GIS w KLIMATOLOGII Joanna Wibig, pokój 230, Narutowicza 88 Dyżur: poniedziałek 11-13. Wykłady 13 godzin Ćwiczenia 13 godzin Egzamin: zestaw pytań egzaminacyjnych (~50) będzie dostępny na stronie internetowej: http://www.geo.uni.lodz.pl/~jwibig Zakładka: dydaktyka, GIS w klimatologii Pod tym samym adresem będą materiały dla studentów

GIS w KLIMATOLOGII LITERATURA: Meteorologia i klimatologia pod red. K. Kożuchowskiego, PWN, 2005 Meteorologia dla geografów, A. Woś, PWN, 2002 Klimat Polski. Nowe spojrzenie , K. Kożuchowski, PWN, 2011 Klimaty świata, D. Martyn, PWN Klimat Polski, A. Woś, PWN, 1999

Budowa atmosfery: skład atmosfery składniki stałe składniki zmienne węgiel metan ozon freony para wodna warstwy warstwy wyróżnione według kryterium termicznego warstwy wyróżnione według kryterium składu warstwy wyróżnione według stopnia jonizacji

Promieniowanie w atmosferze prawa promieniowania prawo Plancka prawo Stefana-Boltzmanna prawo Wiena promieniowanie słoneczne, ziemskie i atmosferyczne stała słoneczna przemiany promieniowania w atmosferze: pochłanianie rozpraszanie odbicie bilans radiacyjny powierzchni Ziemi promieniowanie bezpośrednie promieniowanie rozproszone promieniowanie efektywne Ziemi

Przeciętny skład suchego powietrza przy powierzchni Ziemi Element Symbol chemiczny Zawartość w procentach objętości Azot N2 78,08 Tlen O2 20,95 Argon Ar 0,93 Dwutlenek węgla CO2 0,039 Neon Ne 0,0018 Hel He 0,0005 Metan CH4 0,00017 Ozon O3 Woda H2O 0-4

Dopływ i odpływ węgla do atmosfery

Rozpuszczony organiczny 600 Gt C CaCO3 + węgiel organiczny se Ocean utleniony C 38 000 Gt C Rozpuszczony organiczny 600 Gt C Organizmy żywe 1 Gt C Ląd Organizmy żywe 500 Gt C Węgiel w glebie 1500 Gt C 120 Gt / rok 90 Gt / rok Atmosfera 700 Gt C Wietrzenie CaSiO3 + CO2 →CaCO3 + SiO2 <0.1 Gt/rok Metamorfizm CaCO3 + SiO2→CaSiO3 + CO2 <0.1 Gt/rok Skały osadowe CaCO3 + węgiel organiczny 1 000 000 Gt C Paliwa kopalne 5 000 Gt C

January 2015:     399.96 ppm http://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/trends/graph.html

Pomiary metanu (CH4) Stężenie Tempo zmian IPCC 2007, Chapter 2, Fig. 2.4

Źródła metanu ? Rolnicze Pola ryżowe Krowy i czasem ludzie…☺ Produkcja metanu prawdopodobnie ustabilizowała się z powodu stałego poziomu produkcji żywności Inne źródła Termity Uwalnianie się gazu naturalnego z szybów naftowych

Jądra kondensacji Podstawowymi jądrami kondensacji są aerozole atmosferyczne w szczególności jądra Aitkena Podział aerozoli ze względu na rozmiar Aitkena (jądra kondensacji) 0,005-0,1 μm (<0,2 μm) Duże jądra 0,1-1 μm (0,2-2 μm) Olbrzymie jądra >1 μm (>2 μm)

TROPOSFERA Warstwa atmosfery rozciągająca się od powierzchni Ziemi do około 8-10 km w wysokich szerokościach geograficznych, 11-12 km w szerokościach umiarkowanych i 16-18 km w strefie równikowej. Powietrze w tej warstwie ulega intensywnemu mieszaniu na skutek pionowych ruchów powietrza (wznoszących i osiadających) W troposferze temperatura średnio spada z wysokością w tempie około 0.6°C na każde 100 metrów wzniesienia. Wszystkie procesy pogodowe, o których będziemy mówili w dalszej części wykładu zachodzą w troposferze. Troposferę od leżącej nad nią stratosfery oddziela tropopauza. W tropopauzie temperatura nie zmienia się z wysokością, dlatego nazywamy ją warstwą izotermiczną.

warstwa ozonu

STRATOSFERA W stratosferze na wysokości około 20 km temperatura powietrza zaczyna wzrastać z wysokością. Taki wzrost temperatury nosi nazwę inwersji. Inwersja hamuje pionowy ruch powietrza w stratosferze. Ponieważ podczas produkcji i rozpadu ozonu pochłaniane jest promieniowanie słoneczne (ultrafioletowe), to powietrze w tej warstwie ogrzewa się.

OZON trójatomowa cząsteczka tlenu ozon stratosferyczny katalizator reakcji podczas produkcji i rozpadu ozonu zużywane jest promieniowanie ultrafioletowe o długości poniżej 0,242 μm Ozon troposferyczny

DZIURA OZONOWA NAD ANTARKTYDĄ

Obrazy wskazujace na powolne zmniejszanie się dziury ozonowej nad Antarktydą

Zawartość ozonu w atmosferze określamy w jednostkach Dobsona (j.D.). 1 j.D. = 0,01 mm grubości zredukowanej warstwy ozonu średnia zawartość ozonu ok. 300 Dobsonów, co odpowiada warstwie zredukowanej o grubości 3 mm.

Spadek ilości ozonu w stratosferze może powodować: Wzrost przypadków zachorowań na raka skóry (1 procentowa redukcja ozonu powoduje 2-5 procentowy iwzrost zachorowalności na raka skóry) Negatywny wpływ na plony i zwierzęta z powodu wzrostu natężenia promieniowania UV Ochłodzenie stratosfery, które może wpłynąć na zmiany intensywności i kierunku wiatrów stratosferycznych, co może w poważny sposób wpłynąć na klimat przy powierzchni Ziemi.

MEZOSFERA Oddzielona od stratosfery stratopauzą, cienką warstwą izotermiczną leżącą na wysokości około 50 km. Ciśnienie atmosferyczne na tym poziomie wynosi około 1 mb. Procentowy udział azotu i tlenu jest zbliżony do tego przy powierzchni Ziemi, ale ciśnienie powietrza jest dużo mniejsze. Temperatura powietrza spada z wysokością, ponieważ w tej warstwie ciśnienie jest zbyt niskie by mógł powstawać ozon. Cząsteczki tracą więcej energii niż pochłaniają. Ciepło z cieplejszej stratosfery jest transportowane do góry, ale wznoszące powietrze ochładza się. Mezosfera sięga wysokości 8o-85 km, tam temperatura osiąga swoje minimum wynoszące około -90°C.

TERMOSFERA Powyżej 85 km temperatura przestaje spadać z wysokością i pojawia się kolejna warstwa izotermiczna – mezopauza, a wyżej temperatura powietrza zaczyna wzrastać (inwersja). Promieniowanie słoneczne UV jest absorbowane głównie przez cząsteczki tlenu powodując ich rozpad na pojedyncze atomy. Nadmiar energii zwiększa ich energię kinetyczną (dlatego prędkość poruszania się atomów wzrasta). O2 + promieniowanie słoneczne O + O Skład atmosfery zaczyna się zmieniać. Spada udział cięższych cząsteczek, a wzrasta lżejszych. Powietrze jest tak rzadkie, że zderzenia między nimi stają się coraz rzadsze.

Skład powietrza na różnych wysokościach w atmosferze (km) Najbardziej popularne gazy warstwa 1000 He, H, O 750 He, O, H 500 O, He, N2 Lekkie gazy Heterosfera 300 O, N2, He 180 O, N2, O2 110 N2, O, O2 Ciężkie gazy 85 N2, O2, Ar Homosfera

PROMIENIOWANIE W procesach klimatycznych najważniejszą rolę odgrywają cztery sposoby przekazywania energii: promieniowanie, zwane też czasem radiacją, przewodnictwo cząsteczkowe (lub molekularne) przewodnictwo turbulencyjne ciepło utajone.

Właśności fal Wszystkie fale elektromagnetyczne poruszają się z jednakową prędkością Nazywamy ją prędkością światła: 300,000 km/s grzbiet dolina

Własności fal Długość fali grzbiet dolina Długość fali (): długość jednego pełnego cyklu

Własności fal Długość fali Amplituda grzbiet Amplituda dolina Amplituda: połowa odległości w pionie między grzbietem a doliną

Własności fal Długość fali Amplituda grzbiet Amplituda dolina Częstość (): liczba cykli na sekundę

c =   prędkość = długość fali × częstość (długość/czas) = (długość/cykl) x (cykl/czas) stąd,  = c /  i  = c / 

Energia fali E = h  = h (c/ ) Energia jest proporcjonalna do częstości, I odwrotnie proporcjonalna do długości fali E = h  = h (c/ ) gdzie h jest stałą Plancka Inaczej mówiąc, fale o krótszej fali (lub większej częstości) mają większą energię

Promieniowanie jest formą przekazu energii za pomocą fali elektromagnetycznej poruszającej się z prędkością światła, dlatego nie wymaga istnienia materialnego nośnika. Energia transportowana jest w porcjach zwanych kwantami.

Każdy obiekt o temperaturze wyższej od 0K (-273,13ºC) emituje promieniowanie, czyli wysyła w przestrzeń fale elektromagnetyczne poruszające się z prędkością światła o różnej długości, częstości i amplitudzie

Wszystkie ciała o temperaturze większej niż 0 stopni kelwina emitują promieniowanie. Szybkość z jaką ciała emitują promieniowanie i pochłaniają energię zależy od cech ich powierzchni, takich jak kolor, tekstura, wilgotność i temperatura. Istnieje grupa obiektów zwanych ciałami doskonale czarnymi. Tempo z jakim emitują energię (promieniują) zależy wyłącznie od ich temperatury. Są one doskonałymi pochłaniaczami energii (absorbują całą padającą na nie energię ) i emiterami (emitują maksymalną wartość energii przy swojej temperaturze).

Promieniowanie ciał doskonale czarnych Prawo Plancka Promieniowanie ciał doskonale czarnych—we wszystkich długościach fali ciało emituje (absorbuje) energię w ilości opisanej prawem Plancka.

Podstawowe prawa promieniowania Wszystkie obiekty emitują promieniowanie.

Podstawowe prawa promieniowania Wszystkie obiekty emitują promieniowanie. Cieplejsze obiekty emitują więcej energii niż chłodniejsze.

Podstawowe prawa promieniowania Wszystkie obiekty emitują promieniowanie. Cieplejsze obiekty emitują więcej energii niż chłodniejsze. Ilość emitowanej energii jest proporcjonalna do czwartej potęgi temperatury obiektu w skali kelwina.

Podstawowe prawa promieniowania Wszystkie obiekty emitują promieniowanie. Cieplejsze obiekty emitują więcej energii niż chłodniejsze. Ilość emitowanej energii jest proporcjonalna do czwartej potęgi temperatury obiektu w skali kelwina.  Jest to prawo Stefana - Boltzmanna E =  T4 E = przepływ energii (W/m2) T = temperatura (K)  = 5.67 x 10-8 W/m2K4 (stała)

Podstawowe prawa promieniowania Wszystkie obiekty emitują promieniowanie. Cieplejsze obiekty emitują więcej energii niż chłodniejsze. Ilość emitowanej energii jest proporcjonalna do czwartej potęgi temperatury obiektu w skali kelwina. Cieplejsze obiekty emitują energię w zakresie krótszych fal (λ)

Podstawowe prawa promieniowania Wszystkie obiekty emitują promieniowanie. Cieplejsze obiekty emitują więcej energii niż chłodniejsze. Ilość emitowanej energii jest proporcjonalna do czwartej potęgi temperatury obiektu w skali kelwina. Cieplejsze obiekty emitują energię w zakresie krótszych fal (λ)  jest to prawo Wiena max  3000 m T(K)

max  3000 m T(K)  Prawo Stefana-Boltzmanna E =  T4 E = przepływ energii (W/m2) T = temperatura (K)  = 5.67 x 10-8 W/m2K4 (stała)  Prawo Wiena max  3000 m T(K)

Ilość energii emitowanej w postaci fali o długości  zależy wyłącznie od temperatury emitera i jest opisywana przez prawo Plancka: k stała Bolzmanna (k=1,38·10-23J/K) T temperaturą ciała w skali Kelwina. c - prędkość światła (3,0·108m/s), h stała Plancka (h=6,63·10-34J·s),

widmo promieniowania Słońca widmo promieniowania Ziemi

Możemy wykorzystać te prawa by porównać cechy promieniowania ziemskiego i słonecznego

T (K) max (m) Zakres widma E (W/m2) Słońce 6000 Ziemia 300

T (K) max (m) E (W/m2) Słońce 6000 0.5 Ziemia 300 10 Zakres widma E (W/m2) Słońce 6000 0.5 Ziemia 300 10 Prawo Wiena: max  3000 m T(K)

T (K) max (m) E (W/m2) Słońce 6000 0.5 Ziemia 300 10 Zakres widma widzialne (żółte?) Ziemia 300 10 podczerwień

T (K) max (m) E (W/m2) Słońce 6000 0.5 7 × 107 Ziemia 300 10 460 Zakres widma E (W/m2) Słońce 6000 0.5 widzialne (żółte?) 7 × 107 Ziemia 300 10 podczerwień 460 Prawo Stefana-Boltzmanna: E =  T4

energia Cieplejsze obiekty emitują więcej energii niż chłodniejsze E=σT4 Słońce Ziemia 0.01 0.1 1 10 100 1000 Długość fali

Cieplejsze obiekty emitują promieniowanie w zakresie krótszych fal max = 3000/T energia Słońce Ziemia 0.01 0.1 1 10 100 1000 Długość fali

Promieniowanie słoneczne emitowane jest równomiernie we wszystkich kierunkach przestrzeni kosmicznej. Ponieważ odległość Ziemi od Słońca jest ogromna, to wiązkę promieniowania docierającą bezpośrednio do Ziemi można uznać za równoległą. Ilość energii docierającej w jednostce czasu do jednostkowej powierzchni prostopadłej do kierunku padania promieni słonecznych nazywamy natężeniem bezpośredniego promieniowania słonecznego. Gdy Słońce jest w zenicie, promienie słoneczne padają na Ziemię pod kątem prostym i wówczas na płaskiej powierzchni Ziemi natężenie bezpośredniego promieniowania słonecznego jest największe. Gdy wysokość Słońca nad horyzontem jest mniejsza od 90º, to powierzchnia pozioma otrzyma względnie mniejszą dawkę promieniowania

Natężenie promieniowania słonecznego dochodzącego do górnej granicy atmosfery nazywa się stałą słoneczną i wynosi średnio 1353 W/m2. W rzeczywistości stała słoneczna nie jest idealnie stała. Ziemia krąży wokół Słońca po orbicie eliptycznej i jej odległość od Słońca ulega zmianom od ok. 147 mln km w punkcie przysłonecznym orbity (tzw. aphelium) do ok. 152 mln km w punkcie odsłonecznym (perihelium). Z tego powodu wartość stałej słonecznej waha się w granicach 3,5% w biegu rocznym. Pomiary satelitarne stałej słonecznej prowadzone od 1978 roku pokazują, że zmienia się ona nieznacznie wraz z cyklem plam. Największa jest w okresie maksimum plam słonecznych, najmniejsza w minimum. Zmiany są jednak nieznaczne i w badanym okresie nie przekroczyły 0,08%. W skali czasowej tysięcy lat orbita Ziemi zmienia nieco swój kształt z prawie kołowej do bardziej eliptycznej, co powoduje niewielkie zmiany stałej słonecznej wynikające ze zmian odległości Ziemi od Słońca. Astrofizycy twierdzą, że około 3,5 miliarda lat temu Słońce emitowało znacznie mniej energii i stała słoneczna była około 30% niższa od obecnej.

odbicie pochłanianie (a następnie emisja, ale już fali o innej długości) rozpraszanie (bez zmiany długości fali)

W atmosferze ziemskiej promieniowanie słoneczne podlega: rozpraszaniu, absorpcji odbiciu. Rozpraszanie polega na zmianie kierunku promieniowania na mikroskopijnych cząsteczkach aerozoli lub gazów atmosferycznych. Promieniowanie rozproszone jest izotropowe, tzn jednakowe we wszystkich kierunkach i dociera do Ziemi ze wszystkich innych stron. To właśnie dzięki temu zjawisku widzimy ciała różne od Słońca i gwiazd. Zjawisko rozpraszania jako pierwszy opisał angielski fizyk Lord Rayleigh (1842-1919) i dlatego nazywamy je rozpraszaniem Rayleigha. iλ - natężenie promieniowania rozproszonego o długości λ, Iλ - natężenie promieniowania bezpośredniego o długości λ, k - stały współczynnik rozpraszania.

Na większych cząstkach aerozoli, o rozmiarach zbliżonych do długości fali światła widzialnego zachodzi rozpraszanie Mie (nazwa pochodzi od nazwiska Gustawa Mie, który pierwszy opisał to zjawisko). Na dużych cząstkach wszystkie barwy są jednakowo rozpraszane, co w wyniku daje barwę białą. Taką barwę mają oświetlone przez Słońce chmury. Rozpraszanie Mie obserwować można także na malutkich kropelkach wody chmurowej podczas padania mżawki. Biaława barwa nieba, obserwowana czasem przy braku chmur, stanowi dla obserwatora informację, że w atmosferze znajduje się dużo pyłów o znacznych rozmiarach (porównywanych lub większych od długości fal światła widzialnego).

Absorpcja, (pochłanianie), polega na przechwyceniu kwantu promieniowania przez cząsteczkę, dzięki czemu zyskuje ona dodatkową energię wewnętrzną. Absorpcja promieniowania jest selektywna. Cząsteczki gazów mogą pochłaniać kwanty o ściśle określonej energii, ponieważ elektrony krążące wokół atomów, z których się składają mogą znajdować się tylko na ściśle określonych powłokach, a przejście z jednej powłoki na inną wiąże się ze zmianą energii o zawsze tę samą wartość. Dopiero, gdy kwant energii jest wystarczająco duży by rozbić cząsteczkę na dwie lub więcej części (proces ten nazywany jest dysocjacją), ilość pochłanianej energii może być dowolnie duża. Jej nadmiar zostanie zużyty na zmianę prędkości cząstek powstałych w wyniku rozpadu. Absorpcja kwantu promieniowania prowadzi do wzrostu energii cząsteczek w atmosferze, a dzięki temu rośnie temperatura atmosfery. Atmosfera, jak każdy obiekt o temperaturze wyższej od 0K, również emituje promieniowanie. Ilość wyemitowanej energii zależy od temperatury panującej w atmosferze, zgodnie z prawem Stefana-Boltzmana.

Pochłanianie w atmosferze tlenek azotu metan tlen dwu- i trójatomowy (ozon) para wodna dwutenek węgla łącznie

Pochłanianie w atmosferze

Substancja Pasma pochłaniania tlen O2 0,01-0,2 m ozon O3 Pasma pochłaniania promieniowania słonecznego i długofalowego w atmosferze (według Kędziory, 1999) Substancja Pasma pochłaniania tlen O2 0,01-0,2 m ozon O3 0,2-0,3 m, 9,6 m para wodna H2O 0,81 m, 0,93 m, 1,13 m, 1,37-2,66 m, 6,26m, 9-34 m dwutlenek węgla CO2 2,3-3,0 m, 4,2-4,4 m, 12,5-16,5 m

Odbicie polega na zmianie kierunku promieniowania, bez zmiany długości fali. Odbicie zachodzi zgodnie ze znaną z optyki regułą, że kąt odbicia równa się kątowi padania i dlatego promieniowanie odbite ucieka w przestrzeń kosmiczną. Powierzchnie, w zależności od rodzaju, odbijają promieniowanie z różną intensywnością. Część promieniowania padającego ulegającą odbiciu nazywamy albedem. Chmury w zależności od grubości i budowy odbijają nawet do 90 procent padającego na nie promieniowania. Równie wysokie jest albedo świeżego śniegu: od 75 do 90%. Stosunkowo niskie albedo mają ciemne i suche powierzchnie, ugór, pokryta asfaltem droga, las iglasty.

ekstynkcja - osłabienie bezpośredniego promieniowania słonecznego w atmosferze ziemskiej. Stopień osłabienia jest proporcjonalny do natężenia promieniowania padającego i liczby cząstek pochłaniających i rozpraszających na drodze wiązki promieniowania. Liczba cząstek zależy od gęstości powietrza i długości drogi promieniowania przez atmosferę. Jeżeli Słońce znajduje się nisko nad horyzontem, droga ta jest dłuższa i ekstynkcja promieniowania będzie wówczas silniejsza. Osłabienie promieniowania wzrasta także wraz ze stężeniem aerozoli w atmosferze. Nad miastem, czy pustynią będzie większe niż nad terenem zalesionym. Ekstynkcję promieniowania w atmosferze określa wzór Bouguera: I0 - stała słoneczna a - współczynnikiem ekstynkcji, m - masa optyczną atmosfery, czyli długość drogi promieni słonecznych od górnej granicy atmosfery do powierzchni Ziemi, p = e-a - współczynnik przezroczystości.

Masa optyczna atmosfery w funkcji wysokości Słońca Dla idealnej atmosfery współczynnik przezroczystości p=0,9, w rzeczywistych warunkach p mieści się w przedziale od 0,7 do 0,85. Przezroczystość powietrza jest zwykle większa zimą niż latem, zależy również od zawartości pary wodnej w powietrzu. Im więcej pary wodnej tym mniejsza przezroczystość powietrza. Masa optyczna atmosfery zależy od wysokości Słońca nad horyzontem, jest równa 1, gdy Słońce jest w zenicie i rośnie wraz z obniżaniem się wysokości Słońca. Masa optyczna atmosfery w funkcji wysokości Słońca (według Kędziory, 1999) Masa optyczna 90° 60° 30° 10° 5° 1° 0° m 1,0 1,2 2,0 5,6 10,4 27,0 35,4

BILANS PROMIENIOWANIA POWIERZCHNI ZIEMI przychody ubytki Promieniowanie bezpośrednie Promieniowanie rozproszone Promieniowanie bezpośrednie padające na płaską powierzchnię Promieniowanie całkowite padające na płaską powierzchnię promieniowanie Ziemi Promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię Ziemi promieniowanie zwrotne atmosfery promieniowanie efektywne Ziemi

Dobowy cykl bilansu radiacyjnego i jego wpływ na dobowy cykl zmian temperatury

Roczny cykl bilansu radiacyjnego i jego wpływ na roczny cykl zmian temperatury

Bilans cieplny powierzchni Ziemi

POWIERZCHNIA CZYNNA: powierzchnia gleby, wody, roślinności i innych rodzajów podłoża eksponowana na promieniowanie Słońca i atmosfery i emitująca własne promieniowanie. Powierzchnia czynna uczestniczy w wymianie energii między podłożem a atmosferą. Pochłania promieniowanie Słońca i atmosfery, emituje własne promieniowanie, traci lub zyskuje ciepło na skutek parowania, kondensacji, oraz na drodze przewodnictwa cząsteczkowego i turbulencyjnego. Saldo dopływu i odpływu energii do powierzchni czynnej opisywane jest równaniem zwanym: BILANSEM CIEPLNYM POWIERZCHNI CZYNNEJ

R – bilans promieniowania powierzchni czynnej G – ciepło przewodzone z gruntem (podłożem) P – ciepło przewodzone w atmosferze LE – ciepło pochłaniane i uwalniane podczas przemian fazowych wody Strumienie P i G przenoszą tzw. ciepło odczuwalne Strumień LE przenosi tzw. ciepło utajone

ALBEDO wybranych powierzchni Powierzchnia albedo świeży śnieg 0,80-0,95 niska trawa 0,26 śnieg zleżały 0,42-0,70 wysoka trawa 0,16 lód lodowcowy 0,20-0,40 wrzosowisko 0,10 woda morska h=60° 0,03 tereny zurbanizowane 0,13-0,15 woda morska h=30° 0,06 dach pokryty smołą 0,08-0,18 woda morska h=10° 0,29 asfalt 0,05-0,20 suchy piasek 0,35-0,45 las iglasty 0,05-0,15 wilgotny piasek 0,20-0,30 las liściasty 0,10-0,20 gleba ilasta wilgotna 0,07 zboża w pełni rozwoju 0,21 torf pola buraków 0,18-0,19

POJEMNOŚĆ CIEPLNA Cv: ilość ciepła potrzebna do ogrzania jednostki objętości danej substancji o 1°C. Jednostką pojemności cieplnej jest J/(m3•deg) ρ – gęstość ; c – ciepło właściwe PRZEWODNICTWO CIEPLNE λ: ilość ciepła Q przenikającego w jednostce czasu przez jednostkową powierzchnię prostopadłą do strumienia cieplnego pod wpływem jednostkowej różnicy temperatury (różnica 1°C). Jednostką przewodnictwa cieplnego jest W/(m•deg). t – czas, T – temperatura, z – głębokość (odległość)

Pojemność cieplna (Cv) i przewodnictwo cieplne (λ) wybranych materiałów (White i in., 1992) czysta woda w bezruchu 4,18 0,57 czysty lód 1,93 2,24 powietrze w bezruchu 0,0012 0,025 świeży śnieg 0,21 0,08 wilgotny piasek 2,96 2,20 suchy piasek 1,08 0,30 wilgotny torf 4,02 0,50 suchy torf 0,58 0,06 granit 2,18 4,61

ROZCHODZENIE SIĘ TEMPERATURY W GRUNCIE – PRAWA FOURIERA okres wahań temperatury jest stały w całym profilu gruntu (czyli nie zmienia się z głębokością) amplituda wahań temperatury zmniejsza się wraz z głębokością, przy czym wzrostowi głębokości w postępie arytmetycznym odpowiada spadek amplitudy temperatury w postępie geometrycznym maksima i minima temperatury ulegają opóźnieniu, które wzrasta wraz z głębokością jeżeli wahania temperatury o okresie τ1 zanikają na głębokości z1, a o okresie τ2 na głębokości z2, to stosunek z1 do z2 jest równy stosunkowi pierwiastków kwadratowych z τ1 i τ2.

bilans cieplny bilans promieniowania ciepło odczuwalne ogrzewanie powietrza wymiana z gruntem ciepło utajone ewapotranspiracja

Typy bilansu cieplnego R podłoże wilgotne - noc R P P podłoże wilgotne - dzień R podłoże suche - dzień P

Różnice w nagrzewaniu powierzchni lądowych i wodnych przezroczystość typ przewodnictwa (turbulencyjny lub nie) straty na transpirację ciepło właściwe

porównanie klimatów morskich i kontynentalnych amplituda temperatury moment osiągania wartości ekstremalnych

STRATYFIKACJA – uwarstwienie, ułożenie pionowe. Stratyfikacja termiczna – pionowe zróżnicowanie temperatury Pionowy profil temperatury jest odzwierciedleniem bilansu promieniowania powierzchni czynnej i turbulencyjnego przewodzenia ciepła. Gradient równowagi ok. 0,6°C/100m Wpływ zachmurzenia i/lub dużej zawartości pary wodnej w atmosferze

INWERSJA: przeciwny (odwrócony) w stosunku do przeważającego rozkład pionowy elementu meteorologicznego w atmosferze INWERSJA TERMICZNA: wzrost temperatury z wysokością Typy inwersji termicznej przygruntowe: Inwersja radiacyjna Inwersja adwekcyjna w swobodnej troposferze: Inwersja frontowa Inwersja z osiadania

wpływ szerokości geograficznej na ilość energii docierającej do powierzchni Ziemi insolacja

roczny rozkład insolacji (W/m2) górna granica atmosfery powierzchnia Ziemi