, a to oznacza, że /tmax przyjmuje coraz 
mniejsze wartości w miarę jak temperatura obiektu rośnie. Ilustrują to wykresy na 
rysunku 4.2. Na podstawie prawa Wiena można obliczyć długość fali przenoszącą 
największą energię promieniowania. Dla przykładu, na powierzchni Słońca  
temperatura wynosi około 6000 K, dlatego największą energię przenosi promieniowanie  
żółtozielone o długości 500 nm. Dla Ziemi o średniej temperaturze 288 K Ą^ równa się 
10 um, co odpowiada dalekiej podczerwieni. 
7000 K 
Rys. 4.2. Zależność /^^od temperatury 
Kolejnym prawem dotyczącym promieniowania ciała doskonale czarnego jest 
prawo Stefana-Boltzmanna. Całkowita zdolność emisyjna ciała doskonale czarnego 
jest proporcjonalna do czwartej potęgi jego temperatury bezwzględnej. Wyraża to 
wzór 
E=at, (4.4) 
w którym: 
E - całkowita zdolność emisyjna, 
T - temperatura bezwzględna ciała, 
a- stała równa 56,7 nW/(m2-K4). 
34 
Oznacza to, że im wyższa temperatura emitora, tym większa jest wypromienio- 
wywana energia. Prawo Stefana-Boltzmanna pozwala na wyjaśnienie bilansu  
radiacyjnego Ziemi. 
Pochłanianie energii przez ciało jest ściśle związane z jej wypromieniowywaniem. 
Zależność tę ujmuje prawo Kirchhoffa, które mówi, że stosunek zdolności emisyjnej 
E%r do zdolności absorpcyjnej A%r dla każdej długości fali i temperatury jest  
jednakowy dla wszystkich ciał i równa się zdolności emisyjnej ciała doskonale czarnego. 
Przedstawia to wzór 
■"■XT 
w którym: 
E%r - zdolność emisyjna ciała w temperaturze Ti dla długości fali A, 
A^t - zdolność absorpcyjna ciała w temperaturze Ti dla długości fali A, 
sat - zdolność emisyjna ciała doskonale czarnego w temperaturze Ti dla długości fali A. 
Innymi słowy, wielkość emisji promieniowania wysyłanego przez dowolny obiekt 
równa się iloczynowi zdolności absorpcyjnej tego obiektu i wielkości emisji  
promieniowania ciała doskonale czarnego w tej samej temperaturze. Z prawa Kirchhoffa 
wynika, że jeżeli w danej temperaturze ciało nie pochłania fal o długościach od A do 
A + dA, to nie może również emitować promieniowania z tego przedziału. Można więc 
stwierdzić, że ciało w stanie równowagi termodynamicznej tym silniej absorbuje, im 
silniej emituje. 
4.3. Promieniowanie słoneczne 
Podstawowym źródłem energii dla procesów fizycznych i fotochemicznych  
zachodzących w atmosferze jest Słońce, znajdujące się w odległości około 150 min  
kilometrów od Ziemi. W jądrze tej gwiazdy, dzięki odpowiedniemu składowi  
chemicznemu oraz sprzyjającym warunkom fizycznym (wysokie ciśnienie), zachodzą reakcje 
termojądrowe, w wyniku których powstaje olbrzymia ilość energii. Znikomy jej  
procent, pod postacią wiatru słonecznego (strumienia materii), a przede wszystkim  
promieniowania elektromagnetycznego, dociera do górnych warstw atmosfery ziemskiej. 
Ilość energii przenoszona przez powierzchnię 1 m2, ustawioną prostopadle do  
kierunku padania promieni ponad górną granicą atmosfery, jest nazywana stałą  
słoneczną. Wielkość ta jest równa 1396 W/m2 i nie zależy od zjawisk zachodzących 
w atmosferze ziemskiej. Na wartość stałej słonecznej ma wpływ wyłącznie ilość  
energii wysyłanej w kosmos przez Słońce oraz odległość tej gwiazdy od Ziemi. Wahania 
stałej słonecznej są rzędu 3-4% i wynikają przede wszystkim z różnej aktywności 
Słońca. 
35 
Słońce emituje w kosmos promieniowanie o długości fal od 0,1 nm do 100 m, 
przy czym maksymalna zdolność emisyjna przypada na fale o długości około 500 nm. 
W górnych warstwach atmosfery ziemskiej promieniowanie o długości od 200 do 290 nm 
stanowi 0,79% składu, od 350 do 900 nm - 61,6%, od 900 do 2 500 nm - 30,4% i od 
7 000 do 20 000 nm - 0,19%. 
Do powierzchni Ziemi dociera promieniowanie ultrafioletowe (UV), widzialne 
(VIS) oraz podczerwień (IR). Promieniowanie ultrafioletowe tworzą fale o  
długościach od 250 do 400 nm. W tym obszarze widma znajduje się około 7% energii  
dopływającej ze Słońca do powierzchni Ziemi. Promieniowanie UV nie przenosi 
wprawdzie dużej ilości energii słonecznej, ale ma ono istotny wpływ na stan górnych 
warstw atmosfery, a także na organizmy żyjące na Ziemi. Z medycznego i  
biologicznego punktu widzenia promieniowanie UV dzieli się na: 
• nadfiolet A (UV-A) o długościach fal od 400 do 320 nm, 
• nadfiolet B (UV-B) o długościach fal od 320 do 280 nm, 
• nadfiolet C (UV-C) o długościach fal od 280 do 200 nm. 
Promieniowanie o długości 253-254 nm niszczy białko oraz chlorofil. Fale  
poniżej 280 nm zabijają grzyby i bakterie. Wzrost roślin jest osłabiony w świetle od 320 
do 350 nm. Promieniowanie UV silnie oddziałuje na skórę człowieka. Gdy dawki są 
niewielkie, dochodzi jedynie do zmiany pigmentacji skóry, co jest odruchem  
obronnym organizmu, przy dużych dawkach powstaje rumień, oparzenia, stany zapalne itp. 
Udowodnione jest, że długotrwałe i systematyczne naświetlanie promieniowaniem 
UV-B zwiększa prawdopodobieństwo zachorowania na raka skóry. Szczególnie  
niebezpieczny dla życia jest czerniak złośliwy. Promieniowanie UV niekorzystnie  
również wpływa na oczy, ponieważ powoduje kataraktę. 
Działanie promieniowania UV wykazuje też pewne zalety. Dzięki temu, że zabija 
ono bakterie, stosowane jest do dezynfekcji. Bardzo ważna jest również rola  
promieniowania UV przy wytwarzaniu witaminy D w organizmach. 
Właściwości promieniowania UV wynikają przede wszystkim z jego energii. Jest 
ona na tyle duża, że może prowadzić do rozerwania niektórych wiązań chemicznych, 
np. tych, które występują w kwasach DNA. Dlatego natężenie promieniowania UV 
przy powierzchni Ziemi ma bardzo duże znaczenie dla organizmów żywych. 
Promieniowanie widzialne obejmuje fale o długościach od 400 do 700 nm, przy 
czym: fiolet jest od 400 do 465 nm, barwa niebieska 465-490 nm, zielona 490-530 nm, 
żółta 530-580 nm, pomarańczowa 580-630 nm, czerwona 630-750 nm. Około 45% 
energii słonecznej dociera do Ziemi pod postacią promieniowania widzialnego. Jego 
energia wystarcza do rozerwania jedynie słabych wiązań chemicznych. Przejawia się to 
np. w negatywnym oddziaływaniu światła na produkty spożywcze. 
Promieniowanie podczerwone jest tworzone przez fale o długościach powyżej 
750 nm, przy czym bliska podczerwień zaczyna się od 750 nm, a kończy na około 
2,5 (im, podczerwień właściwa obejmuje zakres od 2,5 do 50 um, a daleka  
podczerwień jest z przedziału od 50 do 1000 (im. Ten rodzaj promieniowania przenosi około 
48% promieniowania słonecznego docierającego do Ziemi. Można więc stwierdzić, 
36 
że niemal cała energia pochodząca ze Słońca jest skoncentrowana w obszarze  
widzialnym i bliskiej podczerwieni, tzn. od 0,3 do 30 (im. 
W meteorologii do celów praktycznych wyróżnia się dwa zakresy promieniowania 
słonecznego: krótko- i długofalowe. Promieniowanie krótkofalowe ma długości fal 
z przedziału od 0,1 do 4,0 (im, promieniowanie długofalowe - od 4 do 120 (im. 
4.4. Promieniowanie słoneczne w atmosferze ziemskiej 
Promieniowanie słoneczne przechodząc przez atmosferę oddziałuje z jej  
składnikami, w wyniku czego zmienia się jego natężenie, widmo, kierunek propagacji. Na 
rysunku 4.3 porównano widma promieniowania słonecznego poza atmosferą, na  
poziomie morza oraz ciała doskonale czarnego. Obserwowane zmiany powstają w  
wyniku zachodzenia trzech procesów: 
• absorpcji, 
• rozpraszania, 
• odbicia promieniowania. 
X, (im 
Rys. 4.3. Widmo promieniowania ciała doskonale czarnego (1), widma promieniowania słonecznego 
poza granicami atmosfery (2), na poziomie morza (3) 
4.4.1. Absorpcja promieniowania 
Promieniowanie słoneczne pochłaniane przez cząsteczki i atomy gazów może  
powodować ich wzbudzenie, dysocjację lub jonizację. 
37 
Wzbudzenie polega na przeniesieniu elektronów na wyższy poziom energetyczny. 
Czas, w jakim atom lub cząsteczka pozostaje w stanie wzbudzonym, zależy od wielu 
czynników, np. od otaczającego ośrodka, stopnia wzbudzenia. Zazwyczaj po około 
1CT8 s następuje powrót do stanu podstawowego. Może on mieć charakter przejścia 
bezpromienistego lub promienistego. W pierwszym przypadku nadmiarowa energia 
przekazywana jest otoczeniu w trakcie zderzeń lub w wyniku wewnątrzcząsteczkowej 
przemiany energii elektronowej w oscylacyjną. Powoduje to wzrost ciepła ośrodka. 
Przejściu promienistemu towarzyszy emisja fotonów. Zjawisko polegające na wy- 
promieniowywaniu przez wzbudzone cząsteczki i atomy nadwyżki energii ponad 
energię cieplną w danej temperaturze, trwające dłużej niż 1CT10 s, nazywane jest lumi- 
nescencją. Rozróżnia się wiele rodzajów tego zjawiska, np. 
• fluorescencję, cechującą się prawie natychmiastową reemisją promieniowania, 
• fosforescencję, dla której emisja promieniowania jest wydłużona w czasie. 
Przejścia elektronów pomiędzy stanami energetycznymi muszą spełniać wiele  
warunków związanych z zachowaniem różnych zasad fizycznych. Z tego powodu, 
w niektórych przypadkach konieczne jest, aby w procesie oddawania nadmiarowej 
energii w trakcie przechodzenia do stanu podstawowego pośredniczyły inne  
cząsteczki, nazywane w fizyce trzecim ciałem. W atmosferze ziemskiej rolę taką spełniają na 
przykład cząsteczki azotu. 
Promieniowanie słoneczne, działając na elektrony walencyjne, może oprócz  
wzbudzenia wywoływać także reakcje fotochemiczne. Przykładem na to jest fotodysocjacja, 
polegająca na rozpadzie (dysocjacji) pod wpływem światła złożonych chemicznie 
cząsteczek na atomy, rodniki lub prostsze cząsteczki. Zjawisko takie nazywane jest 
również fotolizą. 
Efektem działania fal świetlnych może być także oderwanie elektronów od ich 
atomów lub cząsteczek, w wyniku czego tworzą się dodatnie jony. Fotojonizację  
wywołuje jedynie najwyższe energetycznie promieniowanie słoneczne, tzn.  
promieniowanie UV. 
Atmosfera ziemska składa się z wielu gazowych składników, które w różny  
sposób absorbują promieniowanie słoneczne. Jednoatomowe gazy szlachetne w wyniku 
pochłaniania określonych kwantów promieniowania elektromagnetycznego ulegają 
wzbudzeniu lub jonizacji. Energia promieniowania słonecznego tracona w atmosferze 
na skutek absorpcji fal świetlnych przez gazy jednoatomowe jest nieznaczna. Dlatego 
gazy te nie mają poważnego wpływu na procesy meteorologiczne. 
Zdecydowanie ważniejsze znaczenie dla bilansu energetycznego atmosfery ma  
absorpcja promieniowania przez wieloatomowe cząsteczki gazów. Wszystkie gazowe 
składniki atmosfery, pomijając gazy szlachetne, występująjako cząsteczki.  
Oddziaływania istniejące pomiędzy atomami lub grupami atomów, z których są one  
zbudowane, powodują, że ich ruch może przyjmować formę złożonych oscylacji i rotacji. 
Oscylacja cząsteczki polega na drganiu atomów lub ich grup wokół punktu położenia 
równowagi. Rotacja jest natomiast obrotem cząsteczki jako całości wokół kierunku, 
który jest prostopadły do osi symetrii. Zarówno energia oscylacji, jak i rotacji jest 
38 
skwantowana. Obie te energie tworzą pasma energetyczne, które bardzo często  
zachodzą na siebie. Powoduje to, że cząsteczki gazów w atmosferze absorbują energię 
z pewnych określonych przedziałów energetycznych promieniowania słonecznego. 
Dokładna analiza widma promieniowania dochodzącego do Ziemi dowodzi, że nie 
wszystkie długości fal świetlnych mogą przejść przez atmosferę. W widzialnej części 
widma słonecznego absorpcja promieniowania jest niewielka. Pochłanianie staje się 
znaczące dopiero w obszarze nadfioletu, tzn. dla fal krótszych niż 370 nm. Tylko  
nieznaczna część tego promieniowania dociera do Ziemi. Fale o długości poniżej 320 nm 
absorbuje przede wszystkim ozon, znajdujący się w stratosferze. Gaz ten, pochłaniając 
promieniowanie krótkofalowe (< 320 nm), dysocjuje zgodnie z reakcją 
Dla tworzenia ozonu w atmosferze bardzo ważna jest fotodysocjacja cząsteczek 
tlenu w wyniku absorpcji promieniowania o długości fali poniżej 242 nm 
02 + hy^>20 
Powstały tlen atomowy wchodzi w reakcję z cząsteczką tlenu, tworząc ozon 
0 + 02+M-> 03 + M 
gdzie M oznacza trzecie ciało. Może nim być cząsteczka N2, 02. Trzecie ciało nie 
reaguje chemicznie. Jego rola sprowadza się do przejęcia nadmiaru energii kinetycznej 
wyzwolonej w czasie reakcji, w taki sposób, aby została zachowana energia i pęd. 
W przeciwnym razie doszłoby do dysocjacji 03. 
W zakresie fal krótszych niż 200 nm istotne znaczenie ma pochłanianie  
promieniowania przez cząsteczki tlenu 02. Pasmo absorpcyjne znajduje się między 130 a 175 nm. 
Efektem tej absorpcji jest fotodysocjacja cząsteczek tlenu. Stanowi ona podstawowe 
źródło tlenu atomowego w atmosferze powyżej 80 km. Wysokie współczynniki  
absorpcji promieniowania oraz duża gęstość 02 powodują, że krótkofalowe  
promieniowanie poniżej 200 nm zostaje pochłonięte w górnej atmosferze. 
Fale o długościach krótszych niż 150 nm są absorbowane przede wszystkim przez 
NO, 02, O, N, N2. Energia takiego promieniowania jest tak duża, że wywołuje  
jonizację cząsteczek: 
NO + /2f->NO+ + e(l< 134,1 nm), 
02 + hy-> 02+ + e(A< 102,6 nm), 
O + /j/-> 0+ + e (A< 91,0 nm), 
N + /j/->N+ + e (A< 85,2 nm), 
N2 + hy-^N2+ + e(A< 79,6 nm). 
Fale świetlne o długościach poniżej 150 nm przenikają do wysokości 70 km nad 
Ziemią. 
39 
Absorpcja promieniowania słonecznego w długofalowej części widma pochodzi 
przede wszystkim od pary wodnej, dwutlenku węgla i ozonu. To, że daleka  
podczerwień nie dociera do powierzchni Ziemi jest konsekwencją tego faktu. 
Para wodna pochłania promieniowanie przede wszystkim o długości fali 2,7 um 
i 6,7 (im. Istnieją również: 
• wąskie pasma o maksymalnej absorpcji dla fal o długościach 1,37 um, 1,84 [im 
i 2,66 urn, 
• silne pasmo dla około 6,26 um, 
• szereg rozmytych pasm zaczynających się od 9 [im i ciągnących się  
przynajmniej do 34 [im. 
Absorpcja promieniowania słonecznego przez parę wodną zależy od ciśnienia 
i temperatury pary oraz od ciśnienia powietrza. 
Dwutlenek węgla pochłania promieniowanie w przedziałach: od 2,3 do 3,0 [im, od 
4,2 do 4,4 [im oraz od 12,5 do 16,5 [im. 
Ozon wykazuje pasmową absorpcję promieniowania w czerwonopomarańczowej 
części widma (około 0,61 [im) oraz w podczerwieni (około 4,8 [im i od 9,5 do 
9,9 (im). 
W atmosferze ziemskiej pochłaniane jest około 25% promieniowania słonecznego, 
z tego 3% absorbuje ozon i tlen molekularny, a 22% przypada na cząsteczki pary 
wodnej i dwutlenku węgla oraz kropelki wody w chmurach (5%) i cząstki pyłów.  
Pasma pochłaniania i okna przezroczystości atmosfery przedstawiono na rysunku 4.4. 
o 
6 7 8 910 
X, \im 
Rys. 4.4. Pasma absorpcji promieniowania słonecznego oraz okna przezroczystości atmosfery 
4.4.2. Rozpraszanie promieniowania słonecznego 
Promieniowanie słoneczne przechodząc przez atmosferę ulega osłabieniu nie tylko 
na skutek pochłaniania, ale również w wyniku rozpraszania. 
Rozpraszanie światła polega na zmianie kierunku biegu promieni świetlnych ze 
ściśle określonego na dowolny. Zjawisko to występuje podczas przechodzenia światła 
przez ośrodek optycznie niejednorodny, tzn. ośrodek dla którego współczynnik zała- 
40 
mania światła nie jest jednakowy dla różnych punktów. Powietrze atmosferyczne  
może być uważane za ośrodek niejednorodny optycznie, ponieważ występują w nim  
aerozole, a także fluktuacje gęstości materii, powstające na skutek ruchu cieplnego  
drobin. W takim ośrodku cząstki, z których składa się atmosfera, można traktować jako 
źródła promieniowania. 
Rozpraszanie światła zależy od wielu czynników, m.in. od długości fali  
promieniowania, wielkości, kształtu, a czasami także od przestrzennego rozkładu cząstek, na których 
zachodzi rozpraszanie. Z tego powodu zjawisko to może w różny sposób przebiegać. 
Gdy światło przechodzi przez ośrodek składający się z atomów i cząsteczek  
gazów, których wymiary są przeszło dziesięciokrotnie mniejsze od długości fali  
świetlnej, wówczas natężenie promieniowania rozproszonego jest odwrotnie proporcjonalne 
do czwartej potęgi długości fali promieni rozpraszanych 
I=jjrJ*, (4-6) 
gdzie: 
h - natężenie promieniowania padającego o długości fali X, 
/ - natężenie promieniowania rozproszonego o tej samej długości fali, 
A - długość fali, 
a - współczynnik proporcjonalności. 
Tego typu rozpraszanie zwane jest rozpraszaniem Rayleigha. Tłumaczy ono silne 
rozpraszanie światła krótkofalowego w atmosferze oraz niebieskie zabarwienie światła 
rozproszonego przez gaz oświetlony światłem białym. Ponieważ długość skrajnych fal 
światła czerwonego jest prawie dwukrotnie większa od długości fal światła  
fioletowego, pierwsze z tych promieni są więc rozpraszane przez cząstki gazów czternastokrot- 
nie mniej niż drugie. Fale z obszaru podczerwieni rozpraszane są w atmosferze 
w stopniu minimalnym. 
Gdy w ośrodku, przez który przechodzi promieniowanie, znajdują się  
niejednorodności, np. aerozole o wymiarach mniejszych od długości fali świetlnej i o  
współczynniku załamania światła innym od tego, który charakteryzuje ośrodek  
rozpraszający, wówczas widmowy rozkład natężenia światła zmienia się. Promieniowanie wzdłuż 
kierunku wiązki padającej staje się bardziej długofalowe, a w punktach odległych od 
kierunku padania światła bardziej krótkofalowe. Takie rozpraszanie znane jest pod 
nazwą rozpraszania Tyndalla i charakteryzuje ośrodki dyspersyjne. 
Jeżeli wymiary liniowe niejednorodności są rzędu długości fal świetlnych, to 
w wyniku tworzących się interferencji fal powstają asymetrie w rozpraszaniu światła. 
Objawiają się one tym, że rozproszenie do przodu jest większe w porównaniu z  
rozproszeniem do tyłu kierunku propagacji promieniowania. Zjawisko to nosi nazwę 
rozproszenia Mie. 
W rozpraszaniu Rayleigha, Tyndalla czy Mie zmianie nie podlega częstotliwość 
promieniowania. Oprócz takiego elastycznego rozpraszania, w naturze może wystę- 
41 
pować rozpraszanie nieelastyczne. Charakteryzuje się ono zmianą długości padającej 
fali i nazywa się rozpraszaniem Ramana. 
Zmiana kierunku i ewentualnie długości fal światła słonecznego w wyniku 
rozpraszania przez składniki atmosfery ma zasadniczy wpływ na ilość energii  
dopływającej do powierzchni Ziemi. Dlatego duże ilości zanieczyszczeń  
wprowadzanych do atmosfery mogą w istotnym stopniu zakłócić bilans energetyczny  
naszej planety. 
W atmosferze rozpraszane jest średnio 26% promieniowania dochodzącego ze 
Słońca. Chmury rozpraszają średnio 15%, a pyły i inne składniki powietrza 11%. 
Znaczna część promieniowania rozproszonego (około 2/3) dochodzi do powierzchni 
Ziemi. 
4.4.3. Odbicie promieniowania słonecznego 
W atmosferze ziemskiej, oprócz małych atomów i cząsteczek gazów, znajdują się 
również znacznie większe drobiny, o rozmiarach przewyższających długości fal 
świetlnych. Rozproszenie światła słonecznego na takich drobinach, np. kropelkach 
wody lub kryształkach soli, nie zachodzi zgodnie z prawem Rayleigha, tzn. natężenie 
promieniowania rozproszonego nie jest odwrotnie proporcjonalne do czwartej potęgi 
długości fali, ale do potęg mniejszych. Z tego powodu promieniowanie to zawiera 
mniej krótkich fal w porównaniu ze światłem rozproszonym na atomach lub  
cząsteczkach gazów. 
Jeżeli średnica drobin jest większa niż 1,2 (im, to promienie świetlne nie są  
rozpraszane, ale odbijane. W takim przypadku drobiny można traktować jako  
miniaturowe zwierciadła, dla których spełnione jest prawo mówiące, że kąt odbicia równa się 
kątowi padania. Nie występuje przy tym zmiana długości fali padającego  
promieniowania. 
Odbicie zachodzące w atmosferze ma charakter dyfuzyjny (rozproszony). Oznacza 
to, że kąt odbicia zmienia się w sposób przypadkowy podczas przechodzenia od  
punktu do punktu w przestrzeni. 
W atmosferze ziemskiej promieniowanie słoneczne jest odbijane głównie od  
cząsteczek, z których zbudowane są chmury. Pyły mają również swój udział w tym  
procesie. Powoduje to m.in. obniżenie temperatury przy powierzchni Ziemi. Fakt ten 
stwierdzano wielokrotnie, np. po wybuchach wulkanów, w wyniku których do  
atmosfery dostawała się znaczna ilość pyłów. Jedna z hipotez tłumaczących wyginięcie 
dinozaurów wiąże to wydarzenie ze zderzeniem meteorytu z powierzchnią Ziemi. 
Efektem tego było wyrzucenie do atmosfery dużej ilości materii w postaci pyłu, co 
spowodowało nagłe oziębienie naszej planety, i przyczyniło się do wymarcia  
wszystkich większych zwierząt. 
42 
Od powierzchni chmur, pyłów i tym podobnych składników atmosfery odbija się 
średnio 26% promieniowania słonecznego, przy czym chmury mają 19% udział w tym 
procesie, a pyły 6%. 
4.5. Promieniowanie słoneczne przy powierzchni Ziemi 
4.5.1. Promieniowanie bezpośrednie 
Promieniowanie docierające bezpośrednio od tarczy słonecznej do powierzchni 
Ziemi jest nazywane promieniowaniem bezpośrednim. Osiąga ono powierzchnię  
naszej planety po torach, które są liniami prostymi. 
Ilość energii, jaka jest przenoszona pod postacią promieniowania bezpośredniego, 
zależy przede wszystkim od kąta padania promieni słonecznych w odniesieniu do 
powierzchni Ziemi. Im większy jest kąt padania promieni, tzn. im wyżej nad  
horyzontem znajduje się tarcza słoneczna, tym krótszą drogę muszą one pokonać w  
atmosferze, a to z kolei powoduje, że w mniejszym stopniu są one osłabiane na skutek  
absorpcji, rozpraszania i odbicia. 
Do obliczenia energii docierającej do Ziemi ze Słońca korzysta się często z  
wielkości nazywanej optyczną masą atmosfery. Wielkość ta określa grubość warstwy  
atmosfery od jej górnej granicy do powierzchni Ziemi, przez którą przechodzi  
promieniowanie słoneczne. Przyjmuje się, że jeżeli kąt padania promieni słonecznych wynosi 
90°, tzn. gdy Słońce znajduje się w zenicie, to promieniowanie pokonuje jedną „masę" 
atmosfery. W każdym innym położeniu Słońca światło musi przejść przez większą 
liczbę „mas", np. przy kącie padania 60° liczba „mas" jest równa 1,15, przy 30°  
wynosi ona 2, dla 10° i 5° odpowiednio 5,6 i 10,40, a przy wschodzie i zachodzie  
promienie przechodzą przez 35 „mas". 
Natężenie promieniowania / docierającego po liniach prostych do płaszczyzny 
ustawionej przy powierzchni Ziemi prostopadle do kierunku padania promieni można 
obliczyć ze wzoru Bouguera 
I = hpm, (4.7) 
gdzie: 
Io - wartość stałej słonecznej, 
p - współczynnik przezroczystości atmosfery, 
m - liczba mas atmosfery, którą przenika promieniowanie. 
Współczynnik przezroczystości pokazuje, jaka część stałej słonecznej dociera do 
Ziemi, gdy promienie padają na nią pionowo. Współczynnik ten zależy przede 
wszystkim od koncentracji aerozoli w powietrzu. W przypadku idealnie czystej  
atmosfery wielkość ta przyjmuje wartość około 0,9; w rzeczywistych warunkach wynosi ona 
na obszarach nizinnych od 0,7 do 0,85. Wzrost prężności pary wodnej w powietrzu 
43 
powoduje zmniejszenie współczynnika przezroczystości. Rośnie on dla obszarów 
leżących na dużych szerokościach geograficznych, ponieważ mniejsza jest tam  
zawartość pary wodnej i pyłów w powietrzu. Na równiku współczynnik ten przeciętnie 
równy jest 0,72. 
Natężenie energii /' dochodzącej w postaci promieniowania bezpośredniego do 
płaszczyzny poziomej na powierzchni Ziemi (rys. 4.5) wynosi 
I'= Inna, (4.8) 
gdzie: 
/ - natężenie promieniowania przechodzącego przez płaszczyznę ustawioną przy  
powierzchni Ziemi prostopadle do kierunku padania promieni, 
a - kąt padania promieni. 
S' 
Rys. 4.5. Pasma absorpcji promieniowania słonecznego oraz okna przezroczystości atmosfery 
Ze wzoru Bouguera można wysnuć wniosek, że przy nie zmieniającej się  
przezroczystości atmosfery natężenie promieniowania bezpośredniego przy powierzchni 
Ziemi zależy od pozycji Słońca nad horyzontem. Dlatego wielkość ta rośnie od 
wschodu do południa, a następnie maleje aż do zachodu. 
W strefie umiarkowanej najmniej promieniowania bezpośredniego dociera do 
Ziemi w grudniu. Wynika to z wysokości, jaką przyjmuje Słońce na nieboskłonie. 
Maksymalne natężenie tego promieniowania przypada na miesiące wiosenne. W tej 
porze roku wysokość Słońca nie jest wprawdzie najwyższa, ale w atmosferze jest  
stosunkowo mało cząsteczek pyłu i pary wodnej. 
4.5.2. Promieniowanie rozproszone 
W atmosferze ziemskiej oprócz promieniowania bezpośredniego występuje  
również promieniowanie rozproszone. O ile promieniowanie bezpośrednie dociera do 
Ziemi od tarczy słonecznej, o tyle promieniowanie rozproszone pochodzi od całego 
nieboskłonu. Znaczenie tego promieniowania jest bardzo duże, ponieważ ma ono  
znaczący udział w ogrzewaniu Ziemi, a ponadto w decydującym stopniu wpływa na jej 
44 
oświetlenie. Szczególnie jest to widoczne, gdy na niebie są chmury niezasłaniające 
tarczy słonecznej. Dzięki temu promieniowaniu oświetlone są obiekty, do których 
promieniowanie bezpośrednie nie dociera, a także powierzchnie i przestrzenie podczas 
całkowitego zachmurzenia. 
Promieniowanie rozproszone powstaje w wyniku takich zjawisk, jak odbijanie,  
załamywanie i uginanie światła. Decyduje to o jego składzie widmowym, ponieważ fale 
o różnych długościach są niejednakowo rozpraszane. Na przykład w promieniowaniu 
bezpośrednim przy powierzchni Ziemi maksimum energii przypada na zakres  
żółtozielony. W promieniowaniu rozproszonym maksimum to jest przesunięte w stronę 
obszaru niebieskiego. 
Natężenie promieniowania rozproszonego zależy od wysokości Słońca nad  
horyzontem, tzn. rośnie do południa, a maleje po południu. Na natężenie to ma wpływ 
również przezroczystość atmosfery. Im większe jest zmętnienie atmosfery  
spowodowane unoszącymi się cząsteczkami ciał stałych i cieczy, tym większe jest natężenie 
promieniowania rozproszonego. Dlatego chmury mają duży udział w tworzeniu się 
tego rodzaju promieniowania. W dni bezchmurne jest ono niewielkie. Poza tym  
maleje ze wzrostem wysokości nad poziomem morza. 
Promieniowanie rozproszone jest bardzo istotne dla życia na Ziemi. W niektórych 
przypadkach stanowi ono jedyny sposób dochodzenia energii promienistej. 
4.5.3. Promieniowanie całkowite 
Promieniowanie bezpośrednie i rozproszone dochodzące do powierzchni Ziemi 
nazywane jest promieniowaniem całkowitym. Udział tych dwóch rodzajów  
promieniowania w całkowitym promieniowaniu nie jest stały i może się zmieniać w  
zależności od położenia Słońca, zachmurzenia, zanieczyszczenia atmosfery itd. Na przykład 
przy bezchmurnym niebie, przed wschodem Słońca do Ziemi dochodzi jedynie  
promieniowanie rozproszone, po wschodzie zaczyna docierać również promieniowanie 
bezpośrednie. Udział obu tych rodzajów promieniowania zrównuje się, gdy Słońce 
jest na wysokości około 8° nad horyzontem. Potem, aż do południa, decydującą rolę 
odgrywa promieniowanie bezpośrednie. W godzinach popołudniowych dominujące 
znaczenie ponownie zaczyna mieć promieniowanie rozproszone. 
Przy niebie bezchmurnym natężenie promieniowania całkowitego jest największe 
około południa. Częściowe zachmurzenie, nie przesłaniające jednak tarczy słonecznej, 
powoduje jego wzrost, natomiast całkowite zachmurzenie zmniejsza je. Generalnie 
można stwierdzić, że zachmurzenie obniża promieniowanie całkowite. 
4.5.4. Promieniowanie pochłonięte. Odbicie promieniowania słonecznego 
45 
Promieniowanie słoneczne, które dotarło do powierzchni Ziemi, zostaje w pewnej 
części pochłonięte przez górną warstwę gruntu lub wody, a w pewnej części ulega 
odbiciu. Zaabsorbowana część promieniowania jest zamieniana na ciepło, które 
ogrzewa powierzchnię Ziemi. 
Odbite promieniowanie trafia z powrotem do atmosfery. Stopień odbicia  
promieni zależy od rodzaju podłoża. Stosunek ilości promieniowania odbitego do ogólnej 
ilości promieniowania padającego na daną powierzchnię nazywa się albedo  
powierzchni (łac. albedo - biały). Wielkość ta jest wyrażana w procentach. W tabeli 4.2 
podano przykładowo albedo dla niektórych rodzajów powierzchni dla promieniowania 
1<4 um. 
Tabela 4.2. Albedo dla wybranych rodzajów powierzchni 
Powierzchnia 
Świeży śnieg 
Stary śnieg 
Suchy piasek 
Wilgotny piasek 
Gleba jasna 
Gleba ciemna 
Albedo, % 
80-95 
42-70 
35^15 
20-30 
22-32 
10-15 
Powierzchnia 
Las liściasty 
Las iglasty 
Wysoka trawa 
Uprawy zbożowe 
Wrzosowisko 
Cegła 
Asfalt 
Albedo, % 
15-20 
10-15 
16 
15-30 
10 
20^10 
5-20 
W przypadku zbiorników wodnych albedo zależy od położenia Słońca nad  
horyzontem. Albedo wody morskiej zmienia się od kilku procent dla wysokiego położenia 
Słońca (np. 3% dla 60°, 6% dla 30°) do około 30%, gdy Słońce znajduje się nisko nad 
horyzontem (10°). Przyjmuje się, że albedo powierzchni Oceanu Spokojnego  
przeciętnie wynosi od 5 do 20%. 
Bardzo istotne dla bilansu energetycznego Ziemi jest albedo górnej powierzchni 
chmur. Wynosi ono od kilku procent do 70-80%, zależnie od rodzaju i grubości  
warstwy chmur. Średnio równa się ono 50-60%. Od powierzchni chmur odbija się około 
19% promieniowania słonecznego. 
Promieniowanie odbite od powierzchni Ziemi na górną powierzchnię chmur 
w przeważającej części uchodzi do przestrzeni międzyplanetarnej. Również część 
promieniowania rozproszonego (około 30%) opuszcza atmosferę ziemską. Stosunek 
odbitego i rozproszonego promieniowania słonecznego przechodzącego do przestrzeni 
międzyplanetarnej do ogólnej ilości promieniowania słonecznego trafiającego do  
atmosfery nazywa się planetarnym albedo Ziemi lub w skrócie albedo Ziemi. Planetarne 
albedo Ziemi wynosi szacunkowo 30%, a główna jego część pochodzi od  
promieniowania słonecznego odbitego przez chmury. 
4.5.5. Promieniowanie powierzchni Ziemi 
46 
Każde ciało, którego temperatura jest wyższa od zera bezwzględnego, emituje 
promieniowanie cieplne. Bezwzględna temperatura powierzchni Ziemi waha się od 
180 do 350 K, dlatego planeta nasza musi być źródłem promieniowania  
elektromagnetycznego. Ponieważ Ziemia promieniuje jak ciało prawie doskonale czarne, można 
więc obliczyć ze stosownych praw, że emitowane długości fal mieszczą się w części 
widma od 4 do 120 um, a maksymalna energia przypada na przedział od 10 do 15 (im. 
Wynika z tego, że wysyłane przez Ziemię promieniowanie jest podczerwone,  
niewidzialne dla oka ludzkiego. Można je jednak zarejestrować za pomocą detektorów  
czułych na podczerwień. 
Wypromieniowywanie energii z powierzchni Ziemi jest złożonym procesem,  
polegającym na przekazywaniu promieniowania. Kolejne warstwy atmosfery absorbują 
promieniowanie cieplne, a następnie reemitują je jako własne, o odpowiednio  
zmienionym widmie w stosunku do tego, które zaabsorbowały. 
W pochłanianiu i retransmisji długofalowego promieniowania Ziemi szczególną 
rolę odgrywa para wodna. Absorbuje ona prawie w całym zakresie widma, oprócz 
przedziału od 8,5 do 11 (im. Pewne znaczenie w tym procesie ma także dwutlenek 
węgla, który pochłania promieniowanie przede wszystkim w zakresie 13-17 (im oraz 
w mniejszym stopniu ozon (9,6 (im). Istotna jest również absorpcja wykazywana 
przez chmury i pyły. 
Zaabsorbowane przez atmosferę promieniowanie Ziemi powraca w znacznej  
części do powierzchni naszej planety. 
4.5.6. Promieniowanie zwrotne 
Atmosfera ziemska jest mieszaniną różnych atomów, cząstek i drobin o  
temperaturze wyższej od zera bezwzględnego. Dlatego, podobnie jak Ziemia, musi emitować 
promieniowanie elektromagnetyczne. Około 37% tego promieniowania uchodzi 
w przestrzeń międzyplanetarną, pozostała część dochodzi do powierzchni Ziemi, gdzie 
jest prawie całkowicie absorbowana. Widmo promieniowania atmosfery jest zbliżone 
do tego, które emituje nasza planeta. 
Promieniowanie atmosfery dochodzące do powierzchni Ziemi nazywane jest 
zwrotnym, ponieważ kierunek jego rozchodzenia jest przeciwny do promieniowania 
własnego Ziemi. Promieniowanie zwrotne stanowi poważne źródło energii dla Ziemi, 
szczególnie przy dużym zachmurzeniu i nocą. Gdyby promieniowanie to nie  
występowało, średnia temperatura Ziemi wynosiłaby nie +16 °C, lecz -23 °C. 
Natężenie promieniowania zwrotnego zależy od kilku czynników, a przede 
wszystkim od zawartości pary wodnej w powietrzu. Pochłania ona bardzo silnie  
promieniowanie podczerwone Ziemi, a następnie emituje promieniowanie zwrotne.  
Podobnie zachowuje się dwutlenek węgla i ozon, ale stężenie tych gazów w atmosferze 
jest nieporównywalnie mniejsze od zawartości pary wodnej, dlatego odgrywają one 
drugorzędną rolę w powstawaniu promieniowania atmosfery. 
47 
Generalnie można stwierdzić, że im jest więcej w atmosferze pary wodnej,  
dwutlenku węgla, pyłów, a przede wszystkim chmur, tym większe jest natężenie  
promieniowania zwrotnego. 
4.5.7. Promieniowanie efektywne 
Różnica między promieniowaniem własnym powierzchni Ziemi a  
promieniowaniem zwrotnym atmosfery nazywa się promieniowaniem efektywnym. Ponieważ  
promieniowanie zwrotne zawsze jest nieco mniejsze od promieniowania Ziemi, dlatego 
promieniowanie efektywne przyjmuje dodatnie wartości, a to oznacza stratę energii. 
Na wartość promieniowania efektywnego wpływają różne czynniki. Na przykład 
wzrost zachmurzenia powoduje spadek promieniowania efektywnego. Na ogół  
powierzchnia Ziemi w szerokościach umiarkowanych traci wskutek promieniowania  
efektywnego około połowy energii, którą zyskała w rezultacie absorpcji promieniowania. 
4.5.8. Promieniowanie uchodzące 
Z powodu występowania w atmosferze składników, które silnie pochłaniają  
promieniowanie podczerwone, uchodzenie energii radiacyjnej z tego przedziału widma 
w kosmos jest mocno ograniczone. Jedynie 4% energii promienistej, której źródłem 
jest Ziemia, trafia w przestrzeń międzyplanetarną. Oprócz tej radiacji, do kosmosu 
uchodzi także około 40% promieniowania atmosfery. Bezpośrednio w przestrzeń  
kosmiczną może wydostać się jedynie promieniowanie o długościach fal z tzw. „okna 
przezroczystości", tzn. 85-12,5 (im. Znaczniejsze ilości energii mogą być wypro- 
mieniowywane poza naszą planetę i jej atmosferę dopiero powyżej wysokości 
6-10 km. Zawartość pary wodnej na tych wysokościach jest tak mała, że nie jest ona 
w stanie zaabsorbować całego promieniowania długofalowego dopływającego z  
niższych warstw troposfery. 
Długofalowe promieniowanie, którego źródłem są Ziemia i atmosfera,  
przedostające się do przestrzeni międzyplanetarnej nazywa się promieniowaniem uchodzącym. 
Widmo uchodzącego promieniowania ziemskiego w porównaniu z widmami ciała 
doskonale czarnego dla różnych temperatur przedstawiono na rysunku 4.6. 
1 
240- 
200- 
160- 
120- 
80- 
40 " 
n 
k 
/jJUJL. jVvS300K 
//jf \ jK^^v 
i^/^~^/V^J^0KSsA.7^5j. 
y^S=§i|S^ 
200 400 600 800 1000 
y. cm"1 
1200 1400 1600 1800 2000 
48 
Rys. 4.6. Widmo uchodzącego promieniowania długofalowego 
w porównaniu z widmami ciała doskonale czarnego dla różnych temperatur 
4.5.9. Bilans promieniowania 
Ziemia znajduje się w stanie równowagi termodynamicznej, co przejawia się w stałej 
wartości jej średniej temperatury. Oznacza to, że musi ona tracić tyle energii w paśmie 
promieniowania uchodzącego (długofalowego i krótkofalowego), ile zyskuje w postaci 
dochodzącego do atmosfery promieniowania słonecznego (krótkofalowego). 
Zakładając, że do górnej warstwy atmosfery trafia 100 jednostek energii, można 
sporządzić następujący bilans przychodów i rozchodów energii promienistej. Około 
25% energii pochłaniają: ozon, tlen, wodę, pyły i chmury. Odbiciu od chmur,  
powietrza i pyłu ulega 25 jednostek, a od Ziemi 3. Rozproszenie obejmuje 26 jednostek. 
Ziemia absorbuje 22% energii dochodzącej ze Słońca w postaci promieniowania  
bezpośredniego i 25% jako promieniowanie rozproszone. W przestrzeń międzyplanetarną 
uchodzi 28% promieniowania słonecznego docierającego do górnych warstw  
atmosfery. Bilans obejmujący promieniowanie krótkofalowe przedstawiono na rysunku 4.7. 
ATMOSFERA 
22 Absorpcja 25 Absorpcja przez Ziemię 
promieniowania promieniowania rozproszonego 
bezpośredniego 
49 
Rys. 4.7. Bilans promieniowania krótkofalowego 
Podobny zestaw rozchodów i przychodów można zrobić również dla  
promieniowania długofalowego. Szacunkowo 114 jednostek energii emituje podłoże Ziemi 
w postaci promieniowania podczerwonego. Jest to zgodne z prawem emisji ciała 
doskonale czarnego o temperaturze 288 K. Ze 114 jednostek energii 109 jest  
pochłaniane w atmosferze, a 5 uchodzi bezpośrednio w przestrzeń międzyplanetarną. 
Oprócz Ziemi, źródłem promieniowania długofalowego jest atmosfera. Emituje ona 
163 jednostek energii, z których 67 uchodzi w kosmos, a 96 pada na podłoże i  
zostaje pochłonięte. Bilans dotyczący promieniowania długofalowego przedstawiono na 
rysunku 4.8. 
72 Długofalowe 
promieniowanie uchodzące 
ATMOSFERA 
5 Długofalowe, 
uchodzące 
promieniowanie 
Ziemi 
67 Długofalowe, uchodzące 
promieniowanie atmosfery 
109 Pochłaniane 
promieniowanie 
przez atmosferę 
114 Długofalowe 
promieniowanie 
emitowane 
przez Ziemię 
ZIEMIA 96 Długofalowe 
promieniowanie 
atmosfery pochłaniane 
przez Ziemię 
Rys. 4.8. Bilans promieniowania długofalowego 
47 jednostek pochłoniętego przez Ziemię promieniowania słonecznego zostaje  
zużyte nie tylko na zrekompensowanie strat podłoża wynikających z emisji promienio- 
50 
wania długofalowego, ale także na wytworzenie ciepła odgrywającego bardzo ważną 
rolę w bilansie energetycznym atmosfery. 
4.6. Ciepło 
Przechodzące przez atmosferę promieniowanie słoneczne jest w stosunkowo  
niewielkim stopniu absorbowane, dlatego może spowodować podniesienie temperatury 
powietrza zaledwie o około 0,5 °C dziennie. Dla procesów termicznych zachodzących 
w atmosferze większe znaczenie ma długofalowe promieniowanie Ziemi. Średnia 
temperatura troposfery dowodzi jednak, że promieniowanie nie może być jedynym 
źródłem dopływu energii do atmosfery. W bilansie energetycznym atmosfery bardzo 
istotne znaczenie ma także wymiana ciepła między Ziemią a otaczającą ją warstwą 
gazów. 
Ciepło należy rozumieć jako całkowitą energię bezwładnego, chaotycznego  
ruchu cząstek. Przekaz energii cieplnej odbywa się przez zderzenia między  
cząsteczkami, z których zbudowane są kontaktujące się ze sobą ciała. Oznacza to, że do 
wymiany termicznej niezbędny jest udział materii. Zmiana energii wewnętrznej ciała 
w wyniku takiej wymiany nazywana jest ilością ciepła. W układzie SI wyraża się ją 
w dżulach. 
Efektem wymiany ciepła jest najczęściej (pomijając przemiany fazowe) zmiana 
temperatury ciała. Temperatura jest skalarną wielkością fizyczną charakteryzującą 
przeciętny stan termodynamiczny układu. Określa się ją w stopniach przyjętej skali 
termometrycznej, np. Celsjusza. 
Przekazywanie ciepła może odbywać się w formie odczuwalnej lub utajonej. 
Pierwszy przypadek występuje wtedy, gdy dostarczaniu energii towarzyszy zmiana 
temperatury ciała. Przykładem może być ogrzewanie wody w naczyniu aż do  
osiągnięcia przez nią temperatury 100 °C. 
Przekazywaniu ciepła nie zawsze musi towarzyszyć wzrost temperatury. Zjawisko 
to na przykład obserwuje się podczas ogrzewania wody, której temperatura wynosi 
100 °C. Pomimo że energia cieplna jest dostarczana, wzrost temperatury nie  
występuje, gdyż ciepło zostaje zużyte na przemianę wody będącej w stanie ciekłym w parę. 
Ciepło na to zużyte nie jest odczuwalne. Dlatego nazywane jest ciepłem utajonym lub 
bardziej dokładnie - utajonym ciepłem parowania. Powoduje ono odczuwalne efekty 
dopiero podczas skraplania pary wodnej. 
Z ciepłem utajonym można zetknąć się również w trakcie ogrzewania mieszaniny 
wody z lodem. Temperatura tej mieszaniny równa się 0 °C dopóty, dopóki lód się nie 
stopi. Podczas topienia się lodu dostarczana energia cieplna nie jest odczuwalna.  
Zużywana jest ona na zamianę lodu w wodę. Dlatego nazywana jest utajonym ciepłem 
topnienia, które zostaje wyzwolone jako odczuwalne, gdy woda zamarza. 
51 
Przedstawione przykłady występują często w atmosferze i związane są z  
parowaniem i kondensacją pary wodnej oraz z powstawaniem i topnieniem kryształków  
lodowych, śniegu i gradu. Mają one duże znaczenie zarówno dla procesów termicznych 
zachodzących w atmosferze, jak również dla przemian, którym podlegają  
zanieczyszczenia powietrza w troposferze i stratosferze. 
4.7. Wielkości charakteryzujące ciała przewodzące ciepło 
Ciała przewodzące ciepło są z reguły charakteryzowane za pomocą kilku wielkości. 
Pojemność cieplna C to stosunek ilości ciepła Q dostarczonej ciału w jakimś  
procesie do odpowiadającej mu zmiany temperatury Artego ciała 
c-3- 
AT 
Wielkość ta zależy od masy ciała, jego składu chemicznego, stanu skupienia,  
temperatury, procesu, w którym ciepło jest dostarczane. Dlatego w zależności od sposobu 
ogrzewania wyróżnia się pojemność cieplną pod stałym ciśnieniem lub w stałej  
objętości. W układzie SI jednostką tej wielkości jest J/K. 
Pojemność cieplną odnoszącą się do objętości jednostkowej Cv definiuje się jako 
ilość ciepła potrzebną do ogrzania tej jednostkowej objętości o jeden stopień, tzn. 
a wyrażamy ją w J/(m3-K). 
Ciepłem właściwym c nazywa się pojemność cieplną przypadającą na jednostkę 
masy ciała. Wyszczególnia się ciepło właściwe w stałej objętości cv i pod stałym  
ciśnieniem cp. Jednostką tej wielkości jest J/(kg-K). Pomiędzy pojemnością cieplną Cv 
i ciepłem właściwym c zachodzi następująca zależność 
Cv = p c, 
w której: 
Cv - pojemność cieplna przypadająca na jednostkową objętość, 
p - gęstość, 
c -ciepło właściwe. 
Wyróżnia się również ciepło molowe CM, które należy rozumieć jako pojemność 
cieplnąjednego mola substancji. 
Współczynnik przewodzenia cieplnego e to ilość ciepła Q przenoszona przez  
jednostkową powierzchnię prostopadłą do strumienia cieplnego w jednostce czasu pod 
wpływem gradientu temperaturowego równego jedności. Współczynnik ten oddaje 
52 
zależność między szybkością rozchodzenia się ciepła a wielkością gradientu  
temperaturowego powodującego to przewodzenie. Jednostką tej wielkości jest W/(m-K). 
Współczynnik przewodzenia temperatury A do pojemności cieplnej przypadającej 
na jednostkę objętości ciała Cv 
A 
a = —. 
Cv 
określa szybkość zmian temperatury w zależności od gradientu temperatury. W  
układzie SI jest wyrażany w m2/s. 
4.8. Procesy cieplne na powierzchni Ziemi 
Promieniowanie słoneczne, które dotarło do powierzchni Ziemi, jest częściowo od 
niej odbijane, a częściowo pochłaniane na granicy troposfery z podłożem.  
Zaabsorbowane krótkofalowe promieniowanie Słońca powoduje ogrzanie stosunkowo cienkiej 
warstwy powierzchni. Dochodzi więc do konwersji energii promienistej w energię 
termiczną. Energia cieplna w pewnym procencie jest zamieniana w postać radiacyjną, 
która trafia do atmosfery jako długofalowe promieniowanie Ziemi. Pozostała część 
zaabsorbowanej energii Słońca uczestniczy w procesach termicznych zachodzących 
na powierzchni Ziemi. Procesy te mają bardzo istotny wpływ na zjawiska  
atmosferyczne. 
Intensywność przepływu ciepła między Ziemią i atmosferą zależy w dużym  
stopniu od szybkości rozchodzenia się energii cieplnej w wierzchniej warstwie naszej  
planety. Powierzchnia Ziemi odznacza się dużą różnorodnością. Mogą ją tworzyć gleby, 
skały, szata roślinna, zbiorniki wodne itd. Dlatego wierzchnia warstwa Ziemi nie ma 
jednakowych właściwości termicznych. 
Mechanizm ogrzewania i transportu ciepła w gruncie i w zbiornikach wodnych 
jest zasadniczo odmienny. W stałym podłożu polega on przede wszystkim na  
molekularnym przewodnictwie ciepła, które zależy od rodzaju gruntu, jego struktury, składu 
chemicznego, zawartości w nim wody i powietrza. Najlepiej przewodzą ciepło 
w gruncie składniki mineralne, następnie woda, części organiczne, a najgorzej  
powietrze, które przewodzi ciepło ponad 100 razy gorzej niż mineralne składniki. Woda 
przewodzi ciepło 23 razy lepiej niż powietrze, dlatego suchy grunt, o dużej  
porowatości, jest złym przewodnikiem ciepła, wilgotna natomiast gleba, o nie naruszonej  
strukturze, przewodzi ciepło lepiej. 
Temperatura głębszych partii gruntu zależy także od pojemności cieplnej. Na  
wartość tej wielkości decydujący wpływ ma wzajemny stosunek składników stałych,  
ciekłych i gazowych. Gdy zawartość powietrza maleje, a wilgotność wzrasta, wówczas 
rośnie również pojemność cieplna gleby. 
53 
Temperatura gruntu ma wyraźny przebieg dobowy. Minimum występuje mniej 
więcej pół godziny po wschodzie Słońca, a maksimum w godzinach między 13 a 14. 
Dobowy przebieg temperatury gruntu zależy także od kierunku nachylenia danego 
fragmentu powierzchni Ziemi w stosunku do stron świata. Kierunek ten nie ma  
większego wpływu na nocną wymianę ciepła, odgrywa natomiast pewną rolę w transporcie 
ciepła zachodzącym w dzień, kiedy to najbardziej są ogrzewane zbocza południowe, 
a najmniej północne. Na rozkład temperatur na powierzchni Ziemi silnie wpływa szata 
roślinna. Ogranicza ona dopływ promieniowania słonecznego do gruntu w dzień, 
a w nocy hamuje wypromieniowywanie energii. Transpiracja prowadzi do zużywania 
energii cieplnej na parowanie, a także do zmniejszenia pojemności cieplnej gleby 
w wyniku jej wysuszenia. Duże znaczenie dla wymiany termicznej między Ziemią 
i atmosferą ma zabudowa stworzona przez człowieka. Materiały ceramiczne, beton, 
szkło, stal, asfalt powodują, że aglomeracje miejskie stanowią wyspy ciepła w  
porównaniu z otaczającymi je obszarami wiejskimi. Taki układ ma duży wpływ na ruch mas 
powietrza, a tym samym na wentylację miast. 
Różnice w charakterystykach termicznych gruntu i zbiorników wodnych wynikają 
z kilku powodów. W zbiornikach o dużej ruchliwości wody w wyniku mieszania  
wywołanego prądami i falowaniem dochodzi do przemieszczania dużych ilości ciepła. 
Ponadto w nocy i w chłodnej porze roku na ten proces nakłada się konwekcja cieplna. 
Oziębiona przy powierzchni zbiornika woda, jako cięższa, opada, a na jej miejsce 
napływa z niżej położonych warstw woda cieplejsza. Nie bez znaczenia jest również 
fakt, że promienie słoneczne w zbiornikach wodnych przenikają głębiej niż do gruntu. 
Różne są również pojemności cieplne. Pojemność cieplna wody jest większa niż  
gruntu. Wszystko to powoduje, że dobowe wahania temperatury w wodzie osiągają  
głębokość dziesiątków metrów, a w gruncie dochodzą do 100 cm. Podobne różnice  
występują także w przypadku rocznych amplitud. W wodzie sięgają one do poziomu setek 
metrów, w gruncie tylko do głębokości 10-20 m. 
Taki mechanizm transportu ciepła powoduje, że przenika ono na znaczne  
głębokości, dzięki temu ogrzewa grubą warstwę wody przy jednoczesnym relatywnie  
niewielkim i powolnym wzroście temperatury przy powierzchni i w głębi zbiornika. W  
gruncie efekty ogrzewania są inne. Ciepło przenika jedynie przez cienką,  
przypowierzchniową warstwę. Towarzyszy temu szybki i względnie duży wzrost temperatury tej 
warstwy. W chłodnych porach doby lub roku woda traci ciepło, ale straty te są  
przynajmniej częściowo rekompensowane przez dopływ energii cieplnej zgromadzonej 
w głębiej położonych warstwach zbiornika. Efektem tego jest wolniejszy i mniejszy 
spadek temperatury wody i kontaktującego się z nią powietrza w porównaniu z tym, 
który występuje w przypadku gruntu. W dzień i latem obserwuje się odwrotne  
zjawisko. Temperatura gruntu i stykającego się z nim powietrza jest wyższa niż w  
przypadku zbiorników wodnych. 
Różnice w ogrzewaniu i wymianie ciepła występujące dla różnych warstw  
powierzchniowych Ziemi mają decydujący wpływ na ruch mas powietrza zarówno 
54 
w skali lokalnej, jak i globalnej. To z kolei rzutuje na rozprzestrzenianie  
zanieczyszczeń powietrza w środowisku. 
4.9. Rozchodzenie się ciepła w atmosferze 
Rozchodzenie się energii cieplnej w atmosferze jest złożonym procesem, który 
może przebiegać na drodze przewodnictwa cieplnego (molekularnego), turbulencji, 
konwekcji, adwekcji i przemian fazowych wody. W pierwszych trzech przypadkach 
dochodzi do wymiany ciepła odczuwalnego, w ostatnim procesie występuje przekaz 
ciepła utajonego. 
Przewodnictwo cieplne (molekularne) jest wywołane różnicą temperatur i polega 
na przekazywaniu energii kinetycznej bezwładnego ruchu atomów i cząsteczek przez 
zderzenia zachodzące między nimi. Nie towarzyszy temu wymiana masy w skali  
makroskopowej. Energia cieplna w tym procesie jest przesyłana od punktu o  
temperaturze wyższej do punktu o temperaturze niższej. Wielkością charakteryzującą  
przewodnictwo cieplne materii jest jej przewodność cieplna. W stacjonarnym przypadku  
proces ten opisuje równanie Fouriera 
dQ = -A—dSdt, (4.9) 
dz 
gdzie: 
dQ - ilość ciepła przeniesionego w czasie dt przez powierzchnię o polu dS w  
kierunku normalnym z do tej powierzchni od obszaru o wyższej temperaturze do  
obszaru o temperaturze niższej, 
dT 
gradient temperatury, 
dz 
A - współczynnik przewodnictwa cieplnego. 
Turbulencyjna wymiana ciepła w atmosferze bazuje na nieuporządkowanym,  
chaotycznym, zmieniającym się przypadkowo ruchu porcji powietrza, o rozmiarach od 
centymetrów do dziesiątków i więcej metrów. Przenoszą one energię, która zależy od 
ich temperatury, gęstości i ciepła właściwego. Występujący w tym procesie strumień 
ciepła wynika bezpośrednio z intensywności ruchu turbulencyjnego. Istotę tego ruchu 
dobrze oddaje rozchodzenie się dymu w atmosferze lub chaotyczne przemieszczanie 
się płatków śniegu zimową porą w czasie wietrznej pogody. Turbulencja występuje 
zarówno przy pionowych, jak i poziomych ruchach powietrza. Powodują ją zaburzenia 
wirowych strug powietrza opływających nierówności terenu, a także pionowe  
zróżnicowanie prędkości wiatru. Turbulencji towarzyszy wielokierunkowe przemieszczanie 
się materii, prowadzące do wymiany energii cieplnej między różnymi miejscami 
w przestrzeni. 
55 
Przez konwekcję termiczną w atmosferze należy rozumieć uporządkowane  
pionowe ruchy dużych mas powietrza wywołane nierównomiernym nagrzewaniem się 
powierzchni Ziemi; szczególnie istotne jest tutaj zróżnicowanie warunków  
fizjograficznych. Ogrzane od cieplejszego podłoża cząsteczki gazów unoszą się do góry,  
tworząc pionowe prądy wstępujące. Na ich miejsce napływa chłodniejsze powietrze.  
Dochodzi w ten sposób do wymiany ciepła między warstwą przygruntową a wyższymi 
partiami troposfery. 
Adwekcja oznacza z kolei poziome ruchy mas powietrza, powodujące napływ na 
dany teren powietrza o innych właściwościach, np. różniącego się temperaturą,  
wilgotnością. Jeżeli nowo dopływające powietrze ma temperaturę wyższą od powietrza 
zalegającego, to mówi się o adwekcji ciepła. W przeciwnym razie występuje adwekcja 
chłodu. Zmiany pogody są często wywołane tym zjawiskiem. O ile konwekcja może 
spowodować zmiany temperatury powietrza w ciągu kilku godzin lub jednego dnia, to 
adwekcja wywołuje takie zmiany po upływie jednego lub kilku dni. 
Dla warunków termicznych występujących w atmosferze duże znaczenie ma  
również ciepło zużywane na parowanie wody. Podczas kondensacji pary wodnej ciepło to 
powraca do atmosfery, podnosząc temperaturę powietrza. Ponieważ procesy  
parowania i kondensacji mogą zachodzić w różnych, często odległych miejscach, dlatego 
w ten sposób możliwe jest przenoszenie energii termicznej na znaczne odległości. 
Powietrze przylegające bezpośrednio do powierzchni Ziemi wymienia z nią ciepło 
w wyniku przewodnictwa cieplnego (molekularnego). Dla powietrza przewodnictwo 
to przyjmuje małe wartości. Dlatego ta droga wymiany termicznej ma istotne  
znaczenie tylko w warstwie przygruntowej do wysokości około 1,5 m. W warstwie tej  
występują bardzo specyficzne warunki termiczne, różniące się zasadniczo od tych, które 
są spotykane na wyższych wysokościach. Dla warstwy przygruntowej  
charakterystyczne są szczególnie duże gradienty temperatury oraz znaczna zmienność dobowa. 
Gdyby cząsteczkowe przewodnictwo cieplne było jedynym sposobem wymiany 
ciepła między Ziemią i atmosferą, wówczas występowałby duży spadek temperatury 
z wysokością, a przenoszenie energii byłoby bardzo powolne. W rzeczywistości  
zjawiska takiego nie obserwuje się, ponieważ w procesie przekazywania ciepła między 
powierzchnią Ziemi a wyższymi warstwami troposfery główną rolę odgrywają  
turbulencja i konwekcja. To przede wszystkim dzięki nim dochodzi do intensywnej  
pionowej wymiany energii i masy, której wynikiem jest mieszanie się warstw powietrza 
o różnej temperaturze, wilgotności, zapyleniu, a często także o odmiennym składzie 
chemicznym. Prowadzi to do wyrównywania ich właściwości. Ruchy turbulencyjne 
i konwekcyjne decydują o kierunku i szybkości wymiany termicznej między Ziemią 
i atmosferą. W dzień przekaz energii skierowany jest z reguły ku górze, nocą  
natomiast w dół, przy czym w dzień ma on intensywniejszy przebieg w porównaniu z tym, 
który występuje porą nocną. Wynika to z istoty powstawania turbulencji i konwekcji. 
Nocą turbulencja ulega znacznemu osłabieniu z powodu mniejszych prędkości wiatru, 
a konwekcja o tej porze doby ustaje. Mieszanie turbulencyjne najczęściej zaczyna się 
przy prędkościach wiatru powyżej 2 m/s. Poniżej tej wartości wymiana masy i energii 
56 
między warstwami powietrza jest mocno ograniczona. Przejawem tego jest wyraźne 
zróżnicowanie temperatury wraz ze zmianą wysokości nad powierzchnią Ziemi. 
Wskazania termometrów na poziomie gruntu i na wysokości 2 m mogą różnić się  
nawet o kilka stopni Celsjusza. Wymiana ciepła z powierzchnią Ziemi ma istotne  
znaczenie przede wszystkim dla sytuacji meteorologicznej występującej w niższych  
warstwach atmosfery. W miarę wzrostu wysokości wpływ tej wymiany na przebieg  
zachodzących w atmosferze procesów maleje. 
4.10. Bilans cieplny powierzchni Ziemi 
Bilans cieplny powierzchni Ziemi w ciągu dnia zależy od: 
• przychodu energii na drodze promieniowania całkowitego, 
28 Krótkofalowe 
promieniowanie 
uchodzące 
5 Strumień ciepła 
odczuwalnego 
47 Promieniowanie 3 Promieniowanie 
zaabsorbowane odbite 
przez Ziemię 
W/. 
ZIEMIA 
X V S 
24 Strumień 
ciepła utajonego 
Rys. 4.9. Bilans energetyczny dla powierzchni Ziemi i atmosfery 
58 
• stopnia odbicia promieni od podłoża (albedo), 
• promieniowania efektywnego, 
• ilości ciepła zużytego na parowanie, 
• ilości ciepła zużytego na wymianę z atmosferą poprzez turbulencję i konwekcję, 
• odpływu ciepła w głąb Ziemi. 
W warunkach nocnych bilans cieplny powierzchni Ziemi obejmuje: 
• promieniowanie efektywne, 
• przychód ciepła w wyniku kondensacji pary wodnej znajdującej się w  
atmosferze, 
• przychód ciepła z powietrza na drodze turbulencji, 
• przychód ciepła do podłoża z głębi położonych warstw. 
Połączenie bilansu promieniowania i ciepła dla powierzchni Ziemi i atmosfery  
daje bilans energetyczny (rys. 4.9). 
5. Termodynamika atmosfery 
i równowaga pionowa 
5.1. Pionowy rozkład ciśnienia 
Na rozprzestrzenianie zanieczyszczeń w atmosferze istotny wpływ mają pionowe 
ruchy mas powietrza. Ruchom tym towarzyszą zmiany ciśnienia. 
Atmosferę można traktować jako ośrodek płynny w stanie równowagi  
hydrostatycznej. Oznacza to, że dla dowolnie cienkiej warstwy o jednostkowej powierzchni 
podstawy będzie spełnione równanie hydrostatyki (3.4) 
dp = -pg dz, 
gdzie: 
p - ciśnienie powietrza, 
p - gęstość powietrza w niezmiernie małym elemencie objętościowym, którego  
podstawą jest jednostkowa powierzchnia, 
g - przyspieszenie ziemskie, 
dz - grubość warstwy powietrza. 
Stan fizyczny określonej masy powietrza wyraża się za pomocy trzech wielkości 
zmiennych: ciśnienia, objętości i temperatury. Te trzy wielkości nie są całkiem  
dowolne. Dla gazu doskonałego istnieje pomiędzy nimi zależność nazwana równaniem 
stanu lub równaniem Clapeyrona 
pV=nRT, (5.1) 
gdzie: 
p, Vi T- odpowiednio: ciśnienie, objętość i temperatura gazu, 
n - liczba moli, 
R - stała gazowa. 
Powietrze w zasadzie nie jest gazem doskonałym, lecz rzeczywistym, ponieważ 
cząsteczki, z których się składa, nie są punktami materialnymi, ale mają małą  
skończoną objętość własną. Ponadto w warunkach dużego zagęszczenia cząsteczki te mogą 
się wzajemnie przyciągać. Dla takiego przypadku powinno się stosować równanie van 
der Waalsa 
p + Ą](v-b) = RT, (5.2) 
59 
w którym: 
alv2 - poprawka wynikająca z istnienia sił spójności między cząsteczkami, 
b - poprawka uwzględniająca skończoną objętość wszystkich cząsteczek gazu, 
v - objętość molowa (v = Vln). 
W atmosferze, gdzie nie występują duże gęstości, na ogół nie zachodzi  
konieczność korzystania z dosyć skomplikowanego równania van der Waalsa (5.2). W  
warunkach atmosferycznych powietrze suche i wilgotne, a także parę wodną można 
z dobrym przybliżeniem traktować jako gaz doskonały, dla którego średnia masa  
cząsteczkowa M wynosi 28,9, a R równa się 8,31 J/(mol-K). Obecność pary wodnej  
powinna wprawdzie wnosić pewne poprawki do wartości M i ciepła właściwego  
powietrza, ale z reguły są one pomijane. 
W przypadku powietrza równanie Clapeyrona (5.1) stosowane jest często w  
zmienionej postaci 
p = itp> (53) 
M 
gdzie: 
p -gęstość, 
M- średnia masa cząsteczkowa (M= — ,m- masa, n - liczba moli). 
M 
Po zastąpieniu p w równaniu hydrostatyki (3.4) przez p = otrzymuje się za- 
RT 
leżność 
dp = g—dz, (5.4) 
a to po scałkowaniu daje 
( z 
p = p0exp -\-j^7d 
V o 
(5.5) 
Otrzymana zależność (5.5) oznacza, że ciśnienie zmienia się wykładniczo wraz ze 
zmianą wysokości. Ze wzoru tego wynika, że wznoszące się powietrze, trafiając do 
obszarów o coraz niższym ciśnieniu musi się rozprężać. Odwrotne zjawisko występuje 
dla powietrza osiadającego, które wchodząc w strefę rosnącego ciśnienia ulega  
sprężaniu. 
Do opisu tych procesów bardzo przydatna jest pierwsza zasada termodynamiki, 
którą można sformułować następująco: 
Ciepło dostarczone do układu zużywa się na zwiększenie jego energii  
wewnętrznej i na wykonanie przez układ pracy przeciwko siłom zewnętrznym. 
W postaci różniczkowej zasadę tę wyraża równanie 
dQ = dU+dW, (5.6) 
60 
w którym: 
dQ - dostarczona do układu ilość ciepła, 
dU - przyrost energii wewnętrznej, 
dW- wykonana praca. 
W atmosferze jedyna praca, jaką układ może wykonać przeciwko siłom  
zewnętrznym, jest związana ze zmianą objętości 
dW=pdV, (5.7) 
dlatego równanie (5.6) można przedstawić w postaci 
dQ = cvdT + pdV, (5.8) 
gdzie: 
cv dT-zmiana wewnętrznej energii gazu (cv- ciepło właściwe przy stałej objętości), 
p dV- praca rozprężania lub sprężania. 
5.2. Procesy adiabatyczne 
Istotą procesów adiabatycznych jest to, że zachodzą one bez wymiany ciepła 
z otoczeniem, czyli dQ = 0. Adiabatyczne przemiany w idealnej postaci nie występują 
w atmosferze, ponieważ nie jest możliwe dokładne odizolowanie wybranej porcji  
powietrza od termicznych wpływów otoczenia. Jeżeli jednak przyjmie się, że proces 
przebiega dostatecznie szybko, a źródła ciepła są wystarczająco odległe, to wymiana 
ciepła jest pomijalnie mała, a zachodzące zmiany mogą być traktowane w  
przybliżeniu jako adiabatyczne. Warunki takie są spełnione w wyższych warstwach atmosfery 
ze względu na oddalenie od źródeł ciepła. Procesy adiabatyczne nie przebiegają przy 
powierzchni Ziemi ze względu na intensywny przepływ energii między podłożem 
i powietrzem. Procesy adiabatyczne są szczególnie istotne w przypadku pionowych 
ruchów mas powietrza. W procesach tych przepływ energii na drodze przewodnictwa 
molekularnego ciepła, promieniowania długofalowego, turbulencyjnego mieszania na 
granicy masy powietrza i otoczenia jest tak mały, że można go pominąć. Wynika to 
głównie z tego, że wymiana ciepła między masą powietrza i jej otoczeniem przebiega 
zdecydowanie wolniej w porównaniu z ruchami powietrza. 
Dla procesu adiabatycznego równanie (5.8) przyjmuje postać 
cvdT=-pdV, (5.9) 
gdzie cv- ciepło właściwe przy stałej objętości 
Z zależności tej można wyciągnąć następujące wnioski. Praca rozprężania  
zużywana na pokonanie sił zewnętrznych odbywa się kosztem energii wewnętrznej  
powietrza, co przejawia się w spadku jego temperatury. Sprężanie wywołuje natomiast 
wzrost energii wewnętrznej powietrza, a więc wzrost temperatury. 
61 
W badaniach atmosfery pierwszą zasadę termodynamiki często stosuje się 
w postaci 
dQ = Cp dT- Vdp, (5.10) 
gdzie Cp - molowe ciepło właściwe powietrza przy stałym ciśnieniu. 
Ponieważ dla procesów adiabatycznych dQ = 0, dlatego 
CpdT=Vdp. (5.11) 
Po podzieleniu tego równania przez T i uwzględnieniu, że VIT = R/p (równanie 
Clapeyrona) otrzymuje się 
^ = A± (5.12) 
T Cp p 
Po scałkowaniu równania (5.12) dostaje się zależność nazywaną równaniem Poi- 
ssona 
f P^ 
kPoj 
R 
(5.13) 
gdzie po, T0 i p, T oznaczają odpowiednio ciśnienie i temperaturę na początku i na 
końcu procesu. 
Równanie Poissona często przedstawiane jest w innej postaci 
-R 
TpCp =const. (5.14) 
W procesach adiabatycznych zachodzących w atmosferze szczególnie istotne są 
zmiany temperatury dla pionowo wznoszących się lub opadających mas powietrza. 
Zmiany te w dużym stopniu zależą od zawartości pary wodnej w powietrzu. Dlatego 
wyróżnia się procesy sucho- i wilgotnoadiabatyczne. 
5.2.1. Procesy suchoadiabatyczne 
Dla cząstki (porcji) powietrza przemieszczającej się pionowo w atmosferze  
spełniona jest pierwsza zasada termodynamiki (5.12) 
^Il = ±± (5.15) 
Tt■ Cp p 
Wskaźnik z oznacza, że temperatura odnosi się tylko do przemieszczających się  
pionowo porcji powietrza. Po uwzględnieniu równania hydrostatyki (3.4) 
dp = -pg dz 
62 
i równania stanu gazu 
RT 
M 
otrzymuje się zależność 
P RTa 
(5.16) 
Indeks a oznacza, że temperatura dotyczy otoczenia porcji przemieszczającego się 
powietrza. 
Z równań (5.15) i (5.16), a także po uwzględnieniu definicji ciepła właściwego 
i molowego ciepła właściwego otrzymuje się zależność 
dr 
CP 
T 
(5.17) 
Bezwzględna temperatura pionowo wznoszącego się lub opadającego powietrza T 
mało różni się od temperatury otoczenia Ta, dlatego stosunek T ITa jest bardzo  
zbliżony do jedności. Można więc sformułować następującą zależność 
^ S (5.18) 
cp 
Znak minus przed prawą częścią równania oznacza, że podczas adiabatycznego  
wznoszenia się suchego powietrza jego temperatura maleje, podczas adiabatycznego  
opadania natomiast rośnie. 
Po podstawieniu do równania (5.18) wartości g i cp otrzymuje się, że dTt/dz równa 
się 0,98°/100 m. Oznacza to, że podczas adiabatycznego wznoszenia (rozprężania) 
temperatura porcji suchego powietrza maleje o prawie 1° na każde 100 m zmiany  
wysokości. O taką samą wartość rośnie temperatura suchego lub nienasyconego  
powietrza w wyniku spadku o 100 m wysokości. 
Wielkość ys = 17100 m nazywa się suchoadiabatycznym gradientem temperatury. 
Wykres zależności suchoadiabatycznych zmian temperatury od wysokości nosi nazwę 
adiabaty suchej. Suchoadiabatyczny gradient temperatury jest wielkością stałą, dlatego 
adiabata sucha jest linią prostą. 
5.2.2. Procesy wilgotnoadiabatyczne 
Procesy wilgotnoadiabatyczne należy rozpatrywać osobno dla powietrza  
wznoszącego się i opadającego. 
Jeżeli powietrze wilgotne wznosi się, to z powodu spadku temperatury na pewnej 
wysokości, nazywanej poziomem kondensacji, osiągnie ono stan nasycenia. Powyżej 
tego poziomu para wodna zacznie się wykraplać, a powietrze oziębiać. Kondensująca 
63 
się para wodna wyzwala znaczne ilości ciepła utajonego, co w konsekwencji  
spowoduje mniejszy spadek temperatury niż dla powietrza suchego. Nie będzie więc  
spełnione równanie Poissona. Dla takiego przypadku pierwsza zasada termodynamiki, dla 
jednego mola powietrza, przyjmie następującą postać 
CpdT-Vdp + Ldq = 0, (5.19) 
gdzie: 
L - ciepło parowania, 
dq - masa pary wodnej podlegającej parowaniu lub kondensacji. 
Po zastosowaniu prawa hydrostatyki (3.4) otrzymuje się 
CpdT+Vpgdz + Ldq = 0, (5.20) 
a to daje następującą zależność 
-^ = I + AA (5.21) 
dz c c Mdz 
Wielkość dr = dąlM odpowiada wartością stosunkowi zmieszania. 
Iloczyn stosunku zmieszania dr i ciepła parowania L wyraża uwolnioną ilość  
ciepła utajonego. Równanie (5.21) można przedstawić w postaci 
dT p L dr L dr 
-— = — +—— = rs+ — — = rw- (5.22) 
dz cp cp dz cp dz 
Wielkość yw jest nazywana wilgotnoadiabatycznym gradientem temperatury.  
Ponieważ drldz dla nasyconego powietrza wznoszącego się przyjmuje wartości ujemne, 
dlatego wilgotnoadiabatyczny gradient temperatury yw jest mniejszy od gradientu su- 
choadiabatycznego y. Wielkość yw zmienia się w zależności od zawartości pary  
wodnej w powietrzu nasyconym, która z kolei jest określona przez temperaturę i ciśnienie 
atmosferyczne. Dla przykładu powietrze nasycone przy ciśnieniu 1000 mb i  
temperaturze 0° zmienia temperaturę o 0,66° na każde 100 m wzniesienia, przy temperaturze 
20° o 0,44°, a dla temperatury -20 °C o 0,88°. Przykład ten pokazuje, że im wyższa 
temperatura, tym większe są różnice między gradientem suchoadiabatycznym i  
wilgotnoadiabatycznym. Wynika to z tego, że w niskich temperaturach zawartość pary 
wodnej w powietrzu nasyconym jest mała, co w wyniku daje mniejszą ilość  
wyzwolonego ciepła utajonego. Dlatego w takich warunkach gradient wilgotnoadiabatyczny 
jest bardzo zbliżony do gradientu suchoadiabatycznego. 
Procesy adiabatyczne zachodzące dla wilgotnego powietrza wznoszącego się  
mogą mieć zupełnie inny przebieg niż w przypadku wilgotnego powietrza opadającego. 
Różnice zależą od tego, czy w przemieszczającym się w dół powietrzu znajdują się 
produkty kondensacji pary wodnej, np. krople wody czy kryształki lodu. Jeżeli takie 
produkty nie są obecne w powietrzu, to staje się ono nienasycone podczas osiadania, 
a gradient temperatury przyjmuje stałą wartość równą 1°/100 m. 
64 
Jeżeli w osiadającym powietrzu występują np. kryształki lodu lub krople wody, to 
skondensowana woda w czasie ruchu powietrza w dół zaczyna parować. Pojawia się 
w związku z tym utajone ciepło parowania, które zmniejsza wzrost temperatury  
powodowany adiabatycznym sprężaniem opadającego powietrza. W takim przypadku 
gradient temperatury będzie nie suchoadiabatyczny, lecz wilgotnoadiabatyczny. 
Wykres wilgotnoadiabatycznych zmian temperatury w funkcji wysokości  
nazywany jest adiabatą wilgotną. Zależność ta w postaci graficznej przyjmuje kształt krzywej, 
która w niskich temperaturach zbliża się do adiabaty suchej. 
5.3. Temperatura potencjalna 
Jeżeli powietrze o temperaturze Ti pod ciśnieniem/? zostanie sprowadzone suchoadia- 
batycznie do poziomu o ciśnieniup0 = 1000 hPa, traktowanego jako poziom odniesienia, to 
temperatura w wyniku takiego przemieszczenia osiągnie wartość nazywaną temperaturą 
potencjalną 0. Z równania Poissona (5.13) otrzymuje się, że temperatura potencjalna 
/ \ R / \0,288 
g = t 
Po 
Cp = T 
1000 
(5.23) 
Wielkość ta nie zmienia się podczas procesów suchoadiabatyczny eh. Może ona 
wzrosnąć jedynie wówczas, gdy dojdzie do kondensacji pary wodnej i związanego 
z tym uwolnienia ciepła utajonego. 
5.4. Pionowy gradient temperatury 
Sucho- i wilgotnoadiabatyczne gradienty temperatury dotyczą opadającego lub 
wznoszącego się powietrza. Nie należy ich utożsamiać z rozkładami temperatur, które 
występują w atmosferze otaczającej pionowe prądy powietrzne. W warunkach  
rzeczywistych istnieje ciągła wymiana ciepła między powierzchnią Ziemi i powietrzem. 
Zachodzące w nieprzemieszczających się warstwach troposfery procesy  
termodynamiczne nie mogą więc być traktowane jako adiabatyczne. Często się zdarza, że  
zmiany temperatury z wysokością przebiegają zupełnie inaczej dla strumienia pionowo 
poruszającego się powietrza i jego otoczenia. 
Pionowy rozkład temperatury dla nieprzemie szczającej się warstwy atmosfery 
trudno jest ująć jakąś matematyczną formułą. Do prostego scharakteryzowania takich 
zmian wykorzystuje się wielkość nazywaną pionowym (faktycznym, rzeczywistym) 
gradientem temperatury y. Wielkość ta jest zdefiniowana jako zmiana temperatury 
powietrza przypadająca na jednostkę wysokości w kierunku pionowym. Zwykle za 
jednostkę wysokości przyjmuje się 100 m. W matematycznym ujęciu 
65 
7 
dT 
(5.24) 
Temperatura z reguły maleje wraz ze wzrostem wysokości, dlatego stawiany jest 
znak minus, aby otrzymać dodatnią wartość pionowego gradientu temperatury y 
Pionowy gradient temperatury może przyjmować wartości z dość szerokiego  
przedziału, zarówno większe, jak i mniejsze niż 17100 m. Zależy to w dużej mierze od 
wysokości nad poziomem Ziemi. W przyziemnej warstwie, szczególnie nad ogrzanym 
gruntem gradient y może przyjmować wartości wielokrotnie większe od 17100 m. 
W warstwie do 100 m nad poziomem Ziemi równa się on przeciętnie 17100 m. 
W umiarkowanej strefie geograficznej do wysokości 10 km wynosi on średnio 
0,67100 m. Powyżej 10-15 km temperatura zmienia się nieznacznie albo rośnie na 
skutek występowania ozonu. 
5.5. Inwersja temperatury i izotermia 
Naturalnym stanem w atmosferze jest spadek temperatury z wysokością. Możliwe 
jest jednak występowanie innych rozkładów temperatur. 
Zjawisko polegające na wzroście temperatury wraz ze wzrostem wysokości  
nazywane jest inwersją temperatury (rys. 5.1). Dla takiego przypadku pionowy gradient 
temperatury przyjmuje wartości ujemne. Inwersje temperatury są częstym zjawiskiem. 
Charakteryzuje się je wysokością, na której występują, grubością warstwy, w której 
temperatura rośnie z wysokością oraz różnicą temperatur między dolną i górną granicą 
warstwy inwersyjnej (jest to tzw. skok temperatury). 
£ 
Temperatura 
Rys. 5.1. Inwersja temperatury. G- grubość warstwy inwersyjnej 
Ze względu na wysokość występowania, inwersje można podzielić na: przygruntowe 
lub takie, które obserwuje się w swobodnej atmosferze. Inwersja przygruntowa rozpo- 
66 
czyna się bezpośrednio przy podłożu. Tutaj temperatura jest najniższa. Grubość warstwy, 
w której temperatura narasta z wysokością waha się od kilkudziesięciu do setek metrów. 
Inwersja w swobodnej atmosferze ma swój początek na pewnej wysokości nad  
powierzchnią Ziemi. Najczęściej zaczyna się ona w obrębie dwóch pierwszych kilometrów 
troposfery. Grubość warstwy inwersyjnej w tym przypadku jest z przedziału od  
dziesiątków do setek metrów. Skoki temperatur mogą przyjmować wartości od dziesiątych  
części stopnia do kilkunastu stopni. W atmosferze może dochodzić do występowania kilku 
inwersji jednocześnie. Czasami są one rozdzielone warstwą powietrza, w której  
temperatura spada z wysokością. Czasami zachodzą one na siebie. Inwersje temperatury nie są 
zjawiskami punktowymi. Z reguły występują nad dość dużymi obszarami. 
Biorąc pod uwagę mechanizm powstawania, można wyszczególnić inwersje z wy- 
promieniowywaniem (radiacyjne), mechaniczne, frontowe i orograficzne. 
Inwersja z wypromieniowywaniem (radiacyjna) tworzy się najczęściej w czasie 
cichych i bezchmurnych nocy. Po zachodzie Słońca powierzchnia Ziemi wypromie- 
niowuje energię cieplną, która o tej porze doby nie jest rekompensowana przez  
dochodzące promieniowanie słoneczne. Od oziębionej powierzchni ochładza się z kolei 
powietrze bezpośrednio do niej przylegające. Tworzy się więc sytuacja, w której  
warstwy przypowierzchniowe są chłodniejsze od leżących wyżej warstw. Inwersja z  
wypromieniowywaniem rozwija się powoli. Pogłębia się w czasie nocy, osiągając swoje 
maksimum tuż przed wschodem Słońca. Sprzyjają jej pogodne noce, ze słabym  
wiatrem. Takie sytuacje pogodowe są charakterystyczne dla wyżów jesiennych i  
wiosennych, chociaż występowanie inwersji radiacyjnych nie jest ograniczone tylko i  
wyłącznie do tych pór roku. Inwersji z wypromieniowywaniem towarzyszą często mgły 
radiacyjne i przymrozki. Silna turbulencja i wiatr powoduje ich zanikanie. 
Inwersje mechaniczne są spowodowane turbulencjami i osiadaniem. Ten ostatni 
przypadek należy do jednych z najważniejszych przyczyn powstawania inwersji 
w swobodnej atmosferze. W ośrodkach wysokiego ciśnienia dochodzi do powolnego 
osiadania mas powietrza. Zstępującym ruchom powietrza towarzyszy sprężanie, co 
powoduje podwyższenie temperatury powietrza. Osiadające powietrze nie osiąga  
powierzchni Ziemi, ponieważ niżej zalegające warstwy stawiają opór. Powoduje to  
rozpłynięcie się przemieszczającego się w dół powietrza na boki. Tworzy się w ten  
sposób na pewnej wysokości warstwa grubości od kilkudziesięciu do kilkuset metrów, 
w której temperatura rośnie o kilka stopni ze wzrostem wysokości. 
Inwersja frontowa powstaje, gdy cieplejsza masa powietrza znajduje się nad 
chłodniejszą. Rozdzielająca te dwie masy powietrza powierzchnia frontowa wykazuje 
cechy inwersji temperaturowej. 
Inwersje orograficzne są charakterystyczne dla wszelkich większych obniżeń terenu. 
Najwyraźniej są one widoczne w dolinach i kotlinach górskich. Mechanizm powstania 
inwersji orograficznych jest bardzo zbliżony do tego, który występuje w przypadku 
radiacyjnych inwersji przygruntowych. Ochłodzone na skutek promieniowania nocnego 
powietrze, jako cięższe spływa zboczami dolin i innych obniżeń terenowych na ich dno, 
gdzie zalega aż do ogrzania. Tworzy się w ten sposób rozkład termiczny, w którym 
67 
najniżej położone warstwy powietrza są najchłodniejsze. Gdy powietrze jest wilgotne, 
objawia się to powstawaniem rosy, a jeżeli pary wodnej było dużo, to tworzą się mgły. 
Temperatura wraz ze wzrostem wysokości może maleć, rosnąć, może też  
utrzymywać się na stałym poziomie. To ostatnie zjawisko jest nazywane izotermią. 
Wszystkie wymienione przypadki przedstawiono na rysunku 5.2. 
Temperatura 
Temperatura 
Temperatura 
Rys. 5.2. Typy pionowego rozkładu temperatury: 1 - przygruntowa inwersja temperatury, 
2 - izotermia przygruntowa, 3 - inwersja temperatury w swobodnej atmosferze 
Inwersje temperatury w istotnym stopniu oddziałują na rozprzestrzenianie się  
zanieczyszczeń w atmosferze, ponieważ stanowią one naturalną barierę w transporcie 
gazów i pyłów. W warstwie inwersyjnej zanieczyszczenia unoszone ku górze w  
pewnej objętości powietrza są zimniejsze od gazów stanowiących ich otoczenie. W takich 
warunkach termicznych siła wyporu jest skierowana w dół i w tym jedynie kierunku 
mogą przemieszczać się zanieczyszczenia. Z przedstawionego mechanizmu transportu 
zanieczyszczeń jednoznacznie wynika, że negatywny wpływ inwersji temperatury na 
jakość powietrza atmosferycznego zależy przede wszystkim od wysokości emitora, 
temperatury i energii kinetycznej (prędkości wylotowej) spalin. Ogólnie rzecz ujmując 
można stwierdzić, że inwersja temperatury hamuje dopływ do powierzchni Ziemi 
zanieczyszczeń wyemitowanych z bardzo wysokich kominów (200-3 00-metrowych). 
W takich warunkach termicznych ułatwiony jest transport zanieczyszczeń na dalsze 
odległości, dzięki czemu ulegają one rozcieńczaniu, co z kolei przyczynia się do 
zmniejszenia zanieczyszczeń w otoczeniu receptorów, innymi słowy - poziom imisji 
ulega obniżeniu. 
O ile inwersja temperatury wykazuje pewien korzystny wpływ na rozprzestrzenianie 
się zanieczyszczeń z wysokich kominów, o tyle w przypadku niskich źródeł, np. palenisk 
domowych, komunikacji samochodowej, lokalnych kotłowni, jest wysoce niepożądana. 
Uniemożliwia bowiem ona ruch zanieczyszczeń ku górze, co powoduje ich kumulację 
w przyziemnej warstwie atmosfery (rys. 5.3). Podnosi to wydatnie poziom imisji. 
Inwersje temperatury, szczególnie typu radiacyjnego i orograficznego, są często 
spotykanym zjawiskiem meteorologicznym. W ciepłej porze roku, przy ładnej  
pogodzie typowe są następujące zmiany pionowego rozkładu temperatury w ciągu doby: 
68 
I 
Temperatura 
Odległość 
Rys. 5.3. Negatywny wpływ inwersji na rozprzestrzenianie zanieczyszczeń 
• po zachodzie Słońca, na skutek ochładzania się podłoża, zaczyna tworzyć się  
inwersja przygruntowa, 
• w nocy zjawisko to potęguje się, osiągając swój szczyt tuż przed wschodem Słońca, 
• po wschodzie Słońca, w wyniku ogrzania podłoża, występuje normalny rozkład 
temperatur w warstwie przygruntowej oraz inwersja w swobodnej atmosferze, 
• około południa ruchy konwekcyjne niszczą inwersję temperatury, 
• wieczorem przedstawiony cykl zmian temperatury z wysokością powtarza się. 
W zimnej porze roku, przy bezwietrznej pogodzie, inwersja temperatury może 
utrzymywać się przez cały dzień, głównie dlatego, że docierająca do powierzchni 
Ziemi energia słoneczna jest niewystarczająca do wywołania ruchów konwekcyjnych. 
Inwersje temperatury typu radiacyjnego nie sięgają zbyt dużych wysokości,  
przeciętnie kilkadziesiąt metrów. Trzeba jednak podkreślić, że w strefie tej, szczególnie 
w środowisku miejskim, znajduje się bardzo dużo niskich emitorów. W wyniku  
utrudnionej cyrkulacji powietrza stężenia zanieczyszczeń przyjmują duże wartości.  
Lokalnie może dochodzić nawet do powstania smogu. 
Niekorzystny wpływ na czystość powietrza atmosferycznego mają także inwersje 
mechaniczne (np. inwersje osiadania) oraz frontowe. Inwersje te mogą obejmować  
bardzo duże obszary. Ich cechą charakterystyczną jest to, że nie sięgają one do powierzchni 
Ziemi, ale rozpoczynają się na pewnej wysokości nad podłożem. Przy takim rozkładzie 
temperatur mieszanie powietrza występuje wyłącznie w warstwie podinwersyjnej, a  
rozprzestrzenianie zanieczyszczeń może się odbywać tylko w przyziemnej strefie. 
5.6. Rodzaje smug kominowych 
Inwersja temperatury jest jednym z kilku możliwych typów gradientów temperatur 
występujących w atmosferze. Na rysunku 5.4 przedstawiono różne pionowe rozkłady 
temperatur oraz odpowiadające im smugi zanieczyszczeń wyemitowane z punktowych 
źródeł. 
69 
Temperatura 
Temperatura 
Smuga pętlowa tworzy się w przypadkach występo- Smuga stożkowa powstaje, gdy pionowy gradient tempe- 
wania dużego gradientu temperatury. Na jej kształt ratury jest mały. Tworzy się na skutek mieszania gazów 
mają wpływ wysokie budynki, wzniesienia terenu oraz odlotowych z otaczającym powietrzem. Jest typowa dla 
termiczna konwekcja. pory wieczorowej, kiedy spadek temperatury przy gruncie 
stabilizuje najniżej położone warstwy powietrza. 
Temperatura 
Smuga wentylacyjna jest charakterystyczna dla  
stanów równowagi stałej, w tym inwersji temperaturowej. 
Atmosfera jest wówczas stabilną z niewielkim  
wiatrem. Struga jest płaska i porusza się horyzontalnie. 
Szybko osiąga stan równowagi. 
Temperatura 
Smuga zanieczyszczająca tworzy się podczas inwersji 
temperatury powyżej wylotu z komina. Zanieczyszczenia 
spułapkowane przez warstwę inwersyjną szybko osiągają 
powierzchnię Ziemi. Smuga ta często występuje nad  
ranem, po nocnej smudze wentylacyjnej. Świeże nocne 
powietrze zostaje wówczas zastąpione powietrzem  
zanieczyszczonym. 
Temperatura 
Smuga narastająca (wznosząca) powstaje, gdy inwer- Smuga termiczna jest często obserwowana w letnie popo- 
sja temperatury rozciąga się poniżej wylotu komina lub ludnia, kiedy ruchy termiczne są dobrze rozwinięte. Prądy 
w niewielkiej odległości od niego. Wyemitowane gazy konwekcyjne powodują rozerwanie smugi na poruszające 
odlotowe mogą rozprzestrzeniać się tylko ku górze, się oddzielnie fragmenty, które często unoszą się do góry i 
ponieważ inwersja hamuje ich ruch w dół. tworzą chmury typu cumulus. 
Smuga chorągiewkowa spowodowana jest przez małą Smuga zstępująca jest charakterystyczna dla przypadku, 
prędkość gazów odlotowych, niewystarczającą do ich 
odprowadzenia na znaczniejszą odległość od komina. 
W przypadku silnych wiatrów smuga tego typu nie 
stanowi problemu, ponieważ zanieczyszczenia ulegają 
szybkiemu rozcieńczeniu. Problem pojawia się przy 
słabych wiatrach. 
gdy niewysoki komin stoi blisko wysokiego budynku lub 
jest wręcz na jego dachu. �?atwo jest wówczas o  
skierowanie smugi spalin ku powierzchni Ziemi. 
70 
^ 
1 
Smuga podmuchowa powstaje, gdy gazy odlotowe są 
odprowadzane ze znaczną prędkością poprzecznie do 
kierunku jednostajnego wiatru. W takich warunkach 
spaliny będą dostawać się do otoczenia w postaci 
rozseparowanych porcji gazu. 
Smuga rozdwojona jest charakterystyczna dla strumienia 
gorących gazów przemieszczających się w powietrzu. 
W strumieniu takim tworzą się wiry z podwójną cyrkulacją. 
Rys. 5.4. Rodzaje smug w zależności od pionowego gradientu temperatury 
5.7. Stany równowagi atmosfery 
O pionowych ruchach porcji zanieczyszczonego powietrza w smudze decydują 
stany równowagi atmosfery, które z kolei są zdeterminowane wzajemnym stosunkiem 
adiabatycznego i rzeczywistego gradientu temperatur. 
Równanie dla pionowo poruszającej się masy powietrza w atmosferze można  
napisać w postaci 
d2z 
1 dp 
A dz' 
(5.25) 
gdzie: 
P 
skierowane w dół przyśpieszenie ziemskie, 
gęstość poruszającego się powietrza, 
pionowy gradient ciśnienia. 
dz 
Zależność (5.25) wynika z sił działających na pionowo przemieszczającą się  
cząsteczkę gazu, tzn. z siły ciężkości i siły pionowego gradientu ciśnienia. 
Równocześnie dla gazów otaczających poruszającą się pionowo masę powietrza 
spełnione jest równanie hydrostatyki (3.4) 
dp = -pa g dz, 
gdzie pa - gęstość otaczającego powietrza. 
Wartości pa i pt są różne. Po uwzględnieniu równania hydrostatyki 
d2z 
Pa ~ Pi 
Pi 
(5.26) 
a po zastosowaniu równania stanu gazów (5.2) 
71 
z 
T-T 
i a 
L. 
(5.27) 
Z zależności (5.27) wynika, że przyspieszenie pionowo poruszającej się masy  
powietrza zależy od różnicy temperatur bezwzględnych powietrza przemieszczającego 
się i powietrza otaczającego. 
Jeżeli różnica temperatur Tt - Ta jest dodatnia, to cząstki unoszą się do góry. Gdy 
temperatura pionowo poruszającego się powietrza jest mniejsza od temperatury  
otoczenia, wówczas przemieszczające się cząstki opadają w dół. Dla Tt - Ta = 0  
przyspieszenie jest równe zeru, a to oznacza brak ruchu w kierunku pionowym. 
Zależnie od różnicy temperatur powietrza wznoszącego się i powietrza  
otaczającego wyróżnia się w atmosferze trzy podstawowe stany równowagi: chwiejną,  
obojętną i stałą. Omówiono je na przykładzie powietrza suchego (rys. 5.5). Te same wnioski 
są prawdziwe również dla powietrza wilgotnego, nienasyconego. 
y= 1,2 
y = i,o 
y=0,4 
Rys. 5.5. Stany równowagi atmosfer: a - równowaga chwiejna, b - równowaga obojętna, 
c - równowaga stała 
Załóżmy, że temperatura powietrza przy powierzchni Ziemi wynosi 20 °C, a przy 
wzroście wysokości o 100 m spada o 1,2°, tzn. pionowy gradient temperatury wynosi 
ya= 1,2. Dla powietrza wznoszącego się adiabatycznie, adiabatyczny gradient  
temperatury równa się yt = ys = 1,0. Wydzielmy teraz na poziomie 300 m pewną masę  
powietrza, której temperatura równa się temperaturze otoczenia. Przypuśćmy, że pod 
72 
wpływem pewnej nieznacznej siły zewnętrznej masa ta zacznie wznosić się ku górze, 
np. na wysokość 400 m. Podczas tego przemieszczania się, w efekcie adiabatycznego 
rozszerzania powietrze ochładza się o 1°, temperatura otoczenia spada natomiast 
o 1,2°. Na wysokości 400 m temperatura powietrza wznoszącego będzie więc  
wynosiła 15,4°, a temperatura powietrza otaczającego będzie równa 15,2°. Oznacza to, że 
powietrze przemieszczające się będzie cieplejsze od otoczenia, dlatego pozostawione 
samo sobie będzie kontynuować ruch ku górze dopóty, dopóki będzie istnieć różnica 
temperatur między nim a otaczającą go atmosferą. 
Załóżmy następnie, że wydzielona masa powietrza pod wpływem siły zewnętrznej 
(niewielkiej) zaczyna poruszać się z poziomu bazowego, tzn. 300 m w dół. Na  
wysokości 200 m na skutek ogrzania adiabatycznego jej temperatura wzrośnie do 17,4°. 
W tym samym czasie temperatura otaczającego powietrza będzie wynosiła 17,6°.  
Poruszające się powietrze, jako cięższe, będzie opadało w dalszym ciągu w dół. Taki 
stan nazywany jest równowagą chwiejną. 
Występuje on, gdy: 
Ya > Yt = ys (dla powietrza suchego) 
Ya > Yi = Yw (dla powietrza wilgotnego nasyconego parą wodną). 
O atmosferze w takim przypadku mówi się, że ma stratyfikację chwiejną.  
Temperatura potencjalna przy takiej stratyfikacji maleje ze wzrostem wysokości.  
Prędkości pionowe w warunkach równowagi chwiejnej osiągają kilkanaście metrów na 
sekundę. 
Załóżmy teraz, że wszystkie poprzednie założenia są utrzymane, z tą jedynie  
różnicą, że temperatura przemieszczającego się pionowo powietrza i otaczającej go  
atmosfery zmienia się z wysokością o taką samą wartość równą 17100 m, tzn. y = ya 
= 1,0. Jeżeli w takich warunkach pewna objętość powietrza znajdująca się np. na  
wysokości 300 m zostanie pod wpływem impulsu (nieznacznej siły zewnętrznej)  
przesunięta w dół lub w górę, to jej temperatura zmieni się o tyle samo, ile temperatura  
otoczenia. Będą więc one sobie równe. Ponieważ Tt - Ta = 0, dlatego przesunięte  
powietrze pozostanie na osiągniętym poziomie, nie wykazując tendencji do jego zmiany. 
Taki stan jest określany jako równowaga obojętna (neutralna) i zachodzi, gdy: 
Ya > Yi = Ys (dla powietrza suchego), 
Ya > Yi = Yw (dla powietrza wilgotnego nasyconego parą wodną). 
Przy występowaniu takich zależności atmosfera ma stratyfikację obojętną.  
Temperatura potencjalna powietrza w profilu pionowym przyjmuje wartość stałą,  
przyspieszenie zaś cząstek w kierunku pionowym jest równe zeru. 
W ostatnim z rozważanych przykładów przyjmijmy, że temperatura atmosfery 
otaczającej poruszającą się pionowo masę powietrza zmienia się o 0,4° na każde 
100 m zmiany wysokości. Oznacza to, że na wysokości 400 m atmosfera będzie miała 
temperaturę 18,4°. Przesunięte pod wpływem zewnętrznej siły powietrze osiągnie na 
tym poziomie temperaturę 17,8°, będzie więc chłodniejsze od otoczenia. Dlatego, jako 
cięższe, zacznie opadać, aż uzyska poziom wyjściowy. Jeżeli wybrana objętość powie- 
73 
trza zostanie przemieszczona w dół, np. na wysokość 200 m, to w wyniku  
adiabatycznego ogrzania jej temperatura wzrośnie do 19,8° i będzie wyższa od temperatury  
otaczającej atmosfery, wynoszącej 19,2°. Spowoduje to, że przesunięte w dół powietrze, 
jako cieplejsze, a przez to lżejsze, będzie unosiło się do góry do swojego pierwotnego 
miejsca. Taki stan nazywany jest równowagą stałą. Aby zachodził on, musi być  
spełniony warunek: 
Ya > Yi = Ys (dla powietrza suchego), 
Ya > Y = Yv> (dla powietrza wilgotnego nasyconego parą wodną). 
Stratyfikacja atmosfery przy takim warunku jest określana jako stała.  
Charakteryzuje ją przyrost temperatury potencjalnej wraz z wysokością. Równowaga stała  
występuje np. w stanach inwersji temperaturowej. Jest to stan atmosfery odznaczający się 
bardzo dużą stabilnością. 
Przedstawione trzy podstawowe stany równowagi atmosfery nie są jedynymi,  
jakie mogą występować. Pomiędzy nimi można wyszczególnić stany pośrednie,  
zależnie od przyjętej metody klasyfikacji. W ochronie środowiska powszechnie przyjęty 
jest podział zaproponowany przez Pasąuilla, zgodnie z którym wyróżnia się sześć 
podstawowych stanów równowagi atmosfery (klas stabilności atmosfery): 
• równowaga bardzo chwiejna, 
• równowaga chwiejna, 
• równowaga nieznacznie chwiejna, 
• równowaga obojętna, 
• równowaga stała, 
• równowaga bardzo stała. 
Klasy stabilności służą do oceny stanu termiczno-dynamicznego atmosfery. Stan 
ten zależy od przebiegu niektórych mierzalnych zjawisk meteorologicznych.  
Zakwalifikowanie stanu równowagi do jednego z wymienionych odbywa się na podstawie 
wartości takich parametrów meteorologicznych, jak: 
• prędkość wiatru, 
• klasa radiacyjna, 
• wysokość słońca nad horyzontem i stopień nasłonecznienia, 
• stopień pokrycia chmurami, 
• wysokość podstawy chmur, 
• stan gruntu, 
• widzialność. 
W Polsce wyróżnia się 6 klas równowagi atmosfery: 
1 - silnie chwiejna 
2 - chwiejna 
3 - lekko chwiejna 
4 - obojętna 
5 - lekko stała 
6 - stała. 
74 
Klasy od 1 do 3 są charakterystyczne dla konwekcji, klasa 4 odpowiada izotermii, 
klasy 5 i 6 odnoszą się do inwersji. Zależność klas równowagi atmosfery od prędkości 
wiatru, nasłonecznienia i pokrycia nieba chmurami przedstawiono w tabeli 5.1. 
Tabela 5.1. Klasy równowagi atmosfery 
Prędkość wiatru 
na wysokości 
10 m (m/s) 
<2 
2-3 
3-5 
5-6 
>6 
Dzień 
nasłonecznienie 
silne 
1 
1-2 
2 
3 
3 
średnie 
1-2 
2 
2-3 
3^1 
4 
słabe 
2 
3 
3 
4 
4 
Noc 
cienkie całkowite pokrycie 
lub > 4/8 pokrycia 
niskimi chmurami 
6 
5 
4 
4 
4 
< 3/8 pokrycia 
chmurami 
6 
6 
5 
4 
4 
Nasłonecznienie w ciągu dnia (silne, średnie, słabe) jest określane na podstawie następujących kryteriów: 
Pokrycie nieba 
4/8 pokrycia lub mniej bądź 
każde pokrycie cienkimi, 
wysokimi chmurami 
Od 5/8 do 7/8 pokrycia 
chmurami piętra średniego 
Od 5/8 do 7/8 pokrycia 
chmurami piętra niskiego 
Kąt padania 
promieni > 60° 
silne 
średnie 
słabe 
Kąt padania promieni 
> 60°, ale > 35° 
średnie 
słabe 
słabe 
Kąt padania promieni 
< 35°, ale > 15° 
słabe 
słabe 
słabe 
Stany równowagi atmosfery mają decydujący wpływ na kształt smugi  
emitowanych zanieczyszczeń. Schematycznie zilustrowano to na rysunku 5.6. 
W równowadze chwiejnej smuga spalin na skutek intensywnych pionowych  
ruchów powietrza przyjmuje postać sinusoidalną. 
Gdy atmosfera znajduje się w stanie równowagi obojętnej, wówczas poruszające 
się zanieczyszczone powietrze będzie miało taką samą temperaturę jak otoczenie. 
Dlatego będzie wykazywało tendencję do utrzymania osiągniętego położenia. Smuga 
w takim przypadku stanie się stożkowata. 
Przy równowadze stałej cząsteczki zanieczyszczeń dążą do osiągnięcia  
pierwotnego położenia. W związku z tym smuga przybiera kształt mocno spłaszczonego  
wachlarza. 
75 
-o 
o 
o 
V 
o 
-o 
o 
o 
Odległość 
Temperatura 
Odległość 
Rys. 5.6. Kształt smugi zanieczyszczeń w przypadku równowagi chwiejnej (a), 
obojętnej (b) i stałej (c) atmosfery; 
T - temperatura powietrza, z - wysokość nad powierzchnią gruntu, x - odległość 
6. Dynamika atmosfery 
Zmieniające się wiatry, wygląd nieba i temperatura powietrza są wynikiem  
procesów dynamicznych przebiegających w atmosferze, wskutek których masy powietrza 
chłodnego i ciepłego, powstające nad określonymi obszarami globu ziemskiego,  
zostają wprawione w ruch. Czynnikiem inicjującym ten ruch jest różnica ciśnień. 
W tym rozdziale rozważać będziemy, dlaczego zmienia się ciśnienie, jakie siły 
wywołują cyrkulację mas powietrza przy powierzchni Ziemi i powyżej, oraz dlaczego 
wiatry wieją z określonych kierunków w różnych częściach świata. 
6.1. Ciśnienie atmosferyczne 
Z rozdziału 3. dowiedzieliśmy się, że powietrze, jak każdy ośrodek ciekły lub  
gazowy, wywiera ciśnienie (tzw. atmosferyczne) na wszystkie przedmioty, które się 
w nim znajdują. Wielkość ciśnienia w danym miejscu w atmosferze określa się jako 
siłę równą ciężarowi pionowego słupa powietrza o poziomej podstawie jednostkowej 
i wysokości równej grubości atmosfery. Na rysunku 6.1 przedstawiono taki  
najprostszy model atmosfery. 
Słup powietrza 
Rys. 6.1. Model atmosfery. Słup powietrza o jednostkowej podstawie 
i wysokości równej grubości atmosfery 
77 
Załóżmy, że do hipotetycznego słupa, jak na rysunku 6.1, napłynęła pewna ilość 
powietrza, a jego szerokość nie zmieniła się. Ta dodatkowa masa spowoduje więc 
wzrost ciśnienia przy powierzchni Ziemi. I analogicznie, ubytek masy wywoła spadek 
ciśnienia. 
Wyobraźmy sobie teraz dwa słupy, reprezentujące dwa obszary o jednakowym  
ciśnieniu (rys. 6.2). W pierwszym słupie powietrze ochłodziło się, tj. molekuły mają 
mniejszą energię wewnętrzną i wolniej się poruszają, są bliżej siebie - powietrze staje 
się gęstsze. W tym samym czasie w drugim słupie powietrze ogrzało się, zachodzi 
więc proces odwrotny - molekuły poruszają się szybciej i powietrze w tym słupie 
staje się rzadsze (rys. 6.2a). Cały czas zakłada się, że słupy powietrza nie zmieniają 
swoich poprzecznych wymiarów, a ciśnienie przy powierzchni Ziemi, w obu  
przypadkach, jest takie samo (taka sama ilość molekuł znajduje się powyżej). Oznacza to, że 
niższy słup, z bardziej chłodnym i gęstym powietrzem, wywiera takie samo ciśnienie 
na powierzchnię Ziemi, jak słup wyższy, cieplejszy, o mniej gęstym powietrzu. 
Rys. 6.2. Słup powietrza chłodnego i ciepłego wywierający takie samo ciśnienie 
na powierzchnię Ziemi (a), rozpoczęcie ruchu powietrza (b) 
78 
Ciśnienie atmosferyczne w pierwszym słupie obniża się z wysokością szybciej niż 
w drugim. Obecnie rozważmy pewną wysokość zx (rys. 6.2b). Ciśnienie na tej  
wysokości w pierwszym słupie jest niższe niż w drugim (w pierwszym słupie więcej 
„upchanych" molekuł pozostało niżej). Prowadzi to do następującego wniosku: ciepłe 
powietrze na wyższych wysokościach cechuje wyższe ciśnienie, i odwrotnie, chłodne 
powietrze - niższe ciśnienie atmosferyczne. Oznacza to, że w dwóch miejscach o  
takim samym ciśnieniu na poziomie morza, ale różniących się temperaturą, ciśnienie na 
jednakowej wysokości będzie wyższe w masie powietrza ciepłego niż w masie  
powietrza chłodnego. Można to również wyrazić inaczej, tzn. że to samo ciśnienie rejestruje 
się na wyższej wysokości w masie powietrza ciepłego niż w masie powietrza  
chłodnego. Po połączeniu punktów w przestrzeni o jednakowym ciśnieniu otrzymamy  
powierzchnię izobaryczną, która w przekroju pionowym nad obszarami ciepłymi będzie 
wypukła, a wklęsła nad obszarami chłodnymi (rys. 6.3, 6.4). Oznacza to, że wraz z 
wysokością pojawia się różnica ciśnień między obszarami cieplejszymi i  
chłodniejszymi. Ta różnica ciśnień wywołuje siłę, która powoduje przepływ powietrza z  
obszaru o wyższym ciśnieniu do obszaru o niższym ciśnieniu. W związku z tym, że górą 
odpływa pewna ilość powietrza, spowoduje to spadek ciśnienia przy powierzchni 
Ziemi. W tym samym czasie nad terenem chłodniejszym obserwuje się wzrost  
ciśnienia, dopływa do niego bowiem dodatkowa masa. 
Obszar Obszar 
ciepły chłodny 
Rys. 6.3. Układ powierzchni izobarycznych w masie powietrza ciepłego i chłodnego 
Podsumowując te rozważania można stwierdzić, że ciśnienie spada przy  
powierzchni Ziemi, gdy temperatura wzrasta, i odwrotnie - wzrasta, gdy temperatura 
obniża się. Zjawisko takie obserwuje się nad obszarami kontynentów w czasie letnich, 
gorących dni, gdzie rejestruje się spadek ciśnienia przy powierzchni Ziemi, a wyrów- 
79 
nywanie ciśnienia dokonuje się przez dopływ powietrza z obszarów chłodniejszych 
(morskich). Zimnemu, arktycznemu powietrzu w zimie towarzyszy natomiast wzrost 
ciśnienia, bowiem ciężkie, chłodne powietrze osiada. Prawidłowości tych nie  
obserwuje się w przypadku dobowych zmian temperatury. Wynika to z faktu, że dobowe 
zmiany ciśnienia są pod silniejszym wpływem innych zjawisk, takich jak: ogrzewanie 
się wyższych warstw atmosfery, spowodowane absorpcją promieniowania  
słonecznego przez ozon i parę wodną (obszary równikowe), czy przesuwaniem się ośrodków 
wysokiego i niskiego ciśnienia (strefy umiarkowane). Przebieg dobowych zmian  
ciśnienia stanowi natomiast cenny wskaźnik przy prognozie pogody; na jego podstawie 
określa się tzw. tendencję baryczną. 
1460 
Wysokość, m 
:płe powietrze / w 
s N 
Nw 
L 
\ 
^~\ 
850 hPa „„.._•. ^^ 
w 
Stałe ciśnienie 
Przeciętna wysokość 
poziomu 850 hPa 
t\ 
Chłodne/ / 
*T 
\ 
N 
Rys. 6.4. Powierzchnia izobaryczna 850 mb w masie powietrza ciepłego i chłodnego 
Ciśnienie zmienia się z wysokością, aby więc porównać ciśnienia na dwóch  
różnych obszarach o zróżnicowanych wysokościach bezwzględnych, należy sprowadzić 
te wartości do określonego poziomu. Zwykle przyjmuje się poziom morza.  
Sprowadzenie ciśnienia do poziomu morza polega na teoretycznym obliczeniu, jakie byłoby 
ciśnienie, gdyby zmierzono je nie na rzeczywistej wysokości, lecz na poziomie  
morza. Korzysta się wówczas z gotowych wzorów barometrycznych lub odpowiednich 
tablic. 
W celu poznania zmian ciśnienia w przestrzeni sporządza się, na podstawie  
wyników pomiarów aerologicznych, mapy topografii powierzchni izobarycznych. Map 
tych powszechnie używają meteorolodzy-synoptycy, jak również wszyscy inni, którzy 
mają do czynienia z modelowaniem procesów fizycznych w atmosferze. Na przykład, 
w regionalnych modelach transportu i rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń korzysta 
się z mapy powierzchni 850 hPa. 
W tabeli 6.1 podano inne mapy izobaryczne wraz z ich przybliżoną wysokością 
nad poziomem morza. 
80 
Tabela 6.1. Powszechnie stosowane mapy powierzchni izobarycznych 
Mapy powierzchni 
izobarycznych (hPa) 
1000 
850 
700 
500 
300 
200 
100 
Przybliżona wysokość 
nad poziomem morza (m) 
120 
1460 
3 000 
5 600 
9 180 
11 800 
16 200 
Na rysunku 2.2 przedstawiono mapę izobaryczną dolną (na poziomie morza) 
z zaznaczonymi obszarami wysokiego i niskiego ciśnienia. Niże (cyklony), obszary 
z ciśnieniem malejących w kierunku centrum, i wyże (antycyklony), z ciśnieniem 
rosnącym ku środkowi, stanowią najbardziej rozpowszechnione formy układów ba- 
rycznych. Kształt izobar może być bardzo jednak różny. Na rysunku 6.5 pokazano 
schematy różnych układów barycznych na poziomie morza. Oprócz wcześniej  
wspomnianych niżów i wyżów, wyróżnia się: 
• zatoki niskiego ciśnienia, obszary atmosfery o obniżonym ciśnieniu wcinające 
się w obszar o ciśnieniu wyższym, 
• kliny wysokiego ciśnienia, obszary atmosfery o podwyższonym ciśnieniu  
pomiędzy dwoma obszarami o ciśnieniu niższym, 
• bruzdy, pasma obniżonego ciśnienia pomiędzy dwoma wyżami, 
• grzbiety lub wały, pasma podwyższonego ciśnienia pomiędzy dwoma niżami, 
• siodła, obszary atmosfery pomiędzy dwoma wyżami i dwoma niżami. 
f g 
Rys. 6.5. Schematy różnych układów barycznych na poziomie morza 
81 
Wszystkie te układy odzwierciedlają pole ciśnienia przy powierzchni Ziemi. Jak 
wspomniano w rozdziale drugim, jedną z wielkości charakteryzujących pole ciśnienia 
jest poziomy gradient ciśnienia, skierowany prostopadle do powierzchni izobarycznej. 
Odgrywa on bardzo ważną rolę w procesach dynamicznych w atmosferze. 
6.2. Wiatr 
Wiatr, podobnie jak ciśnienie atmosferyczne, jest jednym z elementów pogody 
i klimatu. Określają go trzy cechy: szybkość, kierunek i zwrot. Prędkość wiatru może 
być bardzo różna, od ciszy (brak wiatru) po huraganowe wartości (ponad 100 km/h). 
Kierunek i zwrot wyznacza się na podstawie tego, skąd wieje wiatr. 
Wiatr powoduje obniżenie ciepłoty ciała i dlatego szczególnie niebezpieczny 
jest on przy niskich temperaturach powietrza. W czasie gorących dni wiatr odbiera 
się jako ulgę, zwiększa on bowiem odparowanie wody i w ten sposób ochładza 
organizm. 
Wiatr transportuje ciepło, wilgoć i ... zanieczyszczenia z jednego regionu w drugi. 
Kierunek wiatru wskazuje, skąd napływają masy powietrza, z obszarów gorących czy 
chłodnych, suchych czy wilgotnych, zanieczyszczonych czy czystych. Zmiana  
kierunku wiatru kojarzy się ze zmianą właściwości powietrza. 
Zanim dowiemy się, jakie siły wywołują wiatr, należy zastanowić się nad  
sposobami jego klasyfikacji. Istnieje kilka kryteriów: 
• szybkość wiatru (skala Beauforta), 
• obszar pochodzenia (arktyczny, polarny, morski, zwrotnikowy etc), 
• kierunek, skąd wieje (północny, zachodni etc.) 
• skala przestrzenna, tzn. wielkość obszaru, na który oddziałuje. 
W praktyce żeglarskiej do opisu siły wiatru często stosuje się skalę Beauforta 
(°B). W tabeli 6.2 przedstawiono jej krótką charakterystykę, podając widoczne oznaki 
na lądzie. 
Tabela 6.2. Skala Beauforta 
Stopień 
(°B) 
1 
1 
2 
3 
4 
5 
6 
Prędkość wiatru 
(m/s) 
2 
0,0-0,2 
1,6-3,3 
3,4-5,4 
5,5-7,9 
8,0-10,7 
10,8-13,8 
Opis słowny 
3 
cisza 
słaby wiatr 
łagodny wiatr 
umiarkowany wiatr 
dość silny wiatr 
silny wiatr 
Oznaki na lądzie 
4 
dym unosi się pionowo 
wiatr odczuwa się na twarzy, drżą liście 
liście i małe gałązki są w stałym ruchu, wiatr rozwija 
lekkie flagi 
wiatr unosi pył, liście i skrawki papieru, poruszają 
się gałązki 
chwieją się krzewy pokryte liśćmi 
poruszają się duże gałęzie, gwiżdżą druty telegraficzne 
82 
1 
7 
8 
9 
10 
11 
12 
2 
13,9-17,1 
17,2-20,7 
20,8-24,4 
24,5-28,4 
28,5-32,6 
>32,6 
3 
bardzo silny wiatr 
gwałtowny wiatr 
wichura 
silna wichura 
gwałtowna wichura 
huragan 
4 
poruszają się całe drzewa, utrudnione chodzenie pod 
wiatr 
wiatr łamie gałęzie drzew 
niewielkie uszkodzenia budynków, zrywanie  
dachówek 
wyrywa drzewa z korzeniami, znaczne uszkodzenia 
budynków 
rozległe zniszczenia 
bardzo rozlegle zniszczenia 
Z punktu widzenia transportu i rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń w  
atmosferze, najbardziej interesująca jest skala przestrzenna ruchu, według podobnej skali  
klasyfikuje się bowiem modele matematyczne. Podział ten nie jest arbitralny, granice 
między tymi skalami nie są ściśle określone. Zjawiska, które przebiegają w każdym 
przedziale, wykazują jednak wyraźnie różne cechy i dlatego dla każdej skali można 
stosować inne przybliżenia do równań dynamiki atmosfery, jak również do równań 
transportu i dyspersji zanieczyszczeń w atmosferze. Cztery rodzaje najczęściej  
stosowanych skal schematycznie przedstawiono na rysunku 6.6. Wyróżnia się skalę drobną 
lub mikroskalę, regionalną lub mezoskalę, synoptyczną i globalną. 
Mikroskala Mezoskala Synoptyczna Globalna 
Rys. 6.6. Skale ruchów atmosferycznych 
Skala drobna obejmuje ruchy o zasięgu poniżej 1 km. Przykładami są: małe 
chmury (np. cumulus), wyniesienia smug, zawirowania powstające przy powierzchni 
Ziemi wywołane bądź niewielkimi przeszkodami terenowymi (np. w strefie cienia 
aerodynamicznego), bądź konwekcją (np. w pobliżu emisji gorących gazów). Ich czas 
występowania w atmosferze jest rzędu kilku lub kilkunastu minut (live span). 
Mezoskala - układy ruchów o rozmiarach od 10 do setek kilometrów. Typowymi 
przykładami są: burze, linie nawałnic, wiatry lokalne, wiatry spływowe, zaburzenia 
spowodowane łańcuchami górskimi (fale orograficzne). Czas trwania tych ruchów 
83 
wynosi od kilku minut do kilku dni. W ramach mezoskali, w przypadku opisu zjawisk 
związanych z transportem i rozprzestrzenianiem się zanieczyszczeń w atmosferze, 
wyróżnia się skalę lokalną (< 10 km od źródła emisji), regionalną (10-100 km) 
i transport na dalekie odległości (> 100 km). Skala lokalna obejmuje oddziaływanie 
pojedynczych niskich emitorów lub ich grup, źródła powierzchniowe i liniowe.  
Zakłada się stacjonarność procesów fizycznych w atmosferze. W skali regionalnej odchodzi 
się od tego warunku i w modelach uwzględnia się reakcje chemiczne. W modelach 
transportu i rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń na dalekie odległości bierze się 
natomiast pod uwagę dodatkowo procesy suchego osiadania i wymywania oraz  
topografię, często pomija się procesy dyfuzji, zakładając jednorodne wymieszanie  
zanieczyszczeń w całej warstwie granicznej. 
Jednym z podstawowych problemów w modelowaniu transportu zanieczyszczeń 
w skali regionalnej i na dalekie odległości jest prawidłowe wyznaczenie trajektorii 
smugi, błąd bowiem może oznaczać, że smuga przemieści się dziesiątki lub setki  
kilometrów od właściwego receptora. Wynika z tego, że nawet najlepszy model  
dyspersji zanieczyszczeń w atmosferze nie sprawdzi się, jeśli będzie brakować dokładnych 
informacji o polu wiatru. 
Skala synoptyczna obejmuje obszary o powierzchni od setek do tysięcy  
kilometrów kwadratowych (skala czasowa od kilku dni do kilku tygodni). Związane są z nią 
układy cyrkulacji atmosfery powodujące zmiany pogody, a więc układy baryczne 
i fronty atmosferyczne. W kategoriach tych układów rozpatruje się również zjawisko 
transportu i rozprzestrzeniania się pewnych zanieczyszczeń w atmosferze (np.  
substancji radioaktywnych). 
Skala globalna zawiera układy cyrkulacji o rozmiarach porównywalnych z  
rozmiarami Ziemi, a więc wielkoskalowe prądy powietrzne (prądy strumieniowe,  
komórki cyrkulacyjne). 
W przypadku zanieczyszczeń nie mówi się o transporcie w skali globalnej, lecz 
o efektach globalnych, jak np. wzrost stężeń gazów cieplarnianych, niszczenie  
warstwy ozonowej i inne. 
6.3. Siły wywołujące wiatr 
Wcześniej podano (rozdz. 3.), że składowa pionowa siły gradientu ciśnienia jest 
równoważona siłą ciężkości. Co się dzieje natomiast ze składową poziomą gradientu 
ciśnienia? 
Wyobraźmy sobie dwa zbiorniki (rys. 6.7), o różnym ciśnieniu, na przykład 995 
i 1000 hPa, połączone przewodem z zaworem. W pierwszym przypadku odległość 
między nimi wynosi 100 km, a w drugim 200 km. Zastanówmy się, w którym  
przewodzie, po otwarciu zaworu, cząstki powietrza będą doznawały większego  
przyspieszenia? Żeby to rozstrzygnąć, wykonajmy proste obliczenia. 
84 
Obszar wysokiego 
ciśnienia 1000 hPa 
Obszar wysokiego 
ciśnienia 1000 hPa 
Obszar niskiego 
ciśnienia 995 hPa 
Obszar niskiego 
ciśnienia 995 hPa 
Rys. 6.7. Różnica ciśnień a wiatr 
Na początku układ przedstawiony na rysunku 6.7 zastąpmy modelem słupa powietrza 
o powierzchni AA i długości Ax (rys. 6.8). Ciśnienie na jednym końcu słupa wynosi/?, 
a na drugim/? + Ap, co odpowiada ciśnieniom w zbiornikach na rysunku 6.7. 
Rys. 6.8. Siła gradientu ciśnienia 
Wypadkowa siła wyniesie więc 
F=\p-(p + Apj\AA=-ApAA. (6.1) 
Siła ta działa w kierunku przeciwnym do x, tj. od ciśnienia wyższego do niższego 
i jest określana jako siła gradientu ciśnienia (SGC). Jeżeli przez p oznaczymy gęstość 
powietrza, to siłę tę, w przeliczeniu na jednostkę masy elementu powietrza, można 
określić wzorem 
F _-ApAA _ 1 Ap 
pAAAx pAAAx p Ax 
(6.2) 
85 
Siła gradientu ciśnienia jest odwrotnie proporcjonalna do odległości między izobara- 
mi, prostopadła do powierzchni izobarycznej i skierowana w stronę ciśnienia malejącego. 
Zauważyć można, że SGC, w przeliczeniu na jednostkę masy elementu powietrza, 
jest równoważna przyspieszeniu (a = F/m). Teraz łatwo jest wykazać, że w przypadku 
zbiornika połączonego 200 km przewodem przyspieszenie cząstek powietrza będzie 
dwa razy mniejsze niż w przypadku 100 km przewodu. Oznacza to, że im większy jest 
spadek ciśnienia powietrza przypadający na jednostkę odległości, tym większe będzie 
przyspieszenie cząstek powietrza i tym szybciej będą się one poruszały. 
W rzeczywistości przyspieszania wywołane działaniem siły gradientu ciśnienia 
(poziomego) są niewielkie. Na przykład przy spadku ciśnienia o 100 Pa na odcinku 
100 km przyspieszenie cząstek powietrza wynosi około 0,1 cm/s2 i odpowiednio 
o 300 Pa - 0,3 cm/s2. Choć wartości liczbowe przyspieszenia wydają się bardzo małe, 
to jednak poziomy gradient ciśnienia odgrywa bardzo ważną rolę w kształtowaniu 
procesów dynamicznych w atmosferze, jest bowiem podstawową siłą, która wprawia 
w ruch cząstki powietrza. 
Gdyby jednak tylko ta siła działała na cząstki powietrza, wówczas wiatr wiałby 
z centrum wysokiego ciśnienia do centrum niskiego ciśnienia po liniach prostych, aż 
do chwili wyrównania się ciśnień. W rzeczywistości tak nie jest, w chwili rozpoczęcia 
ruchu powietrza, kierunek - będących już w ruchu cząstek - odchyla się od  
prostoliniowego wskutek działania siły Coriolisa (SC). Schematycznie przedstawiono to na 
przykładzie ruchu balona na rysunku 6.9. Wynika z tego, że wiatr wywołany  
działaniem siły gradientu ciśnienia, mający początkowo np. kierunek południowy (S) stanie 
się pod wpływem siły Coriolisa wiatrem południowo południowo-zachodnim (SSW), 
następnie południowo-zachodnim (SW), południowo-zachodnim zachodnim (SWW) 
i w końcu zachodnim (W). 
Sila Coriolisa 
Rys. 6.9. Efekt zmiany kierunku wiatru wywołany działaniem siły Coriolisa 
86 
Siła Coriolisa (SC) jest to siła bezwładności pojawiająca się w obracającym  
układzie odniesienia, w tym wypadku jest nim Ziemia. Żeby się przekonać o istnieniu tej 
niewidzialnej siły, należy swobodnie zrzucić kamień z wieży wysokości np. 150 m. 
Kamień nie trafi w wyznaczony przed rzutem cel u podnóża wieży, lecz spadnie obok 
tego miejsca. Jest to właśnie efekt działania siły Coriolisa. W czasie lotu kamienia 
Ziemia nieznacznie obróciła się. Mamy więc do czynienia z ruchem kamienia w  
obracającym się układzie odniesienia. 
Siła Coriolisa działa na wszystkie obiekty poruszające się w atmosferze, czyli  
dotyczy to również cząstek powietrza. Na północnej półkuli stwierdza się odchylenie 
ruchu cząstek w prawo od kierunku początkowego, na południowej odpowiednio  
odchylenie w lewo (rys. 6.10). 
Rys. 6.10. Efekt działania siły Coriolisa na półkuli północnej i południowej Ziemi 
Siła ta została po raz pierwszy opisana i wyrażona wzorem matematycznym przez 
francuskiego matematyka Gustava Coriolisa w 1835 roku. Jej wartość 
SC = 2 m v co sin c>, (6.3) 
gdzie: 
m - masa ciała (tutaj cząstki powietrza), 
v -jego prędkość względem układu obracającego się, 
co - prędkość kątowa układu ruchomego względem dowolnego układu inercjalnego 
(tutaj prędkość kątowa ruchu obrotowego Ziemi), 
q> - kąt między wektorami v i ó (tutaj szerokość geograficzna). 
Siłę tę można również wyrazić w postaci iloczynu wektorowego dwóch wektorów 
SC = 2m n x V. (6.4) 
87 
Siła Coriolisa jest skierowana prostopadle zarówno do osi obrotu, jak i do  
prędkości ciała w układzie obracającym się i zależy od prędkości i szerokości geograficznej. 
Działanie jej rośnie w miarę zwiększania się szybkości wiatru oraz w miarę zbliżania 
się do bieguna. Na równiku siła Coriolisa nie istnieje. 
Znaczenie efektu Coriolisa rośnie wraz ze skalą liniową w kierunku poziomym. 
Oznacza to, że w ruchach mikro-, a nawet mezoskalowych oddziaływanie siły  
Coriolisa jest bardzo małe i można je pominąć w odróżnieniu od ruchów makroskalowych, 
w których musi być uwzględniana. 
Przyspieszenia Coriolisa określa wzór 
«Co 
2v ca sin q>. 
(6.5) 
Wyznaczmy obecnie przybliżoną jego wartość na biegunach, gdzie SC jest  
najwyższa. Zgodnie ze wzorem (6.5) przyspieszenie to wyniesie 0,15 m/s2 dla prędkości 
wiatru v = 10 m/s i kątowej prędkości ruchu obrotowego Ziemi co = 7,29-105 s_1. 
Przyspieszenie Coriolisa jest więc tego samego rzędu, co przyspieszenie wywołane 
w atmosferze siłą gradientu ciśnienia. 
6.4. Wiatry górne 
Wiadomo, że poziomy gradient ciśnienia jest siłą inicjującą ruch powietrza, siła 
Coriolisa natomiast zaczyna oddziaływać z chwilą rozpoczęcia ruchu cząstek 
w atmosferze. Jak wobec tego wpływają te dwie siły na przepływ mas powietrza 
w górnej atmosferze, tj. powyżej 1000 m, gdzie zakłada się brak oddziaływania siły 
tarcia? 
Rys. 6.11. Powstawanie wiatru geostroficznego (SGC - siła gradientu ciśnienia, SC - siła Coriolisa) 
Na rysunku 6.11 przedstawiono hipotetyczną cząstkę powietrza, która działaniem 
siły gradientu ciśnienia (SGC) została wprawiona w ruch w kierunku od ciśnienia 
wyższego do niższego. Z chwilą rozpoczęcia ruchu efekt Coriolisa powoduje skręt 
początkowego toru cząstki w prawo. W miarę wzrostu szybkości cząstki wzrasta  
również oddziaływanie siły Coriolisa (SC). W końcu siły te równoważą się i cząstka  
zaczyna poruszać się ze stałą prędkością w kierunku równoległym do izobar. Prędkość 
cząstki powietrza, określona z warunku równowagi sił wyniesie więc: 
SGC + SC=0, 
-\Ap 
p Ar 
2vg co sin q> = 0, 
1 
Ap 
2/9 co sin q> Ar' 
(6.6) 
(6.7) 
(6.8) 
gdzie vgoznacza prędkość wiatru geostroficznego. 
Jak wynika z równania (6.8) prędkość ta zależy od gradientu ciśnienia i szerokości 
geograficznej, np. wynosi ona vg = 28 m/s dla Ap = 500 hPa, Ar = 200 km, q>= 60°, 
p = 0,70 kg/m3 i 2co = 14,610 5. 
Wiatr geostroficzny odnosi się tylko do przypadku prostoliniowych lub bardzo do 
nich zbliżonych (małe promienie krzywizny) izobar. Na rysunku 6.12 przedstawiono, 
w uproszczony sposób, zachowanie się balonu, który dostał się w strefę oddziaływania 
niżu barycznego i wyżu na półkuli północnej. Balon, podobnie jak wiatr, zaczyna  
poruszać się wzdłuż izobar. 
Obszar niskiego ciśnienia 
Obszar wysokiego ciśnienia 
Rys. 6.12. Zachowanie się balonu w niżu i wyżu barycznym 
89 
Faktycznie w przypadku zakrzywionych izobar cząstki powietrza zaczynają  
poruszać się po koncentrycznych trajektoriach (rys. 6.13). Powstający w takich warunkach 
ruch powietrza określany jest wiatrem gradientowym. W ruchu takim, w związku ze 
zmianą kierunku, cząstki powietrza podlegają dodatkowemu przyspieszeniu, zwanemu 
przyspieszeniu dośrodkowemu, skierowanemu do środka okręgu. Wywołująca to 
przyspieszenie siła dośrodkowa (SD), utrzymuje poruszające się cząstki powietrza po 
okręgu i liczbowo równa jest 
Fd = ——, (6.9) 
K 
gdzie: 
m - masa ciała (tutaj cząstki powietrza), 
v - prędkość poruszającego się ciała (tutaj cząstki powietrza), 
R - promień krzywizny. 
Rys. 6.13. Kierunki wiatru geostroficznego (vg) i gradientowego (vgr) 
Dla uproszenia rysunku 6.14, przedstawiającego rozkład sił w niżu i wyżu barycz- 
nym, siłę dośrodkowa wyrażono jako siłę odśrodkową. Jest to siła równa co do  
wartości sile dośrodkowej, ale skierowana na zewnątrz od osi obrotu. W niżu siła poziomego 
gradientu jest skierowana do wewnątrz i równoważy (spełnienie warunku jednostajno- 
ści ruchu) siły odśrodkową i Coriolisa, które są skierowane przeciwnie. Ponieważ siła 
Coriolisa jest skierowana pod kątem prostym do wektora prędkości w prawo na  
półkuli północnej, dlatego też wiatr gradientowy, w tym przypadku, wieje w kierunku  
przeciwnym do ruchu wskazówek zegara. W związku z innym rozkładem sił w wyżu  
bary cznym, wiatr gradientowy wieje zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Na półkuli 
południowej wiatry wieją w przeciwnych kierunkach w niżu i wyżu. 
90 
1000 hPa 
995 hPa 
990 hPa 
1000 hPa 
Niż baryczny 
1005 hPa 
1010 hPa 
'GC SO 
Wyż baryczny 
Rys. 6.14. Powstawanie wiatru gradientowego na półkuli północnej 
(SGC - siła gradientu ciśnienia, SC - siła Coriolisa, SO - siła odśrodkowa, v - prędkość cząstki powietrza) 
Z równowagi sił dla wiatru gradientowego wynika, że przy takiej samej wartości 
poziomego gradientu ciśnienia w niżu i wyżu barycznym, siła Coriolisa jest większa 
w wyżu. Ponieważ siła Coriolisa zwiększa się wraz z prędkością wiatru, oznacza to, że 
prędkość wiatru jest większa w obszarze wysokiego ciśnienia niż niskiego ciśnienia. 
Fakt ten kłóci się jednak z obserwacjami, gdyż normalnie wiatry wieją szybciej w niżu 
niż wyżu. Związane to jest z tym, że w rzeczywistości spadki ciśnienia w ośrodkach 
niżowych są większe niż w ośrodkach wyżowych i dlatego siła gradientu ciśnienia jest 
tam większa. 
Prędkość wiatru gradientowego można wyznaczyć z równowagi sił: 
SGC + SC + SD = 0, 
p Ar 
+ 2v co sin q> ± 
gr 
R 
(6.10) 
(6.11) 
gdzie vgr- prędkość wiatru gradientowego. 
W okolicach równika siła Coriolisa zanika i siła dośrodkowa dorównuje wartością 
sile gradientu ciśnienia. Z kolei w atmosferze przy powierzchni Ziemi wiatr  
rzeczywisty znacznie różni się zarówno od wiatru gradientowego, jak i wiatru geostroficznego. 
6.5. Wiatry dolne 
W warstwie atmosfery przy powierzchni Ziemi wiatry nie wieją równolegle do izobar, 
jak w przypadku wiatrów górnych, lecz przecinają je, kierując się od ośrodka wysokiego 
ciśnienia do ośrodka niskiego ciśnienia (rys. 6.15). Przyczyną tego jest siła tarcia. 
91 
Efekt 
Coriolisa 
a) 
b) 
Rys. 6.15. Wiatry górne i dolne 
Siła tarcia (ST) zawsze działa przeciwnie do kierunku ruchu cząstki powietrza, 
wpływa na zmniejszenie jej prędkości, a w efekcie powoduje zmniejszenie  
oddziaływania SC. W związku z tym SGC pozostaje niezrównoważona i cząstka zaczyna  
poruszać się w kierunku niższego ciśnienia. W chwili zrównoważenia się sił, SGC jest 
równa sumie SC i ST (rys. 6.16) 
995 mb 
i 
i 
1 
1000 mb 
1005 mb 
1010 mb 
i 
\ ST 
\ 
1 
SGC 
x° 
\ SC 
V 
Rys. 6.16. Rozkład sił i kierunek wiatru w warstwie atmosfery przy powierzchni Ziemi 
(SGC - siła gradientu ciśnienia, ST - siła tarcia, SC - siła Coriolisa, v - prędkość cząstki powietrza) 
92 
W wyniku działania siły tarcia wiatry na półkuli północnej wieją w kierunku  
przeciwnym do ruchu wskazówek zegara do centrum niżu i w kierunku zgodnym do ruchu 
wskazówek zegara na zewnątrz ośrodka wysokiego ciśnienia (rys. 6.17). Na półkuli 
południowej odwrotnie. 
Rys. 6.17. Ruch poziomy powietrza w niżu i wyżu barycznym 
Kąt, pod jakim kierunek wiatru przecina izobary, zależy od szorstkości podłoża. 
Ogólna tendencja jest taka, że im większa szorstkość, tym większy kąt odchylenia. 
Na przykład dla gładkich powierzchni kąt ten wynosi około 20°, a dla terenu  
pagórkowatego od 35 do 40°. Biorąc pod uwagę wszystkie rodzaje powierzchni, średni 
kąt kształtuje się na poziomie 30°. Zależy on oczywiście od prędkości wiatru i jest 
większy dla małych prędkości, zmniejsza się bowiem wówczas oddziaływanie siły 
Coriolisa. 
Podsumowując te rozważania można stwierdzić, że prędkość wiatru przy  
powierzchni Ziemi jest niższa niż prędkość wiatru geostroficznego dla tego samego  
poziomego gradientu ciśnienia. Wiatr ten wieje w poprzek izobar w kierunku niskiego 
ciśnienia. Kąt, pod jakim kierunek wiatru przecina izobary, zależy od szorstkości  
podłoża, prędkości wiatru i wysokości nad powierzchnią Ziemi. 
Obserwując kierunek wiatru, można zorientować się o rozkładzie ciśnienia  
atmosferycznego (rys. 6.18). Jeżeli na półkuli północnej staniemy plecami do wiatru 
i obrócimy się o około 30° w kierunku zgodnym z ruchem wskazówek zegara, to 
najniższe ciśnienie znajduje się po lewej stronie, a ciśnienie najwyższe po prawej. 
W przypadku górnej atmosfery, gdzie siła tarcia nie wpływa na ruch cząstek  
powietrza, wystarczy stanąć tylko plecami do wiatru i po prawej stronie będzie znajdować 
się wyż, a po lewej niż baryczny. Prawidłowość ta jest określana jako baryczne  
prawo wiatru lub prawo Buys-Ballota, od nazwiska badacza, który na początku XIX 
wieku pierwszy dostrzegł związek między kierunkiem wiatru a rozkładem ciśnienia 
atmosferycznego. 
93 
Wiatr górny 
Izobara 
a) Górna atmosfera 
Izobara 
Izobara 
b) Dolna atmosfera 
Rys. 6.18. Prawo baryczne wiatru lub prawo Buys-Ballota 
6.6. Pionowe ruchy w atmosferze 
Wcześniej (rozdz. 3.) stwierdzono, że pionowa składowa gradientu ciśnienia jest 
równoważona przez ciężar cząstki powietrza, także pionowe prędkości i  
przyspieszenia pomija się, a ruch cząstek powietrza uważa się za poziomy. Nie oznacza to jednak, 
że w atmosferze nie występują ruchy pionowe, lecz nawet gdy występują powolne 
ruchy wstępujące lub osiadające, wówczas nadal zachowana jest równowaga  
hydrostatyczna. Wyjątek stanowią chmury burzowe. 
94 
Zgodnie z dotychczasowymi rozważaniami, przepływ masy odbywa się w  
kierunku centrum niżu lub na zewnątrz centrum wysokiego ciśnienia w warstwie  
przyziemnej atmosfery. Inaczej mówiąc, przepływ ten w niżach ma charakter zbieżności  
poziomej masy (konwergencji), a w wyżach - rozbieżności (dywergencji). Ponieważ 
masy powietrza „zbiegają się" w centrum niżu, musi więc istnieć mechanizm  
usuwania nadmiaru masy i odpowiednio w wyżu - mechanizm uzupełniający niedobór  
masy. Mechanizmami tymi są właśnie wielkoskalowe ruchy pionowe, wstępujące w  
niżach i zstępujące w wyżach (rys. 6.19). 
Mapa powierzchniowa 
Rys. 6.19. Ruchy powietrza (pionowe i poziome) w wyżu i niżu barycznym 
Powyżej centrum niżu (około 6 km i więcej) linie prądu, obrazujące ruch  
powietrza, stają się rozbieżne (masa odpływa). Dopóki przyziemna konwergencja jest  
równoważona przez dywergencję w wyższych warstwach atmosfery, dopóty ciśnienie 
w niżu nie zmienia się. Gdy ciśnienie przy powierzchni Ziemi zaczyna zmniejszać się, 
oznacza to, że dywergencja w wyższych warstwach atmosfery jest większa od  
przyziemnej konwergencji. Mówimy wówczas, że niż pogłębia się. Wzrasta poziomy  
gradient ciśnienia, a to z kolei pociąga za sobą wzrost prędkości wiatru. Wyż natomiast 
rozbudowuje się, gdy przyziemna dywergencja powietrza jest słabsza od zachodzącej 
konwergencji w wyższych warstwach atmosfery. 
Prędkości wznoszenia się mas powietrza w niżach i osiadania w wyżach są małe 
w porównaniu do prędkości wiatru. Wynoszą one około kilku centymetrów na  
sekundę lub około 1,5 kilometra w ciągu dnia. 
Pionowe ruchy powietrza mogą również zostać wywołane turbulencją w  
przyziemnej warstwie atmosfery. 
95 
6.7. Turbulencja w atmosferze 
W podrozdziale 6.5 stwierdzono, że tarcie w przyziemnej warstwie atmosfery 
powoduje zmniejszenie prędkości wiatru i zmianę jego kierunku w stosunku do 
wiatru geostroficznego. W tym znaczeniu tarcie rozumiano jako siłę występującą 
przy powierzchni Ziemi i skierowaną przeciwnie do kierunku ruchu cząstek  
powietrza. 
Mikroskopowo tarcie wiąże się z siłami spójności działającymi między  
cząsteczkami trących się ciał. Nie odnosi się więc tylko do ciał stałych, lecz w znaczeniu  
szerszym obejmuje również pojęcie tarcia wewnętrznego. 
Tarcie wewnętrzne, czyli lepkość, występuje we wszystkich ośrodkach ciągłych 
i przejawia się w oporach występujących w ruchu samego ośrodka oraz w ruchu  
innych ciał wewnątrz ośrodka. Inaczej mówiąc, żeby przesunąć warstewkę cieczy czy 
gazu, trzeba działać siłą konieczną do pokonania tego oporu. Aby przesunąć  
warstewkę cieczy, należy przezwyciężyć wzajemne przyciąganie się cząsteczek związane 
z oddziaływaniami między cząsteczkowymi. W gazach, ze względu na to, że  
oddziaływania międzycząsteczkowe są słabe, lepkość jest o dwa rzędy wielkości mniejsza od 
lepkości cieczy w tej samej temperaturze. Na przykład lepkość wody w temperaturze 
273 K wynosi 1,9-10 3 Pas, a powietrza odpowiednio 1,71-10 5 Pa-s. 
Lepkość gazów jest spowodowana przekazywaniem pędu cząsteczkom warstwy 
poruszającej się wolniej przez cząsteczki warstwy szybszej, podczas mieszania się 
tych warstw w wyniku chaotycznego ruchu cieplnego. Energia ruchów cieplnych 
wzrasta wraz z temperaturą, dlatego lepkość gazów rośnie z temperaturą, w  
odróżnieniu od lepkości cieczy. 
Lepkość wywołana chaotycznym ruchem molekuł gazowych jest określana jako 
lepkość molekularna i ma znaczenie głównie w przepływach laminarnych. Kiedy 
przepływ laminarny przechodzi w nieregularny ruch turbulencyjny, tarcie  
wewnętrzne wywołane jest nie tylko przez lepkość molekularną, ale w większym  
stopniu przez lepkość wirową. Lepkość wirowa jest wynikiem powstawania wirów  
turbulencyjnych. 
Turbulencja jest niezwykle ważnym pojęciem w wielu dziedzinach nauki,  
począwszy od meteorologii, a kończąc na astronomii. Dla przypomnienia, przepływy 
gazów (podobnie cieczy) można zaliczyć do dwóch różniących się grup: przepływów 
laminarnych - w przepływach tych strugi gazu nie mieszają się w kierunku  
poprzecznym, a więc przepływy te charakteryzują się równoległością strug, i  
przepływów turbulencyjnych (burzliwych), w których pojęcie strugi traci sens wskutek 
powstawania wirów różnej wielkości. 
Dla częściowego wyjaśnienia istoty przepływów laminarnych i burzliwych  
zacytujmy fragment książki lana Stewarta Czy Bóg gra w kości?: 
Postawmy sobie pytanie: Jak na skutek powolnego wzrostu prędkości przepływu 
będzie zmieniać się obraz wody wypływającej z kranu? 
96 
(1) Odkręcamy wolno kran. Zaczyna kapać. Jeżeli doprowadzimy do stanu  
stacjonarnego, stwierdzimy, że woda kapie w sposób regularny ze stałymi odstępami 
czasu między kolejnymi kroplami. 
(2) Odkręcamy kran trochę bardziej. Częstość kapania wzrośnie, ale pozostaje 
ono regularne. Stopniowo powiększamy strumień wody. Nadchodzi moment, gdy  
kapiące krople połączą się i utworzą stały strumień. Możemy jednak nie zwrócić uwagi 
na szereg interesujących przejść. Na początku było kap-kap-kap. Potem kapkap- 
kapkapitd. Nastąpiły zmiany rytmu. Z rytmicznego stukotu przeszliśmy w bardziej coś 
złożonego. 
(3) Przepływ laminarny, strumień jest jednorodny - ma postać cienkiej nitki  
zwężającej się od kranu do umywalki. Płyn porusza się cienkimi warstwami, które ślizgają 
się jedna po drugiej. 
(4) Zwiększamy prędkość. Wypływająca woda pozostaje laminarna, ale pojawia 
się w niej dodatkowa struktura, tak jak gdyby strumień dążył do rozdzielenia się na 
dwa lub utworzenia spirali. 
(5) Odkręćmy kran do końca. Znika gładki laminarny przepływ, woda uderza 
w umywalkę z niezwykłą siłą, strumień staje się pieniący i ponownie nieregularny. Jest 
to przepływ turbuletny. 
Teraz jest pora na matematykę. Zobaczyliśmy dwa etapy przejścia do turbulencji. 
Pierwszy z nich dotyczy dyskretnych układów dynamicznych (rytm spadających  
kropel), drugi dotyczy układów ciągłych (przejście od ruchu laminarnego do burzliwego). 
Istotą przepływów burzliwych są ruchy wirowe. W powietrzu powstają wiry  
turbulencyjne rzędu pierwszego, charakteryzujące się bezwładnymi ruchami względem 
siebie dużych mas powietrza o średnicy rzędu synoptycznej skali ruchu, oraz wiry 
turbulencyjne rzędu drugiego, z mniejszymi charakterystycznymi wymiarami i  
prędkościami. Ruchy te występują więc w bardzo szerokiej skali: od pierwotnych zaburzeń 
rzędu setek lub nawet tysięcy kilometrów do wirów o skali molekularnej. 
Kiedy wiatr przepływa nad terenem szorstkim, strugi jego rozrywają się i tworzą 
serię nieregularnych wirów, które mogą oddziaływać na przepływ powietrza setki 
metrów powyżej przeszkód. W ramach każdego wiru szybkość i kierunek wiatru  
ulegają wahaniom, określanym jako fluktuacje lub porywistość wiatru. W tym przypadku 
mamy do czynienia z turbulencją mechaniczną, stwarzającą opór dla przepływającego 
powietrza znacznie większy niż powodowany przez lepkość molekularną. Turbulencja 
mechaniczna wzrasta wraz z prędkością wiatru i szorstkością terenu. 
Kiedy powierzchnia Ziemi nagrzewa się, tworzą się prądy termiczne i komórki 
konwekcyjne. W wyniku tych pionowych ruchów powstaje turbulencja termiczna, 
która zależy od intensywności nagrzewania się powierzchni Ziemi i od stanu  
równowagi atmosfery. Najsilniejsza jest w stanie równowagi chwiejnej wczesnym  
popołudniem. Wznoszące się wiry przenoszą cząstki powietrza poruszające się wolniej 
w górę, stwarzając opór dla szybciej poruszających się cząstek wyżej. Z kolei część 
tych cząstek przedostaje się z wyższych warstw atmosfery niżej, zwiększając  
fluktuacje wiatru na dole. 
97 
Wynika z tego, że oddziaływanie powierzchni Ziemi na poruszające się masy  
powietrza zależy od turbulencji mechanicznej i termicznej. Często występują one  
jednocześnie i w efekcie prowadzą do pionowego wymieszania warstwy powietrza. Dlatego 
głębokość mieszania jest jednoznaczna z zasięgiem wpływu tarcia i zależy od trzech 
głównych czynników: 
• stopnia nagrzania podłoża (im wyższy, tym większa turbulencja termiczna), 
• prędkości wiatru (im silniejszy, tym większa turbulencja mechaniczna), 
• szorstkości podłoża (im większa, tym silniejsza turbulencja mechaniczna). 
Gdy w poruszającym się powietrzu znajduje się substancja pasywna, tzn.  
poruszająca się tylko wskutek ruchu powietrza, turbulencyjne mieszanie powoduje zjawisko 
zwane dyfuzją turbulencyjną, a polegające na rozprzestrzenianiu się unoszonej  
substancji w całej objętości powietrza. 
Klasyczne równania dla przepływu lepkiego sformułowali Cloud Navier i sir 
George Stokes na podstawie prawa Eulera. Przepływ opisany równaniami  
różniczkowymi jest deterministyczny i przewidywalny, a turbulencja faktycznie w wielu  
przypadkach jest trudna do przewidzenia. Wynika z tego, że opis turbulencji jest  
podstawowym problemem fizyki atmosfery. Otrzymano jednak w tej dziedzinie wiele  
ważnych i praktycznych wyników, często na drodze badań eksperymentalnych. Powstały 
półempiryczne teorie turbulencji, oparte na podobnych metodach opisu ruchów  
turbulencyjnego i laminarnego. Zupełnie inny charakter ma teoria drobnoskalowych  
ruchów turbulencyjnych, w której zakłada się, że energia ruchu płynu przechodzi do 
coraz mniejszych wirów. Zapoczątkowana została w latach 20. i 30. XX wieku  
pracami L. Richardsona, G. Taylora, a następnie w latach 40. i 50. rozwinięta przez 
A. Kołmogorowa i A. Obuchowa. 
Turbulencja stała się atrakcyjnym tematem dla wielu fizyków i matematyków. 
W 1944 roku fizyk Lew Landau postawił sobie pytanie: skąd się bierze turbulencja? 
Uważał, że początek turbulencji jest wynikiem narastania wibracji. Przypuszczał, że 
w początkowej fazie turbulencja stanowi nałożenie się trzech lub czterech różnych 
ruchów okresowych. Teorię tę rozwinął dalej Eberhard Hopf Przetrwała ona do lat 
70., tj. do czasu powstania nowej propozycji wyjaśnienia ruchu burzliwego na  
podstawie topologii, zwanej „geometrią gumowej błony". Turbulencją zajmują się  
również zwolennicy teorii chaosu. 
Na końcu należy wspomnieć o zjawisku turbulencji bezchmurnego nieba (CAT 
- elear air turbulence). Okazuje się, że wiry turbulencyjne mogą powstać również 
w górnych warstwach troposfery na styku warstw powietrza poruszającego się z  
różnymi prędkościami lub w różnych kierunkach (rys. 6.20). Schematycznie rozwój tych 
wirów przedstawiono na rysunku 6.21. 
Załóżmy, że dwie warstwy powietrza przemieszczają się w tym samym kierunku, 
lecz z różnymi prędkościami. Jeśli różnice te są małe, wiry nie tworzą się. Gdy  
prędkość powietrza w jednej warstwie zaczyna wzrastać, na granicy powstaje zafalowanie. 
Z biegiem czasu fala wykształca się wyraźniej i zaburzenie przechodzi z falowego 
w wirowe. Wiry takie tworzą się na granicy prądów strumieniowych lub w połączeniu 
98 
z falami górskimi. Jeżeli rozwijają się w bezchmurnym powietrzu, ta forma  
turbulencji określana jest właśnie jako turbulencja bezchmurnego nieba (CAT). Jest ona  
niebezpieczna dla samolotów, gdyż może doprowadzić do ich uszkodzeń podczas lotu. 
Różne szybkości wiatru 
Przeciwne kierunki wiatru 
Rys. 6.20. Główne przyczyny powstawania wirów turbulencyjnych w górnych warstwach troposfery 
\ V y" y"\ V y- y\ V y- /■\ V y- S\ V y- *' 
Odległość, x 
Rys. 6.21. Rozwój wirów w górnej troposferze 
Dotychczas omówiono różne siły działające na cząstki powietrza oraz główne 
zjawiska związane z polem wiatru. Jak natomiast matematycznie opisać ruch cząstek 
w atmosferze? 
6.8. Równanie ruchu 
Ścisłe wyprowadzenie równania ruchu wymaga aparatu pojęciowego  
wykraczającego poza zakres książki, toteż zagadnienie to ujęto tylko poglądowo. 
Zgodnie z I zasadą Newtona, ciało spoczywa lub porusza się ruchem jednostajnie 
przyspieszonym, gdy nie działają na niego żadne siły lub gdy siły działające znoszą się. 
99 
Na podstawie natomiast II zasady Newtona można przyjąć, że iloczyn masy m 
i przyspieszenia a jest miarą działających sił 
F = ma, 
gdzie F - oznacza wypadkową z sił działających na cząstkę powietrza. Na wypadkową 
tę składać się będą, zgodnie ze wcześniejszymi rozważaniami: siła ciężkości i siła 
Coriolisa, siła gradientu ciśnienia i siły lepkości (tarcia wewnętrznego). 
Obecnie rozpatrzmy cząstkę powietrza o jednostkowej objętości. Masa jej wynosi 
więc p, gdzie p oznacza gęstość. Przyspieszenie ruchu tej cząstki w opisie eulerow- 
DV 
sknn wyrażone zostało przez pochodną substancjalną prędkość — (rozdz. 2.), czyli 
na mocy II zasady dynamiki równanie ruchu można zapisać 
= pg - Ap - p2Q x V + siła tarcia, (6.12) 
gdzie: 
p - gęstość powietrza, 
V- wektor wiatru, 
p - ciśnienie, 
g - przyspieszenie ziemskie, 
Q- prędkość kątowa Ziemi, 
V - operator różniczkowy, gradient, 
x - iloczyn wektorowy. 
Aby rozwiązać to równanie wymagane jest wyprowadzenie równania na lepkość 
oraz znajomość rozkładów ciśnienia i gęstości, które z kolei mogą zależeć od pola 
prędkości. 
Równanie ruchu stanowi jedno z równań wyjściowych modelu prognostycznego  
meteorologicznego. Aby móc przewidzieć rozwój w czasie różnych zjawisk  
meteorologicznych, oprócz równania ruchu, należy rozwiązać równanie zachowania 
• masy 
r)n y -. 
(6.13) 
(6.14) 
1,2,3. (6.15) 
• ciepła 
• wilgoci 
gdzie: 
p - gęstość powietrza, 
d<łn 
dt 
Ot 
— = -v-ve + ---s0 
dt 6 
= -V-Vqn + Sqn, n = 
100 
V - wektor wiatru, 
0 -temperaturapotencjalna, 
Se - źródła lub straty ciepła (np. kondensacja lub parowanie, endotermiczne lub  
egzotermiczne reakcje chemiczne, rozpraszanie energii kinetycznej i in.), 
q„ - gęstość wody w różnych stanach skupienia (ciało stałe, n = 1; ciecz, n = 2; para, 
n = 3), 
Sqn - źródło lub ubytek wody jako wynik przemian fazowych lub procesów usuwania. 
(Symbole: V- - dywergencja, V - gradient, • - iloczyn skalarny, * - iloczyn  
wektorowy). 
Wszystkie te równania są nieliniowymi równaniami różniczkowymi o pochodnych 
cząstkowych. Do równań tych dochodzą jeszcze wyrażenia określające temperaturę 
potencjalną, równanie stanu gazu doskonałego dla powietrza wilgotnego oraz  
temperaturę wirtualną. W sumie jest 11 równań z 11 zmiennymi zależnymi. Zmiennymi 
niezależnymi są: czas t i współrzędne x, y, z. Obecne rozwiązania numeryczne  
wymagają, aby zmienne były uśredniane w objętości przestrzennej siatki pomiarowej 
i w przedziale czasu A t. 
Aby uzyskać pełny obraz atmosfery, powinno dołączyć się do tych równań  
równania zachowania masy również i dla innych związków w atmosferze, a nie tylko  
wody. Równoczesne jednak rozwiązanie równań meteorologicznych, transportu, dyfuzji, 
przemian chemicznych, procesów usuwania byłoby bardzo trudnym zadaniem.  
Faktycznie przyjmuje się, że zanieczyszczenia atmosferyczne nie wpływają na procesy 
meteorologiczne i modele meteorologiczne opracowuje się niezależnie od modeli  
rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń. 
Obecnie istnieje wiele rodzajów modeli meteorologicznych prognostycznych,  
które są rozwiązaniami wymienionych równań. W każdych z nich zadaje się odpowiednie 
warunki początkowe i brzegowe oraz przyjmuje się pewne założenia. Żeby przyjąć te 
założenia, trzeba mieć jednak pojęcie o właściwościach różnych układów cyrkulacji 
w atmosferze. Najczęściej stosowanym kryterium jest skala przestrzenna. 
7. Cyrkulacja atmosfery 
Na Ziemi istnieją potężne różnice w ilości przekazywanego ciepła atmosferze. 
Słońce ogrzewa pewne obszary Ziemi, które stają się gorące, a jednocześnie inne  
obszary, w wysokich szerokościach geograficznych, są chłodne. Ten nierównomierny 
dopływ energii słonecznej, z pomocą ruchu obrotowego układu Ziemia-atmosfera, 
staje się motorem wszystkich procesów związanych z pogodą. Powstające prądy  
powietrzne powodują przepływ masy, energii i wilgoci z jednych obszarów w drugie. 
Ruch powietrza nad Ziemią ma pewne charakterystyczne cechy wielkoskalowe, 
ale często nakładają się na nie układy ruchów o mniejszej skali. 
7.1. Cyrkulacje lokalne 
Cyrkulacje mas powietrza o zasięgu lokalnym pojawiają się na wielu obszarach 
kuli ziemskiej w określonych porach doby (cyrkulacje lokalne okresowe) lub  
wywołane są jednoczesnym oddziaływaniem lokalnych warunków topograficznych i sytuacji 
barycznej (cyrkulacje lokalne nieokresowe). Cyrkulacje te są charakterystyczne dla 
małych skal przestrzennych, dla których pomija się oddziaływanie siły Coriolisa. 
Niekiedy za wiatry lokalne uznaje się wiatry charakterystyczne dla jakiegoś  
regionu, np. sirocco, hamsin, Santa Anna i in., a faktycznie występują one w związku 
z ogólną sytuacją synoptyczną na większym obszarze. 
7.1.1. Cyrkulacje lokalne okresowe 
Do najbardziej charakterystycznych cyrkulacji lokalnych okresowych zalicza się 
cyrkulację termiczną-jest to cyrkulacja wywołana przez niejednorodne nagrzewanie 
się i ochładzanie podłoża. Etapy rozwoju cyrkulacji termicznej przedstawiono  
schematycznie na rysunku 7.1. 
Rozważmy następującą sytuację: mamy dwa odległe od siebie obszary o takim 
samym ciśnieniu przy powierzchni Ziemi (rys. 7.1). Przypuśćmy, że nad jednym 
obszarem temperatura powietrza wzrosła, a nad drugim obniżyła się. Wcześniej 
(rozdz. 6.) stwierdzono, że w powietrzu ciepłym ciśnienie maleje wolniej wraz ze 
wzrostem wysokości niż w powietrzu chłodnym. Oznacza to, że w dwóch miejscach 
102 
o takim samym ciśnieniu na poziomie morza, ale różniących się temperaturą, ciśnienie 
na jednakowej wysokości będzie wyższe w masie powietrza ciepłego niż w masie 
powietrza chłodnego. Nad obszarem ciepłym izobary będą więc bardziej oddalone od 
siebie niż nad obszarem chłodnym. Ta różnica ciśnień wywoła siłę, która spowoduje 
przepływ powietrza górą z obszaru o wyższym ciśnieniu do obszaru o niższym  
ciśnieniu. W związku z tym, że górą odpływa pewna ilość powietrza z obszaru ciepłego, 
spowoduje to spadek ciśnienia przy powierzchni Ziemi. W tym samym czasie nad 
obszarem chłodnym obserwować się będzie wzrost ciśnienia, mamy bowiem do  
czynienia z dopływem dodatkowej masy. Nad obszarem ciepłym powietrze będzie się 
wznosiło, toteż przy powierzchni Ziemi utworzy się płytki niż, zwany termicznym. 
W tym samym czasie w górze, na wysokości około 1 km, utworzy się wyż termiczny. 
Nad obszarem chłodnym sytuacja będzie odwrotna. Osiadanie powietrza spowoduje 
powstanie wyżu termicznego przy powierzchni Ziemi i niżu powyżej gruntu. W końcu 
ustali się stan stacjonarny i kierunek przepływu powietrza będzie taki, jak  
przedstawiono na rysunku 7.1. 
Powierzchnia izobaryczna 
Powierzchnia izobaryczna 
Powierzchnia izobaryczna 
1 
E 
■v v s /\ v s /\ v s 
T5»T4 
N 
Ti 
Rys. 7.1. Rozwój cyrkulacji termicznej 
103 
Podsumowując można stwierdzić, że cyrkulację termiczną wywołuje i  
podtrzymuje siła gradientu ciśnienia, powstająca w wyniku niejednorodnego rozkładu  
temperatur. Dlatego wiatry termiczne rozwijają się najintensywniej podczas pogody  
bezchmurnej i słabego wiatru, wówczas bowiem może powstać maksymalny kontrast 
temperatur. 
Przykładem cyrkulacji termicznej jest bryza morska i lądowa (rys. 7.2), bryza 
podmiejska (rys. 7.3) i wiatry zboczowe (rys. 7.4). 
Rys. 7.2. Bryza morska i lądowa 
Bryzy morska i lądowa rozwijają się na skutek różnych właściwości termicznych 
podłoża, tj. wodnego i lądowego. Bryza podmiejska jest związana z „wyspą ciepła" 
nad miastami, przyczyną wiatrów zboczowych natomiast jest różnica temperatur  
między temperaturą powietrza nad zboczami a temperaturą powietrza zalegającego 
w dolinach. 
104 
Wiatr 
regionalny 
Rys. 7.3. Bryza podmiejska 
—■ ^ 
Rys. 7.4. Wiatry zboczowe 
W przypadku bryzy morskiej nagrzane powietrze unosi się nad lądem, a na jego 
miejsce dopływa powietrze chłodniejsze znad morza. Górą natomiast powietrze znad 
105 
lądu przemieszcza się w kierunku morza, gdzie ochładza się stopniowo i osiada,  
zamykając cykl obiegu. W nocy następuje odwrócenie kierunku ruchu. Wiatr zaczyna 
wiać w kierunku morza. 
Prądy wstępujące, w dzień nad lądem, a w nocy nad morzem, mogą być przyczyną 
powstawania chmur kłębiastych, gdy powietrze jest dostatecznie wilgotne. Jeżeli  
dodatkowo występuje równowaga chwiejna w atmosferze, może ona doprowadzić do 
wystąpienia burz w ciągu dnia w strefie wybrzeża. 
Zasięg pionowy oddziaływania bryzy obejmuje warstwę powietrza do grubości 
około 1 km, w poziomie natomiast sięga kilkanaście kilometrów w głąb lądu. Bryzy 
rozwijają się najintensywniej w rejonach, gdzie istnieją duże różnice temperatur  
między lądem i morzem, a więc w obszarach między zwrotnikowy eh. W umiarkowanych 
szerokościach geograficznych występują głównie w okresie wiosny i lata. 
Wiatry górskie o okresie dobowym wieją wzdłuż zboczy gór. W czasie dnia  
powietrze przemieszcza się z dolin ku grzbietom, nocą - przeciwnie - powietrze nad 
zboczami ochładza się bardziej niż na tej samej wysokości nad dolinami - toteż, jako 
cięższe, opada w dół. Na wielu obszarach wiatr z dolin zaczyna wiać wczesnym  
rankiem, osiągając maksymalną szybkość około 3 m/s w południe. Późnym wieczorem 
zmienia kierunek na górski i najsilniej wieje tuż przed wschodem słońca. Bryzy  
zboczowe najlepiej rozwijają się na południowych stokach gór, nastawionych na  
intensywne oddziaływanie promieniowania słonecznego. Ponieważ pojawiają się tuż po 
wschodzie słońca, jest oczywiste, że pierwsze wiatry dolinne rejestruje się na  
zboczach wschodnich, tam również najwcześniej zaczynają wiać wiatry górskie, strefa ta 
bowiem jako pierwsza znajduje się w cieniu. 
Podobnie jak w przypadku bryz nad morzem, przy istniejących prądach  
wznoszących w ciągu dnia i dostatecznej ilości wilgoci w powietrzu, może doj ść do  
rozbudowania się chmur kłębiastych powyżej szczytów. Wczesnym popołudniem, kiedy  
wiatry dolinne osiągają swoją maksymalną siłę, mogą pojawić się deszcze przelotne lub 
nawet burze. 
Bryza podmiejska jest wynikiem powstania słabego termicznego niżu nad samym 
miastem, związanego z „wyspą ciepła", jaką stanowi miasto w stosunku do  
chłodniejszego otoczenia. W wyniku tego powietrze z okolic podmiejskich przemieszcza się 
w kierunku centrum. Jeżeli źródła emisji zanieczyszczeń są zlokalizowane na  
obrzeżach, to zanieczyszczenia przedostają się do miasta, zamiast rozprzestrzeniać poza 
jego granicami. Z kolei pojawienie się silniejszego wiatru spowoduje uformowanie się 
smugi miejskiej, która częściowo może zawrócić do miasta po stronie zawietrznej 
(rys. 7.4). 
7.1.2. Cyrkulacje nieokresowe 
Do cyrkulacji o zasięgu lokalnym, wywołanych czynnikami termicznymi, należą 
wiatry katabatyczne. Są to porywiste, chłodne wiatry spływowe wiejące z terenu wznie- 
106 
sionego (najczęściej płaskowyżu) nad teren płaski (najczęściej nad morze).  
Sprzyjającymi warunkami ich powstawania są: duża różnica temperatur, zalegające przez dłuższy 
czas zimne powietrze nad płaskowyżem i rozwinięcie się ośrodka niskiego ciśnienia nad 
terenem płaskim. Duży poziomy gradient ciśnienia spowoduje spływ nagromadzonego 
chłodnego powietrza. Spływające do wąskich wąwozów powietrze może osiągnąć tam 
huraganowe szybkości, ale na ogół nie przekraczają one 30 m/s. 
Wiatry katabatyczne są obserwowane w wielu regionach świata. Na przykład  
pojawiające się w czasie zimy nad Adriatykiem i nad wybrzeżem Morza Czarnego są 
nazywane bora, a w dolinie Rodanu we Francji i nad Morzem Śródziemnym - mis trał. 
Innymi przykładami wiatrów nieokresowych są feny. Fen jest nazwą  
charakterystyczną dla Alp (również Sudetów), halny dla Tatr, a chinook dla Gór Skalistych. 
Ogólnie, fen jest to silny, porywisty, ciepły i suchy wiatr wiejący z gór w kierunku 
dolin i kotlin. Pojawieniu jego towarzyszy bardzo szybki wzrost temperatury  
(nierzadko o kilkanaście stopni Celsjusza) i jednoczesny ostry spadek wilgotności (nawet 
poniżej 20%). Warunkami powstania są: bariera górska, prostopadły kierunek wiatru 
do zboczy, duża wilgotność przemieszczających się mas powietrza, wysokie ciśnienie 
po jednej stronie łańcucha, a niskie po drugiej. Fen w Karkonoszach na przykład  
pojawia się wówczas, gdy lokalnemu wyżowi nad Masywem Czeskim na południu  
towarzyszy układ frontu barycznego w północno-zachodniej Europie. 
Silny wiatr 
Rys. 7.5. Schemat powstawania fenu 
Pod wpływem dużego gradientu ciśnienia masy powietrza są zmuszone do  
wznoszenia się po stoku dowietrznym i przekroczenia grzbietu górskiego (rysunek 7.5). 
Wznosząc ochładzają się, zgodnie z gradientem temperatury suchoadiabatycznym 
(1 °C/100 m) do momentu nasycenia parą wodną. Po przekroczeniu temperatury  
punktu rosy rozpoczynają się procesy kondensacji i dalsze zmiany temperatury, 
w wilgotnej już masie powietrza, przebiegają zgodnie z gradientem wilgotnoadiaba- 
tycznym (0,6 °C/100 m). Procesowi temu towarzyszy formowanie się chmur na stoku 
107 
dowietrznym. Po przekroczeniu grzbietu górskiego chmury te tworzą wał chmurowy, 
zwany ścianą fenową, która nagle urywa się po stronie przeciwnej. Powietrze to  
straciło bowiem znaczną część wilgoci po stronie dowietrznej, a opadając, pod wpływem 
siły gradientu ciśnienia i grawitacji, zaczyna ogrzewać się zgodnie z gradientem su- 
choadiabatycznym. 
Wiatry fenowe u schyłku zimy powodują gwałtowne ocieplenie i zanik pokrywy 
śnieżnej. Niska wilgotność powietrza i wysoka temperatura stwarzają  
niebezpieczeństwo pojawienia się pożarów. Z fenami kojarzą się również bóle głowy, pogorszenie 
samopoczucia i nerwowość. Zachowania te tłumaczy się często nagłymi zmianami 
temperatury i ciśnienia, ale faktycznie przyczyny nie są do końca znane. 
Pozytywne działanie fenu objawia się okresowym spadkiem zachmurzenia 
i - w przypadku kotlin górskich - stworzeniem warunków do ich przewietrzania, co 
powoduje obniżenie stężeń zanieczyszczeń powietrza. 
7.2. Cyrkulacja monsunowa 
Rodzajem wiatru termicznego, lecz o znacznie większym zasięgu, są monsuny. Są 
to wiatry sezonowo zmieniające kierunek na przeciwny i pojawiające się we  
wschodniej i południowej Azji. Ponieważ podczas zimy powietrze nad kontynentem  
azjatyckim staje się znacznie chłodniejsze niż nad oceanem, nad jego obszarem (faktycznie 
nad obszarami Syberii) rozwija się więc płytki ośrodek wyżowy, z cyrkulacją mas 
powietrza zgodną z ruchem wskazówek zegara. Cyrkulacja ta wymusza przepływ mas 
powietrza znad kontynentu w kierunku Oceanu Indyjskiego i Morza Południowo- 
Chińskiego. Zimowy monsun przynosi zazwyczaj ładną pogodę i suche powietrze. 
W lecie kierunek cyrkulacji monsunowej zmienia się w związku z  
rozbudowywaniem się niżu nad kontynentem (gorące powietrze nad lądem wznosi się do góry). 
Wymuszony kierunek mas powietrza w niżu, przeciwny do ruchu wskazówek zegara, 
powoduje zasysanie wilgotnego powietrza znad Oceanu w stronę lądu. Strumienie te, 
zbiegając się w ośrodku niżowym, zostają unoszone w górę (dodatkowo proces ten 
zostaje zintensyfikowany w obszarze górskim). Podczas wznoszenia masy ochładzają 
się i rozpoczynają się procesy kondensacji pary wodnej. W związku z tym monsun 
letni kojarzy się z pogorszeniem pogody i okresem deszczu. 
Cyrkulacja monsunowa, w ogólnym zarysie, przypomina cyrkulację termiczną, 
częściej jednak włącza się ją do ogólnej cyrkulacji atmosferycznej. Tworzenie się tego 
systemu wiatru jest uwarunkowane wieloma innymi przyczynami, nie tylko różnicami 
temperaturowymi między kontynentem a morzem. Uważa się m.in., że uwalnianie 
dużej ilości ciepła podczas kondensacji pary dostarcza dodatkowej energii i umacnia 
cyrkulację letnią monsunowa. Tworzenie się tzw. niży monsunowych (monsoon de- 
presions) jest związane z przebiegiem prądów strumieniowych nad tym obszarem. 
Zagadnieniom tym poświęca się bardzo dużo uwagi we współczesnych badaniach 
108 
meteorologicznych. Intensywne starania podążają zwłaszcza w kierunku opracowania 
metod przewidywania (prognozy) nasilenia i czasu trwania monsunów. 
7.3. Ogólna cyrkulacja atmosfery 
W poprzednich podrozdziałach omówiono cyrkulacje o zasięgu lokalnym lub  
regionalnym, w tym natomiast - wiatry w skali globalnej. Ten rodzaj wielkoskalowych 
prądów powietrznych występujących nad powierzchnią Ziemi jest określany jako  
cyrkulacja ogólna, globalna lub planetarna. 
Zacznijmy od jet streams, czyli prądów strumieniowych, które są rodzajem  
cyrkulacji termicznej o zasięgu globalnym. Przyczyną ich powstawania jest  
niezrównoważony bilans promieniowania między wysokimi i niskimi szerokościami  
geograficznymi. 
7.3.1. Prądy strumieniowe 
Prądy strumieniowe są to szybkie prądy powietrza o długości tysięcy kilometrów, 
szerokości kilkuset kilometrów i grubości tylko kilku kilometrów, występujące na 
wysokości między 10 i 15 km w tropopauzie. Prędkość wiatru w rdzeniu prądu często 
przekracza 180 km/h, a niejednokrotnie dochodzi do 360 km/h. Ich główny kierunek 
przepływu jest z zachodu na wschód, ale nieraz meandrują, odchylając się w kierunku 
północnym lub południowym. Prądy te można sobie wyobrazić jako rzekę szybko 
mknącego powietrza, oddzielającą dwa obszary: chłodniejszy od cieplejszego (rys. 
7.6). Jak pokazano na rysunku 7.6, prądy są układami falującymi, opasującymi całą 
kulę ziemską. 
Rys. 7.6. Polarny prąd strumieniowy na półkuli północnej 
109 
Na rysunku 7.7 przedstawiono przeciętne położenie prądów strumieniowych 
w atmosferze na półkuli północnej. W czasie lata prądy te są słabsze i zlokalizowane 
bardziej na północ w stosunku do ich położenia zimą. Jak wynika z rysunku 7.7,  
istnieją dwa prądy strumieniowe, oba występują w strefie nieciągłości tropopauzy.  
Wyróżnia się prąd strumieniowy podzwrotnikowy i prąd strumieniowy polarny. 
Rys. 7.7. Pionowy przekrój przez atmosferę i położenie prądów strumieniowych 
Źródłem powstania prądów strumieniowych, jak wcześniej podano, są różnice 
w poziomym rozkładzie temperatury i ciśnienia. Prądy wstępujące gorącego powietrza 
z obszarów równikowych przenoszą cząstki powietrza w górne warstwy troposfery, 
w tym samym czasie nad obszarami biegunowymi osiada chłodne powietrze. Oznacza 
to, że nad równikiem ciśnienie na wysokości około 9 km jest wyższe niż na tej samej 
wysokości nad biegunem. Powstały poziomy gradient ciśnienia wywołuje siłę, która 
wprawia w ruch masy powietrza znad równika w kierunku biegunów. Efekt Coriolisa 
powoduje skręt mas powietrza w prawo, tzn. ruch ich z zachodu na wschód. 
Okazuje się dalej, że spadek temperatury i ciśnienia wzdłuż południków, od  
równika do biegunów, jest nierównomierny w górnej troposferze. Szczególnie wyraźne 
poziome gradienty temperatury i ciśnienia występują w strefie około 30 i 65° N. Strefy 
te nazwane zostały międzyzwrotnikowymi i polarnymi strefami frontowymi. Z tymi 
właśnie strefami związane są prądy strumieniowe. Szczególnie wyraźny jest front 
polarny, oddzielający chłodne, polarne powietrze z północy od ciepłego,  
podzwrotnikowego powietrza z południa. 
Im większe będą różnice temperatur, tym większe będą różnice ciśnień, a więc  
silniejszy wiatr. W czasie lata prądy te są słabsze i zlokalizowane bardziej na północ 
w stosunku do położenia zimą. 
Coraz silniejsze wiatry zachodnie w górnej troposferze w miarę zbliżania się do 
bieguna wynikają nie tylko z dużego kontrastu temperatury, ale również z zasady  
zachowania momentu pędu. Mówi ona: gdy wypadkowy moment sił zewnętrznych nie 
zmienia się, wówczas moment pędu układu jest zachowany. Moment pędu wyraża się 
zależnością 
110 
moment pędu = mv r, 
gdzie: 
m - masa, 
v -prędkość, 
r - promień obrotu, 
czyli dla tej samej masy zmniejszenie się promienia obrotu oznacza wzrost prędkości 
obrotowej. Najbardziej klasycznym przykładem tej zasady jest wzrost szybkości  
obrotu łyżwiarza podczas wykonywania piruetów. Zmiana ta jest spowodowana  
przyciągnięciem ramion do klatki piersiowej, a więc zmniejszeniem promienia obrotu.  
Podobne zjawiska zachodzą w górnej troposferze (rys. 7.8). 
Rys. 7.8. Zmniejszenie się promienia obrotu jest kompensowane przez wzrost prędkości 
i tworzenie się prądów strumieniowych (wg D. Ahrensa, 1996) 
Powietrze porusza się w kierunku północnym, a ponieważ zmniejsza się promień 
obrotu, zmniejsza się bowiem wysokość tropopauzy (rys. 7.7), zgodnie więc z zasadą 
zachowania momentu pędu, musi wzrosnąć prędkość poruszającej się cząstki powietrza. 
Na półkuli południowej zachodzą podobne procesy jak na półkuli północnej.  
Istnieją podobne różnice temperatur na dużych wysokościach, ale w odróżnieniu od  
półkuli północnej, chłodne powietrze jest na południu, a ciepłe na północy. 
7.3.2. Cyrkulacja mas powietrza przy powierzchni Ziemi 
We wczesnym okresie nawigacji w Europie wiedziano, że należy płynąć na  
południe, by dostać się w strefę stałych wiatrów północno-wchodnich i dotrzeć do Wysp 
Karaibskich. Z kolei, by wrócić do Europy, należy płynąć w kierunku północnym 
111 
wzdłuż wybrzeża Ameryki Północnej, by znaleźć się w strefie wiatrów zachodnich 
w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Aby to wyjaśnić, należy zapoznać 
się z modelem ogólnej cyrkulacji atmosfery. 
7.3.2.1. Model jednokomórkowy Hadleya 
Pierwszy model ogólnej cyrkulacji atmosfery zaproponował George Hadley, 
osiemnastowieczny angielski meteorolog. Przyjął on, że istnieją tylko dwie komórki 
cyrkulacyjne, jedna w atmosferze na półkuli północnej i druga na półkuli południowej. 
Wywołane one są różnicami temperatur i ciśnień między równikiem i biegunami. 
W pobliżu równika powietrze jest unoszone do górnej troposfery, skąd jest  
rozprowadzane w kierunku biegunów. W pasie równika, przy powierzchni Ziemi tworzy się 
więc pas obniżonego ciśnienia i równocześnie nad biegunem obszar wysokiego  
ciśnienia. Duże poziome gradienty ciśnienia powodują południkowy przepływ ciepłego 
powietrza górą w stronę bieguna i dołem chłodnego powietrza w stronę równika. 
Taki prosty model ogólnej cyrkulacji atmosfery został oczywiście podważony, 
Ziemia bowiem obraca się i istnieje siła Coriolisa, która powoduje skręt wiatru w  
prawo na półkuli północnej i w lewo na półkuli południowej. Gdyby tylko siła Coriolisa 
wpływała na ruch cząstek powietrza, to przeważałyby, przy powierzchni Ziemi, wiatry 
wschodnie na wszystkich szerokościach geograficznych. Wiadomo jest natomiast, że 
w szerokościach umiarkowanych przeważają wiatry zachodnie. Co jest więc  
przyczyną takiej cyrkulacji mas powietrza na obracającej się planecie? 
7.3.2.2. Model trzykomórkowy 
Przyjmując nadal, że powierzchnia Ziemi jest jednorodna (pokryta wodą) oraz  
biorąc pod uwagę niejednakowy dopływ energii słonecznej do jej powierzchni i obrót 
planety wokół własnej osi, okazuje się, że w rzeczywistości mamy do czynienia 
z trzema komórkami cyrkulacyjnymi (rys. 7.9). 
Rys. 7.9. Trzykomórkowy model atmosfery 
112 
Komórka Hadleya stanowi cyrkulację przenoszącą ciepło z okolic równikowych 
do wyższych szerokości geograficznych, tj. do około 30° szerokości geograficznej. 
W średnich szerokościach, pomiędzy 30° i 60°, tworzy się na każdej półkuli komórka 
cyrkulacyjna Ferrela (od nazwiska dziewiętnastowiecznego amerykańskiego  
meteorologa Williama Ferrela). Powietrze wznosi się w pobliżu 60°, a opada w rejonie  
zwrotników. Trzecia komórka cyrkulacyjna, zwana okołobiegunową (polarną), rozciąga się 
od 60° szerokości geograficznej w stronę bieguna północnego i odpowiednio,  
południowego na półkuli południowej. Powietrze wznosi się w pobliżu 60°, a opada 
w obszarze czasz biegunowych. 
Komórka Hadleya i okołobiegunową są generowane termicznie, tzn.  
bezpośrednim źródłem energii jest energia cieplna. Komórka Ferrela natomiast, określana  
również jako komórka wymuszona, jest generowana dynamicznie. Nie istnieje bowiem 
mechanizm termiczny bezpośrednio wpływający na jej powstanie. Przeciwny kierunek 
wiatru w tej komórce wynika z konieczności zachowania momentu pędu Ziemi i  
atmosfery. Ponieważ sumaryczny moment sił tarcia między powierzchnią Ziemi i  
atmosferą musi być równy zeru, oznacza to więc, że poza strefą wiatrów wschodnich 
musi istnieć strefa wiatrów zachodnich. I tak jest w rzeczywistości. 
W związku z istnieniem tych trzech komórek cyrkulacyjnych, przy powierzchni 
Ziemi powinny tworzyć się charakterystyczne typy cyrkulacji i układy wiatrów. 
Przedstawiono je na rysunku 7.10. 
Wyż nad biegunem 
Wyż nad biegunem 
Rys. 7.10. Rozkład kierunków wiatru dla trzykomórkowego modelu cyrkulacji atmosfery 
Pamiętać należy, że w modelu trzykomórkowym założono jednorodność  
powierzchni Ziemi. W związku z tym, czy w warunkach rzeczywistych, tj. z  
uwzględnieniem zróżnicowania powierzchni, istnieje potwierdzenie tych charakterystycznych 
układów stref ciśnienia atmosferycznego odpowiadających poszczególnym komórkom 
cyrkulacyjnym? 
113 
Obserwacje i wyniki pomiarów ciśnienia atmosferycznego przy powierzchni  
Ziemi rzeczywiście wykazują istnienie strefowości, lecz w pewnym stopniu zaburzonej 
w stosunku do modelowego rozkładu ciśnienia. Wyróżnić jednak można obszary  
różniące się typami cyrkulacji i kierunkiem wiatru. 
Strefa zbieżności międzyzwrotnikowej uwidoczniona jest na zdjęciach  
satelitarnych jako pasmo chmur w pobliżu równika. Przesuwa się ona zgodnie z letnim  
położeniem Słońca. Stabilne pasaty, tj. wiatry stałe w obszarach międzyzwrotnikowych, 
wiejące od wyżów podzwrotnikowych z kierunku NE-ENE na półkuli północnej 
i SE-ESE na południowej, można tłumaczyć jako powracające komórki Hadleya. 
Pasaty spotykają się na równikowej linii zbieżności. Obszar ten jest również określany 
jako pas ciszy równikowej, gdyż wiatry tam słabną lub zanikają. 
Wynikiem zbieżności wiatrów są silne prądy wstępujące. Ponieważ powietrze 
w strefie zbieżności międzyzwrotnikowej ma zwykle bardzo dużą wilgotność,  
powoduje to więc powstanie potężnych chmur cumulonimbus, dających przelotne i  
intensywne opady deszczu. Gromadzące się w górnej troposferze ciepłe powietrze zaczyna 
stopniowo przemieszczać się w kierunku północnym, na półkuli północnej i  
południowym na półkuli południowej, i osiadać na wysokości zwrotników. Tam, przy 
powierzchni Ziemi, tworzą się potężne obszary wysokiego ciśnienia ze słabymi 
i zmiennymi wiatrami oraz bezchmurnym niebem. Jest to podzwrotnikowa strefa  
wysokiego ciśnienia Strefa ta rozpada się na komórki wysokiego ciśnienia. Na przykład 
na półkuli północnej można wyodrębnić stałe ośrodki wysokiego ciśnienia, są to: wyż 
Azorski na Oceanie Atlantyckim i wyż Hawajski nad Pacyfikiem. Oba usytuowane są 
między 25° i 35° N, a więc w strefie prądu strumieniowego podzwrotnikowego. 
Pomiędzy 30 i 60 stopniem szerokości geograficznej na obu półkulach rozciąga się 
strefa umiarkowana. W obszarze tym leży większa część Europy, Azji i Ameryki. 
Nazwa strefy pochodzi od umiarkowanych temperatur w stosunku do polarnego  
chłodu w wyższych szerokościach i tropikalnego ciepła w niższych szerokościach  
geograficznych. W odróżnieniu od pozostałych stref, strefa umiarkowana jest najbardziej 
„niespokojna", na tym bowiem obszarze rozgrywa się ciągła „walka" między  
chłodnymi i ciepłymi masami powietrza. W tych szerokościach geograficznych występują 
wędrujące układy niskiego i wysokiego ciśnienia, co powoduje, że wiatry mogą wiać 
z różnych kierunków. Ale obecne tam silne prądy strumieniowe w górnej troposferze 
„kierują" ruchem tych mezoskalowych układów. Na ogół ruch mas powietrza odbywa 
się z zachodu na wschód. 
W szerokościach wyższych od strefy umiarkowanej jest coraz zimniej. Chłodne 
powietrze zaczyna się więc gromadzić przy powierzchni Ziemi, powodując tam 
wzrost ciśnienia. Stałe ośrodki wysokiego ciśnienia tworzą się nad czaszami  
biegunowymi. Stamtąd chłodne powietrze dołem zaczyna spływać w kierunku południowym, 
lecz efekt Coriolisa powoduje skręt ich w prawo, co sprawia, że masy powietrza  
stopniowo zmieniają kierunek adwekcji na wschodni. Przemieszczając się powoli  
ogrzewają się, a gdy osiągną około 60° szerokości geograficznej, zaczynają się wznosić. 
W tym obszarze spotykają się dwie masy powietrza wyraźnie różniące się temperatu- 
114 
rami. Granicę ich stanowi front polarny, strefa niskiego ciśnienia, gdzie  
powierzchniowe prądy powietrza zbiegają się i wznoszą w górę, powodując tworzenie się 
chmur. Wyniesione powietrze odpływa następnie górą zarówno w stronę niższych 
szerokości, jak i w stronę biegunów. W obszarze frontu polarnego, tj. pomiędzy 40° 
i 65° szerokości geograficznej tworzą się wyraźne dwa ośrodki niżowe na półkuli 
północnej: niż Islandzki nad Oceanem Atlantyckim i niż Aleucki nad Oceanem 
Spokojnym. W czasie lata różnice temperatur zmniejszają się i niże te słabną. 
Na mapach pogody można również wyodrębnić sezonowe układy baryczne,  
uwarunkowane termicznie, jak np. wyż Syberyjski i wyż Kanadyjski zimą oraz latem niż 
nad Azją, z zatoką sięgającą Afryki, i niż nad lądem Ameryki Północnej. Z ośrodkami 
tymi związane są wcześniej omówione monsuny. 
Podsumowując ten rozdział trzeba wyraźnie podkreślić, że ogólna cyrkulacja  
atmosfery wraz z prądami strumieniowymi, pojawiającymi się na dużych wysokościach, 
sprawiają, że zanieczyszczenia w atmosferze rozprowadzane są globalnie. Weźmy 
tylko pod uwagę wysokie punktowe emisje z wulkanów czy substancji  
radioaktywnych uwalnianych podczas awarii reaktorów nuklearnych, a nie zaskoczy nas fakt, że 
zanieczyszczenia te stwierdzane mogą być wszędzie. Globalnie będą wpływały na 
zmianę warunków naszego naturalnego środowiska. 
7.3.2.3. Fale długie i krótkie 
W strefie umiarkowanej mamy do czynienia z ogólnym przepływem mas  
powietrza z zachodu na wschód, a rdzeniem tego przepływu są prądy strumieniowe. Prądy te 
faktycznie nie mają charakteru strumienia czysto równoleżnikowego, lecz mają  
strukturę falową, a więc odchylają się również w kierunku północnym lub południowym 
(rys. 7.11). 
Rys. 7.11. Falowa struktura prądu strumieniowego 
115 
Fal tych jest kilka i przesuwają się one wolno, z prędkością poniżej 17 km/h, 
w kierunku wschodnim. Oprócz tych długich fal, z grzbietami i zatokami rzędu  
tysięcy kilometrów, można wyróżnić pewne zaburzenia w rodzaju krótszych fal. Okazuje 
się, że długie fale „sterują" cyrkulacją synoptyczną (wyżami i niżami barometryczny- 
mi) i wyznaczają obszary chłodu i ciepła. Krótkie fale są odpowiedzialne za  
cyrkulację mezometeorologiczną, a więc burze, nawałnice, tornada i inne. 
Obecnie uważa się, że prądy strumieniowe mają duży związek z rozwojem  
sytuacji pogodowych w przyziemnej warstwie atmosfery w umiarkowanych strefach  
geograficznych (rys. 7.12). Rozbieżność linii prądu strumieniowego powoduje bowiem 
powstanie prądów wstępujących i zbieżność masy przy powierzchni Ziemi, a więc 
wytworzenie się ośrodka niskiego ciśnienia. Odwrotnie, ich zbieżność wywołuje  
powstanie prądów zstępujących i rozbudowanie się wyżu przy powierzchni Ziemi. 
Rys. 7.12. Powiązanie prądów strumieniowych z układami barycznymi przy powierzchni Ziemi 
Obszary zbieżności i rozbieżności są związane ze zmianę kierunku lub prędkości 
wiatru w prądzie strumieniowym. Zbieżność linii występuje w miejscach, gdzie prąd 
strumieniowy zmienia kierunek ze zgodnego z ruchem wskazówek zegara na  
przeciwny, tj. po wschodniej stronie grzbietu. Zbieżność w górnej atmosferze wywołuje 
wzrost ciśnienia przy powierzchni Ziemi. 
Na wschodniej stronie zatoki prąd strumieniowy zmienia kierunek z przeciwnego 
do ruchu wskazówek zegara na zgodny. Powoduje to odpływ masy. Rozbieżność 
w górnej atmosferze wywołuje ruch powietrza do góry, a więc spadek ciśnienia przy 
powierzchni Ziemi. 
Wynika z tego, że aby zrozumieć istotę układów barycznych i móc przewidzieć 
ich rozwój, należy wiedzieć, co dzieje się w górnej atmosferze. Fronty i cyklony  
rozciągają się w pionie na duże wysokości i stamtąd czerpią energię potrzebną do ich 
powstania. 
8. Woda w atmosferze 
Wodo, nie masz ani smaku, ani koloru, ani zapachu, 
nie można ciebie opisać, pije się ciebie, nie znając ciebie. 
Nie jesteś niezbędną do życia: jesteś samym życiem. 
Antoine Saint-Exupery W sercu pustyni 
W dolnej części atmosfery woda znajduje się wszędzie. Ciągła cyrkulacja wody 
rozpoczyna się, gdy dzięki energii słonecznej ogromne ilości wody odparowują z  
powierzchni oceanów (85%) i lądów (15% wraz z procesami transpiracji). Ruchy  
konwekcyjne wywołane różnicą temperatur między sąsiadującymi masami powietrza  
przemieszczają w pionie parę wodną wraz z innymi składnikami powietrza. Dzięki wiatrom 
para wodna przemieszcza się również w kierunku poziomym w rejony, gdzie przebiega 
jej kondensacja i powstają chmury będące później źródłem deszczu lub śniegu. 
Para wodna, niewidzialna forma gazowa wody, będąca składnikiem atmosfery, 
jest niezbędna do powstawania rosy, mgły, mżawki, chmur i deszczu. Również śnieg 
i grad zależą od jej stężenia w powietrzu. Zmiany fazowe wody dostarczają lub  
pobierają ciepło z otoczenia. To utajone ciepło jest źródłem energii dla wielu procesów 
związanych z naszą pogodą. 
Czym jest więc woda? 
W przyrodzie wodę spotyka się o różnych masach cząsteczkowych. Faktem jest, 
że najczęściej spotykaną formą jest 1H2160, co oznacza, że jest związkiem izotopu 
wodoru JH i tlenu ^O . W naturze pojawiają się również inne izotopy wodoru i tlenu. 
Wszystkie łączą się za pomocą wiązań wodorowych (rys. 8.1). 
105° 
Rys. 8.1. Struktura cząsteczki wody 
117 
Wiązanie wodorowe sprawia, że woda jest chemiczną anomalią i sprzecznością 
prawideł układu okresowego: 
• w zwykłych warunkach woda pozostaje cieczą, podczas gdy cząsteczki  
analogiczne - wodorki - są znacznie cięższe i w identycznych warunkach tworzą gazy, 
• temperatura wrzenia powinna wynosić około -80 °C, a więc do tej temperatury 
powinna być cieczą, 
• zakres temperatury występowania w formie cieczy, od 0 °C do 100 °C, jest  
bardzo duży, jak na tak niskomolekularną ciecz, 
• ma wysokie granice temperatury dla wody przechłodzonej (-40 °C) i przegrzanej 
(200 °C). 
Woda jest najlepszym rozpuszczalnikiem i ma największe napięcie  
powierzchniowe ze wszystkich cieczy. Podlega przemianom fazowym w zakresie temperatur 
występujących w troposferze. Przemiany te obejmują takie procesy, jak (rys. 8.2): 
kondensacja, parowanie, zamarzanie, topnienie, sublimacja i resublimacja. Cykl tych 
przemian, w połączeniu z przemieszczaniem się cząsteczek wody w atmosferze,  
litosferze i hydrosferze, nosi nazwę cyklu hydrologicznego (rys. 8.3). Nic dziwnego, że 
atmosfera odgrywa główną rolę w tym cyklu, w niej bowiem najintensywniej  
przebiegają procesy przemian fazowych wody (rys. 8.2). 
Rys. 8.2. Przemiany fazowe wody w atmosferze 
118 
Transport 
Rys. 8.3. Cykl hydrologiczny 
Obecnie interesować nas będzie zachowanie się cząsteczek wody w atmosferze 
i procesy, w których one biorą udział. Na wstępie należy jednak zapoznać się z  
zasadniczymi wielkościami charakteryzującymi powietrze zawierające parą wodną. 
8.1. Zasadnicze definicje i równania dotyczące powietrza wilgotnego 
Powietrze wilgotne można uważać za mieszaninę powietrza suchego i pary  
wodnej, ale w powietrzu występuje woda nie tylko w postaci pary, lecz jako ciecz (cząstki 
wody) i ciało stałe (cząstki lodu). Fazy te tylko w ustalonych warunkach  
zewnętrznych są ze sobą w stanie równowagi termodynamicznej. Zazwyczaj w atmosferze 
obserwuje się przechodzenie cząsteczek wody z jednej fazy do drugiej - oznacza to 
ciągły przebieg procesów parowania, sublimacji i resublimacji, kondensacji,  
zamarzania czy topnienia. 
Kierunek tych przejść zależy od temperatury i ciśnienia powietrza. Szybkość  
przechodzenia wody z jednej fazy do drugiej, w danej temperaturze, zależy natomiast od 
różnicy między ciśnieniem równowagi E a ciśnieniem aktualnie występującym na 
granicy faz e. Na przykład szybkość parowania wody jest proporcjonalna do niedosytu 
wilgotności (E - e) w bezpośrednim sąsiedztwie parującej powierzchni wody. W  
miarę trwania procesu parowania, zawartość pary w powietrzu, a tym samym prężność e, 
będzie rosła i zbliżała się do stanu nasycenia, co spowoduje zmniejszanie się prędko- 
119 
ści parowania do zera. Wówczas powietrze będzie zawierać maksymalną ilość pary 
wodnej (w danej temperaturze), która go nasyca. Ta graniczna ilość pary wodnej  
nazywana jest parą nasyconą. Odpowiada jej maksymalne ciśnienie w danej  
temperaturze, które nosi nazwę ciśnienia pary wodnej nasyconej es. W ogólnym przypadku, gdy 
para nie jest nasycona, jej ciśnienie e jest mniejsze od es. 
Rozważmy porcję powietrza, w której ciśnienie wynosi 1000 hPa i 78% stanowi 
w niej azot, 21% tlen, a para wodna - 1%. Wówczas ciśnienie parcjalne azotu wynosi 
780 hPa, tlenu 210 hPa, a pary wodnej 10 hPa. Oznacza to, że ciśnienie parcjalne pary 
wodnej stanowi tylko niewielką część całkowitego ciśnienia powietrza. Z tych  
zależności wynika więc, że im więcej będzie cząsteczek pary wodnej w atmosferze, tym jej 
ciśnienie będzie większe, a wysokie ciśnienie parcjalne pary wodnej oznacza dużą 
liczbę jej molekuł w powietrzu. 
Gdy liczba cząsteczek pary wodnej wzrasta w atmosferze, wtedy przy  
niezmienionej temperaturze może dojść do takiej ilości, że powietrze stanie się nasycone. Każda 
dodatkowo wprowadzona ilość pary wodnej będzie wywoływała proces kondensacji. 
Wzrost temperatury powietrza pociągnie natomiast za sobą wzrost energii cząsteczek 
pary wodnej, pokonane zostaną siły przyciągania i z powrotem więcej molekuł  
pozostanie w fazie gazowej. Zależność prężności pary wodnej nasyconej od temperatury 
wyraża równanie Clausiusa-Clapeyrona 
^T = l^> (81) 
gdzie: 
ps -prężność pary nasyconej, 
T - temperatura bezwzględna, 
Lv - ciepło parowania, 
M - masa cząsteczkowa pary wodnej, 
R - stała gazowa. 
Ponieważ Lv w niewielkim stopniu zależy od T, toteż po scałkowaniu równania 
(8.1) uzyskamy postać 
M 
^=conste~Lv^, (8.2) 
Z zależności tej wynika, że prężność pary nasyconej rośnie wraz ze wzrostem 
temperatury. Oznacza to, że największą ilość pary wodnej zawierają dolne, cieplejsze 
warstwy troposfery, w odróżnieniu od chłodnych i wyższych warstw, gdzie zawartość 
pary wodnej jest mniejsza. Podobnie, ilość pary wodnej jest znacznie wyższa w  
atmosferze tropikalnej niż nad biegunami. 
Na rysunku 8.4 przedstawiono zależność prężności pary wodnej nasyconej od 
temperatury. Z wykresu wynika, że ciśnienie pary wodnej nasyconej w temperaturze 
30 °C wynosi około 42 hPa, w temperaturze 10 °C natomiast już tylko 12 hPa.  
Zauważmy, że w temperaturach poniżej zera para wodna może kondensować się w  
postaci wody (woda przechłodzona) lub lodu, a prężność pary nasyconej nad wodą prze- 
120 
chłodzoną jest wyższa niż nad lodem w tej samej temperaturze. Zjawisko to ma duże 
znaczenie w procesie formowania się opadu atmosferycznego. 
c 
-30 -: 
■20-10 0 10 20 30 40 
Temperatura, °C 
Rys. 8.4. Zależność ciśnienia pary nasyconej od temperatury powietrza 
Weźmy obecnie pod uwagę pewną porcję powietrza (punkt A) o temperaturze T 
i pod ciśnieniem parcjalnym pary wodnej e. Jeżeli będziemy stopniowo obniżać jej 
temperaturę, zachowując ciśnienie bez zmian, to punkt A będzie się przesuwał w  
kierunku mniejszych temperatur wzdłuż izobary. Niech przecięcie z krzywą es = f(T) 
nastąpi w punkcie B, w tej temperaturze para staje się nasycona względem wody, 
a przy dalszym obniżaniu temperatury jej nadmiar zacznie się skraplać. Temperatura 
odpowiadająca punktowi B, w której zaczyna się proces skraplania pary wodnej,  
nazywa się temperaturą punktu rosy Tr. 
Temperatura punktu rosy stanowi ważną informację, na podstawie której można 
przewidzieć utworzenie się mgły, rosy czy określić temperaturę minimalną w ciągu 
doby. Wysoka temperatura punktu rosy oznacza dużą zawartość pary wodnej w  
atmosferze, i odwrotnie, niska - odpowiednio małą. Z kolei różnica między temperaturą 
powietrza i temperaturą punktu rosy świadczy o stopniu nasycenia powietrza parą 
wodną. Gdy temperatura powietrza jest równa temperaturze punktu rosy, oznacza to 
stan nasycenia i każde obniżenie temperatury spowoduje wykraplanie się wody. Gdy 
rozpocznie się proces kondensacji, wówczas temperatura faktycznie niewiele się 
zmienia, stratę ciepła wyrównuje bowiem wyzwalane ciepło utajone (kondensacji), 
czyli temperatura punktu rosy jest jednocześnie minimalną temperaturą, jaką może 
osiągnąć dana masa powietrza. Prognoza temperatury minimalnej ma duże znaczenie 
w wielu dziedzinach życia, a przede wszystkim w rolnictwie. 
12. Ciągła cyrkulacja wody zostaje rozpoczęta, gdy dzięki 
energii słonecznej duże ilości wody odparowują z powierzchni 
oceanów i lądów. Ruchy konwekcyjne powietrza  
przemieszczają w pionie parę wodną, która kondensując się tworzy 
chmury 
(Jot. W. Glabisz) 
13. Dzięki wiatrom para wodna przemieszcza się w różne 
rejony, gdzie przebiega jej kondensacja i powstają chmury 
będące później źródłem opadu atmosferycznego 
{fot. J. Zwoździak) 
14. Ochłodzenie radiacyjne, czyli z wypromieniowania,  
połączone z wymianą ciepła przez przewodnictwo daje w wyniku 
mgły radiacyjne 
(fot. J. Zwoździak) 
15 Kiedy mgła jest gęsta, to duża ilość promieniowania odbija 
się od jej górnej granicy i niewielka jego część przedostaje się 
do gruntu. W warunkach takich mgła odparowuje do pewnej 
wysokości, a my odnosimy wrażenie, że mgła się unosi 
(fot. J. Zwoździak) 
J*- "^ <& 
16. Gdy ciepła i wilgotna masa powietrza napływa nad chłodniejsze podłoże i oziębia się od niego przez przewodnictwo 
turbulencyjne mogą powstać mgły napływowe lub adwekcyjne. Mgły te są zawsze związane z ruchem powietrza. Zdjęcia te 
zrobiono z przesunięciem w czasie o pół godziny 
(fot. J. Zwoździak) 
17. ..Parowanie lasu" - mgły z wymieszania lub mgły 
parowania obserwowane są w kotlinach lub w dolinach nad 
lasem, gdzie woda szybko odparowuje i, po zmieszaniu się 
z chłodniejszym powietrzem powyżej, wykrapla się z  
powrotem w atmosferze 
(fot. J. Zwoździak) 
1 jf ".<■■ 
n> 
V, 
' fy 
18. Większość chmur tworzy się w wyniku adiabatycznego 
ochłodzenia, tj. gdy powietrze wznosi się, rozpręża i ochładz 
(fot. M. Neumanń) 
121 
Zawartość pary wodnej w powietrzu wyraża się w różny sposób. Można ją odnieść 
do jednostki objętości powietrza d, podobnie jak definiuje się stężenie zanieczyszczeń 
i wówczas mówimy o wilgotności bezwzględnej 
m. 
v 
(8.3) 
pw 
gdzie: 
d - wilgotność bezwzględna, g/m3, 
mw- masa pary wodnej, g, 
vpw- objętość powietrza wilgotnego, m3. 
Wilgotność bezwzględna zmienia się dla wznoszącej lub opadającej cząstki  
powietrza, mimo że nie zmienia się zawartość pary wodnej. Podczas wznoszenie się 
następuje rozprężanie, a podczas opadania - sprężanie, a więc obu tym procesom  
towarzyszą zmiany objętości. 
Pi 
0,3 g ąO/m1 
1 g HO/m3 
§ 
Rys. 8.5. Zmiany wilgotności bezwzględnej wznoszącej się lub opadającej cząstki powietrza 
122 
r = 
tn 
'"w 
"V 
mw 
mps 
Wyobraźmy sobie, że mamy cząstkę powietrza o objętości 1 m3 i masie 1 kg, 
w której zawarty jest 1 g pary wodnej (rys. 8.5). Cząstka ta została uniesiona 
w górę w obszar niższego ciśnienia. Zarówno masa cząstki, jak i masa pary wodnej 
nie zmieniły się, objętość powietrza wzrosła natomiast do 2 m3 (wskutek  
rozprężenia). Wyznaczmy wilgotność bezwzględną dla obu przypadków. Przy powierzchni 
Ziemi wynosiła ona więc 1 g H20/m3, natomiast wyżej już 0,5 g H20/m3, tzn. 
zmniejszyła się dwukrotnie, mimo że ilość pary wodnej była taka sama. W związku 
z tym, aby uniezależnić się od zmian objętości porcji powietrza, wprowadzono  
pojęcie wilgotności właściwej vi stosunku zmieszania r, które definiowane są w  
następujący sposób: 
(8.4) 
(8.5) 
'"ps 
gdzie: 
v - wilgotność właściwa, g/kg powietrza wilgotnego, 
r - stosunek zmieszania, g/kg powietrza suchego, 
mw - masa wody, g, 
mpw, mps - masa powietrza wilgotnego i odpowiednio suchego, kg. 
W przykładzie tym wilgotność właściwa wyniesie w obu przypadkach 1 g/kg  
powietrza, a stosunek zmieszania 1 g/0,999 kg^ ~ 1 g/kg. 
Dla scharakteryzowania stopnia wilgotności powietrza wprowadzono również 
ułamek, który nosi nazwę wilgotności względnej 

- wilgotność względna, wielkość tę wyraża się w %, e - aktualna prężność pary wodnej, hPa, es - prężność pary nasyconej dla tej samej temperatury, hPa. Zastanówmy się, czy wilgotność względna zmienia się we wznoszącej się cząstce powietrza? Wiadomo już z poprzednich rozdziałów, że podczas wznoszenia się powietrza, następuje rozprężanie, któremu towarzyszy obniżenie się temperatury. I chociaż masa pary wodnej nie zmienia się, to jednak zmiana temperatury powoduje zmianę maksymalnej ilości pary wodnej niezbędnej do uzyskania stanu nasycenia powietrza, a więc i zmianę wilgotności względnej. Wynika z tego, że zmiany wilgotności względnej mogą być spowodowane nie tylko zmianami samej zawartości pary wodnej, ale również zmianami temperatury. Czyli zapamiętać należy, że dla tej samej masy powietrza, dobowe zmiany wilgotności względnej wynikają ze zmian temperatury (rys. 8.6) 120 . 80 ■o •to o c 1 40 i o - - -wilgotność, % temperatura, C Rys. 8.6. Zależność wilgotności względnej od temperatury (rysunek z badań, Kamieńczyk 29.07.1997) Obecnie nie dziwi nas fakt, że zimą wilgotność powietrza wewnątrz domu jest znacznie niższa niż na zewnątrz, mimo że w obu przypadkach mamy do czynienia z tą samą ilością pary wodnej. Na przykład, jeżeli na zewnątrz temperatura wynosi 10 °C i q>= 90%, to przy tej samej wilgotności właściwej 7 g/kg w domu i na zewnątrz, w domu wilgotność względna obniży się do 40% przy wzroście temperatury do 20 °C. Podsumowując, stan wilgotności powietrza można wyrazić: • wilgotnością bezwzględną - która określa liczbę gramów pary wodnej zawartej w jednostce objętości, np. w 1 m3 powietrza wilgotnego; ma więc wymiar g/m3, • wilgotnością właściwą - jest to liczba gramów pary wodnej zawartej w jednostce masy powietrza wilgotnego; wyraża się zwykle w g/kg, • stosunkiem zmieszania - jest to stosunek masy pary wodnej do masy powietrza suchego zawartego w tej samej objętości, ma wymiar g/kg^, • wilgotnością względną - jest to stosunek aktualnej prężności pary wodnej do prężności pary nasyconej dla tej samej temperatury, wyraża się ją w procentach. Wilgotność względna jest najpowszechniej używaną miarą stanu wilgotności powietrza. Należy zapamiętać, że wilgotność względna powietrza faktycznie nie określa zawartości pary wodnej w atmosferze, lecz wskazuje, jak blisko powietrze jest stanu nasycenia. Na przykład 100% wilgotności względnej podczas burzy śnieżnej przy temperaturze -1 °C oznacza mniejszą zawartość pary wodnej w powietrzu niż w ciepłym „suchym" powietrzu o wilgotności 32% i temperaturze 21 °C. W przypadku badania procesów zachodzących w atmosferze, w tym również przemian fizycznych i chemicznych zanieczyszczeń, właściwszą miarą zawartości pary wodnej jest wilgotność właściwa i stosunek zmieszania niż wilgotność względna. 123 czas, h 124 8.2. Temperatura wirtualna Równanie stanu dla gazu doskonałego stanowi jedno z równań wyjściowych w prognostycznych modelach meteorologicznych. W równaniu tym, w przypadku powietrza wilgotnego, wprowadza się w miejsce temperatury bezwzględnej T temperaturę wirtualną Tw. Równanie stanu dla pary wodnej nienasyconej, którą uznaje się za gaz doskonały, można zapisać w postaci e = Pu2oRu2oT, (87) gdzie: e -prężnośćpary wodnej, Ph2o ~ gęstość pary wodnej, Rn o - stała gazowa dla pary wodnej, T - temperatura. Oznaczmy masę cząsteczkową pary wodnej przez MH 0, wtedy /?=_?_, (8.8) 2 wH; gdzie R - uniwersalna stała gazowa. Analogicznie, dla powietrza suchego R (8-9) (8.10) (8.11) Wyznaczmy obecnie gęstość powietrza wilgotnego p. Ciśnienie całkowite, zgodnie z prawem Daltona, jest równe sumie ciśnień powietrza suchego i pary wodnej: e - ciśnienie pary wodnej, czyli/? - e - ciśnienie powietrza suchego. Gęstość powietrza wilgotnego jest sumą gęstości powietrza suchego i gęstości pary wodnej; wobec tego „ = ^ + —, (8.12) D T D T KpS1 KpJ R^ — p M ps Po podzieleniu stronami uzyskamy R" - Mh2° - - lub ^H20 MpS Równanie (8.10) możemy więc wyrazić e=-RR20Pll20T ^b s RR20 Pu2o -—Rps- s se RpJ 125 P P RpsT P Ponieważ s w przybliżeniu wynosi 5/8, więc P Vv 3_e_ 8^ Po wprowadzeniu oznaczenia 71 T gęstość powietrza wilgotnego wyniesie P P RpJw lub p = pRpsTw. (8.13) (8.14) (8.15) (8.16) Dla powietrza wilgotnego otrzymaliśmy podobne równanie jak dla powietrza suchego, jedynie zamiast temperatury T występuje Tw. Wielkość ta zwana jest właśnie temperaturą wirualną. Jest to taka temperatura, jaką miałoby powietrze suche, którego gęstość byłaby równa gęstości powietrza wilgotnego, pod tym samym ciśnieniem w temperaturze T. 8.3. Proces kondensacji Wcześniej stwierdzono, że sąsiadujące ze sobą różne fazy wody tylko w ustalonych warunkach są w stanie równowagi termodynamicznej. W warunkach typowych dla atmosfery obserwuje się ciągłe przechodzenie cząsteczek wody z jednej fazy do drugiej, co oznacza przebieg procesów parowania, sublimacji i resublimacji, kondensacji, zamarzania czy topnienia. Kierunek tych przejść zależy od temperatury i ciśnienia powietrza. Aby jednak procesy te zaczęły przebiegać, muszą być spełnione pewne dodatkowe warunki. Zacznijmy od procesu kondensacji, z którym mamy do czynienia na co dzień. Pary wodnej nie widzimy, ale produkty kondensacji pary wodnej - tak. Są to delikatne krople rosy (lub szronu, gdy temperatura spadnie poniżej zera), mgły czy chmur. Jakie są warunki kondensacji pary wodnej? Czy wystarczy tylko obniżenie temperatury powietrza poniżej temperatury punku rosy? Okazuje się, że nie. Warunkiem przebiegu kondensacji (skraplania) jest występowanie zarodków kondensacji, w razie ich braku para przechodzi w stan przesycenia. Gdyby atmosfera nie zawierała aerozolu, wtedy kondensacja nie następowałaby, mimo ochłodzenia jej do temperatury punktu rosy. Wprawdzie proces ten mógłby się rozpocząć, gdyby pręż- 126 ność zawartej w atmosferze pary kilkakrotnie przekroczyła prężność odpowiadającą stanowi nasycenia, ale to wymagałoby wysokich ciśnień, a takie nie występują w atmosferze. Atmosfera, choć czasami wydaje się czysta, zawiera od kilkuset do kilku tysięcy cząstek. Przedostają się one do powietrza różnymi drogami: z pyłem, wybuchami wulkanów, pożarami lasów, słonym aerozolem z mórz i oceanów lub aerozolem wytwarzanym przez fitoplankton w oceanach. Wiele z nich dostarcza powierzchni, na której para wodna może kondensować. Aktywność cząstek aerozolu jako jąder (zarodków) kondensacji zależy od ich rozmiarów i cech fizykochemicznych. Poszczególne cząstki współzawodniczą ze sobą o parę wodną, co prowadzi do powstania w atmosferze spektrum kropel o różnych rozmiarach. Odzwierciedla ono charakter aerozolu pod względem składu i wielkości cząstek. Zakres średnic cząstek może być bardzo duży, od małych, zwanych jądrami kondensacji Aitkena - o średnicy poniżej 0,2 (im - do cząstek olbrzymów - o średnicach powyżej 1 (im. Dla porównania, cząstki mgieł lub chmur mają średnice w przybliżeniu powyżej 10 (im. Tabela 8.1. Charakterystyczny zakres średnic jąder kondensacji i cząstek kropli chmur oraz ich koncentracje w atmosferze Typ cząstki Małe (Aitkena) jądra kondensacji Duże jądra kondensacji Jądra kondensacji olbrzymy Krople mgieł lub chmur Zakres średnicy, |_im <0,2 0,2-1,0 >1,0 >10 Koncentracja, cm3 zakres 1 000-10 000 1-1 000 < 1-10 10-1 000 przeciętna 1000 100 1 300 Czystą atmosferę cechuje obecność cząstek aerozolu o stosunkowo dużych rozmiarach. Cechą atmosfery zanieczyszczonej jest obecność dużej liczby, ale mniejszych cząstek. Pytanie o wielkość frakcji aerozolu pierwotnego, która stanowi jądra kondensacji pary wodnej nad terenami uprzemysłowionymi, stanowi przedmiot wielu prac badawczych. Najbardziej aktywnymi jądrami kondensacji są cząsteczki higroskopijne, jak: cząsteczki soli morskiej, cząstki kwasu siarkowego i azotowego; przy ich obecności w atmosferze procesy kondensacji mogą się rozpocząć nawet wówczas, gdy wilgotność względna będzie poniżej 100%. Kondensacja jest procesem ciągłym, rozpoczynającym się na powierzchniach cząstek higroskopijnych już przy wilgotności względnej powyżej 75%. Gdy wilgotność dalej wzrasta, para wodna zaczyna kondensować się na mniej aktywnych cząstkach oraz jednocześnie następują procesy wzrostu kropli. Pogarsza się widzialność w atmosferze. Kiedy widzialność zmniejszy się do 1 km, a w powietrzu zawieszonych będzie miliony drobnych kropli wody, sięgających powierzchni gruntu, mówimy wówczas o mgle. Chmura różni się od mgły jedynie tym, że nie dociera do powierzchni Ziemi w miejscu obserwacji. 127 Ważnymi charakterystykami stanu fizycznego chmury lub mgły są wodność i widmo wielkości promieni lub średnic kropli. Wodność jest to masa ciekłej lub zestalonej wody przypadająca na jednostkę objętości chmury. Widmem wielkości promieni nazywamy funkcje N(r), która każdej wielkości promienia r (+dr) przyporządkowuje liczbę kropli w jednostce objętości. Wodność chmur może zmieniać się w bardzo szerokich granicach. Na rysunku 8.7 zestawiono histogram wodności chmur sporządzony na podstawie pomiarów prowadzonych w ciągu jednego miesiąca na Szrenicy, 1362 m n.p.m. 301 201 10l ■ FS^^I O) ■ ■III 00 ▼- o O) m 1 1 r^ OM o 00 —j ■II "2" co co o r^ 0M o ir> ^r o CD co w od o ^r ir> o ir> ność, o co CD O ^r mg/m3 o 0M r^ o co CD o 00 o 0M r^ o o O) o 00 o o O) A Rys. 8.7. Histogram wodności chmur Wodność chmur jest ważnym parametrem w chemii atmosfery. Iloczyn wodności chmury i stężenia danej substancji określa poziom zanieczyszczenia różnych chmur. Parametr ten jest również wykorzystywany w modelach chemicznych, opisujących przemiany zanieczyszczeń w fazie ciekłej aerozolu atmosferycznego (rozdz. 12.). 8.4. Przyczyny kondensacji pary wodnej w atmosferze Istnieją dwie główne przyczyny kondensacji pary wodnej w atmosferze. Są nimi: • ochłodzenie powietrza, tj. spadek temperatury poniżej temperatury punktu rosy, • procesy mieszania. Jakie z kolei są przyczyny ochłodzenia się powietrza? Istnieją trzy główne: • ochłodzenie radiacyjne, • ochłodzenie przez przewodnictwo, • ochłodzenie adiabatyczne. Ochłodzenie radiacyjne, czyli z wypromieniowania, połączone z wymianą ciepła przez przewodnictwo, daje w efekcie mgły radiacyjne lub cienkie warstwy chmur. Mgły radiacyjne powstają podczas pogodnych nocy w pobliżu wilgotnej powierzchni ziemi, chmury natomiast tworzą się na górnych granicach silnie promieniujących warstw zapylonego powietrza. Warstwy takie tworzą się poniżej poziomu inwersji. 128 Mgły radiacyjne najgęstsze bywają tuż przed wschodem słońca. Kiedy promienie Słońca zaczynają przechodzić przez warstwę mgły i powoli ogrzewać grunt, wzrasta temperatura powietrza przy powierzchni ziemi. Cieplejsze powietrze zaczyna mieszać się z chłodniejszym, zawierającym mgłę. Krople wody powoli odparowują, umożliwiając dalszą penetrację promieniowania. Mgła powoli zanika. Kiedy mgła jest gęsta, wówczas powierzchnia ziemi ogrzewa się tylko nieznacznie. Duża ilość promieniowania odbija się bowiem od górnej granicy mgły i niewielka jego część przedostaje się do gruntu. W takich warunkach mgła odparowuje do pewnej wysokości, a my odnosimy wrażenie, że się ona unosi. Mgły radiacyjne tworzą się często w zagłębieniach terenu, gdzie dodatkowo spływa chłodne powietrze i zbiera się w dnie formy wklęsłej. Gdy ciepła i wilgotna masa powietrza napływa nad chłodniejsze podłoże i oziębia się od niego przez przewodnictwo turbulencyjne, mogą powstać mgły napływowe lub adwekcyjne. Mgły te są zawsze związane z ruchem powietrza, mogą więc tworzyć się zimą podczas napływu cieplejszego powietrza znad morza nad ląd i odpowiednio latem znad lądu nad morze. Ochłodzenie adiabatyczne powietrza zachodzi podczas ruchów wstępujących. W wyniku ruchów w małej skali poziomej powstają chmury kłębiaste. W przypadku ruchów w dużej skali tworzą się chmury warstwowe, tzn. chmury, których rozmiary poziome przekraczają rozmiary pionowe co najmniej o rząd wielkości. Mieszanie się ciepłego i wilgotnego powietrza z bardziej suchym i chłodnym powietrzem prowadzi do powstania mgieł zmieszania lub mgieł z wymieszania. Tworzą się one często, gdy zimne powietrze przemieszcza się nad cieplejszą wodą. Charakterystyczne są dla zimowej pory nad jeziorami i większymi rzekami („parowanie jezior"). Mgły takie obserwowane są również po deszczu na nagrzanej drodze i w kotlinach lub w dolinach nad lasem, gdzie woda szybko odparowuje i, po zmieszaniu się z chłodniejszym powietrzem powyżej, wykrapla się z powrotem w atmosferze („parowanie lasu"). Przykładem chmur z wymieszania są smugi kondensacyjne z samolotów lub smugi z chłodni kominowych. Tworzą się, gdy gorące i wilgotne gazy mieszają się z chłodnym powietrzem na zewnątrz. Należy zwrócić uwagę, że mieszanie się dwóch mas powietrza o różnych temperaturach i wilgotności względnej może doprowadzić zarówno do kondensacji, jak i do procesu odwrotnego - odparowania, czyli zaniku już istniejących mgieł lub chmur, zależnie od właściwości tych mas. 8.5. Rozwój chmur Większość chmur tworzy się w wyniku adiabatycznego ochłodzenia, tj. gdy powietrze wznosi się, rozpręża i ochładza. Głównymi przyczynami pojawiania się chmur w atmosferze są (rys. 8.8): a Jeżeli podczas wznoszenia się gorących i wilgotnych tcherzyków powietrza temperatura spadnie poniżej tmperatury punktu rosy, to rozpocznie się proces lOndensacji i utworzy się chmura cumulus (a). Na rekutek mieszania się chmury z otaczającym powie- Eem, które jest bardziej suche, oraz osłabnięcia lub aniku wstępujących prądów termicznych powietrza chmura odparowuje (b) U W. Glabisz) 20. Cirrus przechodzący głębiej w cirrostratus (a). Chmury te w czasie zachodu słońca zmieniają barwę na żółtą, pomarańczową i czerwoną (b) [fot. J. Zwoździak) "Tli 21. Cinus w kształcie delikatnych włókien i fragment chmury cumulus {jot. W. Clabisz) 22. Altocwnulus tworzący tale (fot. J. Zwoździak) -' <: I * y I ^^^ws 23. Altocwnulus zbudowany z oddzielnych członów przybie- 24. Altocwnulus lenticulańs jest typową chmurą falową rających postać płatów lub brył tworzącą się podczas przepływu powietrza nad pasmami (fot. W. Clabisz) górskimi (fot. J. Zwoździak) 25. Altostratus jest to jednorodna warstwa chmur o dużej 26. Nimbostratus tworzy rozległą, ciemnoszarą warstwę rozciągłości poziomej chmur dającą zazwyczaj ciągły opad atmosferyczny {fot. J. Zwoździak) (fot. J. Zwoździak) 27. Stmtocumulus przybiera postać warstwy chmur składa- 28. Stratus to chmura w postaci jednorodnej, mglistej i szarej jącej się z zaokrąglonych walców ułożonych szeregami warstwy przemieszczająca się blisko powierzchni Ziemi Ifnr. W. C,lnhis7\ (fot. J. Zwoździak) » 29. Cumulus jest białą chmurą o nieco ciemniejszej pod- 30. Małe, białe chmury cumulus są zaliczane do gatunku stawie. Występuje pojedynczo lub tworzy ławice fiactus (fot. W. Glabisz) (fot. W. Clabisz) i 31. Cumulus humilis zwane „chmurami pięknej pogody". Są 32. Kolejne stadia rozwoju chmur cumulus, od umiarkowanej jedną z odmian chmur cumulus o malej rozciągłości pionowej do znacznej rozciągłości pionowej, tworzące się w chwiejnym (fot. W. Glabisz) powietrzu nad morzem (fot. W. Glabisz) 33. W głębi widoczna jest chmura cumulonimbus, zwana „królową nieba". Smugi i ławice chmur cirrus są pozostałościami po rozpadzie innych komórek chmury burzowej (fot. W. Glabisz) 129 1 konwekcja termiczna, wymuszone wznoszenie się powietrza przy przepływie przez bariery górskie, zbieżność (konwergencja) linii prądów, wymuszone wznoszenie się powietrza wzdłuż powierzchni frontalnych. 150 km Konwekcja Topografia c) d) \ v y s\ v y Konwergencja \ v y y\ v y Fronty Rys. 8.8. Przyczyny tworzenia się chmur Poziom rozpoczęcia procesu kondensacji, wyznaczający jednocześnie podstawę chmur, nosi nazwę poziomu kondensacji wznoszącej się cząstki (PK) i można go wyznaczyć na podstawie prostych formuł empirycznych. Jeżeli temperatura we wznoszącym się nienasyconym powietrzu zmniejsza się o 1 °C na każde 100 m, a temperatura punktu rosy o 0,2 °C na 100 m (temperatura ta zmienia się, zmniejsza się bowiem ciśnienie wraz z wysokością, a więc jednocześnie i zmniejsza się ciśnienie pary nasyconej), to PK można określić z równania 130 T0-PK' l°C = Tr-PK'0,2°C, PK =125 (T0-Tr), gdzie: PK - poziom kondensacji wznoszącej się cząstki, m, T0, Tr - odpowiednio temperatura powietrza, K, i temperatura punktu rosy, K, w atmosferze przy powierzchni ziemi. Wierzchołki chmur mogą dochodzić do różnych wysokości. Zależy to przede wszystkim od zawartości pary wodnej i stratyfikacji atmosfery. 8.6. Chmury konwekcyjne Przez konwekcję termiczną (rozdz. 4.) należy rozumieć uporządkowane ruchy pionowe cząstek powietrza wywołane nierównomiernym nagrzewaniem się powierzchni ziemi. Szczególnie istotne dla powstawania tych ruchów jest zróżnicowanie warunków fizjograficznych. Jeżeli pewne fragmenty powierzchni ziemi (np. stoki południowe) nagrzewają się lepiej, to ogrzane od cieplejszego podłoża cząstki powietrza - obrazowo przedstawiane jako pęcherzyki - unoszą się do góry, tworząc pionowe ruchy wstępujące. W miejsca wznoszących się pęcherzyków ciepłego powietrza napływają chłodniejsze cząstki z otoczenia. Wznoszące się powietrze ochładza się, miesza z powietrzem chłodniejszym i powoli traci swoje właściwości. Jeżeli podczas wznoszenia temperatura w cząstce spadnie do temperatury punktu rosy, rozpocznie się proces kondensacji i niewidzialny pęcherzyk stanie się widzialny jako chmura cumulus (kłębiasta) (rys. 8.9). Rys. 8.9. Rozwój chmury kłębiastej Należy zauważyć, że na zewnątrz tworzącej się chmury zaczynają pojawiać się ruchy powietrza w kierunku do powierzchni ziemi (ruchy zstępujące). Są one odpo- 131 wiedzią na ruchy wstępujące; zimne powietrze osiada w miejsce wznoszącego się ciepłego (w ten sposób dochodzi do wymiany cząstek powietrza między warstwą przygruntową a wyższymi partiami troposfery). Ruchy zstępujące są również wynikiem przebiegającego, równocześnie z procesem kondensacji, procesu parowania na obrzeżach chmury, gdzie najintensywniej zachodzą procesy mieszania. Parowanie występuje w każdej temperaturze, w której istnieją obok siebie faza ciekła i gazowa. Podczas parowania pochłaniane jest ciepło z otoczenia (ciepło parowania), a więc odparowanie chmury oznacza ochłodzenie się powietrza, które jako cięższe zaczyna osiadać. W efekcie mamy do czynienia ze wznoszącym się powietrzem w chmurze i osiadającym na jej krańcach. Ponieważ osiadające powietrze hamuje rozwój komórek konwekcyjnych poniżej, toteż małe chmury cumulus są zazwyczaj oddzielone fragmentami bezchmurnego nieba. Nasuwa się dalej pytanie, dlaczego jedne chmury cumulus są silnie rozbudowane w pionie, a inne słabiej? Odpowiedzią są różnice w chwiejności atmosfery, różnice w zawartości pary wodnej i w intensywności procesu mieszania i parowania na obrzeżach chmury. Powietrze osiada Równowaga chwiejna Powolne unoszenie Rys. 8.10. Chwiejność atmosfery a chmury Jak wspomniano w rozdziale 5., o pionowych ruchach cząstek powietrza decydują stany równowagi atmosfery, które z kolei są zdeterminowane różnicą adiabatycznego i pionowego gradientu temperatury. Z wyprowadzonych zależności (5.23)- (5.25) wynika, że przyspieszenie pionowo poruszającej się cząstki zależy od różnicy temperatur bezwzględnych powietrza przemieszczającego się i powietrza otaczającego. Cząstka powietrza będzie się poruszała pionowo w górę, dopóki jej temperatura nie zrówna się z temperaturą otoczenia. W przypadku równowagi chwiejnej 132 w atmosferze, unosząca się ciepła cząstka powietrza będzie miała teoretycznie zawsze temperaturę wyższą niż temperatura otoczenia (jej temperatura obniża się o 1 °C na każde 100 m, gdy w tym samym czasie temperatura w otoczeniu spada szybciej). W trakcie wznoszenia się powietrza, gdy temperatura cząstki obniży się do temperatury punktu rosy, rozpoczną się procesy kondensacji. Dalsze zmiany temperatury w tworzącej się już chmurze będą przebiegały wzdłuż adiabaty wilgotnej (0,6 °C na każde 100 m). Przy zachowaniu chwiejności w atmosferze cząstka chmury będzie kontynuowała ruch ku górze (rys. 8.11). 2000 -■ 1 1500 -■ 1000 500 -■ Wilgotna /adiabata Temperatura powietrza \ V Temperatura ' punktu rosy 1 1 •^ Sucha ^^adiabata \ \. łi—I—*-l o o. es 5 10 15 20 25 Temperatura, °C Temperatur fc r .11 13 24 °C Poziom °C kondensacji °C — ► Rys. 8.11. Zmiany temperatury i poziom kondensacji dla wznoszącej się cząstki powietrza Załóżmy dalej, że na pewnej wysokości stan równowagi zmienił się na stały (np. 0,2 °C na 100 m). Cząstka chmury zaczyna więc poruszać się coraz wolniej, zaczynają bowiem zmniejszać się różnice temperatur między nią a otoczeniem. Na wysokości 1500 m cząstka ochłodzi się do temperatury otoczenia i dalszy ruch pionowy zostanie wstrzymany. Jak wynika z tych rozważań, stan równowagi powietrza powyżej poziomu kondensacji determinuje pionowy rozwój chmur cumulus. W przypadku istnienia wybitnie stałej równowagi utworzą się tylko tzw. chmury cumulus humilis. Jeżeli równowaga chwiejna będzie rozciągała się znacznie powyżej poziomu kondensacji, pojawią się chmury cumulus congestus, w warunkach szczególnie sprzyjających rozwojowi pionowych ruchów w atmosferze, tj. przy równowadze wybitnie chwiejnej do kilku kilometrów od powierzchni Ziemi, może natomiast utworzyć się chmura cumulonimbus, której wierzchołek niejednokrotnie sięga wysokości tropopauzy (rys. 8.12). 133 o o t 10 ■ 0 k Wilgotna vSuclia ^^^^^^L / ^ Stała l , io ■- li. ) ■" 0 ? W— Stalą m 1 V4—Warunkowo ^B \ chwiejna *\ . Temperatura a) Cumulus humilis Temperatura ► b) Cumulus congestus Temperatura — c) Cumulonimbus Rys. 8.12. Rozwój chmury kłębiastej w zależności od stratyfikacji atmosfer (wg D. Ahrensa, 1996) Pionowy rozwój chmur konwekcyjnych zależy również od intensywności procesów mieszania na ich obrzeżach. Wznosząca się cząstka powietrza miesza się z powietrzem z otoczenia i jeżeli powietrze to jest suche, cząstka chmury może odparować. Przedostawanie się powietrza z zewnątrz do chmury (entrainment) powoduje ochłodzenie wznoszących się cząstek powietrza wskutek odparowania kropelek wody i w wyniku zahamowane zostają ruchy wstępujące (szczególnie kiedy stopień ochłodzenia zrówna się z gradientem suchoadiabatycznym). Temperatura i wilgotność powietrza w fazie tworzenia się komórek konwekcyjnych ma wpływ na poziom kondensacji w atmosferze, a więc i wysokość podstawy chmur. Nie ma wprawdzie bezpośredniego wpływu na pionowy rozwój chmur, ale pośredni, różnice w poziomie kondensacji oznaczają bowiem niejednokrotnie inne warunki równowagi w atmosferze. W atmosferze pionowy rozwój chmury kończy się szybciej niż wynika to z rozważań teoretycznych, w których zakłada się brak mieszania się chmury z otoczeniem. W rzeczywistości proces ten zachodzi. Wskutek dopływu suchego powietrza z otoczenia {entrainment), kondensacji ulega mniejsza ilość pary, mniej wyzwala się ciepła utajonego i mniejsza jest różnica temperatur między chmurą i otoczeniem, a więc i osłabienie ruchów wstępujących. 8.7. Topografia i chmury Duże pionowe przeszkody (np. pasma górskie) wymuszają na poziomym przepływie powietrza opłynięcie ich, w tym również wzniesienia się w górę. Podczas tego wznoszenia powietrze ochładza się adiabatycznie i może dojść do rozpoczęcia procesu kondensacji. Warunki oraz przebieg tego procesu omówiono wcześniej. Tworzące się chmury podczas wymuszonego przepływu mas powietrza nad grzbietami górskimi nazywane są chmurami orograficznymi. Ich pionowa rozciągłość będzie zależała, podobnie jak w przypadku chmur konwekcyjnych, od chwiejności atmosfery i właściwości napływających mas powietrza. 134 Omówione w podrozdziale 7.1.2 chmury typu fenowego tworzą się po stronie dowietrznej gór. W górach chmury mogą również tworzyć się po stronie zawietrznej. Są to często chmury o budowie falowej (chmury falowe), powstające w masach powietrza o równowadze stałej podczas intensywnego przepływu nad pasmami górskimi. Chmury te zwane są często chmurami soczewkowatymi (altocumulus lenticularis) i tworzą się w grzbietach fal, gdzie powietrze podnosi się, ochładza adiabatycznie i para wodna kondensuje się. W dolinach fal powietrza opada, ogrzewa się, część pary odparowuje i tworzą się prześwity lub fragmenty niebieskiego nieba. Tworzenie się tych chmur pokazano na rysunku 8.13. Rys. 8.13. Chmury o strukturze falowej W górach, po stronie zawietrznej, można czasami zaobserwować tzw. chmury rotorowe. Są one wynikiem tworzenia się wirów turbulencyjnych, generowanych mechanicznie, za przeszkodą terenową. Szczególnie niebezpieczne są one dla ludzi uprawiających szybownictwo. Chmury falowe mogą również pojawić się w atmosferze na granicy dwóch różniących się temperaturą i wilgotnością mas powietrza. Chmury te nieraz tworzą wspaniały obraz, zwłaszcza wówczas, gdy powstają na różnych wysokościach. 8.8. Synoptyczne ruchy pionowe a chmury Zgodnie z dotychczasowymi rozważaniami wiadomo jest, że w warstwie przyziemnej przepływ masy odbywa się w kierunku centrum niżu lub na zewnątrz centrum wysokiego ciśnienia. Inaczej mówiąc, przepływ ten w niżach ma charakter zbieżności poziomej masy (konwergencji), a w wyżach - rozbieżności (dywergencji). Ponieważ masy powietrza „zbiegają się" w centrum niżu, musi więc istnieć mechanizm usuwania nadmiaru masy i odpowiednio w wyżu - mechanizm uzupełniający niedobór masy. Mechanizmami tymi są ruchy pionowe, wstępujące w niżach i zstępujące w wyżach. Prędkości wznoszenia się mas powietrza w niżach i osiadania w wyżach są małe 135 w porównaniu do prędkości wiatru. Wynoszą one około kilka centymetrów na sekundę lub około 1,5 kilometra w ciągu dnia. Te powolne ruchy pionowe o dużej skali są często powodem pojawienia się zachmurzenia o dużej rozciągłości poziomej. Są to przede wszystkim chmury warstwowe (stratus), dlatego typ pogody niżowej (cyklonalnej) kojarzy nam się z pogorszeniem pogody i wzrostem zachmurzenia, w przeciwieństwie do typu pogody wyżowej (antycylkonalnej). Ruchy pionowe w dół powodują ogrzewanie się powietrza, część wody odparowuje i tworzą się prześwity, duże fragmenty niebieskiego nieba lub niebo jest bezchmurne. 8.9. Mezoskalowe ruchy pionowe a chmury Ruchy te związane są głównie z frontami atmosferycznymi, omówionymi w innym rozdziale (rozdz. 9.). Obecnie krótko przedstawimy poszczególne rodzaje chmur towarzyszące tym ciekawym zjawiskom meteorologicznym w troposferze. Na skutek wymuszonych ruchów pionowych wzdłuż powierzchni frontalnych (rys. 8.14) następuje adiabatyczne ochłodzenie dużej masy powietrza i kondensacja pary wodnej, co prowadzi do utworzenia się całego układu chmur, wyraźnie rozbudowanego w różnych piętrach. W związku z odmiennymi właściwościami frontu chłodnego i ciepłego powstają w atmosferze różne układy chmur, charakterystyczne dla każdego przypadku. J FronfSepły Zimne powietrze Front chłodny Rys. 8.14. Charakterystyczne układy chmur dla frontów atmosferycznych W przypadku frontu ciepłego, masy powietrza ciepłego wślizgują się powoli po klinie powietrza chłodnego, można więc obserwować kolejno pojawiające się różne rodzaje lub gatunki chmur. Zwiastunem zbliżania się frontu ciepłego są chmury pierzaste (cirrus) o budowie haczykowatej, stopniowo z czasem zagęszczające się i przechodzące w chmury warstwowo-pierzaste (cirrostratus). Tarcza słoneczna jest jeszcze widoczna, lecz w miarę wzrostu grubości chmur pojawiają się chmury piętra średniego, tzw. średniowarstwowe (altostratus) - Słońce coraz słabiej prześwituje, aż staje 136 się niewidoczne. Pojawia się potężna ławica chmur warstwowych deszczowych (nim- bostratus), dająca ciągłe opady deszczu. W przypadku frontu chłodnego nacierająca masa zimnego powietrza jest bardziej aktywna niż masa ciepła na froncie ciepłym, przemieszcza się szybko, wypierając ciepłe powietrze do góry. Wskutek tego przed frontem rozbudowują się chmury kłę- biaste o dużej rozciągłości pionowej (cumulus congestus, cumolonimbus) dające opady przelotne, lecz często obfite. Zwiastunami frontu chłodnego mogą być również chmury pierzaste {cirrus) przechodzące w warstwowo-pierzaste (cirrostratus) i chmury średnie kłębiaste (altocumulus linticularis). W przypadku frontu zokludowanego, w obszarze którego stykają się trzy masy powietrza, występuje charakterystyczny układ chmur zarówno dla frontu chłodnego, jak i ciepłego. 8.10. Chmury burzowe Cumulonimbus - chmura burzowa często jest określana jako królowa nieba. Potężna, wzbudzająca lęk, silnie rozbudowana w pionie, z potężnymi ładunkami elektrycznymi jest najbardziej fascynującym zjawiskiem wśród chmur. Jej podstawa leży w piętrze chmur niskich, a wierzchołek sięga wysokości kilku kilometrów nad powierzchnią Ziemi, niekiedy dochodząc do tropopauzy. Prowadzi do powstania dużego napięcia pola elektrycznego, zarówno między chmurami, jak i między chmurami a powierzchnią Ziemi. W następstwie dochodzi do silnych wyładowań elektrycznych w postaci błyskawic (między chmurami) i piorunów (między chmurą a powierzchnią Ziemi). Intensywne badania chmury cumulonimbus, prowadzone już w latach 40., wykazały, że w rozwoju chmury można wyróżnić trzy fazy rozwoju: fazę wzrostu, fazę dojrzałą i fazę rozpadu. �?ączny czas trwania wszystkich faz wynosi od około 30 min do 1 h. W stadium wzrostu rozbudowuje się chmura kłębiasta (rys. 8.15). Przeważają silne prądy wstępujące, które tworzą się w warunkach chwiejnej równowagi w atmosferze (chwiejnej stratyfikacji termicznej). Wilgotne powietrze wznosi się, ochładza się adiabatycznie, a zawarta w nim para wodna kondensuje, tworząc pojedynczą chmurę cumulus lub ich grupę. Wyzwalanie ciepła utajonego dodatkowo podtrzymuje różnicę temperatur powietrza przemieszczającego się i powietrza otaczającego, nadając przyspieszenie pionowo poruszającym się cząstkom. Chmura będzie się pionowo rozbudowywała dopóty, dopóki będzie zasilana przez strumienie wznoszącego się wilgotnego powietrza. Podczas tej fazy opad nie występuje, gdyż silne ruchy wstępujące oraz niewystarczający czas do wytworzenia dużych kropel powodują, że cząstki pozostają zawieszone w chmurze. Jeżeli natomiast chmura rozbuduje się, przekraczając poziom zamarzania typowych kropli (-15 °C), krople chmury zaczynają szybciej rosnąć w wyniku procesu 137 Bergerona, stają się coraz cięższe i zaczynają opadać. W tym samym czasie suche powietrze z otoczenia chmury zaczyna mieszać się z cząsteczkami chmury. Przedostawanie się powietrza z zewnątrz do chmury (entrainment) powoduje odparowanie niektórych kropelek wody i ochłodzenie powietrza (ubytek ciepła na odparowanie). Chłodne powietrze jako cięższe zaczyna opadać. W efekcie mamy do czynienia z prądami wstępującymi w jednych obszarach chmury i zstępującymi w innych. Każdy taki układ stanowi komórkę chmury burzowej. W chmurze burzowej występuje ich kilka. Jest to faza dojrzała chmury cumulonimbus, której często towarzyszy również intensywny opad, włącznie z gradem. Cumulonibus Rys. 8.15. Dwa stadia rozwoju chmury cumulonimbus W trzecim stadium rozwoju chmury burzowej, zwanym fazą rozkładu (dysypacji), który rozpoczyna się od 15 do 30 min od rozpoczęcia fazy dojrzałej, chmura zaczyna zanikać. Przeważają już ruchy zstępujące w całej objętości chmury. Może padać drobny deszcz. Mając możliwość obserwacji faz rozwoju chmury cumulonimbus, fazę dojrzałą poznaje się po utworzeniu na wierzchołku chmury podobnej do „czapy", jaka tworzy się nad szczytami gór. Z początkiem fazy dojrzałej związane jest również pojawienie się silnego podmuchu chłodnego powietrza. Jest on zwiastunem ruchów zstępujących, które zaczynają sięgać powierzchni Ziemi. Z kolei w fazie ostatniej można obserwować spłaszczony wierzchołek w kształcie kowadła, o charakterystycznej strukturze dla chmur złożonych z kryształków lodowych (piętro wysokie). Kowadło tworzy się 138 wówczas, kiedy rozwój pionowy chmury zostaje zahamowany przez warstwę o zwiększonej stałości, w tym przez inwersję. Obserwowane silne podmuchy wiatru w stadium dojrzałym chmury burzowej mogą wywołać tworzenie się nowych prądów wstępujących w atmosferze i w konsekwencji rozbudowanie się dalszych chmur cumulonimbus. Niekiedy w odległości od 100 do 300 km od frontu chłodnego tworzące się chmury cumulonimbus układają się w linię szkwałów (lub linię nawałnic). Chociaż do końca nie wyjaśniono tego zjawiska, uważa się jednak, że tworzące się przed frontem chłodnym chmury cumulus powodują rozwój fal powyżej w atmosferze (fal podobnych do fal górskich). Wznoszące się powietrze w grzbietach tych fal inicjuje rozwój następnych chmur kumulusowych. W ten sposób powstające kolejno po sobie chmury burzowe przemieszczają się wzdłuż linii, zwanych liniami szkwałowymi (rys. 8.16). Linie szkwałowe mogą rozciągać się na odległość kilkuset kilometrów. Rys. 8.16. Linia szkwałowa W naszych szerokościach geograficznych większość chmur cumulus nie przekształca się w cumulonimbus, lecz rozwój ich zatrzymuje się na pierwszej fazie, po której rozpadają się, mieszając z powietrzem z otoczenia. Chmury burzowe tworzą się nie tylko na linii frontu chłodnego, gdzie wymuszone pionowe ruchy ciepłego powietrza sprzyjają rozwojowi chmur cumulonimbus, ale również powstają wewnątrz jednorodnej masy powietrza. Do typowych burz wewnątrzmasowych należą burze pojawiające się podczas upalnej pogody. Tworzą się z reguły popołudniu, tj. w okresie silnie chwiejnej równowagi w at- 139 mosferze wywołanej intensywnym rozwojem konwekcji termicznej. Mają charakter lokalny, towarzyszą im silne, przelotne opady deszczu i wyładowania atmosferyczne. Dotychczas omówiono mechanizm rozwoju chmury burzowej w stacjonarnym polu wiatru. Jak natomiast będą wyglądały kolejne stadia rozwoju w polu wiatru wielko- skalowego, zmieniającego się z wysokością? W tym wypadku istotne znaczenie w rozwoju chmury będą również miały czynniki dynamiczne. Składowa pionowa wiatru zmieniającego się z wysokością prowadzić będzie do wzmożenia intensywności przebiegających pierwotnie procesów w chmurze. Rozwój chmur burzowych i charakter zjawisk im towarzyszących zależy od wielu czynników. Oto warunki, jakie muszą wystąpić, aby spowodować burzę o szczególnej mocy: • równowaga chwiejna w atmosferze, która będzie podtrzymywała różnicę temperatur między wznoszącym się powietrzem a otoczeniem; • „krótkie fale" w górnej atmosferze, one faktycznie inicjują zaburzenia w warstwie przyziemnej atmosfery; • warstwa powietrza o równowadze stałej, najlepiej inwersja, na granicy ciepłego powietrza przy powierzchni Ziemi. Działa ona jak „przykrywka", hamując rozwój ruchów konwekcyjnych, a skutek jest taki, że wzrasta temperatura przy powierzchni Ziemi. Jeżeli powietrze poniżej warstwy inwersji nabierze dostatecznej energii, przebije się przez tę warstwę i zacznie „eksplodować", szybko tworząc potężne chmury cumulonimbus; • ciągły dopływ ciepłego, wilgotnego powietrza, które zasila tworzące się chmury; • wzrost prędkości wiatru z wysokością powoduje powstanie ruchu obrotowego, przy jednoczesnym wznoszeniu się powietrza do góry (wskutek ruchów wstępujących w chmurze). Niekiedy procesy przebiegają tak gwałtownie, że wywołują liczne zniszczenia i szkody na powierzchni Ziemi. Przykładami są burze-nawałnice oraz trąby wodne i powietrzne (w Ameryce Północnej zwane tornado). Zjawiskom tym towarzyszą wiry o osi pionowej i średnicy od dziesiątków do kilkudziesięciu metrów, zależnie od siły zjawiska. Wir taki pojawia się zwykle w przedniej części chmury cumulonimbus, tworząc ciemny słup łączący chmurę z Ziemią. Silne wiatry i niskie ciśnienie w centrum wiru decydują o niszczycielskiej sile tego zjawiska. 8.11. Klasyfikacja chmur Niektóre mechanizmy tworzenia się chmur przedstawiono w sposób uproszczony. Gatunków chmur jest znacznie więcej. Wyczerpujące opisy ich poszczególnych rodzajów, gatunków i odmian znajdują się w Międzynarodowym atlasie 140 chmur opublikowanym przez Światową Organizację Meteorologiczną w 1956 roku. W tabeli 8.2 przedstawiono główne grupy chmur i ich rodzaje z podaniem terminologii międzynarodowej, a w tabeli 8.3 zamieszczono ich uproszczony opis. Schematyczny obraz tych chmur przedstawiono na rysunku 8.17. Tabela 8.2. Główne grupy chmur i ich rodzaje Grupa chmur Chmury wysokie Chmury średnie Chmury niskie Chmury o budowie pionowej Rodzaj chmur Cirrus (Ci) Cirrostratus (Cs) Cirrocumulus (Cc) Altostratus (As) Altocumulus (Ac) Stratus (S) Stratocumulus (Sc) Nimbostratus (Ns) Cumulus (Cu) Cumulonimbus (Cb) Rys. 8.17. Schematyczny przekrój atmosfery z chmurami W strefie umiarkowanych szerokości geograficznych piętro wysokie rozciąga się od 7 km do granicy tropopauzy i odpowiednio: piętro średnie 2-7 km, niskie - do 2 km. 141 Tabela 8.3. Klasyfikacja chmur wraz z krótkim ich opisem Rodzaj Cirrus - Ci (pierzaste) Cirrocumulus - Cc (pierz asto-kłębiaste) Cirrostratus - Cs (warstwowo-pierzaste) Altocumulus - Ac (średnie kłębiaste) Altostratus - As (średnie warstwowe) Nimbostratus - Ns (warstwowe deszczowe) Stratocumulus - Sc (kłębiasto-warstwowe) Stratus - St (warstwowe) Cumulus - Cu (kłębiaste) Cumulonimbus - Cb (kłębiaste deszczowe) Skład kryształki lodu kryształki lodu kryształki lodu kropelki wody lub kryształki lodu kropelki wody + kryształki lodu kropelki wody + kryształki lodu kropelki wody kropelki wody kropelki wody kropelki wody + kryształki lodu Opis białe, delikatne chmury, tworzące delikatne zasłony, smugi, haczyki i in. białe ławice lub warstwy, tworzące tzw. „baranki"; smugi kondensacyjne białawe chmury, pokrywające znaczną część nieba w formie zasłony; słońce prześwituje, dając zjawisko zwane halo białe lub szarawe ławice chmur; wyodrębnić można poszczególne kłaczki; zacieniają słońce lub księżyc - tworzą się tzw. „lisie czapki" szara lub niebieskawa powłoka chmur, przez którą słońce lub księżyc przeświecająjak matowe szkło szara warstwa pokrywająca całe niebo z widocznymi poszarpanymi fragmentami; choć chmury niskie bywają rozbudowane w pionie do piętra średniego, powstaje z nich opad ciągły ławice lub szeregi szarych brył lub płatów z ciemniejszymi fragmentami szara warstwa chmur przypominająca mgłę, może dać opady mżawki pojedyncze, gęste, białe chmury o ciemniejszej podstawie w piętrze dolnym i wierzchołkach sięgających nawet do piętra wysokiego; mogą dać przelotne opady potężne masy chmur rozbudowanych w pionie w kształcie gór lub wież. Wierzchołki nieraz przybierają kształt kowadła. Powstaje z nich silny opad deszczu lub gradu 8.12. Inne rodzaje chmur Obserwując chmury w atmosferze łatwo można się przekonać, że podlegają one ewolucji i zmieniają swój układ. Pojawienie się niektórych rodzajów chmur można jednak kojarzyć z pewnymi zjawiskami fizycznymi przebiegającymi w powietrzu. Jedną z częściej obserwowanych chmur są chmury kłębiasto-warstwowe (stratocumulus). Tworzą się, gdy w dotychczas wilgotnej masie powietrza o stałej równowadze rozpoczną się procesy mieszania pionowego, np. wskutek wzrostu szybkości wiatru z wysokością. Wzrośnie wówczas pionowy gradient temperatury i zwiększy się różnica temperatur między górną warstwą, która się ochłodzi, a dolną, która się ogrzeje. Para wodna natomiast w wyniku wymieszania zostanie równomiernie rozprowadzona w całej warstwie. Wzrost temperatury powietrza przy powierzchni gruntu spowoduje spadek wilgotności względnej. Z kolei ochłodzenie się górnej części warstwy wywoła wzrost wilgotności aż do stanu nasycenia, co spowoduje tworzenie się war- 142 stwy chmur stratocumulus. Powyżej tej warstwy mieszania nadal utrzymuje się stan stały równowagi w atmosferze i dlatego chmury te nie rozbudowują się w pionie. Jeżeli jednak powierzchnia gruntu wystarczająco się ogrzeje i zaczną tworzyć się komórki konwekcyjne, może się zdarzyć, że chmury stratocumulus zaczną przekształcać się w chmury cumulus różnego gatunku. W podobny sposób, tylko w wyższych piętrach, tworzą się chmury pierzasto- -kłębiaste (cirrocumulus). Chmury średniowarstwowe (altostratus) mogą natomiast przekształcić się w średniokłębiaste (altocumulus), jeżeli wewnątrz chmury altostratus wytworzą się małe komórki konwekcyjne, np. wskutek ochładzania się wierzchołka chmur (w wyniku wypromieniowania ciepła) i jednoczesnego ogrzewania się warstwy u podstawy (absorpcja promieniowania podczerwonego Ziemi). Nasuwa się teraz pytanie, dlaczego z jednych chmur wypadają krople deszczu, a z innych nie; często przecież mamy do czynienia z pogodą pochmurną, ale nie zawsze pada deszcz. 8.13. Powstawanie opadów atmosferycznych Wiemy już, że chmury tworzą się w wyniku kondensacji pary wodnej, ale okazuje się, że jest to niewystarczający proces do powstania deszczu. Co w takim razie wpływa na wzrost kropli chmur? Wcześniej zdefiniowano prężność pary nasyconej es jako takie ciśnienie, pod którym para znajduje się w stanie równowagi względem płaskiej powierzchni chemicznie czystej wody. Okazuje się natomiast, że zarówno krzywizna powierzchni rozgraniczającej dwie fazy, jak i stopień czystości wpływają na prężność pary nasyconej. W przypadku kropel wody, tj. powierzchni o dużej krzywiźnie, stan równowagi jest osiągany przy większej prężności pary niż w przypadku powierzchni płaskiej. Wiąże się to z energią napięcia powierzchniowego, które z kolei jest spowodowane różnicą oddziaływań między cząsteczkowy eh na granicy faz. Molekuły wody są słabiej przytrzymywane na powierzchni kropel wody i łatwiej odparowują niż w przypadku powierzchni płaskiej. W związku z tym, by uzyskać stan równowagi, więcej molekuł pary wodnej musi znaleźć się w sąsiedztwie kropli, by zastąpić te, które odparowują. Wynika z tego, że im mniejsza kropla, tym większe jest wymagane przesycenie pary (względem płaskiej powierzchni wody), by zachować warunki równowagi (rys. 8.18). Weźmy od uwagę kroplę czystej wody o średnicy 2 (im. Zgodnie z wykresem na rysunku 8.18, wilgotność względna powietrza musi wynosić 100,1%, żeby kropla przetrwała. Gdy wilgotność obniży się, część wody odparuje i zmniejszy się średnica kropli. I odwrotnie, jeżeli wilgotność będzie większa od wyznaczonej z krzywej równowagi, to kropla będzie rosła w wyniku kondensacji pary wodnej. Kiedy powietrze uniesie się w atmosferze do poziomu kondensacji, rozpoczyna się proces skraplania pary wodnej na wszystkich cząstkach (będących jądrami kondensa- 143 ej i), jednak tylko w przypadku większych cząstek ustali się stan równowagi i można założyć bardzo powolny wzrost tych kropli. Jeżeli w miarę dalszego wznoszenia się osiągnięty zostanie stan przesycenia pary, to mniejsze jądra kondensacji zostaną zak- tywowane, tzn. zaczną rosnąć w wyniku kondensacji pary wodnej. Gdy kondensacja jest wystarczająco intensywna, zmniejsza się przesycenie i następne już krople nie będą się aktywować. 100,3 l -0,2 i 100,0 1 2 0 10 20 Średnica kropli, um Rys. 8.18. Wilgotność względna odpowiadająca stanowi nasycenia dla różnych średnic kropli chemicznie czystej wody Gdyby to jedno zjawisko tłumaczyło tworzenie się kropli chmur czy mgły w atmosferze, wówczas nie można byłoby wyjaśnić np. zmętnienia atmosfery przy wilgotności względnej już powyżej 70%. Okazuje się, że znacznie większy wpływ na tworzenie się kropelek wody i ich dalszy wzrost wywiera obecność substancji rozpuszczonych w kroplach wody. Jeżeli jądro kondensacji jest rozpuszczalne w wodzie (lub jego składniki), to tworzą się mikroskopijne kropelki roztworu. Zgodnie więc z prawem Raoulta, prężność pary nasyconej nad roztworem obniża się proporcjonalnie do ułamka molowego substancji rozpuszczonej. Oznacza to, że im większe będzie stężenie, np. rozpuszczonej soli, to tym mniejsza prężność pary wodnej jest wymagana do ustalenia się stanu równowagi. W wyniku tego zjawiska krople zawierające rozpuszczone sole pozostają w stanie równowagi przy wilgotności względnej poniżej 100%. Wprowadźmy na przykład do nienasyconego powietrza zarodki kondensacji pary wodnej rozpuszczalne w wodzie i o różnych średnicach. Zacznijmy ochładzać powietrze, wilgotność zacznie stopniowo wzrastać i gdy osiągnie 78%, rozpocznie się proces kondensacji na powierzchniach większości obecnych cząstek. Jeżeli powietrze ochładza się dalej, to wilgotność wzrasta i zarodki zawierające najwyższe stężenia soli rosną najintensywniej. Jeżeli wilgotność dojdzie do 100%, to efekt krzywizny dla większych kropli staje się nieistotny, w odróżnieniu od mniejszych kropel. Kropelki 144 wody rosną jednak dalej dzięki kondensacji, przy czym wartość prężności pary nasyconej nad ich powierzchnią maleje na skutek wzrostu rozmiarów. Jednocześnie zmniejsza się stężenie soli w kroplach, co z kolei zwiększa prężność pary nasyconej nad poszczególnymi kroplami. Te dwa przeciwstawne procesy wyznaczają funkcję prężności pary nasyconej w zależności od rozmiarów kropel i określonej masy substancji rozpuszczonej. Funkcje takie określa się dla różnych substancji. W wyniku obu tych procesów krople mogą zwiększyć swoje średnice tylko do 15-20 (im. Przy takich wielkościach prądy wstępujące powietrza nadal utrzymują je w stanie zawieszonym. Cząstki mogą zacząć opadać, gdy rozmiary osiągną średnice kropli deszczu, tj. średnio 2000 (im (rys. 8.19). Typowa kropla deszczu 1000-2000 um Typowa kropla chmury 10-20 um Jądro kondensacji 0,1-0,2 um Rys. 8.19. Porównanie wielkości cząstek deszczu, chmury i jądra kondensacji Aby powstał opad, muszą więc zadziałać inne niż kondensacja procesy powodujące dalszy wzrost kropli chmury. Są nimi: • zderzenia i koalescencja, • proces Wegenera-Bergerona-Findeisona (lub prościej proces Bergerona). Pierwszy proces polega na zderzaniu się kropel i łączeniu w większe. Zderzanie może nastąpić w wyniku mieszania turbulencyjnego oraz podczas opadania kropel. Większe cząstki zaczynają opadać szybciej niż cząstki drobne, zderzają się więc z nimi i wychwytują je po drodze. Proces ten nie jest w rzeczywistości tak prosty. Przyrost masy kropli i możliwość osiągnięcia rozmiaru kropli deszczu zależy od wielu innych czynników. Najważniejszym jest wodność chmur. Im jest ona większa, tym proces szybszy, krople bowiem stają się bardziej dostępne i wzrost ich może mieć charakter reakcji łańcuchowej. Oprócz wodności, istotne są następujące czynniki, jak: • rozkład wielkości kropel chmury (dostateczna ilość dużych kropli, powyżej 20 (im), 145 • grubość chmury (wydłuża się czas spadania w chmurze), • ruchy wstępujące w chmurze (wydłuża się czas spadania w chmurze). Mechanizm ten ma faktycznie znaczenie tylko w przypadku chmur strefy między- zwrotnikowej. Chmury te charakteryzują się dużą wodnością i są na tyle ciepłe, że zawierają tylko fazę ciekłą. W strefach umiarkowanych natomiast, gdzie przeważają chmury mieszane, istotny jest drugi proces, zwany procesem Wegenera-Bergero- na-Findeisona, od nazwisk meteorologów, którzy rozwinęli tę teorię. Proces Wegenera-Bergerona-Findeisona opiera się na fakcie, że prężność pary nasyconej nad wodą przechłodzoną jest wyższa niż nad lodem (rys. 8.4). Przy przejściu fazowym woda-lód odpowiednikiem stanu przesycenia jest prze- chłodzenie. Mimo dużego przechłodzenia, samorzutne przejście wody w lód zdarza się wówczas, gdy kropelka chmury ochłodzi się do temperatury około -40 °C. Proces krystalizacji może przebiegać przy wyższych temperaturach, jeśli pojawią się cząstki aerozolu, zwane jądrami zamarzania lub zarodnikami krystalizacji. Okazuje się jednak, że koncentracja zarodków krystalizacji w temperaturze wyższej niż -10 °C jest bardzo mała. W temperaturze -15 °C zarodkami są niektóre minerały gliniaste, jak: kaolinit, niektóre typy bakterii oraz kryształki lodu. Doskonałymi zarodnikami są bowiem takie substancje, których struktura krystaliczna jest zbliżona do kryształu lodu. Powierzchnie ich stanowią wzór, według którego cząsteczki wody mogą się wykrystalizować. Załóżmy obecnie, że w mieszanej chmurze o temperaturze -15 °C obok siebie występują przechłodzone krople i kryształki lodu. Większość obecnych cząstek pary wodnej zacznie otaczać krople wody, prężność pary nasyconej nad wodą przechłodzoną jest bowiem wyższa niż nad lodem. Różnica ciśnień pary nasyconej między kroplą wody i kryształkiem lodu spowoduje przepływ pary wodnej w kierunku kryształków lodu. Wiąże się to z zachwianiem stanu równowagi w ich otoczeniu; z kropli zaczyna odparowywać część wody, aby wyrównać ubytek ciśnienia, natomiast w tym samym czasie kryształek lodu absorbuje parę wodną i zaczyna rosnąć. W ten sposób kryształki lodu zaczną narastać kosztem kropelek wody. Wzrost powoduje często odłamywanie się fragmentów kryształków, co ma duże znaczenie w podtrzymywaniu całego procesu, fragmenty te stanowią bowiem dalsze jądra zamarzania i proces zaczyna mieć charakter łańcuchowy. Gdy utworzy się kryształ o rozmiarach rzędu milimetra, zaczyna on spadać w chmurze, wychwytując po drodze kropelki wody, z którymi się zderza. Także cząstka lodu szybko rośnie. Proces ten oczywiście zależy od wielu czynników, jak np. wodności, czasu przebywania w chmurze, a to z kolei zależy od ruchów wstępujących (podtrzymują cząstki w chmurze) i od grubości chmury. W wyniku tych procesów można uzyskać różne produkty, które ogólnie nazywane są hydrometeorami. Składają się one z cząstek wody w stanie ciekłym lub stałym, z cząstek, które opadają lub są unoszone w powietrzu, są porywane przez wiatr z powierzchni ziemi lub też osadzane na przedmiotach znajdujących się na ziemi lub w atmosferze. Są nimi: 146 Deszcz - opad kropel wody o średnicach większych niż 0,5 mm lub kropel mniejszych i rzadkich. Pomiędzy chmurą a powierzchnią ziemi powietrze ma temperaturę wyższą niż 0 °C, dlatego cząstki lodu zaczynają topnieć po wypadnięciu z chmury. Mżawka - gęsty, dość jednorodny opad, składający się z bardzo drobnych kropli wody o średnicy mniejszej niż 0,5 mm. Jest to najlżejsza forma deszczu, która wypadać może z chmur stratus, jeżeli powietrze pod chmurą jest wilgotne. Śnieg - opad kryształków lodu, z których większość ma budowę rozgałęzioną. Wypada z chmur, gdy temperatura przy powierzchni ziemi jest w granicach 0 °C i nieco poniżej. Krupy śnieżne - opad białych, nieprzeświecających ziaren lodu; ziarna te mają kształt kulisty lub stożkowy i średnice od 2 do 5 mm. Powstają w warunkach szybkiego wzrostu kryształków lodowych. Grad - opad kulek lub bryłek lodu o średnicach od 5 do 50 mm, niekiedy większych, o wyraźnie warstwowej budowie. Powstaniu sprzyjają silne prądy wstępujące i duża wodność chmur. Cząstka lodu wielokrotnie wznosi się i opada, rozrastając się do dużych rozmiarów wskutek wielokrotnego zderzania się z przechłodzonymi kroplami. Szadź - osad lodu, powstaje przy nagłym zamarzaniu bardzo małych przechło- dzonych kropelek wody (mgły lub chmury). 9. Masy powietrza i fronty atmosferyczne 9.1. Masy powietrza Masę powietrza stanowi duża objętość powietrza, której właściwości, takie jak temperatura i wilgotność, są podobne w dowolnym kierunku poziomym i na każdej wysokości. Masa powietrza może obejmować tysiące kilometrów sześciennych. Aby masa powietrza uformowała się, musi przebywać przez dostatecznie długi czas nad określonym obszarem, zwanym obszarem źródłowym. Nabiera wówczas powoli cech charakterystycznych dla tego obszaru. Jakie więc główne warunki musi spełniać obszar źródłowy? Przede wszystkim powinien być płaski, o względnie jednakowym składzie i charakteryzować się słabymi wiatrami. Najlepiej powinien być to region zdominowany przez typ pogody antycyklonalnej - wyżowej. Obszary źródłowe mogą więc stanowić zimą równiny Arktyki pokryte śniegiem lub lodem, a latem powierzchnie oceanów podzwrotnikowych i tereny pustynne. 9.2. Klasyfikacja mas powietrza W zależności od obszaru źródłowego wyróżnia się 4 podstawowe rodzaje mas: • arktyczne (A) na półkuli północnej lub antarktyczne na półkuli południowej, • polarne (P), charakterystyczne dla umiarkowanych szerokości geograficznych, • zwrotnikowe (Z), • równikowe (R). Ze względu na charakter obszaru źródłowego, tzn. czy stanowi go ląd czy woda, w każdym rodzaju wyróżnia się typ mas morskich (m) lub typ mas kontynentalnych (k). Wyjątek stanowią masy powietrza równikowego, w przypadku których nie wprowadza się zróżnicowania, są one bowiem stale bardzo wilgotne. Istnieją również inne klasyfikacje mas powietrza. Masy dzieli się tylko na cztery kategorie w zależności od obszaru źródłowego. Masy, które pochodzą z obszarów polarnych, biegunowych są określane jako polarne, a te, które formują się w obszarach zwrotnikowych - jako zwrotnikowe. Jeżeli dalej obszarem źródłowym jest ląd, to masy te klasyfikuje się jako kontynentalne, a jeżeli woda - masy morskie. W zimie najchłodniejsze masy polarne określa się jako arktyczne (A). 148 Kryterium termicznej klasyfikacji mas powietrza jest relacja między temperaturą przemieszczającej się masy a temperaturą podłoża, na który napływa. Wyróżnia się masę chłodną, jeśli napływając nad dany teren wywołuje ochłodzenie, sama natomiast ogrzewa się od cieplejszego podłoża. Z kolei masa ciepła podczas przemieszczania się nad chłodniejszym podłożem stopniowo sama ochładza się, powodując ocieplenie. Wprawione w ruch masy powietrza, przemieszczając się nad nowymi terenami, podlegają więc modyfikacjom, zwanym transformacjami. Powoli, w trakcie ruchu i w miarę oddalania się od obszarów źródłowych, masy powietrza zaczynają tracić swoje pierwotne właściwości: ogrzewają się lub ochładzają, zmieniają wilgotność właściwą. O takich masach mówimy jako o przetransformowanych lub starych (s). Określenie właściwości masy powietrza jest bardzo ważne z punktu widzenia zjawiska rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń w atmosferze. Z napływem bowiem ciepłej lub chłodnej masy powietrza wiąże się charakterystyczny typ termicznej równowagi atmosfery, który wpływa na dyfuzję turbulencyjną. Ciepła masa powietrza napływając na dany obszar stopniowo się ochładza, dlatego najchłodniejsze powietrze znajduje się najniżej, w warstwie przyziemnej. Ustala się dzięki temu równowaga stała, z często występującą inwersją temperatury. W przypadku masy chłodnej tworzą się sprzyjające warunki do unoszenia się powietrza (najcieplejsze powietrze znajduje się najniżej), a więc powstawania pionowych prądów konwekcyjnych. Ustala się więc równowaga chwiejna, sprzyjająca dobremu rozprzestrzenianiu się zanieczyszczeń w atmosferze. Znajomość właściwości napływających mas powietrza oraz procesów zachodzących między podłożem a przemieszczającą się masą ma istotne znaczenie w prognozowaniu stanu jakości powietrza. 9.3. Masy powietrza w Polsce Nad Polskę napływają trzy z czterech głównych rodzajów mas powietrza. Dominują masy powietrza polarnego (PP), charakterystycznego dla umiarkowanych szerokości geograficznych, następnie masy powietrza arktycznego (PA) i masy powietrza zwrotnikowego (PZ). Czwarty rodzaj mas powietrza - powietrze równikowe (PR) nie dociera do Polski. Ogólną klasyfikację mas powietrza charakterystycznych dla obszaru Polski podano w tabeli 9.1. Powietrze zwrotnikowe formuje się w pasie wyżów okołozwrotnikowych: powietrze zwrotnikowo-morskie w obszarze Wyżu Azorskiego nad Atlantykiem, natomiast zwrotnikowo-kontynentalne - w północnej Afryce lub obszarach Bliskiego Wschodu i Azji Centralnej. Powietrze to dociera do Polski przeciętnie tylko przez 2% dni w roku, głównie latem. 149 Tabela 9.1. Główna klasyfikacja mas powietrza charakterystycznych dla Polski Obszar źródłowy Woda masy morskie (m) Ląd masy kontynentalne (k) Masy polarne (P) Pm masy wilgotne, zimą ciepłe, latem chłodne i chwiejne Pk masy ciepłe i suche latem, zimą suche i chłodne Masy zwrotnikowe (Z) Zm masy ciepłe i bardzo wilgotne Zk masy bardzo ciepłe i suche Masy arktyczne (A) Am masa chłodna o znacznej chwiejności, przeźroczysta Ak masa chłodna o znacznej chwiejności latem, zimą stała stratyfikacja, przeźroczysta Powietrze arktyczne, formujące się w obszarach podbiegunowych, napływa znad Morza Norweskiego i północnej Skandynawii oraz znad Grenlandii. Powietrze to odznacza się dużą przezroczystością, znacznymi spadkami temperatur oraz małym zachmurzeniem. W skali roku masy te zalegają nad obszarem Polski przez około 4% dni. Powietrze polarne formuje się w umiarkowanych szerokościach geograficznych, głównie w południowej i centralnej części strefy wiatrów zachodnich. Powietrze po- larno-morskie dociera nad Polskę znad Atlantyku, natomiast polarno-kontynentalne z umiarkowanych szerokości kontynentu euroazjatyckiego. Najczęściej nad Polskę napływają masy polarno-morskie, często już w stanie prze- transformowania (PPms). Świeże masy powietrza polarno-morskiego odznaczają się znaczną wilgotnością, dużym zachmurzeniem i opadami deszczu. W zimie sprowadzają okresowe ocieplenie i odwilże, latem natomiast ochłodzenie. Masy powietrza polarno-kontynentalnego przynoszą latem pogodę słoneczną, gorącą i suchą, a zimą pogodę mroźną z niewielkim zachmurzeniem. Masy te odznaczają się znacznym zapyleniem i z ich napływem pogarsza się widzialność w atmosferze. 9.4. Fronty atmosferyczne Frontem atmosferycznym nazywamy strefę przejściową między dwiema masami o różnej gęstości. Ponieważ różnice gęstości są często powodowane przez różnice temperatur, front rozdziela więc najczęściej dwie masy o różnych temperaturach (również i o różnej wilgotności). Fronty główne występują między czterema podstawowymi rodzajami mas powietrza, a więc: • front arktyczny, między masami powietrza polarnego i arktycznego, • front polarny - między masami powietrza polarnego i zwrotnikowego, • front zwrotnikowy - między masami powietrza zwrotnikowego i równikowego. Front zwrotnikowy jest faktycznie międzyzwrotnikową linią zbieżności pasatów i nie wykazuje zróżnicowania termicznego. o Rys. 9.1. Mapa synoptyczna z frontami atmosferycznymi 151 Oprócz frontów głównych wyróżnia się fronty wtórne, które występują w obrębie tej samej masy, ale o zróżnicowanych cechach. Na rysunku 9.1 przedstawiono mapę synoptyczną ilustrującą cztery rodzaje frontów. Front stacjonarny - faktycznie jest to tylko fragment tego frontu, na zachód od Wysp Brytyjskich. Dla frontu stacjonarnego trudno jest wyróżnić charakterystyczny układ chmur i opadów. Na froncie tym masy powietrza o różnych gęstościach poruszają się w przeciwnych kierunkach i mogą tworzyć się fale. Dlatego też wzdłuż frontu pogoda zmienia się, nabierając cech frontu ciepłego lub chłodnego. Front chłodny - nad Wyspami Brytyjskimi i w Rosji. Front chłodny związany jest z ruchem powietrza zimnego wypierającego powietrze ciepłe. Chłodna masa powietrza przemieszcza się w kierunku ciepłej masy, wślizguje się pod powietrze ciepłe, a tarcie powoduje przyhamowanie jej ruchu przy powierzchni Ziemi. Ze względu właśnie na wpływ tarcia, kąt nachylenia powierzchni frontalnej do poziomu, w czołowej części, jest większy niż w przypadku frontu ciepłego (rys. 9.2). Ruchy pionowe na powierzchni czołowej są bardzo szybkie, co prowadzi do wzrostu chwiejności w atmosferze, sprzyjającej rozwojowi chmur kłębiastych. Pojawią się w kolejności chmury pierzaste (Ci) i warstwowo-pierzaste (Cs) (powstałe z rozpadu (dysypacji) chmur Cb), średnie kłębiaste (Ac) oraz kłębiaste deszczowe (Cb). Front chłodny przemieszcza się szybko, niejednokrotnie z prędkością około 50 km/h. Im szybciej się przesuwa, tym bardziej potęgują się towarzyszące jemu zjawiska meteorologiczne. 4 ■■ 2 ■■ 0 {■: Cb MII Ciepłe powietrze "► ► ^«3e» ) °C ,-r*\ --B-2~i---- Cu >» ► m- 0 200 400 600 800 I I I Krople deszczu km ZZ Unoszone krople mgły Rys. 9.2. Front chłodny Front ciepły - nad Danią i Litwą. Masa ciepła wypiera masę chłodną. Masa ciepła jest lżejsza, nie może więc wślizgnąć się pod masę chłodną, lecz powoli nachodzi na nią. W związku z tym powierzchnia frontalna jest nachylona do poziomu pod małym kątem (rys. 9.3). Powolne wznoszenie się powietrza ciepłego po klinie powietrza chłodnego prowadzi do adiabatycznego ochłodzenia powietrza, kondensacji pary wodnej 152 i formowania się rozległego systemu chmur pierzastych i warstwowych. Około 1200 km przed linią frontu (miejscem zetknięcia się z powierzchnią Ziemi) pojawią się chmury pierzaste (Ci), stopniowo przechodzące w chmury pierzasto-warstwowe (Cs). Jeżeli masa powietrza ciepłego jest chwiejna, można również zobaczyć chmury pierzasto- -kłębiaste (Cc). Dalej nachodzą chmury średniego piętra (Ac i As), przez które Słońce prześwieca jak przez matowe szkło. Mogą wypadać płatki śniegu, z czasem proces ten nasila się. Czy dotrą one jednak do powierzchni Ziemi, zależy to od temperatury powietrza chłodnego. Około 600 km przed linią frontu można obserwować chmury warstwo- wo-deszczowe (Ns). Ciśnienie zaczyna powoli spadać. Opady śniegu przechodzą w opady ciągłe zmrożonego deszczu, deszczu i w końcu mżawki. Zbliżając się do linii frontu, temperatura wzrasta, tworzą się chmury warstwowe (St) o znacznie mniejszej grubości niż warstwowo-deszczowe (Ns) i pojawia się mgła. Charakterystycznym zjawiskiem dla frontu ciepłego jest inwersja temperatury, którą obserwuje się w obszarze wyżej położonej powierzchni frontalnej. Jest ona wynikiem nasunięcia cieplejszej masy powietrza nad masą stosunkowo chłodniejszą od niej. Dla przypomnienia, warstwy inwersji temperatury charakteryzują się wysokim stopniem stałości równowagi i stanowią warstwy hamujące dla konwekcji i związanego z nią transportu turbulencyjnego ciepła, pary wodnej i różnych zanieczyszczeń unoszących się w powietrzu. Z tego powodu mają duże znaczenie w termodynamice atmosfery. Grubość warstwy inwersji frontowych jest stosunkowo niewielka - sięga kilkudziesięciu metrów. Krople deszczu Unoszone krople mgły Rys. 9.3. Front ciepły Charakterystyczne cechy pogody związane z przemieszczaniem frontu chłodnego i ciepłego zamieszczono w tabeli 9.2. Front zokludowany lub front okluzji - w obszarze Ukrainy i Morza Norweskiego - tworzy się w chwili, gdy front chłodny dogania front ciepły i wypiera ciepłe powietrze do góry. W ten sposób dwie masy powietrza chłodnego, jedna bardziej chłodna od drugiej, połączą się, a ich powierzchnia styku utworzy front okluzji. W przekro- 153 ju pionowym, w obszarze frontu okluzji stykają się faktycznie trzy masy powietrza - dwie chłodne i jedna ciepła. W zależności od tego, czy masa chłodna za frontem chłodnym jest cieplejsza od masy chłodnej przed frontem ciepłym, czy odwrotnie, mówimy o okluzji ciepłej lub okluzji chłodnej. Przekrój przez okluzję chłodną przedstawiono na rysunku 9.4. Tabela 9.2. Charakterystyczne cechy frontu ciepłego i chłodnego Front ciepły Zwiastun: Ci przechodzący w Cs (około 1200 km przed linią frontu) Spokojne nasuwanie się powietrza ciepłego po mało nachylonym klinie Adiabatyczne ochłodzenie prowadzi do powstania systemu chmur: Ci, Cs, As, Ns, St Długotrwałe opady deszczu Zmiana kierunku wiatru z południowo-wschodniego na południowy lub południowo-zachodni Ciśnienie powoli obniża się za frontem, temperatura wzrasta, zachmurzenie zmniejsza się Front chłodny Zwiastun: Ac soczewkowaty (około 50 km przed linią frontu) Ostro atakująca masa chłodna po powierzchni ściętej Gwałtowne prądy wstępujące prowadzą do powstania chmury Cb Opady przelotne o charakterze burzowym Zmiana kierunku wiatru z południowo-zachodnie- go na północno-zachodni Ciśnienie wzrasta, temperatura obniża się, zachmurzenie zmienne 0 200 400 600 800 Krople deszczu km Unoszone krople mgły Rys. 9.4. Okluzja chłodna Front okluzji ma jednocześnie cechy frontu ciepłego i chłodnego, co przejawia się w charakterystycznym układzie chmur. W przypadku okluzji ciepłej pojawią się najpierw chmury typowe dla frontu ciepłego, tj. Ci, Cs, As i Ns, a następnie dla frontu chłodnego - Cb, który jest wbudowany w Ns. Podczas przechodzenia frontu zokludowanego chłodnego (okluzja chłodna) zachmurzenie w piętrze niskim jest małe, układ chmur górnych natomiast jest podobny do układu podczas okluzji ciepłej. Omówione fronty atmosferyczne są tylko częścią całych systemów barycznych - niżów barycznych w umiarkowanych szerokościach geograficznych. 10. Cyklony umiarkowanych szerokości geograficznych Umiarkowane szerokości geograficzne rozciągają się pomiędzy 30. i 60. stopniem. W strefie tej przebiega front polarny rozgraniczający masy powietrza chłodnego polarnego od mas ciepłych zwrotnikowych. Z układem tym związane są obszary niskiego i wysokiego ciśnienia, których ruchem „kierują" silne prądy strumieniowe, obecne w górnej troposferze. W większości przypadków ruch tych mezoskalowych systemów odbywa się z zachodu na wschód. Zasadniczą jednak cechą cyrkulacji atmosfery w umiarkowanych szerokościach geograficznych jest działalność cyklonalna. Rozumie się przez nią stałe powstawanie, rozwój i zanikanie układów cyklonalnych, czyli niżów barycznych. Szczególnie często formują się one na froncie polarnym. Teorię frontu polarnego rozwinęła w latach 20. grupa naukowców z Bergen w Norwegii kierowana przez Wilhelma Bjerknesa. Teoria ta w ogólnych zarysach nie straciła na aktualności do dziś i znajduje od wielu lat potwierdzenie na satelitarnych zdjęciach Ziemi. Cykl rozwojowy cyklonu strefy umiarkowanej według teorii falowej Bjerknesa rozpoczyna się na froncie polarnym (rys. 10.1). Na rysunku 9.2 przedstawiono fragment frontu polarnego jako front stacjonarny. Stanowi on bruzdę obniżonego ciśnienia między dwoma obszarami podwyższonego ciśnienia. Zimne powietrze na północy i ciepłe powietrze na południu poruszają się równolegle, ale w przeciwnych kierunkach. Ten typ ruchu omówiono wcześniej przy zjawisku turbulencji czystego nieba (CAT). Okazuje się, że na styku warstw powietrza, poruszającego się równolegle z różnymi prędkościami lub w różnych kierunkach, mogą powstać zaburzenia. W początkowej fazie powstają zafalowania powietrza. Z biegiem czasu fala wykształca się wyraźniej i zaburzenie przechodzi z falowego w wirowe. Według twórców teorii frontu polarnego, zafalowania takie powstają na froncie polarnym i nazwane zostały falami frontalnymi. Przez analogię do fal morskich, fale frontalne muszą powoli się rozbudowywać, załamywać i zanikać. Patrząc się na nowo wytworzoną falę frontalną widzimy, że ruch mas powietrza przybrał w niej kierunek cyklonalny (przeciwny do kierunku ruchu wskazówek zegara). Powietrze chłodne przemieszcza się w kierunku południowym lub południowo-zachodnim, wypychając powietrze ciepłe w kierunku północnym lub północno-wschodnim. Obszar najniższego ciśnienia, w miejscu połączenie dwóch czołowych powierzchni frontów, tj. chłodnego i ciepłego, jest określany jako centrum niżu (cyklonu falowego). 155 a) c) A A A e) Front stacjonarny Front chłodny b) d) f) ^A^A-A Front ciepły Front zokludowany Rys. 10.1. Stadia rozwoju cyklonu strefy umiarkowanej według teorii frontu polarnego Bjerknesa Gdy chłodny front zaczyna wypierać ciepłe powietrze do góry wzdłuż powierzchni frontalnej i jednocześnie ciepłe powietrze wślizguje się na chłodne wzdłuż frontu ciepłego, w obu strefach frontu pojawiają się opady atmosferyczne. Jednocześnie cały układ, kierowany przez wiatry górne, przemieszcza się w kierunku wschodnim lub północno-wschodnim i z czasem (od 12 do 24 h) staje się w pełni wykształconą falą 156 odkrytą. Ciśnienie w centrum jest coraz niższe, izobary zakrzywiają się, a za nimi linie wiatru, które zaczynają zbiegać się w centrum niżu. Opady tworzą już szeroką strefę wzdłuż frontu ciepłego i znacznie węższą wzdłuż chłodnego. W miarę wcinania się frontu chłodnego pod powietrze ciepłe i wznoszenia się powietrza ciepłego, obszar między chłodnym i ciepłym frontem, zwany sektorem ciepłym (lub wycinkiem ciepłym), zawęża się. W sektorze tym przeważa pogoda z małym zachmurzeniem, okresowo wzrastającym do dużego, z możliwością wystąpienia burz. W trakcie ruchu fali odkrytej w kierunku wschodnim stale obniża się ciśnienie, wiatry wieją z coraz większą prędkością i coraz szybciej poruszający się front chłodny ściska powietrze ciepłe, wypychając je do góry, aż w końcu dogoni front ciepły i utworzy się front zokludowany. W tej chwili ciśnienie osiąga najmniejszą wartość, a strefa opadów jest największa. Punkt okluzji, gdzie spotykają się trzy fronty: ciepły, chłodny i okluzji, określa się jako punkt potrójny. Należy zauważyć, że w tym punkcie ułożenie frontu chłodnego i ciepłego przypomina stadium fali odkrytej (rys. 10.Id). W tym miejscu może więc powstać nowa fala, zwana falą wtórną, dająca początek rozwojowi nowego układu lub całej serii (rodzinie) niżów barycznych. Ponieważ w stadium okluzji różnice między właściwościami mas zanikają (dwie chłodne masy), a masa ciepła została wyniesiona do wyższych poziomów, toteż układ wyczerpuje źródło swojej energii i powoli zaczyna zanikać. Cykl „życia" cyklonu falowego trwa od kilka dni do ponad tygodnia. Patrząc się na kolejne stadia rozwoju cyklonu falowego, nasuwa się analogia do tworzących się zawirowań w rzece. Powstające za przeszkodą wiry turbulencyjne przemieszczają się wzdłuż kierunku płynącej rzeki i następnie stopniowo zanikają. Przedstawiony obraz modelu frontu polarnego jest bardzo uproszczony i stanowi tylko podstawę do zrozumienia tych skomplikowanych układów. Nie jest on natomiast jedynym mechanizmem powstawania cyklonu strefy umiarkowanej. Zastanówmy się obecnie, skąd pochodzi energia dla całego systemu? Okazuje się, że z kilku źródeł. Masy ciepłego powietrza unoszą się, natomiast masy chłodnego osiadają - podczas tego procesu przesuwa się środek ciężkości całego układu, co powoduje uwolnienie się pewnej ilości energii potencjalnej i przemianę jej w energię kinetyczną, tj. energię ruchu cyklonu. Procesy kondensacji dostarczają energii w postaci wyzwalanego ciepła utajonego. Systemy te zasilane są również przez energię kinetyczną prądów strumieniowych w górnych warstwach atmosfery. Wróćmy do wcześniejszych rozważań. W warstwie przyziemnej przepływ masy w niżu odbywa się w kierunku jego centrum i ma charakter zbieżności poziomej masy (konwergencji). Ponieważ masy powietrza „zbiegają się" w centrum niżu, musi więc istnieć mechanizm usuwania nadmiaru masy. Mechanizmem tym jest wielkoskalowy ruch pionowy, określany jako wstępujący. Unoszące się masy powietrza muszą gdzieś „rozpływać się". Okazuje się, że powyżej centrum niżu (około 6 kilometrów i więcej) linie prądu, obrazujące ruch powietrza, stają się rozbieżne. Dopóki przyziemna konwergencja jest równoważona przez dywergencję (rozbieżność) w wyższych warstwach tro- 157 posfery, dopóty ciśnienie w niżu nie zmienia się. Gdy ciśnienie przy powierzchni Ziemi zaczyna zmniejszać się, oznacza to, że dywergencja w wyższych warstwach troposfery jest większa od przyziemnej konwergencji. Mówimy wówczas, że niż pogłębia się. Wzrasta poziomy gradient ciśnienia, co z kolei pociąga za sobą wzrost prędkości wiatru. W górnej troposferze mamy więc do czynienia z mechanizmem podobnym do pompy ssąco-tłoczącej. Powietrze zostaje zasysane z dolnych warstw atmosfery do górnych, tam jest przetłaczane i wtłaczane z powrotem do dolnej troposfery. Rolę tę spełniają prądy strumieniowe. Już wcześniej niejednokrotnie podkreślano ich związek z układem sytuacji pogodowych w przyziemnej warstwie atmosfery w umiarkowanych strefach geograficznych. Rozbieżność linii prądu strumieniowego powoduje powstanie prądów wstępujących i zbieżność masy przy powierzchni Ziemi, a więc wytworzenie się ośrodka niskiego ciśnienia. Odwrotnie, ich zbieżność wywołuje powstanie prądów zstępujących i rozbudowanie się wyżu przy powierzchni Ziemi. Obszary zbieżności i rozbieżności są związane ze zmianę kierunku lub prędkości wiatru w prądzie strumieniowym. Rozbieżność linii występuje w miejscach, gdzie prąd strumieniowy zmienia kierunek z przeciwnego do ruchu wskazówek zegara na zgodny, tj. po wschodniej stronie zatoki. Rozbieżność w górnej troposferze wywołuje spadek ciśnienia przy powierzchni Ziemi. Aby zrozumieć istotę układów barycznych oraz móc przewidzieć ich powstawanie i dalszy rozwój, należy wiedzieć, co dzieje się w górnej troposferze. Fronty i cyklony rozciągają się w pionie na duże wysokości i stamtąd czerpią energię potrzebną do ich powstania. 11. Cyklony tropikalne Cyklony tropikalne potocznie zwane są huraganami lub tajfunami. Są to układy ciśnienia o bardzo dużych gradientach. Prędkości wiatru w cyklonie mogą dochodzić do 100 m/s. Zawsze towarzyszą im silne, ulewne deszcze. Powstają na obu półkulach, pomiędzy 5° a 25° szerokości geograficznej. Cyklony tropikalne są klasycznymi przykładami cyrkulacji generowanej termicznie. Tworzą się nad tropikalnymi obszarami oceanów, w strefie słabych wiatrów, dużej wilgotności powietrza w całej jego masie oraz gdy powierzchnia wody ma temperaturę około 26 °C lub więcej. W odróżnieniu od burz, którym do powstania wystarczy silny prąd konwekcyjny, cyklony tworzą się w obszarach zbieżności prądów powietrznych przy powierzchni ziemi (w obszarach niskiego ciśnienia). W odróżnieniu od cyklonów strefy umiarkowanej, powstają one w tej samej masie powietrza i nie towarzyszą im fronty atmosferyczne. Energię swoją czerpią z wyzwalającego się ciepła utajonego podczas procesów kondensacji wielkiej ilości pary wodnej zawartej w ciepłym i wilgotnym powietrzu zalegającym nad obszarami mórz. Charakterystyczny dla cyklonów tropikalnych jest układ prądów powietrznych (rys. 11.1). 15-- 10 ■■ -l/i O M ST O J r/i Chłodne I Oko | Ciepłe 500 km Rys. 11.1. Model przepływu powietrza w cyklonie tropikalnym 159 Przy powierzchni ziemi powietrze podąża w kierunku centrum cyklonu, zwanego okiem cyklonu. Wzdłuż oka zaczyna wznosić się, woda kondensuje się, tworząc potężne chmury burzowe, z których powstaje silny, ulewny deszcz. Przy wierzchołku chmury powietrze, już jako suche, straciło bowiem znaczną część wilgoci podczas wznoszenia się, rozpływa się na zewnątrz, dając początek ruchowi mas powietrza w kierunku zgodnym ze wskazówkami zegara (prądy rozbieżne). Nad centrum cyklonu, na dużych wysokościach ciśnienie więc wzrasta, inicjując kierunek ruchu powietrza w kierunku ziemi. Powietrze osiada i ogrzewa się. W oku cyklonu powietrze jest więc stosunkowo suche i cieplejsze od powietrza na zewnątrz. Panuje w nim również pogoda prawie bezwietrzna. Powstające cyklony przemieszczają się z ogólnym ruchem powietrza w strefie pasatów, a więc ze wschodu na zachód, niejednokrotnie zmieniając kierunek na północ (półkula północna) lub południe (półkula południowa). Średnia prędkość ich przemieszczania mieści się w zakresie od 10 do 20 km/h. Czas ich życia wynosi od kilku do kilkunastu dni. Po wejściu na kontynent szybko zanikają pod wpływem zwiększonego tarcia. Zanikowi ulegają również po przekroczeniu strefy wiatrów zachodnich. Cyklony tropikalne stanowią bardzo niebezpieczne zjawisko, jeśli weźmie się pod uwagę siłę zniszczeń, jaka często towarzyszy ich pojawieniu się. W związku z tym wykorzystuje się obecnie najnowsze osiągnięcia myśli technicznej w celu śledzenia ich narodzin i wędrówki, aby opracować systemy jak najwcześniejszego ostrzegania ludzi. Dokonany w niniejszym rozdziale przegląd niektórych mechanizmów w układach cyklonalnych w niewielkim stopniu oddaje całe bogactwo i różnorodność tych ruchów w atmosferze. Warto jednak zwrócić uwagę na wyraźny mechanizm wzajemnego oddziaływania ruchów różnych skal. Ruchy skal większych dostarczają energii ruchom skal mniejszych, głównie w postaci energii kinetycznej, i odwrotnie - ruchy o skalach mniejszych oddziałują na ruchy o skalach większych, głównie przez dyfuzję turbulencyjną. Powstawanie natomiast, intensyfikacja oraz zanik tych ruchów jest powodowany termicznymi właściwościami powietrza. Podsumowując - za wszystko odpowiedzialne jest S�?O�?CE. 12. Chemia atmosfery Od lat 60. XX wieku wiedza o procesach chemicznych przebiegających w atmosferze znacznie się rozszerzyła. Coraz bardziej stawało się oczywiste, że wywołana działalnością człowieka emisja wielu substancji do atmosfery prowadzi do zakłóceń naturalnych cykli pierwiastków i ich związków. Z biegiem lat zaczęto nawet kojarzyć pewne zaburzenia klimatyczne z wprowadzaniem do atmosfery różnych zanieczyszczeń. Dotychczas nie udało się udowodnić związku między substancjami emitowanymi do atmosfery a zmianami klimatu, nie podlega jednak dyskusji wpływ tych substancji na lokalne zmiany właściwości atmosfery. Czy problem ten będzie narastać i prowadzić do zmian globalnych? - pytanie to stanowi obecnie przedmiot licznych dyskusji. Nie możemy mówić o chemii atmosfery, pomijając cały system, jaki stanowi atmosfera. Zanieczyszczenia są emitowane do powietrza, tam mieszają się i następnie są rozprowadzane siecią prądów powietrznych, zarówno w warstwie przyziemnej, jak i wyższych warstwach. Cały ten przepływ jest ściśle powiązany z procesami kształtującymi pogodę i klimat. W czasie przepływu zanieczyszczenia podlegają dyfuzji, przemianom chemicznym i procesom usuwania z atmosfery. Zagadnienia związane z chemicznymi procesami oraz skomplikowanymi reakcjami wykraczają poza ramy tej książki, dlatego też uproszczono je w stopniu koniecznym do zrozumienia, jak oddziałuje atmosfera na przemiany chemiczne i jak przemiany chemiczne wpływają na właściwości atmosfery. Prawidłowe podejście do chemii atmosfery wymaga bowiem rozwiązania nie tylko równań chemicznych kinetycznych, ale również równań termodynamicznych i uwzględnienia, w razie konieczności, innych procesów fizycznych przebiegających w atmosferze, jak np. z dziedziny fizyki chmur i opadów. Atmosferę możemy porównać do dużego zbiornika wody (rezerwuaru). Ma on określone właściwości fizyczne, chemiczne i biologiczne, w założeniu jednakowe w całej swojej objętości. Rezerwuarem może być atmosfera jako całość, poszczególne jej warstwy lub wydzielona objętość. Zachwianie równowagi w zbiorniku oznacza wzrost lub spadek poziomu wody i analogicznie w atmosferze wzrost lub spadek stężenia dowolnej substancji. Następne pojęcie to strumień, tj. ilość specyficznej substancji, która przemieszcza się z jednego rezerwuaru do drugiego w ciągu określonego czasu. Przykładem mogą być: ilość odparowywanej wody z powierzchni Ziemi, szybkość konwersji metanu do C02 w atmosferze, ilość przemieszczającego się ozonu ze stratosfery do troposfery. 161 Musimy również rozważać źródła i upusty, które rozumieć należy jako szybkości tworzenia się lub niszczenia określonej substancji w ramach rezerwuaru. Przykładami są: fotochemiczna produkcja lub destrukcja ozonu; ubytek S02 i jednoczesny wzrost ilości aerozolu siarczanowego. Z kursu chemii wiemy, że przemiana jednej substancji w drugą powoduje zmianę stężenia obu tych substancji w środowisku reakcji. W atmosferze procesy są bardziej skomplikowane, zmiany stężeń substancji mogą bowiem być również wynikiem napływu nowych mas powietrza niosących inne stężenia lub zmianami fizycznymi zachodzącymi w samych masach powietrza (np. zmiana objętości porcji powietrza wskutek rozprężania powoduje zmianę stężenia). Atmosfera jest środowiskiem utleniającym. Głównymi substancjami utleniającymi w atmosferze są: rodnik hydroksylowy (OH'), rodnik wodoronadtlenkowy (H0'2), organiczne rodniki nadtlenkowe (R0'2), ozon (03), azotan nadtlenku acetylu (PAN), nadtlenek wodoru (H202), organiczne wodoronadtlenki (ROOH) i rodnik azotanowy (NOj). Także większość emitowanych przy powierzchni Ziemi związków zawierających węgiel, wodór, siarkę, azot i inne pierwiastki nie przedostaje się zbyt wysoko. Utleniają się one, prowadząc do powstania trwałych związków, np. dwutlenku węgla lub takich, które łatwo są usuwane z atmosfery w wyniku procesów suchego osiadania i wymywania, jak np. HN03 lub H2S04. W atmosferze zachodzą reakcje fotochemiczne. Są one procesami chemicznymi indukowanymi przez promieniowanie słoneczne, tj. procesami, w których energia światła jest zużywana do przeniesienia cząsteczek ze stanu podstawowego do stanów wzbudzonych. Wzbudzona cząsteczka uczestniczy dalej w przemianach chemicznych. Wśród procesów fotochemicznych wyróżnia się procesy pierwotne oraz wtórne. Pierwotne procesy w atmosferze prowadzą przede wszystkim do powstania nietrwałych lub reaktywnych związków, które reagują następnie w procesach wtórnych, tworząc dalej trwałe produkty (fotoprodukty). Przykładem pierwotnych procesów fotochemicznych mogą być reakcje fotodysocjacji, między innymi: • cząsteczek tlenu ozonu dwutlenku azotu formaldehydu HCHO chloru 02 + /2K->0 + 0 (12.1) 03 + /2K->0 + 02 (12.2) N02 + /2K->NO + 0 (12.3) HCHO + /2K->H + HCO' (12.4) Cl2 + /2K->2Cr (12.5) h v - foton o odpowiedniej długości fali, HCO\ Cl* - wolne rodniki. 162 Powstałe wzbudzone atomy lub wolne rodniki uczestniczą w dalszych procesach pierwotnych, na przykład: 0 + 02+M->03+M (12.6) 0 + H20->2HO' (12.7) H + 02+M-> HO'2 + M (12.8) CHO' + 02 -> H0'2 + CO (12.9) gdzie M oznacza trzecie ciało. Może nim być cząsteczka N2 lub 02. Trzecie ciało nie reaguje chemicznie. Jego rola sprowadza się do przejęcia nadmiaru energii kinetycznej wyzwolonej w czasie reakcji. Jak wynika z tych rozważań, jednymi z ważniejszych pierwotnych produktów przemian fotochemicznych w atmosferze są: ozon i wolne rodniki. 12.1. Wolne rodniki i ozon Wolne rodniki są cząsteczkami mającymi przynajmniej jeden wolny (niesparowa- ny) elektron. Są układami bardzo reaktywnymi. Reagują albo z cząsteczkami obojętnymi, dając inne wolne rodniki reagujące dalej, aż do utworzenia trwałych produktów, albo z innymi rodnikami. Reakcje wolnorodnikowe charakteryzują się dużą szybkością oraz złożonym mechanizmem. Złożoność wynika min. z tego, że powstały w prostym procesie pierwotnym twór może prowadzić do różnorodnych produktów końcowych (fotoproduktów). Przykładem może być rodnik OH', który jest fragmentem bardzo stabilnej cząsteczki wody i aby powrócić do jej struktury, „zabiera" atom wodoru z innej molekuły w pobliżu. A ponieważ w atmosferze, zwłaszcza zanieczyszczonej, znajduje się wiele różnych cząsteczek zawierających atomy wodoru, toteż rodnik ten może uczestniczyć w różnorodnych reakcjach chemicznych. Rodnik OH', jeden z najbardziej reaktywnych chemicznie związków, spełnia rolę „atmosferycznego detergentu", gdyż powoduje utlenienie wielu zanieczyszczeń powietrza do takiej postaci, że stają się rozpuszczalne w wodzie deszczowej, a więc łatwo są usuwane z atmosfery. Rodniki H0'2 i R0'2 utleniają tlenek azotu (NO) do dwutlenku azotu (N02) i w ten sposób kontrolują proces fotochemicznego tworzenia się ozonu. Natomiast H202 i w mniejszym stopniu 03 są głównymi utleniaczami odpowiedzialnymi za konwersję dwutlenku siarki (S02) do kwasu siarkowego. Jakkolwiek należy zdawać sobie sprawę, że znaczenie ozonu w atmosferze nie wynika z jego właściwości utleniających (nie reaguje on łatwo z innymi molekułami obecnymi w powietrzu), lecz przede wszystkim wynika z tego, że stanowi on naturalny filtr absorbujący krótkofalowe promieniowanie nadfioletowe oraz przyczynia się do wytworzenia rodnika hydroksylowego. Punktem wyjścia do przemian zanieczyszczeń w atmosferze naturalnej (nie zanieczyszczonej) jest reakcja 163 03 + /2K(<315nm)->0 + 02 (12.10) gdzie O jest wzbudzonym atomem tlenu. Następnie około 1% ze wzbudzonych atomów tlenu reaguje z parą wodną, wytwarzając rodniki hydroksylowe 0 + H20->20H' (12.11) Rodniki te tworzą się również w reakcji z metanem O + CH4 -> OH' + CK, (12.12) Rodniki hydroksylowe wchodzą w dalsze reakcje z większością zanieczyszczeń obecnych w atmosferze (węglowodorami, aldehydami, tlenkiem węgla, tlenkami azotu, dwutlenkiem siarki i innymi). Reakcje OH* z tlenkiem węgla (CO) i lotnymi związkami organicznymi (LZO) prowadzą do wytworzenia nowej grupy rodników: rodnika H02 i rodników organicznych, min. R (wolny rodnik organiczny) i R0'2 (wolny rodnik nadtlenku organicznego). Do lat 70. uważano, że ozon w troposferze pochodzi ze stratosfery (wymiana powietrza jest możliwa w ramach prądu strumieniowego). W latach 70. Paul Crutzen, laureat Nagrody Nobla, zaproponował nowy mechanizm tworzenia się ozonu w troposferze. Ozon powstaje w wyniku utleniania tlenku węgla, metanu oraz innych naturalnie występujących węglowodorów w powietrzu, rodnikiem OH w obecności NO. Według Crut- zena przemiany te, w zależności od stężeń NO, mogą iść w dwóch kierunkach. W środowisku bogatym w NO (powyżej 0,01 ug/m3) utlenienie metanu prowadzi do wytworzenia ozonu i rodników OH lub HO'2 i przeciwnie w środowisku ubogim w NO (poniżej 0,01 ug/m3) do zaniku rodników i ozonu. Z kolei w warunkach atmosfery zanieczyszczonej, w której w zwiększonych stężeniach pojawiają się NO iN02, CO i LZO, ozon tworzy się w ramach cyklu fotochemicznych reakcji tlenków azotu. Pierwszym etapem jest fotodysocjacja N02 (1 < 430 nm), która przebiega zgodnie z reakcją (12.3). Powstający wolny atom tlenu reaguje szybko z cząsteczką 02 w obecności innych molekuł gazowych, tworząc 03 według reakcji (12.6). Jednocześnie przebiegają reakcje zaniku ozonu (reakcje titracji) NO + 03->N02 + 02 (12.13) Reakcja ta jest najszybsza spośród innych reakcji transformacji związków azotu w powietrzu. Także nawet w warunkach silnego nasłonecznienia reakcja fotodysocja- cji N02 nie jest w stanie odtworzyć strat 03 i NO na skutek reakcji titracji. Reakcje (12.3) i (12.13) zachodzą aż do momentu osiągnięcia stanu fotostacjonarnego (wyrównanie szybkości przebiegających w przeciwnych kierunkach reakcji fotodysocjacji i titracji). Stan ten może zostać naruszony, jeśli pojawią się w atmosferze rodniki organiczne lub rodnik H02 164 N0+ R0'2 ->N02 + RO* (12.14) N0+ HO'-, ->N02 + OH* (12.15) W wyniku tych reakcji powstający N02 podlega następnie fotodysocjacji prowadzącej do wytworzenia dodatkowych ilości ozonu. Reakcje fotochemiczne przebiegające w troposferze zależą od dawki promieniowania ultrafioletowego, które zdoła przedostać się przez wyższe warstwy atmosfery. Ważnym więc czynnikiem w tych przemianach będzie intensywność promieniowania słonecznego, a zwłaszcza promieniowania ultrafioletowego. Oznacza to, ze efektywność procesów fotochemicznych zależeć będzie od pory roku, pory dnia, położenia geograficznego i wysokości nad poziomem morza. Na rysunku 12.1 porównano teoretyczną krzywą dla stanu fotostacjonarnego wyrażoną zależnością JN0 /£NO/o (-Ąro ~ stała szybkości dla reakcji fotodysocjacji N02 przyjęta dla odpowiedniego czasu-sezonu i szerokości geograficznej dla czystego nieba, £NO/o ~ stała szybkości dla reakcji (12.13)) z rzeczywistą krzywą uzyskaną na podstawie pomiarów stężeń NO, N02 i 03 w powietrzu na Szrenicy (23.09.1995) - [NO][03]/[N02]. Na rysunku uwzględniono również czasowy przebieg zmienności intensywności promieniowania. Różnice w wartościach dla obu przebiegów (teoretycznego i rzeczywistego) mogą wynikać z wielu przyczyn, min. z przyjętych stałych szybkości dla przeciętnych warunków w atmosferze, zmiennego zachmurzenia, błędów pomiarowych oraz przebiegu innych reakcji w atmosferze. Zwłaszcza węglowodory i w mniejszym stopniu CO istotnie wpływają na zaburzenia stanu równowagi fotostacjonarnej, gdyż odgrywają ważną rolę w powstawaniu rodników nadtlenko- wych, które utleniająNO do N02 (reakcje (12.14) i (12.15)) bez zużycia ozonu. 40 o £ 30 S xi 2 20 -a Oh 10 o 4:00 8:00 12:00 16:00 czas, h teoretyczny Rys. 12.1. Porównanie krzywej teoretycznej dla stanu fotostacjonarnego z krzywą uzyskaną na podstawie pomiarów stężeń NO, N02 i 03 w powietrzu 165 Dane eksperymentalne dowodzą, że dzienna produkcja ozonu w wyniku procesów fotochemicznych w strefach umiarkowanych wynosi około 20 ug/m3. Tę wartość dodaje się do wartości tła, które kształtuje się na poziomie 60 ug/m3 w warstwie położonej powyżej granicy nocnej inwersji. Zauważalny jest również związek wzrostu stężeń ozonu z intensyfikacją ruchów pionowych w atmosferze oraz z transportem z regionów zasobniej szych w ozon (z mniejszych szerokości geograficznych lub z obszarów o typie pogody wyżowej). Obecnie uważa się, że bogate w ozon masy powietrza stratosferycznego mogą przedostawać się przez tropopauzę do troposfery w warunkach silnego pionowego mieszania turbulencyjnego lub szybkiego osiadania mas powietrza za aktywnym frontem chłodnym. E 40 | 1 8 2- 10 12 1 -- 14 16 -3- - -4 18 20 22 Czas, h Rys. 12.2. Przebiegi 30-min stężeń ozonu i dwutlenku azotu w powietrzu zarejestrowane 21.09.1995 w czterech punktach pomiarowych usytuowanych w pobliżu Szrenicy, 1362 m n.p.m.: 1 - 1342 m n.p.m., 2 - 840 m n.p.m., 3 - 1360 m n.p.m., 4 - 1165 m n.p.m. W czystych rejonach świata różnice stężeń ozonu przy powierzchni Ziemi i w swobodnej atmosferze są niewielkie w związku z porównywalnymi w obu warstwach stężeniami NO. Na obszarach bardziej zanieczyszczonych stężenia przy powierzchni Ziemi odznaczają się dużą zmiennością spowodowaną oddziaływaniem ozonu z zanieczyszczeniami kumulującymi się w warstwie granicznej. Szczególnie nocą, w okresach formowania się nocnej warstwy inwersji temperatury, obserwuje się 166 wyraźne obniżenie stężeń ozonu w tej warstwie w porównaniu do warstw wyżej położonych. Takie zachowanie z jednej strony wynika z intensywniej przebiegających procesów osiadania zanieczyszczeń przy powierzchni Ziemi, z drugiej strony z jednocześnie przebiegających procesów niszczenia ozonu wskutek jego chemicznych przemian (głównie w reakcjach z dopływającymi tlenkami azotu z lokalnych źródeł emisji). W wyższych warstwach atmosfery, tj. powyżej nocnej warstwy inwersji, ozon może wprawdzie reagować z obecnym tam N02, jest to jednak reakcja około 1000 razy wolniejsza niż konkurencyjna reakcja NO z ozonem przy powierzchni Ziemi. Czasami nocą w wyższych partiach gór obserwuje się wzrost stężeń ozonu w powietrzu. Wzrost ten jest spowodowany osiadaniem wyższych warstw powietrza i przedostawaniem się ozonu z tych warstw do niżej położonych obszarów. E I ■& 200 - I. Czas, h 2 1 3- - -4 E 120 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 Czas, h 2 1 3 - - -4 I Rys. 12.3. Przebiegi 30-min stężeń ozonu i dwutlenku siarki w powietrzu zarejestrowane 25.09.1995 w czterech punktach pomiarowych usytuowanych w pobliżu Szrenicy, 1362 m n.p.m.: 1 - 1342 m n.p.m., 2 - 840 m n.p.m., 3 - 1360 m n.p.m., 4 - 1165 m n.p.m. Na rysunkach 12.2 i 12.3 przedstawiono 30-minutowe przebiegi stężeń ozonu i dwutlenku siarki w powietrzu w czterech punktach pomiarowych usytuowanych na różnych wysokościach w okolicy Szrenicy (Karkonosze). Ozon pojawił się w porównywalnych stężeniach na wszystkich wysokościach. 21 września obserwowano bardzo ostry spadek stężeń ozonu zaraz po północy (z -80 do 20 ug/m3). Związany on był 167 z pojawianiem się podwyższonych stężeń N02. Zachowanie się ozonu było typowe dla przebiegu jego zmienności w czasie oddziaływania świeżej smugi, tj. gdy emitowane tlenki azotu, głównie NO, wchodzą w bardzo szybką reakcję z 03, powodując wyraźne straty ozonu. Gdy smuga taka dotrze do gór, nierozcieńczona otaczającym powietrzem (tylko w warunkach atmosfery bardzo stabilnej), wówczas obserwuje się wzrost stężeń N02 (NO tylko w przypadku oddziaływania źródeł lokalnych) i spadek stężeń 03. Z kolei 25 września do gór napływało powietrze o podwyższonych stężeniach ozonu. Stężenia tlenków azotu pozostawały na poziomie tła. Zarejestrowano wyraźny wzrost koncentracji ozonu w godzinach wczesnopopołudniowych. Wzrost ten mógł być efektem zarówno mieszania turbulencyjnego, jak i wynikiem przebiegu procesów fotochemicznych. Wieczorem znowu napłynęła „świeża smuga zanieczyszczeń" i zanotowano spadek stężeń ozonu w powietrzu. W atmosferze zanieczyszczonej, oprócz wymienionych reakcji tworzenia się ozonu i wolnych rodników, przebiegają różne inne przemiany chemiczne, między innymi reakcje fotodysocjacji aldehydów i azotanu nadtlenku acetylu (PAN) oraz reakcje ozonu z nienasyconymi lotnymi związkami organicznymi. 12.2. Związki azotu i lotne związki organiczne Przemiany związków azotu zostały częściowo omówione w rozdziale poprzednim, gdzie podkreślono ich znaczącą rolę w procesach tworzenia się ozonu w troposferze. Na rysunku 12.4 schematycznie ujęto cykl przemian tlenków azotu w smudze zanieczyszczeń i w fazie ciekłej aerozolu atmosferycznego w czasie dnia i w nocy. Jak wynika z rysunku, oprócz przemian fotochemicznych znaczenie mają przemiany prowadzące do wytworzenia kwasu azotowego. Reakcje te przebiegają przede wszystkim w nocy z udziałem rodnika NOj, w dzień bowiem rodnik ten podlega fotolizie. Kwas azotowy może również powstawać w wyniku reakcji N02 z rodnikiem OH . W przemianach na rysunku 12.4 pominięto lotne związki organiczne (LZO), skomplikowałoby to bowiem i tak już zawiły mechanizm przemian tlenków azotu. LZO biorą udział w przemianach zachodzących głównie w atmosferze miejskiej i wynikiem tych przemian jest smog fotochemiczny, który pojawia się w specyficznych warunkach meteorologicznych, tj. silnego nasłonecznienia i słabego przewietrzania terenu. Cykl tych przemian schematycznie można ująć LZO + 20H' + 2NO+/2K^-2H02 + (2-a-6)N02+aRON02 + 6PAN + RCHO (12.16) gdzie: RON02 - organiczne azotany, RCHO - związki karbonylowe, PAN - azotan nadtlenku acetylu, a, b - stałe mniejsze od 1. 168 Faza ciekła Faza gazowa Faza gazowa V V< Faza ciekła ^dlli. Rys. 12.4. Schemat przemian tlenków azotu w smudze zanieczyszczeń i w fazie ciekłej aerozolu atmosferycznego w dzień i w nocy 169 Kluczowym procesem prowadzącym do powstania PAN-u jest CH3C002 + N02-> CH3C002N02 (12.17) Substratem jest rodnik nadtlenku acetylu (PA) i N02. Rodnik PA powstaje w wyniku utlenienia aldehydu octowego, fotolizy acetonu lub reakcji ketonu metylowo- winylowego i metakroleiny. Wszystkie te związki są wtórnymi zanieczyszczeniami tworzącymi się podczas utleniania LZO. 12.3. Wielofazowe procesy chemiczne w atmosferze Wielofazowe procesy chemiczne w atmosferze rozpoczynają się wraz z powstawaniem chmur. Kiedy powietrze zbliża się do stanu nasycenia, cząstki aerozolu zawierające składniki rozpuszczalne lub higroskopijne pobierają coraz więcej wody. Po przekroczeniu punktu nasycenia wiele cząstek występujących w atmosferze dostarcza powierzchni, na której para wodna może kondensować. Cząstki te przedostają się do atmosfery różnymi drogami, ogólnie w wyniku procesów naturalnych (erozja skał i gleb, wybuchy wulkanów, pożary lasów, z aerozolem morskim i in.) i sztucznych, czyli będących wynikiem działalności człowieka. W powietrzu silnie zanieczyszczonym, zawierającym tysiące cząstek aerozolu w 1 cm3, znajduje się pod dostatkiem jąder kondensacji. Ich liczba w powietrzu czystym spada do poziomu kilku w 1 cm3. Czystą atmosferę cechuje obecność cząstek aerozolu o stosunkowo dużych rozmiarach. Cechą atmosfery zanieczyszczonej jest obecność dużej liczby mniejszych cząstek. Poszczególne cząstki współzawodniczą ze sobą o parę wodną, co prowadzi do powstania w chmurze spektrum kropel o różnych rozmiarach. Odzwierciedla ono charakter aerozolu pod względem składu i wielkości cząstek. W objętości chmury występują również cząstki, które nie utworzyły jąder kondensacji. Mogą one przejść do fazy ciekłej dzięki zadziałaniu innych mechanizmów (np. zderzenia, przechwytywania). Wpływ aerozolu pierwotnego na właściwości wody atmosferycznej zależy od efektywności procesu wymywania w atmosferze (ułamka masowego aerozolu, który przeszedł do fazy ciekłej w procesie tworzenia jąder kondensacji). W czystej atmosferze efektywność wymywania jest bliska jedności, jej rzeczywista wartość przy stężeniach aerozolu typowych dla warunków przemysłowych nie jest pewna. Wyniki badań prowadzonych w terenie i rezultaty modelowania znacznie się od siebie różnią. Według jednych autorów efektywność wymywania jest rzędu 40% przy stężeniach aerozolu typowych dla powietrza miejskiego i chmur warstwowych, według innych - znacznie niższa. Ze względu na możliwe rozbieżności w zakresie występującej liczby cząstek aerozolu, rozkładu wielkości cząstek i położenia punktu nasycenia, jak również niepewność obarczającą obliczenia tempa wymywania, trudno uogólniać otrzymane rezultaty. Źródłem dodatkowej komplikacji są procesy mikrofizyczne, które decydują o zawartości wody w chmu- 170 rze. Należą tu kondensacja, parowanie i autokonwersja kropelek chmury w krople deszczu. Drugim podstawowym procesem, który rozpoczyna się natychmiast po utworzeniu chmury, jest przechodzenie do wody zanieczyszczeń gazowych występujących w atmosferze. Proces ten jest uwarunkowany szybkością przenikania masy na granicy kontaktu międzyfazowego (powierzchnia kropli) i szybkością reakcji chemicznych w fazie ciekłej. W czystym powietrzu zanieczyszczenia te, ze względu na śladowe ilości, nie wnoszą wiele do składu wody atmosferycznej. Sytuacja przedstawia się inaczej nad terenami uprzemysłowionymi. Wzrost stężenia zanieczyszczeń w stosunku do czystego powietrza powoduje liczne reakcje chemiczne w fazie ciekłej. Prowadzą one do przekształcenia różnych związków w substancje o charakterze kwaśnym, które obecnie pojawiają się w dużych stężeniach w powietrzu. Mechanizm przechodzenia zanieczyszczeń gazowych do fazy ciekłej różni się istotnie od dotyczącego aerozoli. Ze względu na ruchliwość molekuł gazu, proces przenikania masy z fazy gazowej do ciekłej jest zdominowany przez zjawiska dyfuzji. Cząsteczki gazu mogą migrować do warstewki granicznej na powierzchni kropli i być tam absorbowane. Możliwa jest jednak również ich desorpcja, w przeciwieństwie do cząstek aerozolu, które mogą opuścić fazę ciekłą tylko w przypadku odparowania całej kropli. W stanie równowagi absorpcyjnej pobór gazu netto przez fazę ciekłą wynosi zero. Procesy absorpcji i desorpcji wytwarzają układ równowagi termodynamicznej . Procesom przechodzenia cząstek gazu do roztworu często towarzyszą reakcje chemiczne w fazie ciekłej. Weźmy obecnie pod uwagę związki siarki. Już we wczesnych latach 80. uznano, że kwas siarkowy jest jednym z ważniejszych kwasów antropogenicznych w atmosferze i jest wytwarzany przede wszystkim w fazie ciekłej w wyniku reakcji rozpuszczonego S02 i substancji utleniających. Ogólny schemat tych procesów przedstawia się następująco S02(g) °2'H2° >2H++SO^ (12.18) Przemiany chemiczne w wodzie w atmosferze inicjuje dyfuzyjny transport masy z fazy gazowej do fazy ciekłej. W celu liczbowego ujęcia tego procesu konieczna jest znajomość stanów równowagi między obiema fazami. Zależność tę określa prawo Henry'ego. Przy rozdziale danego związku między fazą ciekłą i gazową w wodzie chmur, czy ogólnie w wodzie zawartej w atmosferze, korzystnie jest ocenić stosunek stężeń tego związku w dwóch fazach na jednostkę objętości powietrza, wówczas przykładowo dla S02 wyniesie on lSQ2(aq)J_ ^S02JPSQ [S02] " pSoJRT Hso,LRT> 171 gdzie: [S02(aq)], [S02] - stężenie S02 w fazie ciekłej i gazowej, pso - ciśnienie parcjalne S02, Hsc>2 - stała Henry'ego, R - uniwersalna stała gazowa, T - temperatura procesu. W przypadkach, gdy gazy wchodzą w reakcję chemiczną z rozpuszczalnikiem wprowadza się, zamiast stałej Henry'ego, tzw. pseudowspółczynnik Henry'ego (H*). L określa zawartość wody w chmurze, czyli liczbę metrów sześciennych lub liczbę gramów wody w 1 m3 powietrza. Zawartość wody w chmurze wynosi od około 0,1 do 1 cm3 w 1 m3 powietrza, tj. L wynosi od 1CT7 do lO^5. Jeżeli H (lub H*) « (LRT)1, to S02 będzie przeważało w fazie gazowej, jeżeli natomiast H (lub H*) » (LRT)1, to S02 będzie przeważało w fazie ciekłej. Na przykład dla chmury o pH = 4 H* wynosi około 17-10^ mol/(dm3-Pa), natomiast (LRT)1 około 0,1 mol/(dm3-Pa), czyli większość S02 będzie znajdowała się w fazie gazowej. Rozpatrzmy obecnie wilgotną masę powietrza, która zostaje uniesiona w górę, np. podczas ruchów wstępujących w atmosferze lub podczas wślizgiwania się powietrza wzdłuż zboczy. Unosząc się w górę masa ochładza się i: • wraz z obniżeniem temperatury rośnie wartość stałej Henry'ego, przy obniżeniu temperatury od 20 do 10 °C wzrasta około 2-krotnie (rys. 12.5), • wraz z obniżeniem się temperatury może nastąpić kondensacja pary wodnej i wówczas zwiększy się L, a więc obniży się wartość ((LRT)1, co oznacza przeniknięcie pewnej ilości S02 z gazu do fazy ciekłej. io5 104 i io3 ks Ą 10' PH Rys. 12.5. Zależność stałej Henry'ego od odczynu wody dla dwóch temperatur Wynika z tego, że podczas wznoszenia się mas powietrza S02 dyfunduje z fazy gazowej do fazy ciekłej aerozolu atmosferycznego. Należy zwrócić uwagę, że proces 172 ten zależy od pH wody zawartej w atmosferze i przy pH między 3 i 4, ilość rozpuszczonego S02 wzrasta kilkudziesięciokrotnie w stosunku do ilości teoretycznych, wyznaczonych na podstawie stałej Henry'ego. Szybkość tworzenia się jonów siarczanowych w atmosferze w fazie ciekłej określa wzór r = d [S(l\)]/dt = kHlPlH2p2L, gdzie: r, d [S(YV)]/dt- szybkość tworzenia się jonów siarczanowych, mol-s_1/obj. powietrza, k - stała szybkości reakcji z uwzględnieniem stężeń substancji katalizujących w fazie ciekłej, dm3-mor1-s~1, H - stała Henry'ego dla z-tej (z = 1, 2) substancji, mol-drrr3-Pa_1, Pt - ciśnienie cząstkowe z-tej substancji, Pa, L - wodność chmur, w tym wypadku wyrażona jest stosunkiem objętości wody w objętości powietrza. Względna szybkość konwersji ( %/h lub %/s ) natomiast \00d[S(lV)]/dt [S(IV)] u _ TPso2 [S02(!ią)]HsoiPsoiL' RT Korzystnie jest również obliczyć czas potrzebny do usunięcia danego reagenta z fazy gazowej w wyniku jego przemian w fazie ciekłej. Czas ten definiowany jest następująco rso? = (Lr /[S02])-\ Należy zwrócić uwagę na fakt, że zarówno ciśnienie parcjalne S02, jak i zawartość wody w atmosferze są ściśle powiązane z sytuacją meteorologiczną na danym terenie. Wszelkie zmiany warunków meteorologicznych powodować będą zmiany tych wielkości. Również stałe szybkości reakcji zależą od temperatury, a ona także podlega wyraźnym zmianom w ciągu doby, sezonu i roku. W warunkach atmosferycznych proces (12.18) zachodzi bardzo powoli i nie ma znaczenia. Wyraźnie wydajniejsze, jeśli weźmie się pod uwagę ilość powstających jonów siarczanowych, są procesy utleniania z udziałem H202, 03, jonów manganu i żelaza. Nadtlenek wodoru i ozon powstają w fazie gazowej. Wprawdzie H202 może tworzyć się w roztworze wodnym w wyniku reakcji rozpuszczonych rodników wodoro- nadtlenkowych, uważa się jednak, że głównym źródłem H202 w troposferze są reakcje w fazie gazowej H0'2 + H0'2 ->H202+02 (12.19) Rodniki H0'2 powstają w wyniku kilku procesów przebiegających w atmosferze. Fotoliza ozonu prowadzi do powstania wzbudzonego atomu tlenu, który reagując z wodą 173 tworzy rodnik hydroksylowy. Rodniki te reagują z cząstkami zawierającymi węgiel, jak: CO, CH4, CxHy, HCHO itp., tworząc w sposób pośredni H0'2 według reakcji OH' + CO -> H + C02 (12.20) H + 02 + M-> HOj +M (12.21) Rodniki nadtlenkowe tworzą się również podczas nocnych przemian tlenków azotu, termicznego rozkładu azotanu nadtlenku acetylu (PAN), fotoutlenienia izoprenu czy fotolizy formaldehydów. Na przykład, w wyniku fotolizy formaldehydu, zgodnie z reakcją (12.4), powstaje rodnik HCO , który po reakcji z tlenem daje HCO' + 02-> H0'2 + CO (12.22) Do tej pory prowadzono liczne badania eksperymentalne i teoretyczne dotyczące mechanizmów tworzenia się i kinetyki przemian H202 w atmosferze. Obecnie procesy te opisuje się ponad 60 reakcjami chemicznymi. Dane te są stosowane w modelach chemicznych. Powstawanie H202 w fazie gazowej jest ściśle uzależnione od warunków meteorologicznych (głównie intensywności promieniowania słonecznego) oraz stężeń w powietrzu bardzo wielu związków. W zanieczyszczonej atmosferze istnieje duża konkurencja o rodniki HOj między tlenkiem azotu, tlenkiem węgla, węglowodorami i aldehydami, także ilość powstającego H202 jest niewielka. Nadtlenek wodoru tworzy się głównie w czystej atmosferze. Stężenie rodników nadtlenkowych dochodzi tam do 0,03 ppbv, co odpowiada szybkości tworzenia się H202 rzędu 0,2 ppb/h w suchym powietrzu i około 0,6 ppb/h w wilgotnym powietrzu. W wilgotnym powietrzu rodnik HOj reaguje z parą wodną, tworząc kompleks zgodnie z reakcją HO'2 + H20 -> H2Ox HO'2 (12.23) który dalej tworzy H202 HOj + H2Ox HOj -> H202 + H20 + 02 (12.24) Wiele ostatnio prowadzonych badań terenowych i symulacyjnych potwierdza znaczenie procesu utlenienia S02 do jonów siarczanowych nadtlenkiem wodoru w chmurach (mgle). Ze względu na wysoką stałą Henry'ego, gazowy nadtlenek wodoru szybko przechodzi do fazy ciekłej aerozolu atmosferycznego, a proces utleniania w niewielkim stopniu zależy od pH i równie skutecznie przebiega w zakresie pH od 2 do 4, jak i od 4 do 6. Względna szybkość procesu jest bardzo wysoka, jednak małe stężenia nadtlenku wodoru w atmosferze, około kilku ug/m3, sprawiają, że tylko niewielki procent S02 występującego w atmosferze może zostać utleniony. Dobra rozpuszczalność H202 i jego szybkie usuwanie w wyniku reakcji z S02 w wodzie z chmur powoduje gwałtowne obniżenie stężeń nadtlenku wodoru podczas 174 występowania chmur. Dlatego uważa się, że procesy te przebiegają najintensywniej na granicy podstawy chmur, gdzie stwierdza się szybki transport mas powietrza w ich kierunku. Wzmożona turbulencja w atmosferze stwarza dodatkowo możliwość wymiany masy w dużym pionowym przekroju. Z jednej strony powoduje to rozcieńczenie zanieczyszczeń, z drugiej strony przedostawanie się pewnej ilości wolnych rodników i H202 z wyższych warstw troposfery do warstw niższych. Sytuacja ta umożliwia utlenienie dodatkowej ilości S02, co wpłynie na wyższy stopień konwersji S02 do jonów siarczanowych. Ilość utlenionego S02 ozonem jest bardzo silnie zdeterminowana odczynem fazy ciekłej. O ile szybkość konwersji jest wysoka dla wysokich pH, o tyle utlenianie S02 ozonem można pominąć przy odczynie pH < 4,0. Przy założeniu, że pH utrzymuje się na poziomie 5,0, czas potrzebny do całkowitego przereagowania S02 w fazie ciekłej wynosi około 300 s, natomiast przy pH = 4 już ponad godzinę. Wśród metali katalizujących procesy utleniania S02 w fazie ciekłej tlenem z udziałem katalizatorów metalicznych wymienia się jony żelaza i jony manganu. Procesy utleniania z udziałem tych jonów są wielostopniowe i zostały szczegółowo opisane w wielu pracach. Największą trudnością jest ustalenie stężeń jonów Fe3+ i Mn2+ w fazie ciekłej. Przeciętne stężenia żelaza w deszczu na obszarach rolniczych i miejskich wynoszą około 4,5 i 3,1 umol-dnf3, a manganu są o rząd niższe. Do obliczeń przemian S02 w fazie ciekłej przyjmuje się stężenia Fe3+ z zakresu od 1 do 370 umol-dnf3, natomiast manganu z zakresu od 1 do 37 umol-dnf3 lub stężenia stanowiące 10% całkowitych stężeń żelaza i 10% całkowitych stężeń manganu. Względna szybkość konwersji S02 tlenem w obecności katalizatorów jest znacznie niższa niż w przypadku ozonu. Szybkość ta wzrasta proporcjonalnie do stężenia jonów metali w fazie ciekłej. W związku z intensywnym strącaniem się jonów żelaza dla pH > 5,0 przebieg zależności względnej szybkości konwersji S02 nie jest pewny dla tych wartości odczynu. Przy założeniu, że pH utrzymuje się na poziomie 5, czas potrzebny do całkowitego przereagowania S02 w wyniku procesu utleniania w obecności jonów manganu wynosi około 3,5 godziny, natomiast w obecności jonów żelaza około 9 godzin. Dla pH < 4,0, w przypadku katalizowania procesu Mn2+, czas ten wyraźnie wzrasta, podobnie dla pH < 3,5 w przypadku katalizowania procesu Fe3+. W większości obecnych modeli uwzględnia się synergiczne oddziaływania pomiędzy jonami żelaza i manganu. Szybkość reakcji w przypadku jednoczesnego występowania tych jonów jest wyższa niż wynika z sumy szybkości dla poszczególnych jonów. W podsumowaniu należy podkreślić silny związek między procesami fizycznymi przebiegającymi w atmosferze a powstawaniem kropelek wody i równolegle biegnącymi procesami przechwytywania zanieczyszczeń i reakcjami chemicznymi. Dla oceny znaczenia procesów chemicznych przebiegających w wodzie chmurowej należy więc określić min. takie parametry fizyczne, jak: zawartość wody w chmurach, temperaturę, rozkład wielkości kropli i inne. 175 12.4. Globalne zmiany właściwości atmosfery Zmiany właściwości atmosfery, powodowane zmianą składu chemicznego, są jedną z hipotez zmian klimatycznych w obecnych czasach. Klimat jest wynikiem współdziałania promieniowania słonecznego, cyrkulacji atmosfery, obiegu wody i czynników geograficznych. Stanowi pewien wieloletni sprzężony układ tych wszystkich elementów, a naruszenie któregokolwiek z nich może doprowadzić do rozregulowania całości. Co jakiś czas słyszymy o zjawiskach, takich jak: kwaśne deszcze, smog, dziura ozonowa, efekt cieplarniany. Zadajemy sobie wówczas pytania. Czy rzeczywiście są to poważne problemy? Czy musimy zmieniać swoje przyzwyczajenia, by pomóc je rozwiązać? Jest prawdą, że wiele zjawisk, z którymi obecnie stykamy się ma trzy właściwości: nie są nagłe, ich oddziaływanie na środowisko naturalne może obejmować wieki; nieznane są do końca przyczyny i konsekwencje, a decyzje należy podejmować na bieżąco, ignorowanie bowiem tych problemów może okazać się katastrofalne dla naszego globu, na przykład kwaśne deszcze, zanik warstwy ozonowej i efekt cieplarniany. 12.4.1. Kwaśne deszcze Problem zakwaszenia środowiska dyskutowany był ponad wiek temu, w kręgu zainteresowań naukowców pojawił się w latach 60., natomiast polityków dopiero na początku lat 70. Jako pierwszy, szwedzki uczony Svante Odeń ostrzegł społeczeństwo swojego kraju, że wody jezior szwedzkich ulegają postępującemu zakwaszeniu, a skutki tego stają się widoczne. Jego ostrzeżenia długo nie odnosiły skutku i dopiero w 1971 roku rząd szwedzki potraktował je poważnie i zaczął inwestować w badania nad zakwaszeniem naturalnego środowiska. Śladem poszła Norwegia, która w 1972 roku rozpoczęła wielki, interdyscyplinarny program badawczy „Opady kwaśne: Wpływ na lasy i ryby". Wykazał on po raz pierwszy rozmiar uszkodzeń skandynawskich ekosystemów wodnych. Uszkodzenia innych ekosystemów, widoczne dzisiaj, wtedy jeszcze - na początku lat siedemdziesiątych - były niedostrzegalne. Mimo wyraźnych dowodów świadczących o ujemnych skutkach zakwaszenia atmosfery, zagadnienie przenoszenia zanieczyszczeń powietrza na duże odległości pozostawało otwarte. Takie kraje, jak Wielka Brytania i Niemcy, które w oczywisty sposób były źródłem depozycji kwaśnych związków na terenie Skandynawii, nie były przekonane o konieczności redukcji emisji związków siarki w celu ochrony jezior skandynawskich. Dopiero na początku lat 80., po stwierdzeniu rozległych uszkodzeń lasów w innych rejonach Europy, dokonał się zwrot w polityce ekologicznej wielu krajów. Połączyły one wówczas wysiłki z rządami państw skandynawskich w kampanii przeciwko kwaśnym opadom. Pierwszy Protokół siarkowy został podpisany w Helsinkach 1985 roku i zobowiązywał on strony (21 krajów europejskich i dwie republiki radzieckie) do redukcji 176 rocznej emisji siarki o przynajmniej 30%, najpóźniej do 1993 roku. I choć faktycznie emisja siarki została ograniczona, to jednak nie uzyskano potwierdzenia we wzroście odczynu opadów atmosferycznych. Problem okazał się bardziej złożony. Ciągle wzrasta emisja tlenków azotu wskutek gwałtownego rozwoju motoryzacji, zwłaszcza w Europie Środkowej i Wschodniej. Brak jest liniowości w relacji źródło emisji-receptor, tzn. pomiędzy redukcją emisji a wielkością depozycji. Spowodowane to jest nieliniowym charakterem procesów chemicznych. Szybkość konwersji S02 do jonów siarczanowych zawiera się w granicach od 0,1 do 10%/h, zależnie od obecności substancji utleniających i warunków meteorologicznych (wilgotności względnej, temperatury czy nasłonecznienia). Siarczany nie podlegają tak łatwo procesowi suchej depozycji jak S02 i mogą pozostawać zawieszone w atmosferze, w sprzyjających warunkach synoptycznych, przez wiele dni, przemieszczając się wraz z masami powietrza setki kilometrów od miejsca powstania. Usuwane są z atmosfery dopiero w wyniku procesów wymywania wraz z opadem lub osadem atmosferycznym. Nie przewidywano również, że instalowanie urządzeń ograniczających emisję S02 w znacznym stopniu obniży emisję pyłów, które z kolei dostarczają kationów zasadowych. Oznacza to, że eliminacja lub znaczące ograniczenie emisji pyłów może wpłynąć na zakwaszenie środowiska. 12.4.2. Zanik warstwy ozonowej Historia z zanikiem warstwy ozonowej zaczęła się w 1974 roku, choć faktycznie początek sięga 1928 roku, gdy freony wyparły z użycia amoniak jako substancję chłodniczą. Z właściwości freonów korzystał cały przemysł chłodniczy i klimatyzacyjny, a z upływem czasu również elektroniczny. Freony to handlowa nazwa związków chemicznych - węglowodorów alifatycznych, w których część atomów wodoru została zastąpiona atomami chloru i fluoru. Określane są one jako chloropochodne węglowodorów (CFCs). Związki te wydawały się całkowicie bezpieczne: niepalne i nietoksyczne oraz nieaktywne chemicznie. Mimo powszechnie przyjętego poglądu o inertności freonów w stosunku do innych związków chemicznych, na początku lat 70. naukowcy z Uniwersytetu Kalifornijskiego, Sherwood Rowland i Mario Molina, zadali sobie akademickie pytanie: Co się dzieje z freonami w atmosferze i czy rzeczywiście nie należy się ich obawiać? Jeśli freony nie reagują z rodnikami, to jak zachowują się w świetle ultrafioletowym? W 1974 roku opublikowali pracę, w której stwierdzili, że promieniowanie ultrafioletowe w stratosferze ma wystarczającą energię, aby rozerwać cząsteczki freonów i uwolnić wolny rodnik chloru (Cl*) i rodnik tlenku chloru (CIO*). Konkluzją ich pracy było stwierdzenie, że CFCs przedostają się do stratosfery, gdzie następuje rozerwanie ich wiązań i uwolnienie chloru, który z kolei może niszczyć ozon. 177 Już od 1881 roku wiadomo jest, że ozon w stratosferze blokuje dostęp do Ziemi niebezpiecznego promieniowania UV. Gaz ten, pochłaniając promieniowanie krótkofalowe (< 315 nm), dysocjuje zgodnie z reakcją (12.2) Dla tworzenia ozonu w stratosferze bardzo ważna jest fotodysocjacja cząsteczek tlenu (12.1) w wyniku absorpcji promieniowania o długości fali poniżej 242 nm 02 + hy^>20 Powstały tlen atomowy wchodzi w reakcję (12.6) z cząsteczką tlenu i tworzy ozon 0 + 02+M->03+M gdzie Moznacza trzecie ciało. Może nim być cząsteczka N2, 02. Faktycznie w stratosferze ustala się równowaga pomiędzy ilością ozonu, która tworzy się a ilością która dysocjuje, a CFCs molekuły przedostając się do stratosfery powodują jej zachwianie. Przemiany te w schematyczny sposób (pomijając pośrednie procesy) można przedstawić następująco CFC13 + hv{< 260 nm) -> C02 + HF + 3 Cl' lub 3 CIO' (12.25) Powstały wolny rodnik chloru wchodzi dalej w reakcję z ozonem Cl' + 03 -> CIO' + 02 (12.26) i odnawia się w procesie CIO'+ O ^ Cl'+ 02 (12.27) Wynika z tego, że każdy atom chloru może zniszczyć wiele molekuł ozonu, jest on bowiem odtwarzany podczas tego cyklu przemian i dlatego jest zdolny do wielokrotnego zainicjowania reakcji (12.26). Rozpętała się więc wielka dyskusja i kampania antyfreonowa. Okazało się jednak, że nie wszystkie rodniki, powstałe w wyniku foto- dysocjacji CFCs, biorą udział w niszczeniu warstwy ozonowej. Znaczna ich część jest wiązana przez inne substancje obecne w stratosferze CIO' + N02 -> C10N02 (12.28) Cl' + CH4 -> CFT3 + HC1 (12.29) i w wyniku tych reakcji tworzy się w stratosferze tzw. rezerwuar chloru. Do 1985 roku, tj. do chwili odkrycia antarktycznej dziury ozonowej twierdzono, że tylko około 5% ozonu zostanie zniszczone do 2050 roku. „Dziura ozonowa" w stratosferze nad Antarktydą została wykryta podczas brytyjskiej wyprawy naukowej na ten kontynent. Zarejestrowano wówczas, że z początkiem wiosny na półkuli południowej znacznie zmniejsza się stężenie ozonu, o około 40%. Od razu powiązano ten fakt z problemem freonów i uznano go za najpewniejszy ar- 178 gument przeciw produkcji tych gazów. Po dwóch latach, mimo początkowych wątpliwości, czy dziurę tę rzeczywiście powodują freony, naukowcy zgodnie stwierdzili, że specyficzne warunki w stratosferze nad Antarktydą, tj. nad jej najchłodniejszą częścią, sprzyjają uwolnieniu chloru z rezerwuaru. W 1990 roku zaproponowano serię reakcji chemicznych, które miały wyjaśnić, co się dzieje w tej części stratosfery. Reakcje te znalazły później potwierdzenie eksperymentalne. Przebiegające procesy chemiczne w powiązaniu z meteorologicznymi, w ogólnym zarysie, wyglądają następująco: Czerwiec - rozpoczyna się zima na półkuli południowej. Wraz ze spadkiem temperatury tworzy się antarktyczny wir polarny. Powietrze w nim porusza się z prędkością nawet powyżej 250 km/h i blokuje dopływ powietrza z zewnątrz. Lipiec, sierpień - temperatura spada poniżej -75 °C. Obecne w powietrzu stratosferycznym cząsteczki kwasu azotowego oraz para wodna zaczynają kondensować i tworzą polarne chmury stratosferyczne. W trakcie formowania się chmur usuwane są również z fazy gazowej tlenki azotu. Na powierzchniach zmrożonych cząstek zaczynają przebiegać reakcje między azotanem chloru i kwasem solnym: C10N02 + HC1 -> Cl2 + HNO3 (12.30) CIONO2 + H20 -> HOC1 + HNO3 (12.31) Cząsteczki te również reagują ze sobą w fazie gazowej, ale jest to reakcja znacznie wolniejsza niż w przypadku środowiska reakcji, jakie stanowi powierzchnia kryształków lodu. Powstający w wyniku reakcji (12.30) chlor odparowuje, a kwas azotowy wbudowuje się w cząstki lodu. Wrzesień - do stratosfery nad Antarktydą zaczyna dochodzić promieniowanie ultrafioletowe. Wówczas związki zawierające chlor ulegają fotodysocjacji i tworzą się wolne rodniki chloru zgodnie z reakcją (12.5) Cl2 + /2K(<450mn)->2Cr które bardzo szybko niszczą ozon. Październik - w miarę jak wzrasta temperatura, notowane są najniższe stężenia ozonu oraz najwyższe rodnika tlenku chloru. Listopad - wir polarny słabnie, dostają się do jego wnętrza świeże masy powietrza i obecne w nich tlenki azotu przerywają cykl niszczenia ozonu. Ubogie w ozon powietrze zaczyna rozprzestrzeniać się nad półkulą południową. Do 1994 roku uważano, że węglowodory wiążą wolny rodnik tlenu, a tworzący się kwas solny, łącznie z azotanem chloru tworzą rezerwuar chloru (reakcje (12.28) i (12.29)). Okazało się jednak, że w przemianach w stratosferze nabierają znaczenia reakcje: CIO' + H0'2 -> HOC1 + 02 (12.32) HC1 + HOC1 -> H20 + Cl (12.33) 179 które pomijano we wcześniejszych rozważaniach, a które są dodatkowym źródłem chloru w stratosferze. Wydaje się, że straty ozonu nad Antarktydą nie stanowią zagrożenia dla życia na pozostałych obszarach. Jednak wiadomo jest, że powietrze znad Antarktydy, ubogie w ozon, miesza się z resztą powietrza, powodując obniżenie poziomu ozonu w skali globalnej. Jednocześnie potwierdzone zostało, że podobne zjawiska, lecz w mniejszej skali, zachodzą w innych częściach stratosfery, np. nad Arktyką. W związku z tymi faktami, we wrześniu 1987 roku dwadzieścia kilka państw podpisało Protokół montrealski, który nakładał obowiązek ograniczenia produkcji freonów o 50% do 2000 roku. Późniejsze poprawki zobowiązały państwa rozwinięte do całkowitego zakazu ich produkcji po 1995 roku. 12.4.3. Efekt cieplarniany Ziemia znajduje się w stanie równowagi termodynamicznej, co oznacza, że musi ona tracić tyle energii w paśmie promieniowania uchodzącego, ile zyskuje w postaci dochodzącego promieniowania. Stan równowagi termodynamicznej przejawia się w stałej wartości średniej temperatury Ziemi. W bilansie energetycznym układu Ziemia-atmosfera istotną część stanowi promieniowanie atmosfery dochodzące do powierzchni Ziemi, zwane promieniowaniem zwrotnym. Promieniowanie to wynika z uwięzienia przez składniki atmosfery części energii promieniowania długofalowego emitowanego przez powierzchnię Ziemi. Stanowi ono z kolei poważne źródło energii dla Ziemi. To właśnie zjawisko z zakresu promieniowania określa się jako „efekt cieplarniany lub szklarniowy". Atmosfera działa bowiem podobnie jak szyba w szklarni i zatrzymuje część promieniowania podczerwonego uchodzącego z Ziemi. Dzięki efektowi cieplarnianemu średnia temperatura Ziemi wynosi +16 °C, a nie -23 °C. Natężenie promieniowania zwrotnego zależy od kilku czynników, a przede wszystkim od zawartości pary wodnej w powietrzu. Pochłania ona bardzo silnie promieniowanie podczerwone Ziemi, a następnie emituje promieniowanie zwrotne. Oprócz pary wodnej, w atmosferze występują inne cząsteczki gazowe, takie jak dwutlenek węgla (C02), metan (CH4), podtlenek azotu (N20) i ozon, zdolne do pochłaniania charakterystycznych długości promieniowania podczerwonego, a zwane ogólnie gazami cieplarnianymi. Przy obecnych średnich stężeniach tych substancji w atmosferze ustala się stan równowagi między ilością promieniowania pochłoniętego i emitowanego przez Ziemię. Co się jednak stanie, gdy wzrosną zawartości gazów cieplarnianych w atmosferze? Generalnie można stwierdzić, że im więcej w atmosferze pary wodnej, dwutlenku węgla, metanu i in., tym większe jest natężenie promieniowania zwrotnego. Czyli w związku ze wzrostem stężeń gazów cieplarnianych pierwotny stan równowagi zostaje zachwiany i wzrasta temperatura przy powierzchni Ziemi, aż do ustalenia się 180 nowego stanu. Aby ocenić, jak to zjawisko wpłynie na przyszłe zmiany klimatyczne, należy określić główne cechy gazów cieplarnianych. Jedną z ważniejszych cech tych gazów jest zdolność do pochłaniania charakterystycznych części promieniowania długofalowego Ziemi. W pochłanianiu i retransmisji długofalowego promieniowania Ziemi szczególną rolę odgrywają para wodna i dwutlenek węgla. Para wodna absorbuje prawie w całym zakresie widma, oprócz przedziału od 8,5 do 11 (im, natomiast C02 pochłania promieniowanie przede wszystkim w zakresie 13-17 (im. Pozostałe gazy, zaliczane podobnie jak H20 i C02do najważniejszych gazów cieplarnianych, tj. CH4, N20, CFC13 i CF2C12, mają zdolność absorpcji promieniowania podczerwonego o długościach z zakresu 8-13 (im. W ogólnych modelach zmian klimatycznych przyjmuje się, że wpływ pary wodnej jest stały i nie bierze się pod uwagę zmian jej stężeń jako przyczyny wzrostu temperatury Ziemi. Uwzględnia się natomiast udział pary wodnej w innych zjawiskach, będących konsekwencją wzrostu temperatury Ziemi, jak np. we wzroście zachmurzenia czy wzroście ilości opadów atmosferycznych. Drugą cechą gazów cieplarnianych jest odporność na działanie reaktywnych tworów chemicznych znajdujących się w atmosferze, a więc przede wszystkim rodnika hydroksylowego HO . Cecha ta eliminuje wiele związków organicznych i nieorganicznych (np. siarkowodór, tlenki azotu, dwutlenek siarki), które są usuwane z tropo- sfery wskutek reakcji inicjowanych przez ten rodnik. Wyjątek stanowi metan, który wprawdzie reaguje z rodnikiem OH', ale ze względu na to, że wiązanie C-H w tym związku jest najtrwalsze spośród innych rodzajów możliwych wiązań C-H oraz ze względu na symetryczną strukturę, reakcja ta przebiega bardzo powoli. Jeżeli jednak wzrośnie ilość zanieczyszczeń w atmosferze, a nie pojawią się dodatkowe źródła rodnika hydroksylowego, to czasy przebywania wielu gazów ulegną przedłużeniu i one również będą wywoływać efekt cieplarniany. Następną właściwością gazów cieplarnianych jest to, że nie podlegają one fotodysocjacji pod wpływem promieniowania elektromagnetycznego z zakresu widzialnego lub bliskiego nadfioletu. Tutaj ozon stanowi wyjątek, lecz proces fotodysocjacji ozonu nie jest uważany za istotny mechanizm usuwania tego gazu z troposfery. Ostatnią cechą gazów cieplarnianych jest to, że są nierozpuszczalne lub słabo rozpuszczalne w wodzie i przez to dłużej przebywają wtroposferze. Modele numeryczne symulujące zmiany klimatyczne wykazały, że dwukrotny wzrost stężeń C02 może podwyższyć temperaturę powietrza przy powierzchni Ziemi o około 1,5 °C w ciągu 50 lat. Są to tylko dane szacunkowe, modele bowiem opierają się na wielu przybliżeniach i niepewnych danych. Dlatego też efekt cieplarniany jest obecnie przedmiotem różnych spekulacji naukowych i nie tylko. Dyskusje biegną w dwóch głównych kierunkach. Pierwszy podważa przyjęte założenia i dane do modelu zmian klimatycznych. Drugi przestrzega przed konsekwencjami wzrostu stężeń gazów cieplarnianych. Konsekwencje podnoszenia się temperatury na Ziemi są powszechnie znane, min. wzrost: zachmurzenia i ilości opadów atmosferycznych, poziomu oceanów, pokrywy 181 lodowej na Antarktydzie i na Arktyce. Najpoważniejszym jednak skutkiem wyższej temperatury na Ziemi, w tym i wód oceanów, mogą być zmiany w systemie cyrkulacji atmosfery: przesunięcia układów barycznych i zmiany kierunków wiatrów. Ocieplenie może doprowadzić do osłabienie prądów morskich, w tym np. Prądu Zatokowego, co może wpłynąć na ochłodzenie Europy i Ameryki Północnej. Zmiany cyrkulacji powodują nasilenie się katastrofalnych zjawisk pogodowych (powodzi, susz, huraganów i in.) oraz wzmożenie się aktywności cyklonów wędrujących znad północnego Atlantyku nad Europę i ku Arktyce. Z kolei na półkuli południowej obserwować będzie można nasilenie się zjawiska południowej cyrkulacji, zwanego popularnie El Nino. Obecnie uważa się, że procesy przebiegające w atmosferze są tak ściśle powiązane z procesami przebiegającymi w innych środowiskach, że określenie wzrostu temperatury na powierzchni Ziemi wskutek zwiększonej emisji gazów cieplarnianych jest praktycznie niemożliwe. Większość numerycznych modeli uwzględnia tylko zwiększenie emisji C02, gdy tymczasem wzrosły stężenia i innych gazów cieplarnianych. Nadal niepewna jest rola oceanów zarówno we wzroście stężenia C02, jak i globalnym ociepleniu. Wiadomo, że ilość C02 w oceanach około 50-krotnie przewyższa całkowitą zawartość C02 w atmosferze. Duża ilość C02 z powietrza do głębin morskich jest przenoszona przez zooplankton. Procesy te nie zostały jeszcze ujęte ilościowo. Z kolei oceany mają wielką zdolność magazynowania energii cieplnej. Ogrzewają się wolniej i obecnie uważa się, że wzrost temperatury oceanów będzie determinował globalne zmiany klimatu, lecz na ile będzie on wywołany zwiększoną zawartością gazów cieplarnianych w atmosferze pozostaje na razie w sferze dociekań. Do końca nie jest również znana rola chmur w nasileniu efektu cieplarnianego. Chmury odbijają dochodzące promieniowanie słoneczne, a więc proces ten powoduje ochłodzenie powierzchni Ziemi. Z kolei chmury absorbują promieniowanie uchodzące z powierzchni Ziemi, co prowadzi do podniesienia jej temperatury. Który proces będzie dominował? Zależy to od typu chmur i ich fizycznych właściwości, jak np.: składu (krople wody czy kryształki lodu) i rozkładu wielkości kropel. Przykładowo, wysokie chmury (cir- rus) w większym stopniu pochłaniają promieniowanie ziemskie długofalowe niż odbijają promieniowanie słoneczne krótkofalowe. Z kolei niskie chmury (stratus) odbijają znaczną część dochodzącego do atmosfery promieniowania słonecznego i emitują w przestrzeń więcej promieniowania podczerwonego. Zdjęcia satelitarne wykonane w trakcie trwania eksperymentu dotyczącego bilansu radiacyjnego Ziemi potwierdziły, że chmury generalnie wpływają na ochłodzenie naszej planety. Oznacza to, że bez chmur atmosfera byłaby cieplejsza niż jest obecnie. Modele zmian klimatycznych powinny więc uwzględniać, jak podnoszenie się temperatury wpłynie na tworzenie się chmur na różnych wysokościach i w różnych okresach jednocześnie, biorąc pod uwagę procesy nukleacji i wzrostu kropel chmur, zmiany wilgotności w różnych rejonach świata oraz zmiany cyrkulacji mas powietrza powodowane nowymi warunkami termicznymi podłoża. Jak wynika, są to zjawiska bardzo skomplikowane, pozostające wciąż w sferze teoretycznych dociekań. Efekt cieplarniany jest oczywiście jedną z wielu przyczyn zmian klimatycznych. Zmiany 182 klimatu przypisuje się również zmianom aktywności Słońca, procesom tektonicznym, procesom astronomicznym i innym. Na końcu należy wspomnieć jeszcze o trudnych decyzjach, czy wpływać na zmniejszanie stężeń niektórych substancji, czy nie. Ciekawym przykładem może być metan. Uważany jest przede wszystkim za gaz cieplarniany, a więc niepokojący wydaje się fakt jego wzrostu stężeń w troposferze. Z drugiej strony metan przyczynia się do powstawania rodnika hydroksylowego, który z kolei bierze udział w mechanizmach usuwania głównych zanieczyszczeń gazowych z troposfery. Wzrost stężeń metanu może więc przyczynić się do zniwelowania ujemnych skutków obecności tych zanieczyszczeń, oznacza to również, że większe jego ilości przedostaną się do stratosfery, a tam, reagując z wolnymi rodnikami chloru, metan będzie osłabiać proces niszczenia warstwy ozonowej. Pozostaje więc wybór, czy zwiększać emisję metanu, czy ją zmniejszać? Wymijająco odpowiadając, należy ją kontrolować. Na przykład dopiero w 1994 roku uznano, na podstawie dokładnych obliczeń modelowych, że dodatek węglowodorów do stratosfery nad Antarktydą, nie tylko, że nie blokuje reaktywnego wolnego rodnika chloru, ale przyczynia się do wzrostu jego stężeń w stratosferze. Przyczyną było pominięcie reakcji (12.32) i (12.33) w poprzednich modelach. Okazuje się więc, że wciąż zbyt mało wiemy o tym, co dzieje się w atmosferze, by podejmować radykalne kroki. Z kolei, gdy nie będziemy ich podejmować, możemy doprowadzić do rozregulowania całego systemu ziemskiego. 13. Pomiary meteorologiczne 13.1. Ogólna charakterystyka pomiarów meteorologicznych Monitoring stanu zanieczyszczenia powietrza atmosferycznego opiera się na pomiarach wielkości chemicznych (stężeń zanieczyszczeń) i meteorologicznych. Wyznaczanie wartości tych ostatnich wielkości jest niezbędne do: • powiązania procesów emisji, transmisji i imisji, • identyfikacji źródeł zanieczyszczeń odpowiedzialnych za wprowadzanie do atmosfery szkodliwych substancji, • wyznaczania przestrzennego rozkładu imisji na danym obszarze, • krótko- i długoterminowego prognozowania zmian stanu zanieczyszczenia atmosfery w skali lokalnej, regionalnej i globalnej, • alarmowania o możliwości wystąpienia w otaczającym powietrzu wysokich stężeń zanieczyszczeń, np. w wyniku katastrof, • wyjaśnienia problemów związanych z rozprzestrzenianiem i przemianami fizycznymi oraz chemicznymi zanieczyszczeń. Przed pomiarami meteorologicznymi wykonywanymi w ramach monitoringu atmosfery stawianych jest wiele wymagań, do których należy zaliczyć: reprezentatywność dla danego środowiska, wiarygodność, porównywalność z pomiarami prowadzonymi w standardowej sieci obserwacji meteorologicznych należącej do Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej. Do spełnienia tych wymagań konieczna jest standaryzacja i unifikacja metod i przyrządów pomiarowych. Oznacza to, że pomiary meteorologiczne nie mogą być wykonywane w dowolny sposób zarówno od strony metodologicznej, jak i technicznej. Przyrządy pomiarowe stosowane w meteorologii muszą charakteryzować się określonymi parametrami metrologicznymi, technicznymi, użytkowymi, a także ekonomicznymi. Do najważniejszych z nich należą: zakres pomiarowy, oznaczalność, czułość, dokładność i precyzja wskazań, odporność na wpływy innych niż mierzone czynników, trwałość, łatwość obsługi, niskie koszty zakupu i eksploatacji. Przyrządy stosowane w meteorologii są z reguły użytkowane w warunkach terenowych. Dlatego muszą się one charakteryzować odpowiednią konstrukcją i zabezpieczeniami zapewniającymi wiarygodność wskazań. Szczególnie istotne jest wyeliminowanie wpływu warunków atmosferycznych oraz zanieczyszczeń obecnych w środowisku na jakość wyników pomiarów. 184 13.2. Zakres pomiarów meteorologicznych W meteorologii, w przeciwieństwie do fizyki, chemii czy też różnych dziedzin techniki, nie można zdobywać wiedzy o zachodzących zjawiskach przez wykonywanie eksperymentów. Skala procesów przebiegających w atmosferze jest tak duża, że człowiek nie może w znaczącym stopniu wpływać na ich przebieg. Niemożliwe jest z tego powodu ustalanie przyczynowo-skutkowych zależności na drodze świadomie zaplanowanego i wykonywanego eksperymentu. Dlatego podstawowym źródłem informacji w meteorologii są obserwacje. Należy przez to rozumieć pomiary i oceny jakościowe procesów atmosferycznych przebiegających w warunkach naturalnych. Minimalny zakres informacji meteorologicznej obejmuje pomiary następujących wielkości: • temperatura powietrza (średnia dobowa), • ciśnienie atmosferyczne, • kierunek i prędkość wiatru, • wilgotność powietrza, • opady atmosferyczne. Wielkości te w przypadku realizacji programu minimum są mierzone 2-3 razy na dobę, w terminach obserwacji klimatologicznych, tzn. o godzinach: 6, 12, 18, 24 czasu Greenwich. Maksymalny zakres informacji meteorologicznej, potrzebny na przykład przy korzystaniu z matematycznych i numerycznych modeli rozprzestrzeniania zanieczyszczeń w atmosferze, jest wzbogacony o: • obserwacje zachmurzenia, • czas trwania opadu, • pionowy rozkład kierunku i prędkości wiatru, w warstwie 0-2000 m (minimum 300 m), • położenie warstw inwersyjnych, • głębokość warstwy mieszania, • pionowy rozkład temperatury w warstwie 0-600 m. Ponadto wykonuje się obserwacje widzialności, a także pomiary usłonecznienia oraz promieniowania całkowitego, rozproszonego, bezpośredniego, odbitego i UV-B. Minimalny zakres informacji meteorologicznej może być uzyskiwany ze stacji i posterunków meteorologicznych IMGW. Rozszerzone obserwacje meteorologiczne można oprzeć na niektórych synoptycznych stacjach IMGW oraz na automatycznych i specjalnych stacjach tworzonych wyłącznie do realizacji tego celu. Obserwacje meteorologiczne mogą dotyczyć punktów znajdujących się na różnych wysokościach, ze względu na to wyróżnia się obserwacje w: • warstwie przyziemnej, • warstwie do 40 km (obserwacje aerologiczne), • warstwie powyżej 40 km (obserwacje aeronomiczne). 185 Pomiary wielkości meteorologicznych w warstwie przyziemnej należą do najczęściej wykonywanych w meteorologii. Standardowe pomiary naziemne obejmują przede wszystkim: • temperaturę powietrza, • ciśnienie atmosferyczne, • wilgotność powietrza, • opad atmosferyczny, • prędkość i kierunek wiatru na wysokości masztu. Podobne wielkości meteorologiczne są mierzone również przez automatyczne stacje (rys. 13.1). Rys. 13.1. Automatyczna stacja meteorologiczna 13.3. Lokalizacja punktów obserwacji meteorologicznych Celem obserwacji meteorologicznych jest określenie stanu fizycznego atmosfery w danej chwili, w wybranym miejscu przestrzeni objętej badaniami. Uzyskane wyniki stanowią na ogół podstawę do formułowania bardziej ogólnych wniosków. Dlatego istotne jest zapewnienie odpowiedniej reprezentatywności i porównywalności wykonywanych obserwacji. Z tego powodu wybór punktów, w których są prowadzone lub 186 których dotyczą obserwacje, ma kluczowe znaczenie dla poprawności wniosków wyciąganych z badań monitoringowych. Miejscem, w którym wykonuje się większość pomiarów meteorologicznych, szczególnie w sieciach meteorologicznych i w monitoringowych sieciach nadzoru ogólnego, jest tzw. ogródek meteorologiczny. Nazwa ta wynika ze sposobu, w jaki jest on urządzony. Ogródek meteorologiczny powinien znajdować się w terenie otwartym, z dala od wysokich budynków, drzew, krzewów, wzniesień, tak aby możliwy był swobodny przepływ powietrza. W jego pobliżu nie może być prowadzona działalność gospodarcza wpływająca na mierzone wielkości meteorologiczne. Nie mogą na przykład znajdować się duże źródła ciepła, sztuczne zraszalnie itp. Teren ogródka o powierzchni 15x15 m2 powinien być wyrównany, ogrodzony, o podłożu charakterystycznym dla badanego obszaru. W naszej strefie klimatycznej ma być on porośnięty trawą o wysokości nie przekraczającej 10-15 cm. Zimą nie należy usuwać śniegu, powinien się on tam znajdować aż do czasu naturalnego stopienia. Podstawowym elementem ogródka meteorologicznego jest klatka meteorologiczna (rys. 13.2). Umieszczone są w niej przyrządy do pomiaru temperatury i wilgotności. Podstawową funkcją klatki jest zapewnienie pozostawionym w niej instrumentom pomiarowym ochrony przed bezpośrednim działaniem promieniowania słonecznego, promieniowania cieplnego powierzchni ziemi, opadów i osadów atmosferycznych oraz silnych wiatrów przy jednoczesnym swobodnym przepływie powietrza. Tak określone zadanie wymaga, aby klatka meteorologiczna była odpowiednio skonstruowana i wykonana. Stosowanie jednolitej konstrukcji ma zapewnić porównywalność pomiarów wykonywanych w różnych miejscach. Klatka meteorologiczna jest to budka drewniana o wymiarach 48x48x75 cm3, umieszczona na czterech nogach takiej wysokości, aby przyrządy pomiarowe znajdowały się 2 m nad ziemią. Konstrukcja dna i żaluzjowe boki umożliwiają swobodny przepływ powietrza przez wnętrze klatki. Jej przód stanowią dwuskrzydłowe, żaluzjowe drzwiczki skierowane na północ. Aby ułatwić obserwatorowi odczyty, przed klatką ustawione są drewniane schodki. Zarówno klatka, jak i schodki pomalowane są białą olejną farbą, co ma chronić przed nagrzewaniem. W ogródku meteorologicznym oprócz klatki usytuowane są także poletka do pomiaru temperatury gruntu, maszty wiatro- Rys. 13.2. Standardowa klatka meteorologiczna mierzy, przyrządy do wyznaczania opadów 187 i osadów atmosferycznych oraz instrumenty do pomiaru pozostałych wielkości meteorologicznych. Przedstawione zasady urządzania ogródka meteorologicznego nie zawsze mogą być w pełni wykorzystane przy organizacji pomiarów niezbędnych w ochronie środowiska. Uwaga ta przede wszystkim dotyczy automatycznych stacji meteorologicznych, które są integralną częścią stacji monitoringowych, oraz przewoźnych i mobilnych laboratoriów pomiaru zanieczyszczeń powietrza. W takich przypadkach wybór punktu, w którym wykonuje się pomiary meteorologiczne, podlega takim samym zasadom, jakie stosuje się przy wyborze stanowisk do pomiaru zanieczyszczeń powietrza. Automatyczne stacje meteorologiczne pracujące na potrzeby ochrony środowiska są umieszczane zarówno w punktach pomiarów imisji, jak i w punktach pomiarowych nie związanych z monitoringiem imisji otaczającego powietrza. Jeżeli stacja meteorologiczna stanowi integralną część systemu pomiarowego imisji, to czujniki meteorologiczne mogą być zainstalowane na maszcie znajdującym się na dachu kontenera pomiarowego lub budynku, gdzie zlokalizowane są analizatory zanieczyszczeń, a także na terenie przylegającym do tych obiektów, gdy można tam znaleźć miejsce odpowiadające warunkom stawianym ogródkom meteorologicznym. 13.4. Pomiar temperatury Temperatura należy do podstawowych parametrów określających stan atmosfery. W stacjach meteorologicznych jest ona mierzona systematycznie, według ustalonego programu wyznaczającego zarówno terminy, jak i częstość pomiarów. Pomiar temperatury jest możliwy w wyniku przepływu ciepła między mierzonym środowiskiem a miernikiem. Pomiar taki ma tylko wówczas sens, gdy między przyrządem pomiarowym i medium, w którym jest wykonywany pomiar, ustała wymiana ciepła, tzn. jeżeli znajdują się one w stanie równowagi termodynamicznej. Należy podkreślić, że miernik zawsze wskazuje temperaturę własną, a temperaturę otoczenia pokaże dopiero wtedy, gdy osiągnie z nim stan równowagi termodynamicznej. Dlatego tzw. temperatura w słońcu dotyczy wyłącznie temperatury przyrządu, a nie powietrza. Z tego powodu mierniki temperatury muszą być umieszczane za osłonami, które umożliwiają jednak swobodny przepływ powietrza. Skończona prędkość przekazywania ciepła oraz brak równowagi termodynamicznej między miernikiem i mierzonym medium to główne źródła błędów w pomiarach temperatury w meteorologii. Wartość liczbowa mierzonej temperatury jest wyrażana w stopniach przyjętej skali termometrycznej. W użyciu są trzy skale: Celsjusza, Fahrenheita i Kelwina: t°C=-(t°F-32), t°F= -t°C + 32, 188 W meteorologii mierzone są następujące temperatury powietrza: przy powierzchni Ziemi (od 1,25 do 2 m), przy powierzchni gruntu (od 2,5 do 5 cm), na różnych wysokościach w górnych warstwach atmosfery. Przyrządy służące do pomiaru temperatury nazywane są termometrami. Ich zasada działania opiera się na wykorzystaniu jednej z właściwości fizycznych ciała termometrycznego zależnej od temperatury. Wielkość zmiany tej właściwości jest miarą zmian temperatury. Biorąc pod uwagę wykorzystywaną zmienność cechy fizycznej można wyróżnić kilka rodzajów termometrów. W meteorologii najczęściej korzysta się z: • termometrów działających na zasadzie rozszerzalności cieplnej cieczy (termometry cieczowe), • termometrów funkcjonujących na zasadzie rozszerzalności ciał stałych (termometry deformacyjne), • termometrów elektrycznych, wśród których wyróżnia się przyrządy z czujnikami oporowymi (metalowymi), półprzewodnikowymi, termoelektrycznymi, • termometrów radiometrycznych. 13.4.1. Termometry cieczowe W termometrach cieczowych do wskazań temperatury wykorzystuje się różnice rozszerzalności objętościowej cieczy termometrycznej oraz naczynia szklanego zawierającego tę ciecz. Naczynie składa się ze zbiornika i połączonej z nim cienkiej szklanej rurki (kapilary). Ciecz termometryczna wypełnia zbiornik całkowicie, a kapilarę częściowo. Z tyłu kapilary jest umieszczona skala z naniesioną podziałką termometryczna. Naczynie wraz ze skalą znajduje się w szklanej osłonie. Zbiornik, kapilara i osłona są wykonane ze specjalnego gatunku szkła. Zmiana temperatury przyrządu powoduje zmianę objętości cieczy w odniesieniu do zmiany objętości naczynia, co przejawia się zmianą wysokości słupa cieczy w kapilarze. Najczęściej używanymi cieczami termometrycznymi są: rtęć, alkohol etylowy, pentan i toluol. Wybór cieczy zależy od wymaganego zakresu pomiarowego. Rtęć jest używana do pomiaru temperatur powyżej jej punktu krzepnięcia (-38,8 °C). Ciecze organiczne są stosowane do mierzenia temperatur niższych. Termometry rtęciowe zazwyczaj obejmują zakres temperatur od -35 °C do +50 °C. Mają one podziałkę z dokładnością 0,2° lub 0,1°. Błędy powstające w trakcie pomiarów termometrami cieczowymi wynikają ze starzenia się i sprężystości szkła, nierówności powierzchni wewnętrznej otworu kapilary, błędów podziałki skali, z nieregularności rozszerzania się rtęci i szkła w całym zakresie mierzalnej temperatury, z adhezji i polimeryzacji występującej w termometrach z cieczami organicznymi, z promieniowania cieplnego, którego źródłem jest obserwator, z paralaksy i interpolacji. Błędy systematyczne określa się przez wzorcowanie termometru. 189 W meteorologii stosowanych jest kilka rodzajów termometrów cieczowych. Odznaczają się one specyficzną konstrukcją i różnymi właściwościami. Mamy więc: • termometry stacyjne, zwykłe, • termometry uzupełniające, • termometry minimalne, • termometry maksymalne, • termometry ekstremalne (maksymalny i minimalny). Zwykły termometr stacyjny jest termometrem rtęciowym, którego działka elementarna wynosi 0,2° lub 0,5°. Zakres pomiarowy może być różny, ale zazwyczaj jest od -35 °C do +50 °C. Przyrząd ten służy do wskazywania bieżącej temperatury. Termometr uzupełniający jest wypełniony alkoholem etylowym i jest przeznaczony do pomiaru niższych temperatur. Jego zakres pomiarowy obejmuje przedział od -81°Cdo+21°C. Termometr minimalny (alkoholowy lub toluenowy) jest stosowany do wyznaczenia minimalnej temperatury powietrza, przynajmniej do -40 °C, jaka wystąpiła pomiędzy kolejnymi obserwacjami. Pomiar takiej temperatury jest możliwy dzięki temu, że w cieczy termometrycznej w kapilarze zanurzony jest cienki, krótki, szklany pręcik, który podczas obniżania temperatury powietrza jest przesuwany przez menisk cofającej się cieczy termometrycznej (rys. 13.3). Przesuwanie pręcika odbywa się w ten sposób, że stale górny jego koniec znajduje się na wysokości menisku. Przy wzroście temperatury pręcik nie przesuwa się w górę. Oznacza to, że ostateczne położenie pręcika zależy wyłącznie od najniższego położenia menisku, tzn. od najniższej temperatury, jaka wystąpiła między obserwacjami. Aby uniknąć przesuwania się pręcika pod wpływem własnego ciężaru, termometr minimalny w trakcie pomiarów powinien znajdować się w pozycji poziomej. Przygotowanie termometru minimalnego do pracy polega na takim jego odwróceniu, aby górny koniec pręcika dotykał menisku cieczy termometrycznej. 2 1 .3 4 lllllllllllllllllllllllllllllll Rys. 13.3. Część termometru minimalnego: 1 - wskaźnik, 2 - alkohol, 3 - menisk, 4 - kapilara Termometr maksymalny służy do pomiaru najwyższej temperatury powietrza, jaka wystąpiła w okresie między kolejnymi obserwacjami. Cieczą termometryczną w tym przypadku jest rtęć. Termometr maksymalny działa następująco: gdy temperatura 190 wzrasta, rozszerzająca się rtęć przeciska się ze zbiorniczka do kapilary przez pierścieniowe przewężenie (rys. 13.4). Powoduje to wzrost wysokości słupa cieczy termome- trycznej w kapilarze. Gdy temperatura obniża się w przewężeniu, następuje przerwanie słupka rtęci, które utrzymuje się dopóty, dopóki temperatura nie stanie się co najmniej równa tej, jaka była przed przerwaniem słupa cieczy. W wyniku takiego działania szczyt słupka rtęci wskazuje najwyższą temperaturę, jaka wystąpiła od chwili ustawienia termometru. Ustawianie punktu początkowego polega na delikatnym wstrząsaniu termometru, zbiorniczkiem w dół dopóty, dopóki słupek rtęci nie osiągnie zbiorniczka. Termometry maksymalne są zamocowane pod kątem około 5° względem poziomu. W klatce meteorologicznej mierzone są temperatury od Rys. 13.4. Zbiorniczek termometru około -30 °C do +50 °C. Działka elementarna maksymalnego: 1-rtęć, 2-kapilara w termometrze maksymalnym, podobnie jak i w minimalnym, równa jest 0,2° lub 0,5°. Termometr ekstremalny (maksymalny i minimalny) jest przeznaczony, jak sama nazwa wskazuje, do pomiaru najwyższej i najniższej temperatury między obserwacjami. Przyrząd ten ma kształt litery U, ze zbiorniczkami na każdym jej końcu. Schematycznie jest on przedstawiony na rysunku 13.5. Kapilara U-rurkowa jest częściowo wypełniona rtęcią, powyżej której w lewym ramieniu znajduje się alkohol, w całości wypełniający lewy zbiorniczek. Objętość kapilary powyżej słupka rtęci w prawym ramieniu jest również wypełniona alkoholem, ale prawy zbiorniczek nie jest nim napełniony całkowicie. Pozostałą jego objętość zajmuje powietrze i pary alkoholu. W częściach obu ramion U-rurki wypełnionych alkoholem znajdują się wskaźniki temperatur. Są nimi dwa, po jednym w każdym z ramion, cienkie, kilkumi- limetrowej długości druciki żelazne, osadzone w pręcikach szklanych, na których końcach znajdują się wykonane również ze szkła „rzęsy", które mają nie dopuścić do pionowego przemieszczania się wskaźników pod wpływem ich ciężaru. Jest to istotne, ponieważ termometr ekstremalny podczas użytkowania znajduje się w pozycji pionowej. W chwili rozpoczynania pomiaru oba wskaźniki powinny dotykać poziomów rtęci w każdym z ramion. Wraz z rosnącą temperaturą alkohol w lewym zbiorniku rozszerza się i przepycha słupek rtęci do prawego wskaźnika w górę. Lewy wskaźnik pozostaje w tym czasie nieruchomy. Gdy temperatura spada, alkohol w lewym ramieniu kurczy się, a sprężone gazy z Rys 135 Termometr prawego zbiornika popychają rtęć do lewego ramienia i ekstremalny 0 Celsjusz -30-p -20- -10- 0 - 10 - 20 - 30 - 40 - 50 - Mmimum r u } T50 r -40 -30 -20 -10 -0 -10 -20 -30 Maksimum 191 wskaźnik w lewym ramieniu przesuwa się w górę. Pozycja prawego wskaźnika nie zmienia się. Tym sposobem położenie dolnego końca wskaźnika w prawej kapila- rze będzie wskazywać temperaturę maksymalną, a położenie dolnego końca lewego wskaźnika temperaturę minimalną. Położenie menisku rtęci będzie określało aktualną temperaturę. 13.4.2. Termometr deformacyjny Podstawowym elementem termometru deformacyjnego jest bimetal, tj. cienki, sprężysty pasek metalowy, składający się z dwóch zestalonych ze sobą płytek metalowych o różnych współczynnikach rozszerzalności cieplnej (rys. 13.6). Jedna z końcówek bimetalu jest zamocowana w uchwycie, druga pozostaje swobodna, a dokładniej -jest ona połączona, za pośrednictwem układu przenoszenia, z piórkiem opartym na pasku papieru, nawiniętym na cylinder, wprawianym w ruch obrotowy mechanizmem zegarowym. Zmiany temperatury powodują niejednakowe rozszerzanie się obu płytek metali, prowadzi to do wygięcia bimetalu, a tym samym przesunięcia piórka, które kreśli na przesuwającym się jednostajnie pasku papieru linię ciągłą. Na pasku zaznaczone są współrzędne czasu i temperatury, pozwalające na odczytanie wartości temperatury w dowolnej chwili. Przyrząd mierzący w taki sposób zmiany temperatury w czasie jest nazywany termografem; jest on w podstawowym wyposażeniu stacji meteorologicznych. Na czas pomiarów umieszcza się go w klatce meteorologicznej. Rys. 13.6. Zasada działania termografu: 1 - bimetal, 2 - pasek papieru, 3 - graficzny zapis, 4 - mechanizm zegarowy, 5 - układ dźwigni, 6 - piórko, 7 - skrzynka ochronna Termometry bimetalowe, oprócz zastosowań w przenośnych termografach stacyjnych, stosowane są również jako czujniki temperatury w radiosondach. Zaletą termometrów bimetalowych jest ich prosta budowa, są one trwalsze i mniej zawodne niż termometry szklane i, co jest bardzo ważne, umożliwiają ciągłą rejestrację zmian tem- 192 peratury w czasie. Błąd pomiaru, ze względu na wpływ tarcia na wynik wskazań, może dochodzić do 0,95°, ale najbardziej prawdopodobny błąd w termografie wynosi ±0,5°. Dokładność odczytu nie może być gorsza od 0,2°. Czynniki bimetalowe mogą mieć różne kształty, na przykład takie, jak na rysunku 13.7. a) c) b) :::::::-::::: d) =4 m "--�?m-g Rys. 13.7. Najczęściej spotykane kształty czujników bimetalicznyeh: a - taśma płaska, b - taśma w kształcie litery U, c - spirala walcowa, d - spirala płaska 13.4.3. Termometry elektryczne W miernictwie meteorologicznym coraz częściej są stosowane termometry z elektrycznymi czujnikami termometrycznymi. Czujniki te można podzielić na dwie podstawowe grupy: • parametryczne działające na zasadzie zmian wartości parametrów elektrycznych wywołanych wahaniem temperatury; czujniki oporowe (metalowe) i półprzewodnikowe, • generacyjne, które są ogniwami termoelektrycznymi, zmiana temperatury powoduje w nich powstanie siły termoelektrycznej. Wyznaczanie temperatury termometrami oporowymi (metalowymi) opiera się na pomiarze rezystancji przewodnika metalowego w zależności od zmian temperatury. Metalem najlepiej nadającym się do termomiernictwa jest platyna. Termometryczne czujniki oporowe (metalowe) są dostępne w różnych postaciach. Elementem czynnym może być na przykład cienki drucik nawinięty w rozmaity sposób na wspornik izolacyjny lub cienka warstwa metalu różnej grubości naniesiona na odpowiednie podłoże. Do niedawna w miernictwie meteorologicznym stosowano najczęściej czujniki oporowe, w których drucik platynowy średnicy 0,02-0,1 mm był nawinięty na pręt lub cylinder szklany lub szklaną powłokę ochronną. Tak skonstruowany element pomiarowy był najczęściej umieszczony w dodatkowej, cienkościennej, metalowej tulei ochronnej. Ostatnio coraz częściej są stosowane cienkowarstwowe czujniki oporowe. Stałe czasowe platynowych czujników oporowych wynoszą zazwyczaj od 0,1 do 10 s i więcej. Możliwe jest jednak zbudowanie czujnika oporowego o stałej czasowej rzędu 193 milisekund. Termometry z opornikami termometrycznymi pracują z reguły w układzie mostka Wheatsone'a (rys. 13.8). Układ pomiarowy działa albo jako mostek zrównoważony, albo jako niezrównoważony. W przypadku mostka zrównoważonego miarą temperatury jest wartość oporu regulowanego, przy której mostek wraca do stanu równowagi. Czułość pomiarów w takim układzie jest tym większa, im większa jest wartość oporu regulowanego oraz współczynnik temperaturowy oporności czujnika. Miarą temperatury w układzie mostka niezrównoważonego jest natężenie prądu płynącego przez mikroamperomierz. Czułość w przypadku takiego układu jest proporcjonalna do napięcia przyłożonego do mostka. Skala termometru oporowego w układzie mostka niezrównoważonego jest zbliżona do liniowej, a dokładność pomiaru wynosi zwykle od 1 do 1,5%, przy czym znane są konstrukcje mikroprocesowych termometrów cyfrowych pracujących z dokładnością 0,05-0,1%. Układy mostkowe wymagają zasilania prądem stałym i nie mogą być stosowane w przypadkach przejściowych zmian temperatury lub jej szybkich fluktuacji. Rys. 13.8. Mostek Wheatsone'a z termometrem oporowym: R4 = RT - opornik, którego rezystancja zależy od temperatury, R2- opornik równoważący, R3, R4 - oporniki stałe dla danego układu pomiarowego, G - galwanometr zerowy Termometry z czujnikami rezystancyjnymi mogą być bardzo dokładnymi przyrządami pomiarowymi. Dokładność pomiaru w zakresie temperatur od 0 do 20° wynosić może 10^ °C, zazwyczaj jednak jest rzędu kilku tysięcznych stopnia. Aby wykonywać tak dokładne pomiary, konieczne jest zminimalizowanie błędów wynikających z pracy czujnika i układu pomiarowego. Do głównych źródeł systematycznych błędów ter- mometrycznych czujników oporowych należy zaliczyć: dryf charakterystyk w czasie, nadmiar pary wodnej, naprężenia mechaniczne, samopodgrzewanie czujnika, izolacja oraz zmiany oporności linii łączącej czujnik z układem pomiarowym, zmiany oporności przejścia, powstawanie pasożytniczych sił termoelektrycznych, wstrząsy, pole magnetyczne. W przypadku układu pomiarowego błędy zależą przede wszystkim od dokładności wykonania oporników oraz zmiany: oporności izolacji elementów układu pomiarowego, oporności elementów układu pomiarowego, oporności przejścia w miejscach łączeń, warunków i napięcia zasilania. Elektryczne termometry oporowe znalazły zastosowanie w miernictwie meteorologicznym w: przenośnych, kieszonkowych przyrządach pomiarowych, jedno- lub wielokanałowych cyfrowych termometrach stacjonarnych, jedno- lub wielokanałowych rejestratorach analogowych temperatury, w automatycznych, wieloparametrowych stacjach klimatologicznych, w automatycznych, meteorologicznych stacjach telemetrycznych radiowych i przewodowych. . RT— i\1 194 Dostępne obecnie termometry oporowe mierzą temperatury z różnych przedziałów, zbliżonych do -40+60 °C, z rozdzielczością 0,1° i dokładnością od 0,15° do 0,5°. Termometry półprzewodnikowe są wyposażone w czujnik półprzewodnikowy, zawierający termistor, tranzystor lub diodę. Zasada działania tych termometrów polega na wykorzystaniu zależności zmian oporności termistora, napięcia emitor- baza tranzystora lub napięcia w kierunku przewodzenia diody od zmian temperatury. W praktyce najczęściej są stosowane termometry półprzewodnikowe termisto- rowe. Termometryczne oporniki termistorowe są wykonane z półprzewodników, których oporność zależy od temperatury. W przeciwieństwie do metali, oporność termistorów maleje ze wzrostem temperatury. Do zalet czujników termistorowych należy zaliczyć: • wysoki współczynnik temperaturowy oporności, co oznacza, że są one bardzo czułe, • dużą oporność ułatwiającą ich połączenie z innymi przyrządami elektronicznymi, • małe rozmiary, dzięki którym mała jest również ich pojemność cieplna (pobór ciepła), • dużą wytrzymałość mechaniczną. Do wad natomiast: • nieliniowość wskazań, • trudność znormalizowania charakterystyk pomiarowych, • dryf długookresowy. Zakres pomiarowy czujników termistorowych obejmuje przedział od -100 do +300 °C. Błędy pomiaru sana poziomie ±0,5-1% zakresu pomiarowego. Stała czasowa wynosi zwykle od pojedynczych milisekund do kilku sekund. Termometry termistorowe najczęściej działają na bazie mostka Wheatsone'a zrównoważonego lub niezrównoważonego. Dokładność wskazań takich układów jest około 0,5-1%. Z powodu gorszej dokładności wskazań i braku długookresowej stabilności charakterystyk ter- mometrycznych zastosowanie termometrów termistorowych w miernictwie meteorologicznym jest ograniczone, mogą one być jednak bardzo użyteczne w badaniach nie wymagających dużej precyzji wskazań. Podstawą działania termometru termoelektrycznego jest zjawisko polegające na powstawaniu siły elektromotorycznej sem między spojeniami dwu różnych metali znajdujących się w różnych temperaturach (rys. 13.9). Układ dwóch różnych metali spojonych końcówkami, tworzących ogniwo termoelektryczne, nazywa się termoparą, termoogniwem lub termoelementem. Zestaw kilku połączonych ze sobą termopar jest nazywany termostosem (rys. 13.10). Siła elektromotoryczna powstająca w takim czujniku zależy od zastosowanych metali oraz od różnicy temperatury występującej między spojeniami. Jeżeli więc temperatura jednego ze spojeń jest stała, to sem będzie zależała wyłącznie od temperatury drugiego spojenia. Metoda pomiaru temperatury za pomocą tego rodzaju czujnika polega bądź na pomiarze napięcia, bądź też natężenia prądu w obwodzie termopary. 195 sem [mV] sem [mV] Miedź Konstantan Miedź VT^ . A A o o°c Rys. 13.9. Tennopara miedź-konstantan. Zakres pomiarowy od -200 do + 350 °C V V V Rys. 13.10. Układ połączeń termo sto su Termometry termoeletryczne, ze względu na ich małą bezwładność, stosuje się w meteorologii do wyznaczania fluktuacji temperatury, w pomiarach pionowego gradientu temperatury, metodą ruchomej sondy, oraz promieniowania i wilgotności. Przyrządy te nie są powszechnie stosowane, ponieważ do ich działania niezbędna jest sta- biliz7acja punktu odniesienia oraz korzystanie z innych przyrządów pomiarowych potrzebnych do dokładnego wyznaczenia sem. 13.4.4. Termometry radiometryczne Termometry radiometryczne mierzą temperaturę wykorzystując promieniowanie cieplne badanego ośrodka. Do celów termometrycznych szczególnie przydatny jest zakres promieniowania IR. Pomiar temperatury opiera się na zastosowaniu praw Ste- fana-Boltzmanna lub Wiena. W obu przypadkach zakłada się, że mierzony obiekt jest ciałem doskonale czarnym. Termometry radiometryczne są bardzo przydatne wówczas, gdy mierzona temperatura jest bardzo wysoka (powyżej 1000 °C). Takim przyrządem można również określać temperaturę bardzo odległych obiektów - planet, gwiazd, np. Słońca. Ze względu na ograniczoną dokładność pomiaru (około ±0,5 °C) oraz wyznaczanie średniej temperatury powierzchniowej, za pomocą termometrów radiometrycznych są uzyskiwane dane niezbędne do sporządzania wielkoobszarowych rozkładów temperatur powierzchniowych. Powszechnie stosuje się je w lotniczych, satelitarnych teledetekcyjnych pomiarach temperatur. 196 13.4.5. Osłony radiacyjne termometrów meteorologicznych Jak już wspomniano, termometry podczas pracy muszą być chronione przed wpływem promieniowania słonecznego, cieplnego oraz oddziaływaniem opadów i osadów atmosferycznych. W tradycyjnych ogródkach meteorologicznych zapewnia to klatka meteorologiczna. Dzięki żaluzjowej konstrukcji w jej wnętrzu panuje temperatura identyczna z temperaturą otoczenia. W stacjach automatycznych stosowane są innego rodzaju osłony radiacyjne, np. składające się z metalowych pierścieni, malowanych z zewnętrz na biało. Innym rozwiązaniem jest podwójny, a nawet potrójny, ekran o dużym współczynniku odbicia otaczający część czujnikową termometru. Spotykane są także metalowe osłony w kształcie koncentrycznych półkul. Zapewniają one zarówno odbicie promieniowania, jak i naturalną wentylację. W miernictwie meteorologicznym, oprócz osłon radiacyjnych z naturalną wentylacją, stosowane są również osłony z wentylacją sztuczną. Charakteryzują się one tym, że wokół ekranów i czujnika wytwarzany jest za pomocą wentylatora stały przepływ powietrza z prędkością do 10 m/s. Reasumując można stwierdzić, że w meteorologii nie ma jednoznacznie zalecanych konstrukcji osłon radiacyjnych, szczególnie w przypadku automatycznych stacji meteorologicznych. Można korzystać z różnego rodzaju rozwiązań, pod warunkiem jednak, że będą one spełniać odpowiednie wymagania. 13.5. Pomiar wilgoci Wilgotność powietrza jest to zawartość pary wodnej w określonej objętości lub masie powietrza. Wielkościami fizycznymi określającymi wilgotność są: • wilgotność bezwzględna, g-nf3, • ciśnienie pary wodnej, hPa, • wilgotność względna, %, • niedosyt wilgotności, hPa, • stosunek zmieszania, gram pary wodnej na gram lub kilogram suchego powietrza, • temperatura punktu rosy, °C. Wilgotność powietrza może być wyznaczana w różny sposób. Najczęściej są stosowane metody: • psychrometryczne, • kondensacyjne, • elektryczne, • deformacyjne, • absorpcji promieniowania (optyczne), • grawimetryczne, • wolumetryczne, • ciśnieniowe. 197 13.5.1. Metody psychrometryczne Podstawą metody psychrometrycznej jest uzyskiwanie różnych temperatur równowagi przez suche i wilgotne powierzchnie znajdujące się w badanym ośrodku, np. w strumieniu wilgotnego powietrza. Przyrządy służące do pomiaru tą metodą nazywają się psychrometrami. Określa się nimi wilgotność względną na podstawie pomiaru różnicy temperatur termometru suchego i termometru stale zwilżanego, nazywanego termometrem wilgotnym, powstającej w następstwie parowania, które zależy od wilgotności względnej otaczającego powietrza. Spadek temperatury wynika z tego, że parująca woda pobiera ciepło parowania i termometr wilgotny się ochładza. Innymi słowy, wskazania termometru stale zwilżonego zależą od intensywności parowania z powierzchni jego zbiorniczka, a zatem i od aktualnej wilgotności powietrza. Są one tym niższe, im większy jest niedosyt wilgotności w powietrzu. W najprostszej postaci psychrometr o naturalnej wentylacji (Augusta) składa się z dwóch jednakowych termometrów rtęciowych meteorologicznych, zamocowanych pionowo obok siebie w statywie. Zestaw ten podczas pomiarów znajduje się w klatce meteorologicznej. Termometr tzw. suchy z reguły jest umieszczony z lewej strony i wskazuje temperaturę powietrza w chwili pomiaru. Termometr wilgotny - po prawej stronie - ma zbiorniczek z rtęcią owinięty batystem, który jest zwilżany wodą. Wilgotność jest utrzymywana za pomocą pionowego bawełnianego knota, którego jeden z końców jest zanurzony w pojemniku z wodą destylowaną. Woda z powierzchni zbiorniczka termometru wilgotnego paruje tym intensywniej, im powietrze dalsze jest od stanu nasycenia parą wodną. Różnica wskazań dwóch termometrów nazywana jest różnicą psychrometryczną. Na podstawie tej różnicy oraz wartości zmierzonej temperatury można za pomocą odpowiednich tablic określić wartości wilgotności względnej, niedosytu wilgotności powietrza, a także temperaturę punktu rosy. Psychrometr Augusta jest stosowany wyłącznie w klatkach meteorologicznych, ponieważ jego konstrukcja nie zapewnia zachowania stałości warunków pomiaru. Dlatego do wyznaczania wilgotności w terenie, w zamkniętych pomieszczeniach, jest używany psychrometr aspiracyjny Assmanna (rys. 13.11), który działa na takiej samej zasadzie jak psychrometr Augusta. Uniwersalność jego jest wynikiem z różnic w budowie. Polegają ona na tym, że: • zbiorniczki obu termometrów znajdują się w chromowanych, wypolerowanych obudowach silnie odbijających promieniowanie. Dodatkowym zabezpieczeniem przed promieniowaniem są wkładki do obudowy, • w celu zachowania stałości warunków pomiaru, zbiorniczki termometrów są wentylowane. Dzięki głowicy wentylacyjnej z napędem sprężynowym lub elektrycznym wokół zbiorniczków wymuszany jest przed odczytem stały, niezależny od otoczenia, przepływ powietrza z prędkością 3-3,5 m/s. Rozwiązanie to minimalizuje do poziomu pomijalnie małego wpływ promieniowania cieplnego na wskazania termometrów. 198 Za pomocą psychrometru Assmanna mierzy się wilgotność w zakresie 10-95% RH. Wskazania obu termometrów należy odczytywać po upływie 3-4 minut od uruchomienia wentylatora. Temperatury termometru suchego i wilgotnego mierzone są z dokładnością 0,1 °C, prężność pary jest obliczana z dokładnością ±0,1 Tr (0,13 hPa), względna wilgotność zaś z dokładnością ±1%. Dokładności te odnoszą się do temperatur dodatnich, przy czym im niższa temperatura, tym gorsza dokładność. Psychrometry służą do pomiarów wilgotności w zakresie temperatur od -10 do +80 °C. Jeżeli temperatura termometru wilgotnego spadnie poniżej 0 °C, to knot przeznaczony do utrzymywania batystu w stanie zwilżenia nie może być używany, wówczas należy zadbać, aby na zbiorniczku termometru wilgotnego utworzyła się jedynie cienka warstwa lodu. Na poprawność pracy psychrometru decydujący wpływ ma czystość jego poszczególnych elementów, np. batystu, wody (może być używana tylko woda destylowana), naczynek, zbiorniczków termometrów. Podczas długotrwałego użytkowania należy dbać, aby batyst dobrze przylegał do termometru wilgotnego, a knot był często wymieniany. Oddzielną grupę wśród psychrometrów stanowią przyrządy z termometrami elektrycznymi. W psychrometrii stosowane są przede wszystkim czujniki oporowe oraz termostosy złożone z kilkudziesięciu termoelementów. W tym ostatnim przypadku wilgotność powietrza określa się na podstawie zmierzonej temperatury otoczenia oraz siły elektromotorycznej sem istniejącej między spoinami suchymi i wilgotnymi. Psychrometry bazujące na termoelementach mają wiele zalet, min.: mała objętość, bezwładność i prędkość wentylacji, duża dokładność pomiaru, szczególnie ważna w temperaturach poniżej 0 °C, istotnie zredukowane osłony radiacyjne. Wadą jest natomiast odprowadzanie ciepła przewodami elektrycznymi oraz wydzielanie się ciepła Joule'a przez prąd płynący w obwodzie termoogniwa. Psychrometry termoelektryczne z powodzeniem są stosowane w badaniach krótkookresowych zmian wilgotności atmosfery, turbulencji atmosferycznych, mikroklimatu. Rys. 13.11. Psychrometr Assmanna z napędem sprężynowym: A - mechanizm napędowy, B - wentylator, C - termometr suchy, D - termometr zwilżony, E - tulejki izolacyjne, F - obudowa 199 13.5.2. Metody kondensacyjne W metodach kondensacyjnych wykorzystywane są produkty kondensacji (rosa, szron) występujące na odpowiednio schładzanych powierzchniach. Przyrządy oparte na tych metodach są nazywane higrometrami kondensacyjnymi punktu rosy lub punktu szronu. W higrometrach odpowiednią zmianą temperatury doprowadza się układ pomiarowy do równowagi fazowej w stanie nasycenia, tj. do punktu rosy lub szronu. Istnieje kilka rodzajów przyrządów do pomiaru wilgotności metodą kondensacyjną, np. fotoelektryczny higrometr punktu rosy. W przyrządzie tym temperatura małego zwierciadła jest powoli obniżana przez układ chłodzący. Najczęściej wykorzystuje się do tego efekt Peltiera. Gdy temperatura powierzchni osiągnie wartość temperatury punktu rosy, pojawiają się na niej produkty kondensacji, zanikające jednak, gdy temperatura nieco wzrośnie. Moment pojawienia się i zaniku kondensatu jest wykrywany przez układ detektora. W higrometrze fotoelektrycznym korzysta się ze zmieniające się właściwości refleksyjne zwierciadła. Zamiast czujników fotoelektrycznych mogą być stosowane detektory impedancyjne. Do pomiaru temperatury zwierciadła z reguły stosuje się termometry elektryczne. Za temperaturę punktu rosy przyjmuje się średnią temperatur w chwili pojawienia się i zaniku produktów kondensacji. Fotoelektryczne higrometry punktu rosy służą do wyznaczania wilgotności bezwzględnej przez pomiar temperatury punktu rosy w przedziale od około -100 do +100 °C. Pomiar powyżej - 50 °C jest wykonywany z dokładnością około 0,5 °C, poniżej zaś tej temperatury ±1 °C. Czas odpowiedzi higrometru punktu rosy zależy od temperatury: przy -25 °C jest poniżej 1 s, przy -60 °C wynosi około 3,5 s. Podstawową zaletą tego typu przyrządów jest ich czułość. Są one stosowane do pomiarów ciągłych wilgotności w automatycznych stacjach meteorologicznych. Higrometry punktu rosy lub szronu wykazują bardzo dużą przydatność w trudnych warunkach środowiskowych, gdy inne przyrządy zawodzą. 13.5.3. Metody elektryczne W metodach elektrycznych pomiaru wilgotności korzysta się ze zmian właściwości elektrycznych materiałów, które zaadsorbowały lub zaabsorbowały parę wodną. Materiałami higroskopijnymi mogą być ciecze lub ciała stałe. Przyrządy, w których substancją czułą na wilgoć jest wodny roztwór soli (elektrolit), są nazywane higrometrami elektrolitycznymi. Ich działanie opiera się na zależności przewodności elektrycznej warstwy elektrolitu od stężenia tego roztworu. Na tę ostatnią wielkość mają z kolei wpływ temperatura oraz wilgotność względna otaczającego powietrza. Wynika to z tego, że między nasyconym lub przesyconym wodnym roztworem soli a otoczeniem stale dochodzi do wymiany cząsteczek wody. Gdy ciśnienie pary wodnej w powietrzu rośnie, elektrolit chłonie wilgoć, rozcieńczając się tym samym. Jeżeli ciśnienie pary wodnej spada, to wodny roztwór soli ulega zatę- 200 żeniu, ponieważ oddaje wilgoć otoczeniu. Oznacza to, że stężenie równowagi roztworu może być miarą wilgotności względnej lub prężności pary wodnej w powietrzu. W praktyce stężenie to jest określane przez pomiar oporności elektrycznej higroskopijnego roztworu naniesionego w postaci cienkiej warstwy na odpowiednio wykonane podłoże. Do najbardziej udanych pod względem dokładności, szybkości wskazań oraz stabilności charakterystyk należy elektrolityczny czujnik, w którym zastosowano roztwór chlorku litu (LiCl). Czujnik ten może być różnie skonstruowany. Znany jest na przykład w postaci taśmy polistyrenowej powleczonej elektrolityczną warstwą roztworu chlorku litu. Wzdłuż krawędzi taśmy są umieszczone elektrody. Może też składać się z izolacyjnej płytki z polistyrenu, na której nawinięte są dwa przewody z metalu szlachetnego. Na płytce izolacyjnej jest naniesiona warstwa higroskopijnego octanu lub alkoholu poliwinylowego w rozcieńczonym roztworze chlorku litu (LiCl). Warstwa ta przylega bezpośrednio do przewodów z metalu szlachetnego. Ze względu na efekt polaryzacji, występujący pod wpływem prądu stałego, czujniki elektrolityczne muszą pracować w układach pomiarowych zasilanych napięciem zmiennym. Ich czułość rośnie ze wzrostem wilgotności i jest tym większa, im większa jest długość płytki i im mniejsza jest grubość i szerokość warstwy higroskopijnej. Wskazania higrometrów elektrolitycznych bardzo silnie zależą od temperatury. Zakres pomiarowy obejmuje temperatury od -10 do +60 °C. Dokładność pomiaru wynosi 1°. Poważną wadą czujników elektrolitycznych jest wpływ wilgotności na właściwości warstwy. Przebywanie tego typu czujnika przez kilka godzin w środowisku o wilgotności przekraczającej 70% może doprowadzić do uszkodzenia warstwy elektrolitu na skutek jej wymycia. Efekt ten ogranicza górną granicę zakresu pomiarowego wilgotności. Aby czujniki mogły zachować swoje właściwości elektryczne, powinny być przechowywane w pojemnikach, w których jest wnętrzu utrzymywana odpowiednia wilgotność. Nie może być ona zbyt mała, ponieważ warstwa elektrolityczna wyschnie. Dlatego dla każdej temperatury musi być wyznaczona najmniejsza wartość wilgotności, która może być jeszcze mierzona. Ta graniczna wartość wilgotności po stronie małych jej wartości zależy od rozpuszczalności elektrolitu i stanowi następne ograniczenie stosowalności czujników elektrolitycznych, zwłaszcza w niskich temperaturach. Najniższa wartość wilgotności względnej dla cienkowarstwowego higrometru LiCl wynosi około 15%. W praktyce zakres użytkowy takiego przyrządu jest ograniczony do niewielkich zmian wilgotności względnej, np. od 20 do 35%. Możliwe jest jednak dostosowanie warstw elektrolitu do pomiaru różnych przedziałów stężeń. Pozwala to na wykonanie zestawu czujników mierzących wilgotność w pełnym zakresie pomiarowym. Czujniki higrometryczne LiCl w czasie eksploatacji powinny być w odstępach 6-tygodniowych nawilżane roztworem LiCl. Przyrządy te wykazują hi- sterezę, zwłaszcza przy zmianie wilgotności od wartości wyższych do niższych. Higrometry elektrolityczne, pomimo licznych ograniczeń, są stosowane w automatycznych stacjach meteorologicznych oraz w radiosondach. Ich niepodważalną zaletą jest względnie niska cena. 201 W higrometrach elektrycznych, oprócz wodnych roztworów soli, są stosowane również higroskopijne substancje stałe, których oporność elektryczna jest funkcją wilgotności. Substancje te mogą parę wodną adsorbować w cienkiej powierzchniowej warstwie lub absorbować w całej objętości. W elektrycznych higrometrach sorpcyjnych najczęściej stosowane są czujniki węglowe, tlenkowe i polimerowe. Czujniki węglowe są zbudowane z podłoża, np. paska polistyrolowego z dwiema elektrodami, węgla (sadzy) zawieszonego w materiale wiążącym, środka spęczniającego oraz środka dyspergującego. Węgiel pełni rolę przewodnika, materiał wiążący zmienia swoją objętość w zależności od zawartości wody, środek spęczniający zmienia higroskopijność, a środek dyspergujący zapewnia równomierny rozkład węgla. Wymienione komponenty, tzn. węgiel, materiał wiążący, środek spęczniający i dyspergujący, naniesione są w postaci cienkiej, przewodzącej elektryczność warstwy na podłoże. Odległość między cząsteczkami węgla w takiej warstwie zmienia się w zależności od wilgotności względnej, co wpływa na przewodnictwo elektryczne. Czujniki węglowe charakteryzują się dużą czułością na małe zmiany wilgotności, małą bezwładnością, nie występuje w nich efekt polaryzacji, a ponadto w temperaturach dodatnich do 40 °C wskazania nie zależą od temperatury. Uważa się, że są one dokładne i niezawodne, jeżeli proces ich wytwarzania jest dobrze kontrolowany. Ponieważ są niedrogie, stosuje sieje w radiosondach. Cienkie warstwy tlenków tworzą wysoko porowate struktury, w których dochodzi bardzo łatwo do adsorpcji cząsteczek wody. Zjawisku temu towarzyszy zmiana właściwości elektrycznych warstwy. Na podstawie pomiaru pojemności lub oporności elektrycznej materiału sorbującego można wyznaczyć wilgotność powietrza. W tym obszarze zastosowań szczególnie często stosuje się cienkie warstwy tlenku aluminium, znajdujące się na podłożu wykonanym z czystego aluminium (rys. 13.12). Struktury takie stanowią podstawowy element czujników pojemnościowych, które są stosowane w elektrycznych higrometrach przenośnych oraz w sondach aerologicznych. Mierzą one wilgotność względną w zakresie od 0 do 100%, w temperaturze otoczenia od -90 do +60 °C. Charakterystyka jest liniowa w zakresie od 10 do 90% wilgotności względnej w zakresie temperatur od -60 do +60 °C. Temperatury, w szerokim przedziale, nie mają wpływu na wskazania czujnika. Błąd pomiaru ocenia się na około ±3%. Po wykonaniu starzenia czujnik jest stabilny. Histereza w tym przypadku praktycznie nie występuje. Rys. 13.12. Pojemnościowy czujnik higrometryczny: ^2 3 A1203 - higroskopijna warstwa, Si - podłoże, ~~ Al - elektrody Al Al O 202 Czujniki pojemnościowe przeznaczone do pomiaru wilgotności mogą być również wykonane z cienkich warstw polimerowych. W temperaturze pokojowej przenikał - ność elektryczna względna pary wodnej ma wartość około 80. Ta sama wielkość dla polimerów jest na poziomie od 2 do 15. Dlatego wilgoć zaabsorbowana przez polimer powoduje wzrost pojemności warstwy. W warunkach równowagi zawartość wilgoci w materiale czynnym czujnika zależy zarówno od temperatury, jak i ciśnienia pary wodnej w powietrzu. Pojemność czujnika jest prawie liniową funkcją wilgotności względnej. Jego odpowiedź jest szybka, około 0,3 s przy 20 °C. Współczynnik temperaturowy jest mały, a histereza w przybliżeniu wynosi 3% wilgotności względnej. Polimery są odporne na działanie większości zanieczyszczeń powietrza. W przeciętnym środowisku miejskim czas życia czujnika polimerowego wynosi od 6 do 12 miesięcy. Dlatego w praktyce meteorologicznej są one traktowane jako czujniki jednorazowego użytku. Stosuje sieje przede wszystkim w automatycznych stacjach meteorologicznych, sondach aerologicznych, higrometrach lotniczych. 13.5.4. Metody deformacyjne Od dawna jest wiadomo, że różne materiały organiczne, takie jak na przykład włosy, wełna, błony, drewno, włókna roślinne, a także substancje nieorganiczne, np. celofan, włókna syntetyczne zmieniają swój stan fizyczny, deformują się na skutek zmiany zawartości w nich wody, która zależy od wilgotności względnej otaczającego powietrza. Długość należy do tych wielkości fizycznych, które opisują stan wymienionych materiałów. Wielkość ta jest stosunkowo prosta do zmierzenia. Ponadto łatwo ją wzmocnić mechanicznie i przenieść na układ rejestratora. Dlatego w meteorologii często są spotykane higrometry deformacyjne, za pomocą których wyznacza się wilgotność względną powietrza przez pomiar długości włosów ludzkich. Eksperymentalnie stwierdzono, że włos taki zwiększa swoją długość przeciętnie 2-2,5% przy zmianie wilgotności w zakresie 0-100% RH, przy czym wydłużenie to nie jest równomierne w całym zakresie wilgotności. W tabeli przedstawiono względne zmiany długości (%) włosów normalnych i walcowanych. Tabela 13.1. Względne zmiany długości (%) włosów normalnych i walcowanych Wilgotność względna % Wartość średnia wydłużenia włosów normalnych Wartość wydłużenia włosów walcowanych 0 0 0 10 21,8 21,0 20 39,2 35,7 30 51,4 47,7 40 60,4 56,4 50 67,6 63,6 60 74,6 70,9 70 81,3 78,2 80 87,8 85,4 90 93,9 92,7 100 100 100 Zaprezentowane wartości dotyczą przypadku, gdy włos jest osuszany, poczynając od stanu nasycenia wilgocią. Można z tych danych wysnuć wniosek, że połowę całkowitego swego wydłużenia osiąga on przy wilgotności względnej równej około 28-29%. 203 Przydatność włosów do celów pomiarowych zależy od wielu czynników, np. ich wymiarów (długości, grubości, średnicy ścianki), struktury, wieku, a także zanieczyszczeń w nich występujących. Dobór bazuje raczej na doświadczeniu niż na znormalizowanych parametrach. Przed zastosowaniem włosy muszą być odtłuszczone, aby umożliwić wymianę pary wodnej z otaczającym powietrzem. Higrometry włosowe są bardzo prostymi urządzeniami. Pojedynczy włos lub pęczek włosów (w mniej precyzyjnych przyrządach) długości około 15-20 cm przytwierdzony jest za jeden z końców do sprężynki regulacji zera (rys. 13.13). Drugi koniec jest połączony z dźwignią lub kółeczkiem poruszającym wskazówką przyrządu. Siła zwrotna utrzymująca włos w pewnym napięciu jest wytwarzana przez sprężynę lub ciężarek. Zmiany długości włosa za pośrednictwem układu dźwigni są przenoszone na ruchy wskazówki po wy skalowanej tarczy. 4 Rys. 13.13. Higrometr włosowy: 1 - podziałka, 2 - rolka nawijająca i naciągająca włos, 3 - włos, 4 - regulacja położenia zera Skala przyrządu jest wycechowana w procentach wilgotności względnej powietrza na podstawie porównania ze wskazaniami psychrometru i nie jest liniowa. Zakres pomiaru wynosi od 0 do 100% wilgotności względnej w temperaturach od -30 do +60 °C w przypadku higrometrów z włosami normalnymi i w przedziale od -50 do +60 °C dla higrometrów z włosami walcowanymi i chemicznie obrabianymi. Dokładność pomiaru przy zmianie wilgotności od 97% w dół wynosi ±2%. Przy zmiennych wilgotnościach wynosi ona dla włosów normalnych ±10%, dla włosów walcowanych ±8%, dla włosów zaś walcowanych i chemicznie obrabianych ±5%. Wpływ temperatury na wynik pomiarów jest nieznaczny, szczególnie dla mniejszych wilgotności. Istotnym źródłem błędów jest natomiast bezwładność włosa. Zależy ona od temperatury i wilgotności względnej. Przy wilgotności 10% stała 204 czasu wynosi 400 s dla włosów normalnych, 90 s dla włosów walcowanych oraz 25 s dla włosów walcowanych i chemicznie obrabianych. Ta sama stała w temperaturze -30 °C wynosi 1000 s dla włosów normalnych i 200 s dla włosów walcowanych i chemicznie obrabianych. Działka elementarna w higrometrach włosowych oznacza najczęściej 5% wilgotności. Przyrządy te w porównaniu z psychrometrami są dużo mniej dokładne i precyzyjne. Higrometry włosowe mają jednak kilka zalet, które powodują, że dosyć często są one spotykane w miernictwie meteorologicznym. Przede wszystkim przyrządy te wskazują bezpośrednio, bez konieczności korzystania z tablic, wartości wilgotności względnej. Ponieważ na ich działanie temperatura ma niewielki wpływ, dlatego są one użyteczne w zimie (zwłaszcza podczas mrozów), gdy wskazania psychrometru są mało dokładne. Nie oznacza to jednak, że wyniki pomiarów psychrometrycznych powinny być korygowane wskazaniami higrometru włosowego. W razie występowania bardzo niskich temperatur po prostu lepiej jest użyć przyrządu do pomiaru punktu rosy. Kolejną istotną zaletą jest to, że zasada działania higrometru włosowego może być z powodzeniem wykorzystana w higrografie - w samopiszącym przyrządzie przeznaczonym do ciągłej rejestracji zmian wilgotności w funkcji czasu. Zakres jego rejestracji obejmuje wilgotności od 0 do 100%, dokładność rejestracji wynosi ±5%, działka elementarna przedstawia 1% wilgotności, podziałka czasowa w higrografach dobowych obejmuje 15 minut, a w tygodniowych - 2 godziny. Wartości wilgotności względnej odczytuje się z papierowego paska, do którego przylegało w trakcie pomiarów piórko połączone z układem dźwigni. Pasek nawinięty był w tym czasie na bęben napędzany mechanizmem zegarowym. Zmiany wilgotności względnej w funkcji czasu przedstawione graficznie nazywane sąhigrogramem. W higrometrach deformacyjnych oprócz włosów mogą być stosowane również błony organiczne. Najczęściej są one pozyskiwane ze skór lub jelit zwierząt domowych. Higrometry takie cechują się, w porównaniu z higrometrami włosowymi: • około dwukrotnie większym wydłużeniem, • większą czułością wskazań, • lepszą liniowością charakterystyk, • mniejszą bezwładnością (współczynnik bezwładności zawiera się w granicach od 6 s w temperaturze 20 °C do 200 s w temperaturze -30 °C), • bardzo małą zależnością wskazań od temperatury. Ogólnie można stwierdzić, że higrometry i higrografy deformacyjne stosuje się przede wszystkim w klimatologii i meteorologii synoptycznej. Podczas pomiarów są one umieszczone wewnątrz klatki meteorologicznej. 13.5.5. Metody optyczne Para wodna zawarta w powietrzu bardzo dobrze absorbuje pewne zakresy promieniowania elektromagnetycznego, np. IR, mikrofale. Stanowi to podstawę działania 205 higrometrów optycznych. Miarą wilgotności jest absorbancja. Ścieżka optyczna wynosi zazwyczaj kilkanaście lub kilkadziesiąt centymetrów, chociaż zdarzają się przyrządy mierzące wilgoć wzdłuż kilkusetmetrowego odcinka. Higrometry optyczne charakteryzują się bardzo małą bezwładnością, dlatego są stosowane w badaniach turbu- lentnych fluktuacji pary wodnej. Wpływ temperatury otoczenia na wynik pomiaru jest bardzo mały. Mogą one mierzyć wilgotność w przedziale temperatur od -80 do +80 °C, z wykrywalnością około 1 mg/m3 przy wilgotności około 0,2 g/m3. Metody optyczne są stosowane przede wszystkim w teledetekcji. 13.5.6. Metody grawimetryczne, wolumetryczne, ciśnieniowe Metody grawimetryczne, wolumetryczne i ciśnieniowe zalicza się do bezwzględnych metod pomiaru wilgotności. Para wodna jest silnie pochłaniana przez substancje higroskopijne, takie jak na przykład: P2O5, bezwodny Mg (C104)2, H2S04, CaCl2, A1203. W wyniku absorpcji pary wodnej zawartej w powietrzu przepuszczanym przez te materiały zmienia się ich masa. Na podstawie zmian masy absorbenta przed i po pomiarze oraz natężenia i czasu przepływu badanego powietrza można obliczyć stężenie pary wodnej. Metoda grawimetryczna jest bardzo dokładna. Dokładność jest na poziomie ±0,01 g/m3. Czas pomiaru waha się od 0,5 do 12 godzin. Metodę tę traktuje się jako wzorcową. Do pomiarów rutynowych jest ona rzadko stosowana z powodu dużej czasochłonności. Metoda wolumetryczna (objętościowa) polega na pomiarze zmian objętości spowodowanych absorpcją pary wodnej. Czas pomiaru jest rzędu kilku minut, a dokładność wynosi ±0,01% objętości. Przy stałej objętości i temperaturze wraz z absorpcją pary wodnej zmienia się jej ciśnienie nad absorbentem. Stanowi to podstawę metod ciśnieniowych, które umożliwiają wyznaczanie prężności pary wodnej z dokładnością ±0,13 hPa. Pomiar trwa kilka minut. Spośród wymienionych metod bezwzględnych w miernictwie meteorologicznym najczęściej stosowana jest metoda grawimetryczna. 13.5.7. Osłony radiacyjne higrometrów Higrometry, podobnie jak termometry, muszą być chronione przed wpływem promieniowania słonecznego, cieplnego, opadów i osadów atmosferycznych. Do tego celu służą różnego typu osłony, które powinny spełniać takie same wymagania, jakie są stawiane przed osłonami termometrów. Z reguły te dwa przyrządy pomiarowe są umieszczane we wspólnej osłonie. W przypadku tradycyjnego ogródka meteorologicznego znajdują się one w klatce meteorologicznej. 206 13.6. Pomiar ciśnienia Ciśnienie powietrza jest spowodowane ciężarem gazów tworzących atmosferę ziemską. Wielkość ta oznacza siłę przypadającą na jednostkę poziomej powierzchni wywieraną przez pionowy słup gazów atmosferycznych, sięgających do zewnętrznych granic atmosfery. W układzie SI jednostką ciśnienia jest jeden paskal (Pa), definiowany jako niuton na metr kwadratowy. Jak na wartości ciśnień spotykanych w meteorologii, jednostka ta jest za mała. Dlatego zazwyczaj używana jest jej pochodna, tzn. 1 hPa (hektopaskal) = 100 Pa. W miernictwie meteorologicznym można mieć do czynienia również z innymi jednostkami: 1 hPa = 0,750062 mm Hg w warunkach normalnych, 760 (mmHg)„ = 101 235 N-nT2, 1 (mmHg)„ = 1,333224 hPa = 1 Tr (tor), lmb= 100 N-nT2, 1 hPa = 1 mb. Do pomiaru ciśnienia atmosferycznego służą przyrządy nazywane barometrami. Aby wyniki pomiarów wykonywanych w różnych miejscach i warunkach były porównywalne, konieczne jest ich odniesienie do tzw. warunków standardowych, to znaczy do temperatury równej 0 °C i przyśpieszenia ziemskiego wynoszącego 9,80665 m-s"2. W technice pomiarowej stosowanej w meteorologii wyróżnia się trzy podstawowe grupy przyrządów do pomiarów ciśnienia: • barometry cieczowe, • barometry deformacyjne, • hipsometry. 13.6.1. Barometry cieczowe Barometry cieczowe działają zgodnie z prawami hydrostatyki. Pomiar polega na równoważeniu ciśnienia atmosferycznego ciśnieniem hydrostatycznym wywieranym przez słupek rtęci. Barometry cieczowe można podzielić na: • naczyniowe, • lewarowe. Podstawowym elementem barometru naczyniowego jest pionowa szklana rurka o długości około 85 cm (rys. 13.14). Jeden z jej końców jest zatopiony, drugi natomiast - otwarty - znajduje się w rtęci częściowo wypełniającej płaskie naczynie. Powyżej menisku rtęci w rurce panuje próżnia Torricellego. Pod wpływem ciśnienia powietrza działającego na powierzchnie rtęci w naczyniu, rtęć w rurce osiąga pewną wysokość, którą można obliczyć z zależności 207 pg gdzie: h - wysokość słupka rtęci, pa - ciśnienie atmosferyczne, g - przyśpieszenie ziemskie, p - gęstość rtęci. Ciśnienie hydrostatyczne słupka rtęci równoważy ciśnienie wywierane przez powietrze, dlatego wysokość h może być traktowana jako miara ciśnienia atmosferycznego. Rurka barometryczna znajduje się w metalowej obudowie z wycięciem, odsłaniającym część pomiarową rurki, co pozwala na odczytanie poziomu rtęci. Wysokość słupka rtęci mierzona jest za pomocą odpowiedniej podziałki. Noniusz pozwala określić wysokość z dokładnością do 0,1 podziałki skali barometru. Po- działka jest stała i wskazuje różnice ciśnienia co 1 hPa. Obok rurki barometrycznej jest umieszczony termometr wskazujący temperaturę barometru. Rys. 13.14. Schemat barometru naczyniowego Wysokość słupka rtęci zależy od ciśnienia atmosferycznego oraz od takich czynników zewnętrznych, jak: obecność gazu w rurce barometrycznej nad rtęcią, lepkości występującej między rtęcią i szkłem, odchylenia barometru od pionu, zanieczyszczenia rtęci, zmiany temperatury przyrządu, zmiany siły ciężkości. Czynniki te stanowią źródła błędów w pomiarze ciśnienia. Dlatego niezbędne jest wprowadzenie do odczytu następujących poprawek: instrumentalnej, na przyśpieszenie siły ciężkości, na temperaturę. Barometry lewarowe w przeciwieństwie do naczyniowych nie mają zbiornika z rtęcią (rys. 13.15). Rurka barometryczna w tym przyrządzie ma kształt litery U, o ramionach różnej długości. Dłuższe z ramion, około 90-centymetrowe, ma zatopioną końcówkę, natomiast końcówka krótszego, długości około 20 cm, jest otwarta. Miarą ciśnienia atmosferycznego jest różnica poziomów rtęci w obu ramionach. Pomiar ciśnienia atmosferycznego polega na odczycie za pomocą noniusza i podziałki wysokości tych poziomów. Przykładowe dane meteorologiczne barometru lewarowego są następujące: • zakres pomiarowy od 900 do 1080 hPa, • dokładność pomiaru: ±0,3 hPa, • dokładność odczytu: 0,1 hPa, • zakres temperatur: od-15do50°C. 208 r\ p I l Barometry naczyniowe, szczególnie stacyjne, muszą być w czasie pomiarów umieszczone w odpowiednim pomieszczeniu, zapewniającym jednakową i w miarę stałą temperaturę, dobre oświetlenie, sztywne pionowe zawieszenie. Barometry są przyrządami dostosowanymi do wyznaczania ciśnienia powietrza znajdującego się w stanie spoczynku. Dlatego w ich otoczeniu nie mogą występować przeciągi. Ponieważ barometry nie będą wskazywać rzeczywistego ciśnienia statycznego, gdy podda się je na działanie porywistego wiatru, dlatego nie są one umieszczane bezpośrednio w ogródku meteorologicznym, ale w budynku znajdującym się w jego pobliżu. Rys. 13.15. Schemat barometru lewarowego 13.6.2. Barometry deformacyjne Barometry deformacyjne działają na zasadzie równoważenia ciśnienia atmosferycznego przez siły sprężystości materiałów, z którego wykonane są elementy pomiarowe przyrządu. Do najczęściej stosowanych w meteorologii barometrów deformacyj- nych należą aneroidy (rys. 13.16). m ^S^S7 nsssz^ Rys. 13.16. Przekrój puszki membranowej aneroidu Elementem pomiarowym w tym przyrządzie jest hermetycznie zamknięta, wykonana z materiału sprężystego, puszka membranowa, nazywana puszką Vidiego. Składa się ona z dwóch współśrodkowo pofalowanych krążków cienkiej blachy połączonych 209 ze sobą na obwodzie. Zmiany ciśnienia powodują odkształcenia sprężyste ścianek puszki. Wielkość odkształcenia jest miarą zmian ciśnienia. Przesunięcie centralnego punktu puszki przekazywane jest przez układ przenoszenia na wskazówkę, która porusza się po wycechowanej skali. Aneroidy charakteryzują się gorszymi parametrami metrologicznymi w porównaniu z barometrami cieczowymi, mają na przykład mniej stabilne charakterystyki, ich dokładność pomiaru wynosi tylko 1 hPa. Przyrządy te mają także istotne zalety, do których należą: odporność na wstrząsy, zwarta budowa, a także możliwość zastosowania w instrumentach pomiarowych przeznaczonych do ciągłej rejestracji zmian ciśnienia atmosferycznego w funkcji czasu. Instrumenty te nazywane są barografami (rys. 13.17). Elementem pomiarowym w tym przyrządzie jest zestaw kilku puszek Vidiego połączonych szeregowo, co umożliwia zwiększenie wychylenia wskazówki. Suma odkształceń zestawu membran jest przenoszona za pośrednictwem układu dźwigni na ramię piszące, zakończone piórkiem przylegającym do bębna rejestrującego, na którym nawinięty jest odpowiednio wyskalowany arkusz papieru. Mechaniczny lub elektroniczny mechanizm zegarowy, obracając bęben z jednostajną prędkością, pozwala na rejestrację zmian ciśnienia atmosferycznego w czasie. Zakres rejestracji wynosi najczęściej od 960 do 1060 hPa, a dokładność odczytu ±1 hPa. Zależność ciśnienia atmosferycznego od czasu przedstawiona graficznie nosi nazwę barogramu. Podziałka czasowa w barogramach dobowych jest równa 15 minut, a w tygodniowych 2 godziny. Rys. 13.17. Schemat barografu: 1 - zestaw szeregowo połączonych puszek membranowych, 2 - ramię piszące z piórkiem, 3 - bęben z papierem 13.6.3. Hipsometry W hipsometrach, czyli termobarometrach, wykorzystana jest zależność temperatury wrzenia cieczy od ciśnienia zewnętrznego. Ciecz zaczyna wrzeć w temperaturze, w której ciśnienie jej pary nasyconej jest równe ciśnieniu zewnętrznemu. Ciśnienie atmosferyczne można więc wyznaczyć na podstawie temperatury wrzenia np. wody destylowanej. Woda taka wrze w 100 °C, na poziomie morza, przy ciśnieniu 210 760 mmHg, kiedy ciśnienie zewnętrzne maleje, temperatura wrzenia spada. Zjawisko to stanowi podstawę działania hipsometru. Przyrząd ten składa się z otwartego, podgrzewanego elektrycznie, naczynia wypełnionego destylowaną wodą. Temperatura tej cieczy mierzona jest bardzo czułym termometrem o podziałce 0,02°. Odczyt temperatury jest wykonywany z dokładnością 0,01°. Zmiana ciśnienia o 1,3 hPa wywołuje zmianę temperatury wrzenia wody o 0,04 °C. Dokładność pomiarów hipsometrycz- nych zależy od mierzonego ciśnienia i jest lepsza dla niższych wartości. W meteorologii hipsometry stosowane są wyłącznie do wyznaczania pionowego rozkładu ciśnień, w tak zwanych sondażach aerologicznych. 13.7. Pomiary wiatru Wiatr jest to poziomy ruch mas powietrza względem powierzchni ziemi. Charakteryzuje się go przez podanie prędkości. Wielkość ta jest wektorem. Dlatego konieczne jest wyznaczenie kierunku i wartości bezwzględnej prędkości wiatru. Kierunek wiatru określa się stroną świata, z której wiatr wieje. Do znakowania kierunku wiatru może być użyty sposób polegający na podziale kąta pełnego na pewną liczbę równych części, np. 16 lub 32. Poczynając od kierunku północnego, traktowanego jako zerowy, oznacza się poszczególne sektory liczbami 1, 2, 3, ... do 16 lub 1, 2, 3, ... do 32, zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Skalę otrzymaną przez podział kąta pełnego na 16 równych części nazywa się rumbową. Zamiast liczbowego sposobu określania kierunku wiatru można stosować również metodę literową. Główne strony świata w tej metodzie są oznaczone literami N (północ), E (wschód), S (południe), W (zachód). Każdej z wyżej wymienionych liczb przyporządkowuje się odpowiednią kombinację tych liter, np. liczbie 2 odpowiada w systemie literowym NNE, 4 - NE, 6 - ENE itd. (rys. 13.18). Wartość bezwzględna prędkości wiatru jest to długość drogi przebytej przez strumień powietrza w ciągu jednostki czasu. Wyraża się ją w metrach na sekundę lub w kilometrach na godzinę. Ponieważ zarów- , no kierunek, jak i wartość bezwzględna prędkości wiatru ulegają częstym zmianom, jako wartości charakteryzujące wiatr podaje się uśrednione w czasie wartości tych wielkości. Okres uśredniania obejmuje 2 lub 10 minut. N WNW S Ry s. 13.18. Skala kierunku wiatru w rumbach 211 Do analizy rozprzestrzeniania zanieczyszczeń w atmosferze ważna jest znajomość rozkładu częstości występowania wiatrów w zależności od kierunków, z jakich one wieją. Graficzne przedstawienie takiego rozkładu nazywane jest różą wiatrów. Powstaje ona przez odłożenie na wybranych 8 lub 16 kierunkach odcinków o długościach proporcjonalnych do częstości występowania wiatru z danego kierunku. Częstość cisz zaznacza się liczbą w początku układu współrzędnych. Końce odcinków łączy się następnie linią łamaną. Utworzona w ten sposób figura obrazuje rozkład częstości występowania wiatrów z różnych kierunków. Pomiary wiatru w meteorologii dotyczą dwóch podstawowych obszarów: • warstwy przypowierzchniowej, sięgającej do wysokości około 30 m, • górnych warstw atmosfery, które z reguły nie przekraczają wysokości 50 km. Do pomiarów w warstwie przypowierzchniowej najczęściej stosuje się wiatromie- rze i anemometry. 13.7.1. Kierunkowskazy Kierunek wiatru wyznacza się za pomocą lekkich, łatwo obracających się wokół pionowej osi obrotu blaszanych płytek, których masa jest równoważona przeciwwagą. W kierunkowskazach płytki te mogą mieć kształt pojedynczych chorągiewek lub zestawu dwóch płytek ustawionych względem siebie pod kilku- lub kilkunastostopniowym kątem. W ten sposób zostaje utworzony klin kierunkowy (rys. 13.19). Siła parcia aerodynamicznego przepływającego powietrza dąży do ustawienia płytek w położeniu zgodnym z kierunkiem przepływu, tzn. w takim kierunku, dla którego (~\ parcie na płytki będzie najmniejsze. Tego typu ^^^ przyrządy pozwalają na wyznaczanie kierunku a w obrębie 360° z dokładnością około ±3°. Rys. 13.19. Klin kierunkowy: a - widok z boku, b - widok z góry D 13.7.2. Wiatromierze Kierunkowskazy są najczęściej jednym z podstawowych instrumentów pomiarowych wchodzących w skład wiatromierza. Przyrząd ten służy do pomiaru wszystkich składowanych prędkości wiatru. Jednym z najprostszych stosowanych w praktyce jest wiatromierz Wilda (rys. 13.20). Oprócz kierunkowskazu jest on wyposażony w układ mechaniczny do pomiaru szybkości wiatru. Układ ten składa się z ramki będącej uchwytem dla metalowej prostokątnej płytki wychyłowej o wymiarach 150x300 mm i masie 200 g. Chorągiewka 212 ustawia płytkę prostopadle do kierunku wiatru. W zależności od prędkości wiatru płytka wychyla się z pozycji pionowej (zerowej) pod różnym kątem, który można ocenić na podstawie położenia jej względem ośmiu metalowych kolców zamocowanych w łukowato wygiętym ramieniu. Z odpowiednich tabel można w przybliżeniu określić prędkość wiatru. Wiatromierze Wilda są instalowane z dala od przeszkód terenowych na masztach wysokości co najmniej 10 m lub na słupach wysokości przekraczającej 2 m, przytwierdzonych do najwyżej położonego miejsca na dachu budynku. Rys. 13.20. Wiatromierz Wilda: a - pręt północny róży wiatrów, b - przeciwwaga, c - chorągiewka kierunkowa, d - płytka wychyłowa, e - pałąk z kolcami 13.7.3. Anemometry rotacyjne W miernictwie meteorologicznym do pomiaru średniej prędkości wiatru w ustalonym przedziale czasu stosuje się przede wszystkim anemometry rotacyjne. Przyrządy te składają się z trzech podstawowych zespołów urządzeń: • czujnika, • przetwornika, • układu pomiarowego. Czujnikiem jest najczęściej wirnik czaszowy, śmigłowy lub łopatkowy. Szczególnie często są stosowane anemometry czaszowe (rys. 13.21). Czasze mogą mieć kształt półkolisty, stożkowy lub półelipsoidalny. Wykonane są one z aluminium lub tworzyw sztucznych. Trzy lub cztery czasze są umieszczone symetrycznie na osi obrotu ustawionej prostopadle do kierunku przepływu powietrza. Działanie anemometru czaszo- wego polega na wykorzystaniu różnicy sił naporu aerodynamicznego na wklęsłe i wypukłe płaszczyzny czasz. Ponieważ siła parcia wiatru na powierzchnię wklęsłą jest większa od siły parcia na przeciwległą powierzchnię wypukłą, wirnik jest wprawiany w ruch w kierunku wypukłych stron czasz bez względu na kierunek wiatru. Prędkość, z jaką obraca się wirnik, zależy przede wszystkim od prędkości wiatru. Stanowi to podstawę do wyznaczania wartości tej wielkości. Oprócz wirników czaszowych w anemometrach rotacyjnych mogą być stosowane wirniki łopatkowe lub śmigłowe. Do prawidłowej pracy takich przyrządów konieczne jest, aby oś obrotu ich wirnika była stale równoległa do kierunku prędkości wiatru 213 - stanowi to dosyć istotną niedogodność. Wymaganie to nie jest stawiane anemome- trom czaszowym, co można zaliczyć do ważnych zalet tych przyrządów, szczególnie jeżeli mają być one użyte do pomiarów ciągłych. B D C\ -