Atmosfera - Elementy klimatu: temperatura, ciśnienie i opady

Temperatura
Temp. powiet. podlega zmianom w cyklu dobowym i rocznym. Odzwierciedla ona rytm zmian występujących w dopływie promieniowania słonecznego i postępujących w ślad za tym zmian temp. podłoża, gdyż promieniowanie to właśnie jest głównym źródłem ciepła dla powietrza atmosf. W przebiegu dobowym temp. jej min obserwuje się tuż po wschodzie Słońca, po czym temp. powietrza wzrasta, by osiągnąć max ok. godziny 14-15 czasu słonecznego. Następnie obserwujemy powolny spadek temp. powietrza aż do wczesnych godzin rannych. Różnica między max i min temp. powietrza występująca w ciągu doby określana jest mianem dobowej amplitudy powietrza. Na wielkość tego parametru ma wpływ wiele czynników, np. szerokość geograficzna, rodzaj podłoża, za-chmurzenie, odległość od zbiorników wodnych, ukształtowanie powierzchni i inne. Na gorących pustyniach strefy zwrotnikowej, gdzie dopływ promieniowania słonecznego jest b.duży, następuje silne nagrzanie podłoża (nawet do 80C), a w konsekwencji bardzo wzrasta temp. powietrza do 50-60C. Po zachodzie Słońca ustaje dopływ promieniowania, a powierzch. Ziemi oddaje ciepło w postaci promieniowania długofalowego. Brak zachmurzenia sprzyja silnemu wychładzaniu podłoża. Temp. przy gruncie może spaść nawet poniżej 0C W takiej sytuacji dobowa amplituda temp. jest b.wys. - może przekraczać nawet 50-60C, a przy gruncie jeszcze więcej.
Różnica między średnią temp. najcieplejszego i najchłodnie-jszego miesiąca danego miejsca określana jest jako roczna amplituda temp. powietrza. Rośnie ona od równika (około 2-3C) ku biegunom (około 40C), gdzie średnie temp. lata i zimy znacznie się różnią. Wielkość rocznej amplitudy temp. powietrza zależy także od rozmieszczenia zbiorników wodnych i lądów (na tej samej szerokości geograficznej obszary położone w głębi kontynentu będą charakteryzowały się wyższą amplitudą, niż położone nad oceanem), od ukształtowania terenu (amplitudy roczne spadają wraz ze wzrostem wys. nad poziomem morza), od przeważającego kierunku napływu mas powietrza i wielu innych czynników. Wys roczna amplituda temp. powietrza świadczy o kontynentalizmie termicznym, czyli wzroście oddziaływania lądu na temp. powietrza. Średnia rocz-na temp. powiet. mal od obszarów równikowych ku biegunom.
Dobowa amplituda temp. powietrza nad obszarami oceaniczny-mi jest wielokrotnie mniejsza niż nad lądami (nawet w tych samych szerokościach geograficznych).
Anomalia termiczne. Anomalie mogą być dodatnie - kiedy określony obszar cechuje się wyższymi temp. niż średnie wyliczone dla równoleżnika danego miejsca, lub ujemne - co oznacza, że określony obszar charakteryzuje się niższymi temp. powietrza niż średnie wyliczone dla równoleżnika danego miejsca. Anomalie mają charakter regionalny i zależą przede wszystkim od przebiegu ciepłych i zimnych prądów morskich, oddalenia od zbiorników wodnych, rzeźby terenu.
Ciśnienie atmosferyczne
Średni spadek ciśnienia wynosi 1 hPa na 8 m wysokości (stopień baryczny - przyrost wysokości odpowiadający zmianie ciśnienia o 1 hPa) w przyziemnej warstwie troposfery, przy czym w powietrzu chłodnym spadek ciśnienia wraz z wysokością następuje szybciej niż w powietrzu ciepłym.
Za normalne ciśnienie atmosferyczne przyjmuje się ciśnienie 1013 hPa, które jest równoważone przez słup rtęci o wysokości 760 mm, na 45 szerokości geograficznej na poziomie morza przy temperaturze powietrza 0C Linie łączące punkty o takim samym ciśnieniu to izobary. Przedstawia się je na mapach synoptycznych (pogody) w celu wyznaczenia układów barycznych istniejących w danym czasie. Ich znajomość pozwala prognozować zmiany pogody. Aby prawidłowo przeprowadzić wnioskowanie synoptyczne, często trzeba zredukować wartość ciśnienia do poziomu morza. Podstawowymi układami barycznymi są: wyż (antycyklon), niż (cyklon), klin wysokiego ciśnienia, zatoka niskiego ciśnienia
Wyżem (antycyklonem) nazywamy układ zamkniętych izobar z ciśnieniem wzrastającym do centrum. Niż (cyklon) to także układ zamkniętych izobar lecz z ciśnieniem malejącym ku środkowi układu. Klin wysokiego ciśnienia obejmuje peryferyjną część wyżu, w której izobary przyjmują kształt litery „U". Peryferyjna część układu niżowego, gdzie izobary przyjmują kształt litery „V", określana jest jako zatoka niskiego ciśnienia.

Wiatry
Przyczyną występowania na Ziemi wiatrów, czyli poziomych ruchów powietrza, jest zróżnicowanie ciśnienia atmosf. w dolnej troposferze. Cząsteczki powietrza przemieszczają się zawsze od układu o wyższym ciśnieniu do obszaru o niższym ciśnieniu (w celu wyrównania ciśnienia), czyli zgodnie z kierunkiem poziomego gradientu ciśnienia, prostopadle do izobar. Kierunek ten modyfikowany jest jeszcze przez inne zjawiska występujące na Ziemi. Jedną z ważniejszych sił wpływających na kierunek przemieszczania się powietrza jest siła Coriolisa. Powoduje ona odchylenie cząsteczek powietrza w prawo na półkuli północnej i w lewo na półkuli, południowej.
Bardzo ważną rolę w modyfikacji wiatrów w przyziemnej warstwie troposfery spełnia siła tarcia. Przede wszystkim wpływa ona na zmniejszenie prędkości przemieszczających się cząsteczek powietrza, może także oddziaływać na zmianę kierunku ich ruchu. Największe efekty działania tej siły obserwuje się do wysokości 500-1000 m od powierzchni Ziemi. Powyżej tej wysokości prędkość przemieszczania cząsteczek powietrza jest kilkakrotnie większa niż przy powierzchni Ziemi. Powierzchnia lądowa cechuje się większym tarciem od powierzchni wodnej. Innym rodzajem siły działającej na ruch cząsteczek powietrza jest siła odśrodkowa, która najsilniej oddziałuje w niskich szerokościach geograficznych. W konsekwencji kierunek wiatru (strona, z której wieje wiatr) jest wypadkową działania kilku sił.
Ośrodki niżowe oraz zatoki niskiego ciśnienia są obszarami zbieżności wiatrów, zaś wyże oraz kliny wysokiego ciśnienia obszarami rozbieżności. W obszarze zbieżności (konwergencji) obserwuje się dodatkowo ruchy wstępujące powietrza, zaś w pasie rozbieżności (dywergencji) zachodzą ruchy zstępujące powietrza.

Wiatry lokalne
Cyrkulacja lokalna występuje w dolnej troposferze i wywoływana jest przez czynniki miejscowe. Liczba lokalnych wiatrów jest bardzo duża, ponieważ określa się ją na ponad 2000. Istnieją jednak wiatry, których przyczyna i schemat funkcjonowania są bardzo podobne, choć noszą różne nazwy.
Bryzy są wiatrami, których powstanie uwarunkowane jest różni-cą temp. podłoża. Występują one głównie w strefie wybrzeży morskich oraz brzegów dużych, śródlądowych zbiorników wodnych. Bryza dzienna wieje znad zbiornika wodnego w kierunku lądu, przynosząc chłodne powietrze. Cieplejsze powietrze nad silniej ogrzanym lądem unosi się do góry (prądy wstępujące), ustępując miejsca powietrzu napływającemu znad wody. Powietrze znad lądu ochładza się w pewnej odległości od brzegu i osiada (prądy zstępujące), zamykając w ten sposób lokalną cyrkulację. W nocy sytuacja odwraca się. Znad szybko wychładzającego się lądu powietrze przemieszcza się nad wodę (bryza nocna), gdzie zajmuje miejsce ciepłego powietrza unoszącego się do góry. Powietrze znad zbiornika wodnego przenosząc się na ląd ochładza się i osiada.
Wiatry górskie i dolinne także spowodowane są różnicami temp. (w konsekwencji i ciśnienia) wynikającymi z ekspozycji terenu. W ciągu dnia silniej nagrzewają się zbocza dolin górskich i wiatr wieje w górę doliny po jej zboczach - cyrkulacja dolinna. W nocy wychłodzone podłoże sprzyja ześlizgiwaniu się chłodnego powietrza od szczytów w dół, zgodnie z nachyleniem terenu - cyrkulacja górska.
Zarówno bryzy jak i wiatry górskie i dolinne wykazują rytm dobowy, dlatego też nazywa się je wiatrami okresowymi.
Wiatry fenowe są to ciepłe i suche wiatry występujące po zawietrznej stronie pasma górskiego. Do ich powstania niezbędne jest istnienie bariery górskiej na drodze przemieszczających się wilgotnych mas powietrza. Bariera górska musi być na tyle wysoka, aby przy wymuszonym wznoszeniu się powietrza doszło do kondensacji pary wodnej i powstania opadu. Wznoszenie powietrza odbywa się „po adiabacie wilgotnej", czyli spadek temp. wraz z wys. wynosi śr. 0,6C na 100 m wys. Po oddaniu wilgoci powietrze, przekroczywszy pasmo górskie, opada grawitacyjnie, ogrzewając się w procesie suchoadiabatycznym, czyli wzrost temp. następuje o 1C na każde 100 m. Przejście wiatru fenowego zimą powoduje gwałtowne tajanie śniegu. Duża siła wiatru sprzyja powstawaniu wiatrołomów. W Tatrach wiatr fenowy nosi nazwę halny, w Górach Skalistych chinook, w Azji garmsil, a w Alpach fen. Wiatry spływowe (typu bory) są wiatrami chłodnymi. Występują na obszarach, gdzie wyżyny lub góry sąsiadują bezpośrednio z dużym obszarem wodnym (morzem, jeziorem). W wyniku silnego przechłodzenia lądowego podłoża, zalegające nad nim zimne powietrze spływa gwałtownie w kierunku morza. Opadając po stokach powietrze nabiera ogromnej prędkości. Wiatry tego typu występują nad Adriatykiem i Morzem Czarnym, (Kaukaz). Podobny charakter ma mistral, wiatr wiejący z okolic Lyonu w dół ku Morzu Śródziemnemu. Zimne powietrze spływa doliną Rodanu przez obniżenie między Alpami a Pirenejami. Wiatr ten osiąga bardzo dużą prędkość, nawet ponad 50 m/s. Powoduje on duże znisz-czenia - zwłaszcza w winnicach porastających zbocza doliny.

Opady atmosferyczne
Roczny przebieg opadów atmosferycznych uwarunkowany jest wieloma czynnikami geograficznymi, jednak na podstawie ogólnej cyrkulacji atmosfery wyodrębniono kilka podstawo-wych typów rocznego przebiegu opadów. W typie równiko-wym występują dwa maksima opadów związane z równonocą wiosenną i jesienną. Typ zwrotnikowy charakteryzuje się występowaniem jednego maksimum związanego z najwyż-szym położeniem Słońca. W strefie występowania monsunów zwrotnikowych pojawia się max związane z występowaniem opadów w porze letniej -monsun letni. W typie podzwrotniko-wym (śródziemnomorskim) max opadów przypada na okres zimowy. W strefie umiarkowanej na obszarach kontynen-talnych opady dominują w porze letniej, co jest efektem silnego ogrzania powierzchni kontynentów i rozwoju konwekcji. W strefie wpływu mas powietrza znad oceanu (typ morski) opady są równomiernie rozłożone w ciągu roku lub wykazują niewielkie maksimum w porze zimowej. Typ polarny charakteryzuje się niewielkim maksimum w okresie letnim, spowodowanym większą wilgotnością powietrza.
Najmniejsze opady występują w pasie pustyń zwrotnikowych, zarówno w głębi kontynentów (silne prądy zstępujące), jak i w pasie wybrzeży obmywanych zimnymi prądami morskimi - Peruwiańskim, Kalifornijskim, Benguelskim, Kanaryjskim (brak tendencji do unoszenia się ku górze powietrza, które ochładza się od wód zimnych prądów). Także obszary podzwrotnikowe środkowej Azji (Mongolia, Chiny, Tybet) i polarne (centralna Antarktyda) charakteryzują się niską sumą opadów rocznych - poniżej 250 mm.
Największe roczne sumy opadów występują w obszarach objętych oddziaływaniem monsunów - np. południowo-wschodnia Azja gdzie dodatkowym czynnikiem sprzyjającym powstawaniu większych opadów jest bariera górska Himalajów. Wymusza ona silne prądy wznoszące sprzyjające kondensacji pary wodnej.