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 ]