 |
   |
|
 |
meteorologia -Tomasz Szczot, SEM II (Letni) 2013-2014, Meteo
|
aaaaCzęsto usiłujemy ukryć nasze uczucia przed tymi, którzy powinni je poznać.aaaa
[ Pobierz całość w formacie PDF ] Tomasz Szczot METEOROLOGIA Rozdział I METEOROLOGIA OGOLNA 1. Wstęp. W tej części skryptu zajmiemy się meteorologia. Meteorologia to nauka, która bada zjawiska fizyczne zachodzące w atmosferze. Badania te prowadzi się poprzez określanie elementów meteorologicznych takich jak temperatura powietrza, ciśnienie atmosferyczne, wiatr – prędkość i kierunek, zachmurzenie, opady i widzialność. Chwilowy stan tych wszystkich elementów jest nazywany pogodą. Zadaniem meteorologii lotniczej jest badanie pogody z punktu widzenia potrzeb lotnictwa. 2. Atmosfera. Atmosfera ziemska to gazowa otoczka ziemi. Składa się z około: 78 % azotu, 21 % tlenu, 1 % argonu i innych gazów w niewielkiej ilość. W atmosferze ziemskiej znajduje się również para wodna. Atmosfera nie jest jednorodna ani w kierunku pionowym, ani w poziomym. W kierunku pionowym dzieli się na kilka warstw ( sfer ) różniących się między sobą własnościami fizycznymi. Działalność całego lotnictwa ogranicza się do dwóch warstw będących najbliżej ziemi. Warstwa najbliższa powierzchni ziemi to Troposfera . Podlega ona silnemu oddziaływaniu podłoża. Charakteryzuje ja stopniowy spadek temperatury w miarę wzrostu wysokości Średni gradient temperatury w troposferze wynosi 0,6 – 1,0 ° 1 /100 m i zależy od wilgotności powietrza. Grubość tej warstwy nie jest wszędzie jednakowa . Nad równikiem dochodzi do 16 – 18 km, a nad biegunami 8 – 10 km . W troposferze znajduje się około 0,8 całej masy atmosfery oraz prawie cała para wodna. Warstwę tę charakteryzuje silny rozwój turbulencji i konwekcji, w niej też formują się chmury, kształtują się masy powietrza, tworzą się fronty atmosferyczne i rozwijają się wyże i niże. Przeważającym kierunkiem wiatru w troposferze jest kierunek zachodni. Prędkość wiatru wzrasta wraz ze wzrostem wysokości osiągając maksymalną wartość na górnej granicy tej warstwy. Powyżej troposfery zalega Stratosfera . Od troposfery oddzielona jest ona warstwą przejściową tropopauzą . Stratosfera sięga od tropopauzy do wysokości 50 –55 km . Zawartość pary wodnej w stratosferze jest niewielka, lecz wystarczająca na to aby powstały w niej chmury zwane perłowymi. Zbudowane są one z drobnych kryształków lodu i drobnych przechłodzonych kropel wody. Przeważającymi wiatrami w stratosferze są wiatry zachodnie. Charakterystyczny dla tej warstwy jest wzrost temperatury, szczególnie wyraźny na poziomie 25 – 40 km, uwarunkowany intensywnym pochłanianiem promieniowania słonecznego przez ozon. Warstwę atmosfery między 10 i 50 km, w której odbywa się fotochemiczny proces powstawania ozonu i występuje stosunkowo duże nagromadzenie ozonu, nazwano ozonosferą. Na podstawie analizy rozkładu temperatury stratosferę dzieli się zazwyczaj na warstwę izotermiczną ( 12 – 35 km ) i warstwę inwersyjną ( 35 – 55 km ). Średnie temperatury dolnej stratosfery wahają się od – 45 ° C do – 75 ° ° /100 m do + 0,1 ° /100 m. Średnia zaś temperatura na górnej granicy stratosfery jest w pobliżu 0 ° C. 3. Elementy meteorologiczne Temperatura Podstawowym źródłem energii cieplnej na ziemi jest promieniowanie Słońca. Promieniowanie to Ziemi w postaci fal o różnej długości – od tysięcznych części mikrona do kilkuset mikrometrów. Dla celów praktycznych w meteorologii wyróżnia się dwa rodzaje promieniowania – krótko i długo falowe. Promieniowanie krótkofalowe to promieniowanie o długości fali od 0,1 µ m do 4 m, a promieniowanie długofalowe ma długość fali od 4 m do 120 µ m. Promieniowanie słoneczne składa się w 99 % z promieniowania krótkofalowego, a dla tego promieniowania atmosfera ziemska jest prawie przezroczysta. Intensywność promieniowania słonecznego w czasie przechodzenia przez atmosferę ziemską ulega osłabieniu w wyniku rozpraszania, odbicia i pochłaniania. Rozpraszanie następuje na cząsteczkach powietrza oraz na stałych cząsteczkach zawieszonych w powietrzu, a kropelki, kryształki lodu oraz powierzchnie chmur odbijają promienie słoneczne. Promienie słoneczne po dojściu do powierzchni ziemi ulegają częściowo pochłonięciu i przekształcają się w energię cieplną, która ogrzewa podłoże. Ogrzewana w ten sposób powierzchnia ziemi staje się sama źródłem promieniowania – ale promieniowania długofalowego, cieplnego. Promieniowanie to jest następnie pochłaniane przez powietrze, które dzięki temu ogrzewa się. Nie pochłonięta część promieniowania ulega odbiciu od powierzchni ziemi oraz od chmur. Ilość pochłoniętego i odbitego promieniowania od powierzchni ziemi zależy od jej rodzaju. Stosunek ilości promieniowania odbitego do promieniowania padającego na powierzchnię ziemi nazwano albedo. Procent 2 C w zależności od szerokości geograficznej i pory roku. Wartości pionowych gradientów temperatury wahają się w przedziale od –1 µ µ odbitych promieni padających na powierzchnię ziemi oznacza zdolność pochłaniania promieni słonecznych przez ciała nieprzezroczyste. Jeżeli powiadamy, że albedo świeżego śniegu wynosi 80 – 85 %, oznacza to, że 80 – 85 % padającego promieniowania ulega odbiciu, a jedynie 20 – 15 % ulega pochłonięciu. W tabeli poniżej przedstawiono albedo czterech przykładowych powierzchni. śnieg 85 % piasek 30 % trawa 26 % woda 5 % Z powyższych stwierdzeń wynika, że proces nagrzewania się powietrza zależy od nagrzania się podłoża. Oceniamy ten stan nagrzania za pomocą pomiaru temperatury. W meteorologii temperaturę powietrza mierzymy termometrem umieszczonym na wysokości 2 m nad powierzchnią gruntu zabezpieczonym przed bezpośrednim działaniem promieniowania słonecznego oraz opadów w tzw. klatce meteorologicznej. Przekazywanie ciepła w dolnych warstwach atmosfery , grubości rzędu kilku metrów, odbywa się drogą przewodnictwa cząsteczkowego tzn. drogą bezpośredniego przekazywania ciepła od powierzchni ziemi do zalegających nad nią cząsteczek powietrza. W przenoszeniu ciepła na znaczne wysokości główna rolę odgrywają ruchy turbulencyjne i ruchy konwekcyjne . W meteorologii przez pierwsze pojęcie rozumie się ruch powietrza, w którym jego cząsteczki poruszają się chaotycznie po bardzo złożonych torach, przez drugie zaś pojęcie należy rozumieć uporządkowane ruchy pionowe powietrza wywołane jego nierównomiernym nagrzaniem się od podłoża. Dzięki tym ruchom nagrzane cząsteczki powietrza, jako lżejsze unoszą się do góry, a na ich miejsce napływają cząsteczki chłodniejsze, co w efekcie prowadzi do tego, że ciepło oddane przez powierzchnię ziemi zostaje przenoszone do wyższych warstw atmosfery. Podczas wznoszenia się do góry powietrze ulega adiabatycznemu ochładzaniu. Jeśli nie jest nasycone parą wodną to spadek temperatury wskutek zachodzącej przemiany adiabatycznej wynosi 1 /100 m wysokości. Tego rodzaju spadek nazwano suchoadiabatycznym gradientem temperatury. Jeżeli wznosi się powietrze nasycone parą wodną, jego spadek temperatury wraz z wysokością wynosi 0,6 ° ° /100 m. Wolniejszy spadek temperatury w tym przypadku jest spowodowany wydzielaniem się utajonego ciepła parowania podczas procesu kondensacji pary wodnej. Spadek temperatury w powietrzu nasyconym parą wodną nazwano wilgotnoadiabatycznym gradientem temperatury. Gradient adiabatyczny charakteryzuje tylko wznoszące się lub opadające masy powietrza podczas występowania ruchów pionowych. W powietrzu otaczającym taką przemieszczającą się masę powietrza, pozostającym w bezruchu, spadek temperatury może być zupełnie inny. Spadek temperatury w powietrzu nie biorącym udziału w ruchach pionowych nazwano gradientem faktycznym lub rzeczywistym. W atmosferze bywa i tak, że temperatura powietrza w miarę wzrostu wysokości nie ulega zmianie. Zjawisko takie nazywamy izotermią , a warstwę powietrza o stałej temperaturze warstwą izotermiczną. 3 Zdarza się i tak, że temperatura powietrza w miarę wzrostu wysokości zamiast spadać - wzrasta. W takim przypadku mówi się, że w atmosferze występuje inwersja temperatury. Obecność warstw inwersyjnych w atmosferze jest zjawiskiem ujemnym, jeśli idzie o rozwój prądów pionowych. Inwersje mają jeszcze jedną bardzo nieprzyjemną właściwość – u ich podstaw wskutek zahamowania ruchów pionowych gromadzą się duże ilości pyłów i różnych innych drobnych cząsteczek. Uwzględniając wysokość ich występowania inwersje podzielono na dwie grupy: inwersje dolne oraz inwersje górne. Inwersje dolne, biorąc pod uwagę mechanizm ich powstawania, podzielono na inwersje radiacyjne oraz adwekcyjne. Inwersja radiacyjna ( z wypromieniowania ) powstaje głównie podczas bezwietrznej i bezchmurnej pogody w okresie nocy. W czasie takiej pogody podłoże traci ciepło przez wypromieniowanie i ochładza się. Od podłoża ochładza się zalegające nad nim powietrze, tak, że temperatura na pewnej wysokości jest wyższa niż przy powierzchni ziemi. Inwersja adwekcyjna ( napływowa ) powstaje podczas napływu ciepłych mas powietrza nad chłodne podłoże. Dolne warstwy powietrza ochładzają się od zimnego podłoża, co sprzyja powstawaniu inwersji. Takie inwersje mogą się utrzymywać znacznie dłużej niż inwersje radiacyjne – nawet kilka dni. Wśród inwersji górnych wyodrębnia się: inwersje osiadania, inwersje turbulencyjne oraz inwersje frontowe . Inwersja osiadania powstaje w wyniku osiadania mas powietrza w wyżach. Powietrze opadając ulega sprężaniu i adiabatycznemu ogrzaniu. Powietrze, które osiada nie dociera do samego podłoża, lecz na pewnej wysokości zaczyna rozpływać się na boki. Poziom zalegania takiej inwersji nie jest jednakowy w całym obszarze wyżu – najniżej schodzi ona w środku wyżu, najwyżej zalega na skrajach tego ośrodka. Inwersja turbulencyjna powstaje wówczas, gdy w pewnej warstwie powietrza występuje silne mieszanie turbulencujne, które może być wywołane nierównościami terenu , bądź też przez czynniki dynamiczne, na przykład wiatr. Grubość tych inwersji nie jest duża, wynosi zwykle kilkadziesiąt metrów. Inwersja frontowa powstaje wówczas gdy powietrze ciepłe zalega nad powietrzem chłodniejszym podczas przechodzenia frontu ciepłego. Masy są oddzielone od siebie warstwą przejściową tzw. powierzchnią frontową. Powierzchnia ta ma charakter inwersji Ciśnienie Ciśnieniem atmosferycznym nazwano siłę jaką wywiera powietrze na powierzchnię ziemi .Jest ono równe ciężarowi słupa powietrza sięgającego górnej granicy atmosfery. Do pomiaru ciśnienia stosuje się przyrządy zwane barometrami. Barometry mogą być rtęciowe lub sprężynowe. Jednostkami ciśnienia barometrycznego stosowanymi w lotnictwie jest mm Hg i mb. Powietrze jest gazem ściśliwym, a jego warstwa przylegająca bezpośrednio do powierzchni ziemi znajduje się pod największym ciśnieniem. Ze wzrostem wysokości ciśnienie atmosferyczne maleje, gdyż maleje słup powietrza wywierającego ciśnienie na danym poziomie. Zmiany ciśnienia i temperatury powodują zmiany gęstości powietrza. Gęstość powietrza 4 jest to stosunek masy powietrza do jego objętości = -------- kg/m v Gęstość powietrza zwiększa się wraz ze spadkiem temperatury i wzrostem ciśnienia i odwrotnie – wzrost temperatury i spadek ciśnienia powodują zmniejszanie się gęstości powietrza. Zmiany gęstości powietrza wywierają istotny wpływ na prędkość wznoszenia samolotu oraz na osiągany pułap, na długość rozbiegu oraz na ciąg silnika. Odchylenia te wywierają także istotny wpływ na wskazania przyrządów nawigacyjnych. Aby można było porównywać między sobą parametry silników i osiągi samolotów badane w różnych miejscach i w różnym czasie, a więc przy różnych wartościach temperatury i ciśnienia atmosferycznego stworzono atmosferę standardową i wszystkie osiągi, własności lotne oraz rekordy szybowcowe i samolotowe, jakie uzyskano w warunkach rzeczywistych, przeliczane są pod względem atmosfery standardowej. Atmosfera standardowa jest to umownie przyjęty stan atmosfery od poziomu morza do wysokości 30 km o stałym składzie powietrza przy powierzchni ziemi oraz o stałych wartościach elementów meteorologicznych na poziomie morza. Wartości tych elementów przedstawiają się następująco: ciśnienie 760 mm Hg ( 1013,2 mb), wilgotność względna 0 %, temperatura + 15 C, średni jej spadek /1000 m do wysokości 11 km, czyli do tropopauzy. Powyżej 11 km, w dolnej stratosferze, przyjęto jako stałą temperaturę - 56,5 ° C. Ciśnienie atmosferyczne, tak przy powierzchni ziemi, jak i w wyższych warstwach, podlega ciągłym zmianom. Zmiany spowodowane są wędrówką ośrodków barycznych. W celu porównania wyników obserwacji takich elementów meteorologicznych, jak temperatura i ciśnienie w różnych punktach powierzchni ziemi, sprowadza się je do jednego poziomu odniesienia, mianowicie do poziomu morza. Sprowadzenie temperatury nie nastręcza większych trudności, dysponujemy bowiem gradientem temperatury. Dużo trudniejsze jest sprowadzenie ciśnienia do poziomu morza. Do tego celu służy stopień baryczny. Stopniem barycznym h ° nazywamy wysokość, na którą należy się wznieść lub opuścić, aby ciśnienie zmieniło się o 1 mb. Stopień baryczny oblicza się według następującego wzoru: 8000 h = ------------ ( 1 + t) P Gdzie: P – ciśnienie atmosferyczne - współczynnik rozszerzalności powietrza = 0,004 t – temperatura Mając odczyty sprowadzonego do poziomu morza ciśnienia z różnych punktów obserwacji nanosi się je na mapę w miejscu, gdzie znajduje się dana stacja. Następnie linią ciągła łączy się punkty o jednakowej wartości ciśnienia. Linie te nazywamy izobarami . Izobary wykreślone na mapie ilustrują przestrzenny rozkład ciśnienia. Wykreśla się je co 5 lub co 2 mb. System izobar na mapie pogody przedstawia pole ciśnienia na poziomie morza. W zależności od tego jak układa się 5 m 3 ° 6,5 [ Pobierz całość w formacie PDF ]
zanotowane.pldoc.pisz.plpdf.pisz.plpies-bambi.htw.pl
|
|
 |
Odnośniki
Często usiłujemy ukryć nasze uczucia przed tymi, którzy powinni je poznać.Maszynoznawstwo Piotr Krzymień, WMRiT PP, WMRiT PP sem 1, MaszynoznawstwoMarcin Martyniuk - test materiałowy, Inżynieria Środowiska [PW], sem 2, Materiałoznawstwo, test materiałowyMetody badań ognioodporności materiałów budowlanych. Walas Grzegorz, Studia, studia mgr I semestr, I sem, 1 semestr II stopien, brylskaMechanika Dynamika 5 L Murawski druk, AM Gdynia, Sem. III,IV, Mechanika Techniczna- wykład- MurawskiMechanika Dynamika 7 L Murawski druk, AM Gdynia, Sem. III,IV, Mechanika Techniczna- wykład- MurawskiMechanika Dynamika 6 L Murawski druk, AM Gdynia, Sem. III,IV, Mechanika Techniczna- wykład- MurawskiMachel Henryk - Wiezienie jako instytucja karna i resocjalizacyjna!, RESOCJALIZACJA, Pedagogika resocjalizacyjna M.Zgłobniś, sem. IVMatysiak MiUT, Mechanika i Budowa Maszyn, sem. 6, MiUT II, WykładMechanika Kinematyka 7 L Murawski, AM Gdynia, Sem. I,II, Mechanika Techniczna- wykładMechanika Kinematyka 6 L Murawski, AM Gdynia, Sem. I,II, Mechanika Techniczna- wykład
zanotowane.pldoc.pisz.plpdf.pisz.pllovejb.pev.pl
|
|
|
 |
Często usiłujemy ukryć nasze uczucia przed tymi, którzy powinni je poznać.
|
|
|
|