Agroklimatyczne regiony jonizacji: Definicja i charakterystyka
- Szczegóły
Zmiana temperatury z wysokością nad poziomem morza jest jedną z charakterystycznych cech atmosfery ziemskiej. Ogólnie przyjmuje się, że temperatura powietrza w górach, w warunkach określonej masy powietrza, jest funkcją wysokości, ekspozycji i ukształtowania terenu.
Wpływ podłoża na rozkład temperatury
Rozkład przestrzenny temperatury w atmosferze górskiej bardzo silnie zależny jest od podłoża, które może mieć różne albedo. Podłożem tym są zalesione stoki, wilgotne górskie łąki, nagie skały o różnym stopniu nachylenia i ekspozycji, pokrywa śnieżna i lodowa. Płaskie podłoże, a więc dna dolin i śródgórskich kotlin, wpływa także na zróżnicowanie wymiany ciepła między nim a atmosferą. Szczególnym przypadkiem zróżnicowania podłoża są powierzchnie jezior śródgórskich i lodowców.
Zmienność termiki w cyklu dobowym i rocznym
Przy badaniu termiki w obszarach górskich należy uwzględnić jej dużą zmienność w cyklu dobowym i rocznym. Cykl dobowy silnie wpływa na stan równowagi atmosfery, a tym samym możliwość wystąpienia inwersji termicznych (w nocy) i silnej turbulencji (w ciągu dnia). W nocy podłoże oddaje ciepło, szybko stygnie, co powoduje obniżenie temperatury najniższych warstw powietrza i utworzenie się warstwy inwersyjnej. W porze dziennej dopływ energii promienistej od Słońca powoduje ogrzanie się podłoża i temperatura powietrza w jego pobliżu jest wyższa.
Charakterystyczny jest duży dopływ ciepła do górnych warstw podłoża atmosfery w ciągu dnia - największy na stokach południowych i południowo-wschodnich, oczywiście w górach na półkuli północnej. Wierzchnia warstwa gleby w lecie na tych stokach jest cieplejsza przeciętnie o 4,5°, w zimie -o 2,5°C niż na powierzchniach płaskich.
Warstwa graniczna atmosfery (ABL)
W związku z obserwowanymi efektami rozchodzenia się i wymiany ciepła, ogromnie zintensyfikowano teoretyczne wzorce struktury atmosferycznej warstwy granicznej (ABL). Jest ona definiowana jako najniższa warstwa atmosfery, która podlega ogrzewaniu lub oziębianiu przez transfer ciepła od i do powierzchni podłoża. Warstwa ta odznacza się większą stabilnością w nocy i mniejszą w ciągu dnia.
Przeczytaj także: Profesjonalna stylizacja włosów w domu
Wilgotność atmosfery górskiej
Stan wilgotności atmosfery górskiej zależy od temperatury i zawartości pary wodnej w powietrzu zalegającym nad górami i napływającym nad region górski. Stabilność termiczna atmosfery to pewien jej opór do generowania pionowych ruchów. Określają pionowy gradient temperatury. W wyniku unoszenia się w atmosferze nienasyconej porcji powietrza następuje jej rozprężanie wskutek niższego ciśnienia.
Powoduje to z kolei obniżenie się temperatury i zmianę wartości gradientu pionowego. Charakterystyczne cechy przepływu masy powietrza nad obszarem górskim są zależne od aktualnego gradientu termicznego. Proces kondensacji pary wodnej w chłodniejszych, wyższych warstwach powietrza powoduje, że podstawy chmur powstających wskutek tego procesu znajdą się na różnych poziomach i często będą „uczepione” w pewnych miejscach na stokach.
Bardzo urozmaicone górskie podłoże powoduje, że wyznaczenie wartości tego gradientu jest niezwykle skomplikowane, zarówno w niewielkich odległościach w terenie górskim, jak i w cyklu dobowym i rocznym.
Gradient termiczny - charakterystyka
Najczęściej wartości gradientów termicznych mieszczą się w granicach od 0,1 do l,0°C na 100 m wysokości. 0,5°C/100 m (5K/1 km). Ta wartość często jest uważana za adiabatyczny spadek temperatury z wysokością. Jednakże wyraźnie należy zaznaczyć, że spadek temperatury z wysokością może sięgać aż 9,8K/1 km albo może być niższy od adiabatycznego. W pierwszym przypadku będzie to gradient suchoadiabatyczny, w drugim - wilgotnoadiabatyczny.
W temperaturze poniżej 0°C zawartość pary wodnej w powietrzu jest bardzo mała. Można przyjąć, że tylko proces parowania w powietrzu przez pobieranie ciepła utajonego i obniżanie w ten sposób temperatury powietrza może zasilić powietrze w parę wodną. Przy wartości -40°C gradient termiczny wilgotnoadiabatyczny jest prawie zawsze równy gradientowi suchoadiabatycznemu.
Przeczytaj także: Wszystko o prostownicy z laserową jonizacją
Przeciętna wartość pionowego gradientu termicznego w poszczególnych strefach klimatycznych jest różna zarówno w przebiegu rocznym, jak i w rozkładzie przestrzennym. Wartości gradientów są duże w górach w klimatach suchych, nad obszarami pustyń wysokogórskich, nad wysoko wyniesionymi płaskowyżami (Wyżyna Tybetańska, Altiplano w Andach). Natomiast duże ujemne gradienty termiczne kształtują się w klimatach zimnych, tam gdzie w chłodnej porze roku zalegają niskie, zimne wyże.
Innym czynnikiem, który wpływa na wielkość gradientu termicznego, jest kierunek adwekcji masy powietrza. Zauważono, że na półkuli północnej spadek temperatury z wysokością jest ogólnie wyższy przy wiatrach z sektora północnego.
Inwersje termiczne w obszarach górskich
Inwersje termiczne w obszarach górskich są tak częste, że wyraźnie rzutują na średnie miesięczne wartości temperatury powietrza, czyli wpływają bardzo znacząco na warunki klimatyczne. Szczególnie często występują zimą, a formują się najczęściej w godzinach nocnych.
W wysokich górach, np. w Alpach, średnic położenie pasa termicznego kształtuje się na wysokości 350 m ponad dnem dolin. W górskich obszarach Syberii inwersje termiczne w kotlinach śródgórskich i rozległych dolinach obejmują dolną warstwę powietrza o zadziwiająco dużej miąższości 1500 do 2000 metrów. Akumulacja zimnego, gęstego powietrza jest przyczyną silnych spadków temperatury w niżej położonych miejscowościach.
Ponad chłodnymi dolinami i obniżeniami śródgórskimi z zastoiskami zimnego powietrza można wyróżnić tzw. pasy termiczne, które odznaczają się wyższą temperaturą w dolnej części, stopniowo obniżającą się ku górze. Z obserwacji tatrzańskich wynika, że wysokość podstawy tego pasa jest wyższa - niekiedy przekracza 500 m.
Przeczytaj także: Pyły zawieszone, filtry i jonizacja w oczyszczaczach powietrza
Natężenie i miąższość inwersji termicznej zależy od wielkości zachmurzenia i prędkości wiatru. Przy bezchmurnej i bezwietrznej pogodzie różnica temperatury powietrza między warstwą inwersyjną i wyższą może przekraczać 10°C. Istotne znaczenie dla temperatury powietrza w nocy mają rzeźba terenu, zmiana ukształtowania dolin. Pod ich wpływem najbardziej zmieniają się wartości temperatury minimalnej, maksymalnej i dobowe amplitudy temperatury. W dzień większy wpływ na kształtowanie się termiki ma ekspozycja stoków, ale wtedy zróżnicowanie temperatury w profilu pionowym jest mniejsze.
Częstość inwersji w obszarach górskich strefy umiarkowanej jest znaczna. W niektórych obszarach Alp sięga aż 60% dni w roku. Roczna liczba dni z inwersją temperatury na Podhalu wynosi średnio 199, według pomiarów w Zakopanem i w Nowym Targu. Najwięcej takich przypadków jest w grudniu, aż 22 dni, najmniej w czerwcu - 12 dni.
Głównymi przyczynami inwersji temperatury są: oziębienie radiacyjne powierzchni stoków i dolin, osiadanie zimnego powietrza spływającego ze stoków (sprzyjają temu wiatry katabatyczne) oraz adwekcja cieplejszego powietrza nad chłodniejszą warstwę zalegającą w obniżeniach i dolinach.
Wpływa na to zarówno wysokość gór, jak i rzeźba podłoża, ekspozycja, nachylenie stoków oraz warunki cyrkulacyjne. Wielkość łańcucha górskiego, ogromne zróżnicowanie rzeźby, dajc podstawę do wyróżniania w piętrach wysokościowych klimatów lokalnych, w polskiej literaturze klimatologicznej często określany jako mezoklimaty lub topoklimaty.
tags: #regiony #jonizacja #agroklimatyczne #baca #definicja
