klimatologija s meteorologijom, i.ppt

Klimatologija s meteorologijom I

METEOROLOGIJA

Meteorologija je nauka o atmosferi. Proučava nastanak i razvoj kao i međusobnu

povezanost atmosferskih procesa i pojava.Dijeli se na: Opću meteorologiju Aktinologiju (proučava energetiku

atmosferskih procesa) Dinamičku meteorologiju (bavi se

dinamikom atmosfere) Sinoptičku meteorologiju (prognoziranje) Teorijsku meteorologiju Aerologiju Meterologija je nauka koja proučava trenutno

stanje vremena nad određenim mjestom (meteorološka stanica).

Vrijeme je trenutno stanje atmosfere.

KLIMATOLOGIJA Klimatologija je nauka koja proučava prosječno stanje

atmosfere nad nekim mjestom u određenom periodu uzimajući u obzir prosječna i ekstremna odstupanja klimatskih elemenata.

Klimatologija se bavi proučavanjem i klasifikacijom klimatskih tipova, njihovom analizom i geografskim rasprostranjenjem na Zemlji.

Klimatologija je nauka o klimi. Da bi se odredila klima nekog mjesta (područja) potreban je

dugogodišnji niz posmatranja i preciznih mjerenja klimatskih elemenata u razdoblju od oko 30 godina.

Za razliku od područja umjerenih širina u ekvatorijalnim područjima su manje izražene razlike (dnevnih, mjesečnih, godišnjih vrijednosti klimatskih elemenata) pa je za određenje tipa klime potrebno razdoblje od svega nekoliko godina.

Klimatologija se dijeli na: Opću klimatologiju - koja utvrđuje i analizira fizičke procese

nastanka i razvoja klimatskih elemenata kao i njihovu međusobnu povezanost

Klimatografiju - bavi se prikazom klime određenih područja. Pošto je klima izložena promjenama često se vrši komparacija ili

upoređenje starijih nizova - rezultata, prosječnih stanja klimatskih elemenata sa novijim.

Klimatologija spada u red fizičkogeografskih nauka zajedno sa geomorfologijom, hidrogeografijom i biogeografijom.

Meteorološki (klimatski) elementi su:

radijacija (kratkotalasna i dugotalasna) temperatura (zraka i površine Zemlje) Zračni pritisak smjer i brzina vjetra vlaga zraka i evaporacija (isparavanje) naoblaka i trajanje sijanja sunca padavine sniježni pokrivač i dr.

Meteorološki (klimatski) elementi i faktori (modifikatori)

Meteorološki (klimatski) elementi i faktori (modifikatori)

Meteorološki (klimatski) faktori su: Zemljina rotacija Zemljina revolucija geografska širina atmosfera nadmorska visina raspodjela kopna i mora morske struje udaljenost od mora jezera reljef vrsta tala i biljni pokrov rad čovjeka

Meteorološki (klimatski) elementi se neprekidno mijenjaju pod uticajem meteoroloških (klimatskih) modifikatora koji neprekidno slabe ili pojačavaju svoj uticaj, te tako utiču na intenzitet i veličinu klimatskih elemenata.

Hemijski sastav atmosfere:Zemljina atmosfera predstavlja mehaničku smjesu gasova (plinova) i lebdećih primjesa. U atmosferi postoje:a) Permanentni sastavni dijelovi: dušik 78,084% ± 0,004 kisik 20,946% + 0,002 argon 0,934% ± 0,001 ugljikov dioksid 0,033% + 0,001 plemeniti plinovi, vodik i dr. b) Primjese: vodena para, te razne krute i tekuće čestice

ATMOSFERA – SASTAVNI DIO ZEMLJE

Hemijski sastav atmosfere

Azot (N2) – Inertan gas, nema značajniju ulogu u atmosferskim procesima.

Pri električnim pražnjenjima u atmosferi se spaja sa kisikom i vodonikom te obrazuje amonijak-šalitrenu kiselinu.

Kisik (O2) - Vrlo aktivan i klimatski važan gas, slabi Sunčevu insolaciju.

Omogućava disanje i učestvuje u oksidacionim procesima.


Ugljični-dioksid (CO2) - Intenzivno apsorbira dugotalasnu Zemljinu radijaciju što utiče na ukupni bilans zračenja.

Biljke ga koriste za životne potrebe u procesu fotosinteze pri čemu iz njega uzimaju ugljik, a u atmosferu oslobađaju kisik. Biljke godišnje potrošnja oko 550 mrd tona CO2. Biljna potrošnja CO2 se zove asimilacija ili fotosinteza.

U posljednjem stoljeću se udio CO2 u atmosferi povećao, naročito sagorijevanjem fosilnih goriva.


OZON (O3) - Aktivan gas, najviše ga ima u sloju stratosfere na visini od 22-25 km - ozonosfera ili ozonov ekran.

Apsorbuje veliki dio ultraljubičastog zračenja koje ima baktericidno djejstvo. Ovo zračenje je biološki štetno; izaziva crvenilo kože, krvna oboljenja i dr.

Količina ozona je veća u zraku iznad šuma, a smanjuje se u zraku iznad podloge bez vegetacije.


Vodena para - Najvažnija primjesa zraka, apsorbira Sunčevu radijaciju, posebno u njenom infracrvenom spektru.

Uglavnom je ima u troposfernom zraku i od nje zavisi vlažnost zraka.

U atmosferi čini prirodnu kariku u općem ciklusu velikog geografskog kružnog toka na relaciji hidrosfera- atmosfera. Svakog trenutka atmosfera sadrži oko 4 % vodene pare.

Druge primjese; geogenog, kosmogenog i antropogenog porijekla - hidrometeori, aerosoli ili atmosferski sedimenti

Vertikalna struktura atmosfere

Prema termičkim svojstvima atmosfera se po vertikalnom profilu dijeli na:

Troposferu (oko 12 km) Stratosferu (12-45 km) Mezosferu (45-80 km) Termosferu (85-600 km) Egzosferu - spoljni omotač atmosfere Prijelazni slojevi: Tropopauza - Između troposfere i stratosfere Stratopauza - Između stratosfere i mezosfere Mezopauza - Između mezosfere i termosfere Termopauza - Između termosfere i egzosfere

Slika 1. Vertikalna struktura atmosfere


Troposfera - najniži, kontaktni sloja atmosfere sa površinom Zemlje, sadrži 80 % ukupne mase atmosfere.

Visina troposferei iznad polova iznosi 7-10 km; iznad umjerenih širina 11-14 km; iznad ekvatora 18-20 km.

Prizemni poremećeni sloj - planetarni granični sloj (od 1-2m do 0,5-1,5km; turbulentno trenje) - slobodna atmosfera.

Troposfera - konvektivni sloj - preovlađujuća uzlazno-silazna kretanja. Temperatura prosječno opada za 0,65 oC na svakih 100 m visine. (Na gornjoj granici troposfere iznad polova temperture opadaju do -45 oC, a iznad ekvatora do -80 oC)


Stratosfera - sloj između tropopauze i stratopauze - u donjem dijelu izoterman sloj.

Ozon - ozonosfera Na visini oko 50 km t = 0oC (posljedica

apsorpcije ultraljubičastih zraka koje obavlja ozon). Nekoliko kilometara temperatura se ne mijenja, a zatim opada.

Mezosfera (45-80 km), sloj između stratopauze i mezopauze.

Na visini mezopauze t = -90oC Termosfera (85-600 km), stalni porast

temperature do visine termopauze koja se nalazi na 400-500 km visine; prosječno 0,5 oC na svakih 1 km visine.


Na 300 km - 910oC, na 400 km - 960oC, na 500 km - 1010oC – usljed velike apsorpcije kratkotalasne Sunčeve radijacije

Ionosfera - visok nivo ionizacije atmosfere iznad 80 km, tako da postoji nekoliko pojaseva koji su jače nabijeni elektricitetom - Sloj D, E i F.

Visoka provodljivost radio talas - telekomunikacije.

Egzosfera - spoljni omotač atmosfere, zbog razrijeđenosti čestice gasova imaju velike brzine - lahko savladavaju silu Zemljine teže i odlaze u svemirsko prostranstvo.

Završava na visini 20 000 km - sloj geokorona, koja se sastoji od jonizujućeg vodika.

ENERGETIKA ATMOSFERSKIH PROCESA

RADIJACIJA - ZRAČENJE SUNCA I ZEMLJE Sunčeva radijacija je najznačajniji energetski proces

u Zemljinoj atmosferi. Ona predstavlja zračnu energiju koja se u Zemljinoj

atmosferi transformiše u toplotnu i svjetlosnu energiju.

Sunce je naša najveća zvijezda. Spada u red patuljastih zvijezda. Njegov prečnik iznosi 1 390 600 km.

Prečnik Sunca je 109 puta veći od Zemljinog, a sila teže 28 puta veća od Zemljine.

Prema hemijskom sastavu koji je sličan Zemljinom u sastav Sunca ulazi 66 elemenata.

Prema strukturi Sunce se dijeli na: Sunčevu jezgru, Fotosferu i Sunčevu atmosferu


U Sunčevoj jezgri su veoma visoke temperature koje dostižu vrijednosti od oko 15 000 000°C što je rezultat termonuklearnih procesa u kojima se vodik pretvara u helijum.

Prema sastavu Sunčeva jezgra je predstavljena procentualnim iznosom od oko 50% vodonika, 40% helijuma i 10% ostalih hemijskih elemenata.

Fotosfera ili vidljiva površina Sunca sa prosječnom temperaturom od oko 6 000°C je predstavljena uglavnom od tzv. Sunčevih gradula, faktula i Sunčevih pjega koje značajno utječu na procese na Zemlji tj. na magnetne oluje.

Sunčeva atmosfera se dijeli na niži obrtni sloj, hromosferu i Sunčevu koronu koja predstavlja najviši sloj Sunčeve atmosfere na visinama i do 2 000 000 km iznad površine Sunca.


Slika 2. Šematski dijagram globalnog energetskog balansa


Sunčevi zraci emitovani sa Sunca dospjevaju na Zemlju za oko 8 minuta jer se kreću brzinom svjetlosti (299 793 km/s), u perihelu dospjevaju na Zemlju za svega 8 minuta i 17 sekundi, a u afelu kada je Zemlja najudaljenija od Sunca 152 000 000 km za 8 minuta i 27 sekundi.

Zemljina atmosfera propušta, apsorbuje i odbija (reflektira) Sunčeve zrake.

Posebno je važan uticaj atmosferskih gasova koji apsorbuju Sunčeve zrake. Sunčevi zraci imaju svoje talasne dužine - veličine µm – mikroni, angstremi (1/10 000 µm).

Raspodjela zračne energije po talasnim dužinama naziva se spektar. Tako npr. vodena para i ugljendioksid u atmosferi apsorbuju infracveni dio spektra koji je talasnih dužina većih od 0,76 µm - mikrona.

Kisik apsorbuje dijelove ultraljubičastog (talasi manji od 0,40 µm) i vidljivog dijela spektra (talasi od 0,40 do 0,76 µm). Vodena para, aerosoli, prašina i druge lebdeće primjese atmosfere odbijaju odnosno reflektuju Sunčeve zrake u raznim pravcima, pa se ta pojava naziva difuzna refleksija.

Upijanje Sunčevih zraka odnosno dijela zraka na osnovu njihovih talasnih dužina koje vrše odnosno apsorbuju atmosferski gasovi naziva se selektivna absorbcija.

Sunčevo zračenje možemo podjeliti na tzv. kratkotalasno od 0,1-4 µm i dugotalasno zračenje od 4-120 µm. Veličina intenziteta Sunčeve radijacije na gornjoj granici atmosfere pri srednjoj udaljenosti Zemlje od Sunca i okomito na Sunčeve zrake naziva se solarna konstanta. Izražava se u cal/cm²/min. Io=cal/cm²/min. Vrijednost solarne konstante iznosi oko 1,95 cal/cm²/min ili 8,17 J/cm²/min ili 81,7 kJ/m²/min. Solarna konstanta (2,00 ± 0,04 cal/cm²/min)

DIREKTNO SUNČEVO ZRAČENJE (I)

To je ona količina energije izražena u kalorijama koja u jednoj minuti dospije na horizontalnu površinu Zemlje površine 1 cm².

Ovisi od količine vodene pare i koncentracije lebdećih čestica u atmosferi, zavisi od upadnog ugla Sunčevih zraka.

Vrlo je važan i utjecaj reljefa, geografske širine, te rasporeda kopna i mora.

Direktno Sunčevo zračenje je značajna toplotna energija koja utiče na bioklimatske procese na Zemlji. Sunčevo zračenje ima svoj dnevni hod. Njegove najveće vrijednosti su oko podneva kada je Sunce u zenitu (tropske i umjerene geografske širine).

DIREKTNO SUNČEVO ZRAČENJE (I)

Najveće vrijednosti u smislu godišnjeg hoda vrijednosti su tokom ljetnog solsticijuma pri vedrom vremenu (odsustvo vodene pare u zraku), a najmanje vrijednosti direktno Sunčevo zračenje pokazuje u polarnim područjima sjeverno i južno od polarnika, kada tokom zime vlada polarna noć.

Velika koncetracija vodene pare u troposferi iznad ekvatorijalnih područja (Amazon, bazen Konga) i iznad prostranih oceana značajno umanjuje čak i do 50% efekat direktnog Sunčevog zračenja.

Najveće vrijednosti trajanja Sunčevog zračenja pokazuju tokom juna kontinentalna područja Sahare, Iranske visije, Arizone, sjevernog Meksika, a u decembru zapadne Australske pustinje, Kalaharija u Africi na južnoj hemisferi.

DIFUZNA RADIJACIJA ATMOSFERE ILI NEBESKO ZRAČENJE

Difuzna radijacija predstavlja raspršavanje (difuziju) Sunčevih zraka od oblake, vodene kapljice i kristaliće leda u raznim pravcima pri čemu Sunčevi zraci zadržavaju svoju talasnu dužinu.

Taj proces u atmosferi naziva se difuzna refleksija kojom se 16 puta više rasturaju kratkotalasni ultraljubičasti zraci u odnosu na infracrvene. Njena največa uloga je svjetlost odnosno transformisana zračna Sunčeva energija koja se difuznom refleksijom pretvara u svjetlosnu energiju.

U svom dnevnom hodu maksimumi difuzne refleksije su u prva tri sata nakon izlaska Sunca i pred zalazak Sunca kada je difuzna radijacija veća od direktnog Sunčevog zračenja.

DIFUZNA RADIJACIJA ATMOSFERE ILI NEBESKO ZRAČENJE

Tokom dana kada je Sunce visoko nad horizontom nebo je plavo usljed difuznog rasturanja kratkotalasnih ultraljubičastih zraka od čestice prašine.

Difuzna refleksija raste sa povečanom količinom vodene pare u zraku i porastom geografske širine npr. oko 50 do 80 ukupne radijacije tokom godine u Štokholmu otpada na difuznu radijaciju ili zračenje.

Navedeno zračenje je posebno značajno kao izvor svjetlosti u višim geografskim širinama tokom zimskih mjeseci.

GLOBALNA RADIJACIJA

Predstavlja zbir direktnog Sunčevog zračenja i difuzne radijacije.

Intenzitet globalne radijacije izražava se formulom Ig=I × sinh + i

Ig – intenzitet globalne radijacije I – globalna radijacija sinh – visina Sunca nad horizontom i – difuzno zračenje Globalna radijacija zavisi od visine Sunca nad

horizontom, oblačnost, geografske širine, reljefa i ostalih klimatskih modifikatora.

Najveće vrijednosti globalnog zračenja su u anticiklonalnim područjima tropskih širina.

GLOBALNA RADIJACIJA

Uglavnom globalna radijacija u svom dnevnom hodu najveća je u podne kada je Sunce u zenitu.

U našim umjerenim geografskim širinama od ukupne globalne radijacije oko 70 % čini direktno Sunčevo zračenje, a oko 30 % otpada na difuzno.

Najveće vrijednosti tokom godine vezano za globalno zračenje imaju područja Sahare i Arabije (oko 220 kcal/cm²min), područje Meksika i Arizone na sjevernoj Zemljinoj hemisferi, dok područja bazena Amazona i Konga u ekvatorijalnom pojasu imaju daleko manje odnosno primaju od 100 do 120 kcal/cm²min, razlog je u povećanoj oblačnosti iznad ovih područja koja su tokom dana u popodnevnim časovima karakterisana zenitalnim pljuskovima.

GLOBALNA RADIJACIJA

Srednje godišnje vrijednosti iznad prostranih oceanskih područja nemaju visoke vrijednosti globalne radijacije razlog je povećana vlažnost i oblačnost usljed intenzivnog isparavanja oceanskih površina.

Općenito uzevši vrijednosti globalnog zračenja su veće na kopnu nego na okeanskim površinama.

Minimalne vrijednosti obilježavaju područja Artika i Antarktika zato što tamo 6 mjeseci vlada polarna noć, tada je vrijednost globalne radijacije jednaka nuli.

ALBEDO

predstavlja reflektovanu Sunčevu energiju od Zemljine površine i atmosfere.

Njegova veličina se izražava u procentima (%). Predstavlja sposobnost nekog tijela ili materije (stijene,

šume, snijega, rijeke, mora, asfalta itd.) da reflektuje ili odbija izvjesnu količinu Sunčeve radijacije.

Dijeli se na: energetski, spektralni i vizuelni albedo. Najveći albedo imaju potpuna bijela tijela kao npr. svježi

snijeg čija vrijednost iznosi oko 80-90 %. Tamnija tijela imaju manji albedo, a time i veću sposobnost

apsorbcije toplotne energije. Kopno ima veći albedo od mora. Albedo je veći na višim

geografskim širinama, a manji na nižim geografskim širinama u generalnom smislu.

Albedo uglavnom zavisi od upadnog ugla Sunčevih zraka nad horizontom, znači od geografske širine, od boje, vegetacijskog pokrivača, vlažnost i oblačnost, te ledenog i sniježnog pokrivača.

ALBEDO NEKIH PODLOGA I TIJELA U PRIRODIPOVRŠINA ALBEDO

Svježi snijeg 70-90Stariji snijeg 40-70Snijeg koji kopni 30-65Riječni kvarcni pijesak 29Granit 12-18Oblaci 5-81Suho neorano polje 12-20Vlažno neorano polje 5-14Zelena trava 16-27Suha trava 16-19Žitarice 10-25Grad kao cjelina 10-20Pustinja i savana u suhom dobu godine

25

Stepa i savana u vlažnom razdoblju 18Crnogorična šuma 6-19Bjelogorična šuma 16-27Livada 17-32Krš na Velebitu 29Asfalt 15

EFEKTIVNO GLOBALNO ZRAČENJE ILI APSORBIRANA GLOBALNA RADIJACIJA NA ZEMLJINOJ POVRŠINI

predstavlja ukupnu količinu kratkotalasne Sunčeve radijacije koja je apsorbirana na Zemljinoj površini (kopna i okeana). U biti ona predstavlja razliku između globalne radijacije i albeda zato se i naziva efektivna kratkotalasna (globalna) radijacija.

U godišnjoj raspodjeli apsorbirane kratkotalasne radijacije mogu se izdvojiti područja sa najvećom efektivnom kratkotalasnom radijacijom. To su tropska i suptropska okeanska područja Atlantika čiji je albedo veoma mali, takođe tu su prostrana anticiklonalna područja u nižim širinama Pacifika i Indijskog okeana.

Najniže vrijednosti su nad Antarktikom zaleđenim kontinentom. Uglavnom po pravilu apsorbirana globalna radijacija je veća na površini Svjetskog okeana nego na kopnu jer more ima manji albedo. Sa aspekta godišnjeg hoda vrijednosti najniže su vrijednosti zimi, a najveće ljeti.

DUGOTALASNO ZRAČENJE ZEMLJE I ATMOSFERE

Intenzitet zračenja ili intenzitet emitovane energije funkcija je apsolutne temperature tijela koje zrači. Energija zračenja nekog tijela je upravo proporcionalna četvrtom stepenu njegove apsolutne temperature, to znači da će tijelo koje se brzo zagrije radijacijom brzo i izgubiti toplotnu energiju.

Maksimum radijacije Sunca nalazi se u vidljivom dijelu spektra dok se najveći dio radijacije Zemljine površine koja ima prosječnu temperaturu oko 14,5°C nalazi u nevidljivom dugotalasnom dijelu spektra (3-50 µm).

Navedena dugotalasna radijacija Zemlje naziva se još terestičkom radijacijom.

Atmosfera je praktično nepropusna ili adijatermna za dugotalasnu radijaciju sa Zemljine površine.

DUGOTALASNO ZRAČENJE ZEMLJE I ATMOSFERE

Najznačajniju ulogu u navedenom procesu ima vodena para u atmosferi koja praktički apsorbuje čitavu infracrvenu radijaciju sa Zemljine površine.

Dijelovi atmosfere zrače infracrvene dugotalasne zrake talasne dužine 4-120 µm.

Taj proces se naziva protivzračenje atmosfere. Atmosfera se defaktno grije Zemljinom dugotalasnom

radijacijom i apsorbiranom kratkotalasnom radijacijom.

Protivzračenje atmosfere predstavlja „onu vračenu“ energiju terestičkog dugotalasnog zračenja koji se vrača ponovo nazad u Zemljinu površinu.

Protivzračenje atmosfere se neprekidno odvija i danju i noću naročito je pojačano s povećanjem oblačnosti i vodene pare u atmosferi.

RADIJACIONI BILANS

Predstavlja ukupan bilans kratkotalasnog zračenja Sunca i dugotalasnog zračenja Zemlje i atmosfere. To je ukupan bilans radijacije na relaciji Sunce-Zemlja-atmosfera.

Ta količina solarne konstante koja dospije na donju granicu Zemljine atmosfere može se procentualno izraziti sa 100%

Od te količine u atmosferi se odma nazad u kosmos reflektuje 27% Sunčevog zračenja, dok se takođe nazad u međuplanetarni prostor difuznom refleksijom izgubi oko 7% vračajući se nazad u svemir zbog refleksije zraka od molekula i čestica u atmosferi.

Od Zemljine površine se direktno odbija 3% kratkotalasne Sunčeve radijacije koja se vrača u svemir.

Znači suma ukupne izgubljene Sunčeve radijacije sistema Zemlja-atmosfera iznosi 27+7+3=37%; iz ovoga slijedi da sistem Zemlja-atmosfera ukupno apsorbuje 63% Sunčeve radijacije.

RADIJACIONI BILANS

Na Zemljinu površinu dospjeva 48% globalne Sunčeve kratkotalasne radijacije od koje se odma reflektuje 5% od toga 3% se odma vrača nazad u svemir, a 2% apsorbuju atmosferski gasovi. Znači da 43% od ukupne kratkotalasne Sunčeve radijacije dospijeva na Zemljinu površinu.

Atmosfera selektivno apsorbuje 18% kratkotalasne radijacije plus ona spomenuta 2% reflektirana od Zemljine površine što ukupno iznosi 20%.

Dodavši tome 43% apsorbovane radijacije na Zemlji dobivamo ukupnu sumu radijacionog bilansa. Tako bi se Zemlja i atmosfera neprekidno zagrijavale da nepostoje suprotni procesi dugotalasnog izračivanja Zemlje i atmosfere kojim se apsorbovana Sunčeva energija vrača nazad u kosmos.

RADIJACIONI BILANS

Od 43% apsorbovane Sunčeve radijacije Zemljina površina direktno u svemir dugotalasno izračuje 8% a u atmosferu 35% što ukupno iznosi 43% što znači da vrača isti iznos toplotne energije koje je i primila.

Atmosfera izračuje pored navedenih primljenih 35% jedinica dugotalasnog zračenja Zemlje i onih 20% - selektivna apsorbcija koje vrača nazad u kosmos što iznosi ukupno 55%.

Zajedno sa onih 8% koje je Zemlja direktno dugotalasno emitovala u svemir iznosi 63%.

Znači Zemlja i atmosfera emituju nazad u kosmos istu količinu toplotne energije koju su prethodno apsorbovale.

RADIJACIONI BILANS

Na radijacioni bilans utiče: Visina Sunca nad horizontom Geografska širina Koncentracija vodene pare u vazduhu

(oblačnost) Radijacioni bilans mora je veći u odnosu na kopno jer

voda više apsorbuje radijaciju. Veći je danju nego noću. Najveći je ljeti na sjevernoj

hemisferi, a najniži zimi, obrnuto je na južnoj hemisferi. Prosječna godišnja vrijednost radijacionog bilansa za

Zemljinu površinu iznosi oko 60 kcal/cm². Najveće godišnje vrijednosti veće od 140 kcal su nad Arapskim morima, te tropskim dijelovima Atlantika i Pacifika, dok su najniže vrijednosti nad Antaktikom od -5 do -10 kcal godišnje. Pustinjski krajevi imaju veliko efektivno izračivanje, te su vrijednosti u tim područjima manje nego nad subtropskim morima

ZAGRIJAVANJE I HLAĐENJE ZEMLJINE POVRŠINE I ATMOSFERE

Temperatura - toplotno stanje nekog tijela. Izražava se u kvalitativnim vrijednostima

Celzijusovih stepeni u Farenhajtima, Kelvinima. Specifična toplota je ona toplota koju treba

dovesti nekom tijelu mase od 1 g ili 1 kg da bi se ono zagrijalo za 1°C. Npr. gram kalorija je količina toplote koju treba dovesti da se npr 1 g vode zagrije za 1°C, to je ustvari jedinica za mjerenje toplote.

ZAGRIJAVANJE I HLAĐENJE ZEMLJINE POVRŠINE Veliku količinu Sunčeve i zračne energije koja pada

na Zemljinu površinu, Zemlja apsorbuje (upija) i usljed toga se zagrijeva. Zračna Sunčeva energija se na taj način pretvara u toplotnu energiju koja zagrijeva ne samo Zemljinu površinu već i druge slojeve, a takođe i slojeve atmosfere neposredno iznad Zemljine površine. Pored toga Zemljina površina dobija toplotu još i od tamnog dugotalasnog protivzračenja atmosfere. Vazduh se pri prolazu Sunčevih zraka zagrijeva vrlo malo, ali najvećim dijelom se zagrijeva od radijacije Zemljine površine.

Zemljina površina ne djeluje samo kao izvor toplote već takođe i kao izvor hladnoće jer se naročito u toku noći pogotovo u zimsko doba Zemlja ishladi tj. gubi toplotu izračivanjem u vasionski prostor.

ZAGRJEVANJE I HLAĐENJE ZEMLJINE POVRŠINE

Površinski sloj Zemlje na koji neposredno padaju Sunčevi zraci koji se unutar njega transformišu u toplotnu energiju naziva se aktivni ili apsorbcioni površinski sloj Zemlje.

Aktivni sloj Zemlje u odnosu na vazdušne slojeve atmosfere se najviše zagrije u podnevnim časovima, a najviše ohladi poslije ponoći pred zoru. Zračna energija Sunca koja dospijeva do Zemljine površine ne bude sva apsorbovana već se jedan dio odbija od Zemljine površine.

Ostali dio koga apsorbuje Zemljina površina neupotrijebi se takođe sam za zagrjevanje Zemlje. Jedan dio od ove toplote gubi Zemljina površina usljed izračivanja. Drugi dio prenosi se od Zemljine površine ka atmosferi i služi za zagrjevanje vazduha. Treći dio toplotne energije koji je naročito veliki ako je u pitanju vodena površina ili biljni pokrivač troši se na isparavanje.

Četvrti dio se troši na stvaranje konvektnih vazdušnih struja tj. pretvara se u mehanički rad.

Znači ostatak toplotne energije poslije svih prethodno navedenih procesa se upotrebljava za zagrjevanje Zemljine površine i drugih slojeva.

Specifična toplota vode je 1 gram kalorije, a specifična toplota kopna iznosi od 0,5 do 0,6 gcal. Na specifičnu toplotu sastavnih dijelova kopna bitno utiče njihova fizička i hemijska struktura npr. porozna (šupljikava) zemljišta mogu biti ispunjena vazduhom ili vodom usljed toga apsorbciono svojstvo zemljišta ovisit će od njihove vlažnosti.

Vlažnija zemljišta imaju veću specifičnu toplotu u odnosu na ona čije su pore ispunjene suhim vazduhom, tako npr. specifična toplota treseta pri relativnoj vlažnosti od 100% iznosi 0,9 gcal i skoro je jednaka specifičnoj toploti vode. Specifična toplota zraka je vrlo mala i iznosi oko 0,00031 gcal, prema tome specifična toplota suhe porozne zemlje u kojoj su šupljine ispunjene vazduhom biće vrlo mal.

Zračna energija koja pada na površinu kopna uglavnom je najvećim dijelom apsorbovana u površinskom aktivnom sloju, zato se on jako zagrije tokom dana u ljetnim mjesecima. Bitno je istaći da mala vrijednost specifične toplote sastavnih dijelova kopna utiče na vrlo brzo zagrijavanje i hlađenje kopnene povšine.

Ovo naročito vrijedi za pjeskovita zemljišta koja imaju veoma malu specifičnu toplotu.

Toplota se prenosi u dublje slojeve kopna procesom toplotne kondukcije tj. sporim prijenosom toplote sa čestice na česticu. Pošto je provodljivost toplote sastavnih dijelova kopna (zemljišta, stijene) dosta mala to se toplotni utjecaj u toku dana osjeti do dubina 60 cm vrlo rijetko do 1 m.

Dubina zagrijevanja u kopnu zavisi od intenziteta insolacije (Sunčevog zračenja) zimi je ta dubina manja, a ljeti veća. Čim Sunce zađe djeluje samo Zemljina dugotalasna radijacija tada prvo počinje da se odaje akumulirana toplina površine tla koje se na taj način rashlađuje.

Na toplotno stanje površine kopna utiče takođe toplotno stanje atmosfere iznad njega.

Takođe klimatski elementi i klimatske pojave (vjetar, padavine) imaju velikoga utjecaja na toplotne odnose. Dnevni tok temperature kopna zavisi od 2 glavna faktora, to je insolacija (Sunčevo zračenje) i Zemljine radijacije.

Priliv toplote na tlo uticajem insolacije počinje sa svitanjem. Insolacija je u početku mala, a sa porastom visine Sunca iznad horizonta u podnevnim časovima ona raste sa maksimumom oko 12 sati. U popodnevnim satima insolacija opada do zalaska Sunca. Za sve vrijeme dok je insolacija veća od radijacije Zemlje temperatura raste od 13 časova do zalaska Sunca.

Radijacija Zemlje nadjačava insolaciju i temperatura opada što se dešava odnosno nastavlja i tokom noći do slijedećeg izlaska Sunca. Prema tome u vremenu kada insolacija nadjačava terestičko izračivanje temperatura raste, a u vremenu kada Zemljina radijacija nadjačava insolaciju temperatura opada.

Dnevna amplituda temperature tla je razlika između najviše i najniže temperature tla u toku 24 sata. Zavisi od geografske širine, godišnjeg doba, fizičkih osobina tla i oblačnosti kao i od ekspozicije i vegetacijskog pokrivača.

Na južnim padinama dnevna aplituda temperatura je izražena - veća nego na sjeverno eksponiranim padinama, ako je zemljište prekriveno šumskom vegetacijom onda je dnevna amplituda daleko manja u odnosu na gola zemljišta nepokrivena.

Gornji sloj kopna do oko 60 cm dubine u kome su izražene dnevne temperature amplitude od proljetne ravnodnevnice pa na dalje ne izdaje svu toplotu radijacijom. Izvjestan dio toplote pogotovo na dubljim slojevima svakog dana ostaje u Zemlji npr. zbog toga površina tla se najviše zagrije pred kraj mjeseca jula u sjevernim umjerenim širinama odnosno 5 sedmica kasnije od ljetnjeg solsticijuma. Bitno je istaći da se kopno brzo i vrlo jako zagrijeva ali se isto tako brzo i jako hladi.

ZAGRJEVANJE I HLAĐENJE VODE

Najveće razlike u pogledu zagrijevanja između vode i kopna su te što vodene čestice nisu vezane za mjesto za razliku od kopna i zato što voda ima daleko veću specifičnu toplotu od kopna. Zato se voda sporije zagrijava odnosno rashlađuje u odnosu na kopno.

U Svjetskom okeanu uticaj prodiranja Sunčevih zraka se tokom dana osjeti do dubina do oko 20 m dakle znatno dublje nego u kopnu. Temperatura vodenih masa se zbog toga postepeno snižava sa dubinom. Kada počinje zagrijavanje morske površine uporedo se dešava i proces isparavanja, pri isparavanju morske vode morska so se koncentriše u zagrijanom površinskom sloju koji postaje gušći, te usljed toga on počinje da tone u dubinu. Navedeni površinski zagrijani sloj morske vode tone do one dubine na kojoj je voda iste gustine ali sa nižom temperaturom na mjesto prethodno spomenutog potonulog sloja morske vode na površinu se izdigne neposredno dublji ali nešto hladniji sloj vode.

ZAGRJEVANJE I HLAĐENJE VODE

Ovaj novoizdignuti sloj vode se na površini okeana zagrijava s tim da se i on kasnije spušta na isti način u dublje horizonte okeana. Na taj način se razvijaju konvektivne struje i temperature se procesom toplotne konvekcije počinje izjednačavati u tom cijelom sloju morske vode.

Pri hlađenju specifična težina vode se povećava te se rashlađeni površinski sloj spušta u dubinu dok ne naiđe na sloj vode iste specifične težine ali i iste temperature.

Pored procesa toplotne konvekcije na hlađenje vodenih masa mora i okeana utiče tzv. vodoravno (horizontalno) strujanje ili toplotna advekcija kojom se prenosi rashlađena voda sa kontinentalnih obala prema središnjim dijelovima mora i okeana. Najčešći primjer toga su hladne morske struje.

Dnevni tok temperature vode obilježava minimum temperature u zoru, a maksimum između 15 i 16 sati, dakle mnogo kasnije nego na površini kopna.

ZAGRIJAVANJE I HLAĐENJE VODE

Minimum temperature okeanskih površina u umjerenim širinama je krajem februara i početkom marta. Dakle oko dva i po mjeseca kasnije od zimskog solsticijuma.

Maksimum temperature je polovinom avgusta a negdje početkom septembra.

Godišnje kolebanje temperature vode smanjuje se sa povećanjem dubine.

U prometu toplote u vodenim masama okeana i mora može se reći da se sporo i slabo zagijavaju s tim da akumuliranu toplotu takođe sporo i slabo otpuštaju tokom noći i tokom zimske polovine godine u odnosu na kopno.

ZAGRIJAVANJE I HLAĐENJE VAZDUHA

Vrši se uglavnom odozdo od Zemljine površine znači da promjene temperature zraka uglavnom ovise od temperaturnih promjena podloge iznad koje se vazduh nalazi.

Procesi zagrijavanja (hlađenja) vazduha su dosta složeniji nego što je slučaj sa kopnenom površinom Zemlje. Prije svega suhi i čisti vazduh nižih slojeva atmosfere je potpuno dijaterman tj. propušta sunčeve zrake, a pri tome se skoro minimalno zagrijava.

Vazduh je vrlo loš provodnik toplote, a vazdušne čestice su pokretne. Dosta se brzo kreću i miješaju, te se na taj način temperaturne razlike smanjuju. Najvažnije je istaći da se zrak dosta sporo zagrijava i hladi iako ima malu specifičnu toplotu oko 0,20 gcal (što je znači znatno manje od specifične toplote vode), te stijena i zemljišnog pokrova na kopnu.

Zagrijavanje vazduha se vrši: Kratkotalasnom radijacijom Sunca, dugotalasnim

zračenjem Zemlje i atmosfere Toplotnom konvekcijom Turbulentnom difuzijom Molekularnom difuzijom Ekspanzijom i kompresijom (adijabatski procesi) Toplotnom advekcijom

Toplotna konvekcija U toku dana kada insolacija nadvlada radijacijom

toplota sa Zemljine površine se prenosi ka nižim prizemnim slojevima zraka. Tada uzdižući vazduh nosi sa sobom toplinu dobivenu od Zemljine površine. Na mjesto uzdižućeg toplotnog vazduha opušta se odozgo na dole hladniji i gušći zrak ka Zemlji koji se neposredno pri Zemljinoj površini takođe zagrijava i ponovo uzdiže u vis. Ovakvim procesima obrazuju se konvektivne struje koje prenose toplotu od Zemljine površine u atmosferu.

Turbulentnom difuzijom se podrazumjeva proces hlađenja odnosno zagrijavanja zraka pri kojem se manje količine toplijeg zraka turbuletno (vrtložno) miješaju sa hladnijim zrakom.

Molekularna difuzija odražava izmjenu kinetičke energije molekula toplijeg sa molekulama hladnijeg zraka. U atmosferi je navedeni proces 100 000 puta manje zastupljen od spomenute turbulentne difuzije.

Procesi ekspanzije i kompresije zraka nazivaju se adijabatski procesi. To su dinamički procesi hlađenja odnosno zagrijavanja zraka sa promjenom visine uz utrošak unutrašnje energije bez priticanja energije sa strane. Odnosi se na tzv. atmosferu u mirovanju (kada nema pokreta horizontalnog smjera-vjetrova itd.). Tada dolazi do spuštanja hladnijeg zraka odnosno kompresije kada se njegova zapremina smanjuje, a temperatura se povečava. Obrnut proces je proces ekspanzije odnosno širenja - povećanje zapremine, a smanjenja temperature.

Procesom advekcijske ili horizontalne razmjene topline zrak se hladi odnosno zagrijava. Najčešće ovim putem zrak se hladi odnosno zagrijava horizonatalnim premještanjem hladnijih zračnih masa iz viših geografskih širina odnosno zagrijava toplijim zračnim masama koje nastaju u nižim geografskim širinama.

U nižim slojevima atmosfere u toku dana, a naročito ljeti, temperatura opada od Zemljine površine prema visini. To znači da je Zemljina površna danju naročito ljeti toplija od prizemnog vazduha. U toku noći površina kopna postepeno se hladi pa su tada čestice prizemnog vazduha toplije od Zemljine površine. No kako vazduh ima vrlo malu specifičnu toplotu tu se on dosta rashladi, a površinu hladne Zemlje skoro nikako ne zagrije jer su vrlo male količine toplote koje vazduh otpušta (odaje). Usljed toga što se vazduh u prizemnim slojevima dosta rashladi vazdušni slojevi na višim visinama su topliji. To znači da temperatura vazduha raste od Zemljine površine prema visini kada je vedro vrijeme, a pogotovo kada je kopno prekriveno sniježnim pokrivačem. Ta pojava se naziva temperaturna inverzija zraka.

DNEVNI HOD TEMPERATURE ZRAKA S obrzirom da se kopnene i vodene površine različito zagrijavaju

odnosno hlade tako će biti različite dnevne temperature između zraka iznad kopna i zraka iznad vodenih masa većih jezera, mora i okeana. Na dnevni tok temperature zraka iznad kopna procentualno utiču dva faktora:

1. Zračenje Sunca; 2. Terestička Zemljina radijacija Maksimum dnevne temperature vazduha nije vremenski

indentičan sa maksimumom temperature Zemljine površine nego on počinje 1 do 2 sata kasnije. To znači da je dnevni temperaturni maksimum vazduha negdje oko 14 sati. Od tog momenta temperatura zraka opada sve do zore kada nastupa njen minimum što je indentično minimumu temperature Zemljine površine. Razlika između maksimalne i minimalne temperature tokom 24 sata naziva se dnevna amplituda temperature vazduha.

Dnevna amplituda temperature zraka zavisi od geografske širine, godišnjeg doba, vrste podloge, reljefa, naoblake itd. Zimi je dnevna amplituda manja, a ljeti veća npr. u umjerenim geografskim širinama iznosi u toku zime 2-4°C, a ljeti od 8-12°C.

Iznad okeana dnevna amplituda temperature iznosi od 1-5°C, a u unutrašnjosti kopna naročito u pustinjama od 15-20°C. Što se tiče nadmorske visine dnevna amplituda temperature opada sa nadmorskom visinom. Reljef djeluje značajno na dnevne temperaturne amplitude koje su izraženije u dolinskim udubljenjima orografskih, zatvorenih i okolnih planinskim uzvišenjima u odnosu na planinske vrhove i grebene. Takođe izraženije amplitude temperature su tokom dana na prisojini južno eksponiranim padinama u odnosu na osojne padine orjentisane sjeverno.

Prirodni pokrivač kao što su to šume, kao i močvarno zemljište utiču na smanjenu dnevnu amplitudu zraka.

Dnevni tok temperature vazduha iznad vode je drugačiji. Najniža temperatura vazduha je iznad okeana između 1 i 3 sata iza ponoći. Uglavnom vazduh je noću hladniji od okeanske površine, a danju topliji s tim da je razlika vrlo mala i iznosi oko 1°C. Takođe treba istaći da je kolebanje temperature zraka iznad okeana malo i iznosi svega do 2°C dnevno.

GODIŠNJE PROMJENE TEMPERATURE ZRAKA

Godišnji tok temperature zraka zavisi od: geografske širine, udaljenosti od mora, vrste podloge, reljefa zemljišta, nadmorske visine, vegetacionog pokrivača i godišnjeg kolebanja oblačnosti i padavina. S obzirom na geografsku širinu godišnji tok temperature zraka može se podjeliti sa 4 glavna tipa: ekvatorijalni, tropski, tip umjerenog pojasa i polarni tip.

Ekvatorijalni tip uglavnom karakteriše godišnji tok temperature zraka sa 2 maksimuma (poslije proljetne i jesenje ravnodnevnice) i 2 minimuma (poslije ljetnjeg i zimskog solsticijuma). Amplitude temperature je uglavnom mala iznad okeana do 1°C, a nad kontinentima 5-10°C.

Tropski tip obilježava 1 maksimum temperature zraka koji nastaje poslije ljetnjeg i 1 minimum poslije zimskog solsticijuma iznad morskih površina godišnje kolebanje je do oko 5°C a iznad kopna i do 20°C.

Tip umjerenog pojasa obilježava maksimum temperature zraka iznad kontinenata u julu, a minimum u januaru.

Nad okeanima su temperature maksimalne u augustu, a minimumi u razdoblju februar-mart.

Amplituda temperaturnih kolebanja je znatno veća u odnosu na tropski tip.

Polarni tip se karakterišu vrlo niske temperature u unutrašnjosti kontinenta gdje godišnje amplitude prelaze čak 60°C dok godišnje kolebanje iznad mora iznosi i preko 20°C.

Na godišnju raspodjelu temperature zraka vrlo je važna horizontalna raspodjela temperatura koje se na kartama prikazuju izotermama. Izoterma (grčki izos-isti, therme-toplina) je zatvorena kriva linija koja povezuje tačke na karti sa istim temperaturnim vrijednostima svedenim na morski nivo.

EKSTREMNE TEMPERATURE ZRAKA

Karakterišu područja prostranih anticiklonalnih polja najviše do sada izmjerene temperature zraka su u pustinji El Azizija u Libiji 57,8 °C, potom San Luizu u unutrašnjosti Meksika 57,8 °C.

Najniža do sada izmjerena temperatura zraka je na stanici Vostok na Antarktiku iznosila je -89,2 °C, a takođe bitno je pomenuti mjesto Ojmjakon u istočnom Sibiru sa temperaturnim minimumom -77,8 °C.

Apsolutna amplituda temperature na Zemlji iznosi 147 °C

INVERZIJE TEMPERATURE ZRAKA

Izražavaju povećanje temperaturne vrijednosti sa nadmorskom visinom. Prema uslovima pojavljivanja inverzije temperature zraka se mogu podjeliti na:

Radijacijsku prizemnu inverziju koja je uglavnom prisutna na visinama do 200 m.

Nastaje hlađenjem prizemnim slojeva zraka od ohlađene Zemljine podloge. To je najčešća pojava u reljefnim udubljenjima tokom hladnih zimskih mjeseci, posebno izražena noću kada je tlo prekriveno sniježnim prekrivačem, tada su usljed formiranja prizemnih gustih radijacijskih magli onemogućeni utjecaji zagrijavanja putem Sunčeve radijacije.

Navedenu pojavu često karakteriše odsustvo vjetrovnih struja što je čest slučaj u srednjobosanskim kotlinama i zavalama (Sarajevska, Zenička itd.) u kojima je tada temperatura ispod 0°C jer su prekrivena radijacijskim maglama, a iznad na okolnim uzvišenjima vlada sunčano-vedro vrijeme sa temperaturama koje često premašuju 10°C.

INVERZIJE TEMPERATURE ZRAKA

Pored navedene postoje: Frontalne inverzije temperature zraka

uzrokovane vazdušnim frontovima, konvektivne visinske inverzije temperature zraka koje nastaju na kontaktu zračnih masa različitih brzina gibanja, te usljed trenja između navedenih dolazi do temperaturne inverzije.

Četvrti tip temperaturne inverzije je tzv. dinamička ili inverzija nastala usljed kompresije zračnih masa kada se spuštanjem hladnija zračna masa formirana u slobodnoj atmosferi počinje adijabatskim procesom dinamički zagrijavati, pa je tako zrak na visini topliji od prizemnih slojeva vazduha.

ATMOSFERSKI PRITISAK

Predstavlja težinu zraka odnosno vazdušnog stuba od gornje granice atmosfere do Zemljine površine. To je zapravo težina atmosferskih gasova

Izražava se formulom P = F/S P - pritisak vazdušnog stuba F – sila (težina atmosferskih gasova) S – Zemljina površina Atmosferski pritisak se izražava u slijedećim

mjernim jedinicama: hektopaskalima, milibarima ili u milimetrima živinog stuba. Vrijednosti hektopaskala su ekvivalentne vrijednostima milibara. Za atmosferski pritisak kažemo da je normalan ako mu veličina iznosi 1013 Hpa, to se odnosi na područja umjerenih geografskih širina na morskom nivou pri srednjoj temperaturi zraka od 14,3°C.

Uglavnom usljed skraćivanja vazdušnog stuba sa porastom nadmorske visine atmosferski pritisak opada. Ovaj klimatski element se ne smanjuje ravnomjerno sa porastom nadmorske visine. U donjim slojevima troposfere gdje je vazduh gušći barometarska stopa iznosi 10,5 m/1mm živinog stuba. Barometarska stopa je veličina koja pokazuje za koliko metara atmosferski pritisak opada sa visinom, preciznije to je broj metara za koji se zrak treba izdignuti da bi pritisak opao za 1 mm živinog stuba (1013 Hpa ili mb jednako je veličini 760 mm živinog stuba). Na visinama od 5 000 m zbog smanjene gustoće zraka barometarska stopa iznosi 19,6 m što je za oko 50 puta manje u odnosu na prizemne slojeve zraka. Bitno je napomenuti da je gustina suhog zraka (bez lebdećih primjesa i vodene pare) 733 puta manja od gustine vode. Za mjerenje vazdušnog pritiska upotrebljavaju se aneroidi, živini barometri i barografi.

Bitno je istaći da su temperature i gustine zraka u korelaciji sa atmosferskim pritiskom, ali samo u izvjesnoj mjeri jer dnevni tok atmosferskog pritiska u nižim slojevima atmosfere se razlikuje od dnevnog toka temperature zraka.

On ima najčešće dva maksimuma i dva minimuma. Prvi maksimum nastaje od 9 do 10 sati, a drugi je u

vremenskom razdoblju od 21 do 22 sata. Prvi minimum atmosferskog pritiska pojavljuje se između 15 i 16 sati, a drugi oko 3 do 4 sata iza ponoći.

Njegov tok je pravilan i ujednačen tokom dana u tropskim i ekvatorijalnim područjima upravo zbog malih amplituda temperature zraka, dok su u kontinentalnim područjima viših geografskih širina slične pojave dnevnog hoda atmosferskog pritiska prisutne samo pri tihom i mirnom vremenu.

Godišnji tok atmosferskog pritiska na Zemlji je u uskoj vezi sa godišnjim tokom temperature zraka. Tako su godišnje amplitude vazdušnog pritiska iznad okeanskih masa znatno manje nego na kopnu.

Upravo zbog nejednakog zagrijavanja kopna i mora pritisak iznad okeana ima suprotan godišnji tok od atmosferskog pritiska na kopnu. Maksimalne vrijednosti pritiska iznad ohlađenog kopna su zimi, a minimalne ljeti, dok iznad okeana najveći pritisak vlada ljeti, a minimalni zimi.

Što se tiče geografske raspodjele atmosferskog pritiska prema karti januarskih i julskih izobara, u ekvatorijalnim područjima gdje preovladavaju uzlazna strujanja vazduha prevladava nizak atmosferski pritisak, dok u tropskim širinama silazna strujanja zraka utječu na visok atmosferski pritisak i anticiklonalnu aktivnost.

Sličan je slučaj i sa polarnim širinama kao i prostranim unutrašnjostima kontinenata sa prostranim ravnicama. U subpolarnim područjima koja karakteriše nizak atmosferski pritisak uzročnik su ciklonski akcijski centri kao što su Islandska depresija sjevernog Pacifika. Najvažniji utjecaj vazdušnog pritiska ogleda se u njegovim promjenama. Promjene atmosferskog pritiska uzrokuju dinamiku atmosferskih procesa odnosno nastanak vjetrovnih struja. Vjetrom se pokreću tople i hladne vazušne mase kao što je od značaja za život na Zemlji.

BARIČKI RELJEF

je predstavljen izobarama na sinoptičkim kartama. U barički reljef spadaju:

Ciklonsko područje (vrijednosti izobara se povećavaju od centra ka periferiji)

Anticiklonalno područje (vrijednosti izobara se smanjuju od centra ka periferiji)

Baričko sedlo (područje između 2 ciklona i 2 anticiklona)

Barička dolina (izduženi dio ciklone) Barički greben (izduženi dio anticiklone) Sekundarna ciklona i Sekundarna anticiklona koje predstavljaju

manje zatvorene baričke sisteme koji su izdvojeni od glavnih.

VJETAR

predstavlja pretežno horizontalno strujanje zraka u atmosferi. Vjetar je definisan svojom brzinom i smjerom. Na vjetrovne struje prije svega utiče gradijent vazdušnog pritiska, sila teže (gravitacije), Korijolisova sila (usljed Zemljine rotacije), sila trenja.

Brzina vjetra se izražava u m/s, mjeri se anemometrom i anemografom. U meterološkoj praksi često se brzina odnosno jačina vjetra određuje od oka ili vizuelnog efekta pomoću Boforove skale. Takođe pored brzine i smjera vjetra bitna je čestina ili učestalost vjetrovnih struja koja se grafički predstavlja ružom vjetrova.

Smjer vjetra se određuje prema strani svijeta odakle vjetar puše (glavne i pomoćne strane svijeta).

Na srednju brzinu vjetrova utječe nadmorska visina s čijim povećanjem raste i brzina vjetra. Brzine vjetrova su obično veće nad morem zbog nepostojanja zapreka.

Vrlo je bitan i utjecaj reljefa, posebno planinskog u kome se izdvaja tzv. privjetrinjska i zavjetrinjska strana.

Posebno na takvim reljefno raščlanjenim terenima razlike su u brzinama vjetra. Vjetar npr. u šumi naglo slabi što ukazuje takođe na značajnu ulogu vegetacije. Pored horizontalnih vjetrovnih struja jedna od elementarnih osobina vjetra je njegovo turbulentno ili vrtložno kretanje obilježeno čestim promjenama brzine i smjera, a naziva se mahovitost vjetra koja je izražena udarima i zastojima.

Kinetička energija vjetra raste sa kvadratom njegove brzine pa je zbog toga veliki razorni utjecaj vjetra pri velikim brzinama posebno u pustinjskim područjima siromašnim vegetacijom.

Vjetar utječe na temperaturu zraka - miješanjem toplijeg i hladnijeg zraka, na intenzitet isparavanja i relativnu vlažnost, količinu padavina, oblačnost, te koncentraciju i smjer rasprostranjenja aeropulutanta u gradovima i industrijskim zonama.

GEOGRAFSKA RASPODJELA VJETROVA Zemljina površina je nehomogena jer se sastoji od kopnenih

kontinentalnih površina i morskih akvatorija što se odražava nejednakim zagrijavanjem, temperaturnim kontrastima kopna i mora što se direktno reflektuje na razlike u atmosferskom pritisku, a time i na pravac kretanja vjetrovnih struja.

Vjetrovi obično pušu iz područja višeg atmosferskog pritiska ka područjima nižeg atmosferskog pritiska.

Prema geografskom kriterijumu vjetrovi se dijele na: planetarne, regionalne i lokalne vjetrove.

Prema nastanku i razvoju dijele se na stalne i periodične. U područjima oko ekvatora preovladava nizak atmosferski

pritisak tokom cijele godine, to je tzv. ekvatorijalni pojas tišina (kalmi) koji se u literaturi naziva intertropska zona konvergencije gdje se sučeljavaju topli i vlažni vjetrovi pasati sa sjeverne i južne hemisfere.

PASATI su stalni vjetrovi koji nastaju u istočnim dijelovima prostranih anticiklonalnih polja iznad Atlantskog i Pacifičkog okeana na oko 30° sjeverne i južne geografske širine. Pušu ka ekvatorijalnom pojasu niskog pritiska na visinama 500-2000 m.

Pod utjecajem Korijolisove sile pasati na sjevernoj hemisferi skreću u desno, pa su sjeveroistočnog pravca dok oni sa južne hemisfere skreću u lijevo pa su jugoistočnog pravca.

Pasati sa obje hemisfere se međusobno sučeljavaju u zoni intertropske konvegencije. Usljed jakog zagrijavanja ekvatorijalnih kopnenih područja prevladava termička konvekcija, pa se tople i vlažne mase izdižu. U ovim područjima na visinama iznad 2500 m se tada formiraju vazdušne struje antipasatnih vjetrova koji duvaju u suprotnom smjeru ka suptropskim širinama.

Na zapadnim periferijama prostranim suptropskih anticiklona nastaju ZAPADNI VJETROVI koji pušu ka područjima niskog vazdušnog pritiska na oko 60° geografske širine. To su stalni i snažni vjetrovi koji su dominantni nad okeanskim prostranstvima od 40-65° geografske širine. Pod utjecajem Korijolisove sile njihovo strujanje na geografskim širinama iznad 40° počinje poprimati izrazito zapadni pravac. Zapadni vjetrovi postoje samo nad okeanima i u zapadnim dijelovima kontinenata, posebno su pravilni i ujednačeni. Na južnoj hemisferi u pojasu između 40-65° južne geografske širine dominiraju okeanska prostranstva. To su najjači stalni prizemni vjetrovi na svijetu.

POLARNI VJETROVI duvaju iz područja visokog atmosferskog pritiska nad Antaktikom i Arktikom prema stožernicima gdje vlada nizak zpritisak. Ovi hladni vjetrovi zbog devijacijske sile imaju približno istočni pravac.

PERIODIČNI VJETROVI

U periodične vjetrove koji duvaju na širokim prostranstvima Zemljine površine ubrajamo MONSUNE. Mogu se prema mjestu nastanka i razvoja podjeliti na: tropske i vantropske monsune.

Tropski monsuni duvaju u područjima između 20° sjeverne geografske širine i 15° južne geografske širine nad Indijskim okeanom, istočnom Afrikom i južnom Azijom.

Razlikujemo zimski i ljetni tropski monsun. U Indiju, Bangladeš, Mijanmar, Tajland itd., ljetni monsuni sa obiljem vlage dolaze sa jugozapada. Formiraju se u tropskim širinama iznad Indijskog okeana južno od ekvatora gdje tokom ljeta vlada visok atmosferski pritisak, te pušu u pravcu zagrijanog Azijskog i istočno Afrkičkog kontinenta gdje tada vlada nizak atmosferski pritisak. Prelazeći preko Indijskog okeana vazdušne mase se zasite vodenom parom, te kada stignu iznad zagrijanog Azijskog kopna iz njih se izlučuju enorne količine kišnih padavina. Na proces kondenzacije vazdušnih masa koje pokreču tropski monsuni značajno utječu planinske barijere Gata u Indiji i visoko planinskog lanca Himalaja. Monsuni duvaju na visinama do 4000 m nad morem.

Kada dospiju do Azijskog kopna izlučuju se ogromne količine padavina zašto očit primjer pruža Čerapundži najkišovitije mjesto na svijetu na južnoj podgorini Himalaja gdje se samo u toku jednog dana prema podacima meterološke službe izlučilo 1562 mm padavina.

Tropski zimski monsun duva u kontra smjeru u odnosu na spomenuti vjetar. Aktivan je zimi kada je visok zračni pritisak nad ohlađenim Azijskim kopnom, a nizak nad Indijskim okeanom. To je suhi vjetar malih brzina.

Vantropski monsuni duvaju uglavnom u umjerenim geografskim širinama. Vantropski zimski monsun duva iz pravca prostranog anticiklona koji se nalazi nad Mongolijom tokom zime u pravcu Tihog okeana. Suprotno njemu ljetni vantropski monsun duva sa prostora iznad okeanskih prostranstava iznad kojih se ljeti fomiraju anticiklonalna polja ka kopnu iznad koga je nizak atmosferski pritisak. Monsuni ovoga tipa duvaju na Dalekom istoku, Aljasci, sjeverozapadnoj Kanadi, jugozapadnoj Evropi i jugozapadnoj Australiji. Možemo još spomenuti i visinske mlazne vjetrove koji pušu na gornjoj granici troposfere brzinama većim od 250 km/h.

LOKALNI VJETROVI

Pored vjetrova Pampera u Argentini, Blicarda u SAD, Harmatana u Africi itd. u našoj zemlji može se izdvojiti više tipova lokalnih vjetrova različitih po smjeru, jačini, nastanku formiranja i učestalosti. Jedan od najčešćih je tzv. Dinasko gorski fen koji je naročito aktivan tokom ciklona koji se iz Jadrana premješta ka sjeveroistoku. Uglavnom nastaje kada se vazdušne mase koje se spuštaju niz zavjetrinjske strane Dinarskih planina zagrijavaju adijabatskom kompresijom pri spuštanju na svakih 100 m za 1°C. Tada relativna vlažnost, na Dinarsko gorski fen kao topli i suhi vjetar, utječe na prosječno povišavanje temperature za 5-6°C. Tako je npr. u Sarajevu relativna vlažnost zraka 16. aprila 1973. pod utjecajem fenskog vjetra pala sa 66% na svega 20% uz prosječno povišenje temperature od 6°C. Ovaj vjetar se u Bosni naziva bijeli grad jer isušuje zemljište, a negativno utječe na nervno-vegetacijoni sistem čovjeka. Usljed njegovog djelovanja dolazi do otapanja snijega i do lokalnih poplava na rijekama. Jedan od najdominantnijih vjetrova u BiH su bura i jugo. Ciklonska bura nastaje kada je centar niskog pritiska nad Jadranom, tada ka pučini duva ciklonska bura sa izrazito povećanom naoblakom. Ciklonski jugo ili široko je relativno topao i vlažan vjetar koji nastaje iznad sjeverne Afrike gdje vlada visok v. pritisak.

Prelazeći preko Sredozemnog mora vazdušne mase, ciklonskog juga apsorbuju velike količine vodene pare pa su s toga tople i vlažne. Kada dospiju do Dinarskih planina izdižu se uz padine pri čemu se kondenzacijom formiraju tamni oblaci iz kojih se izlučuju obilne padavine. Izdižući se sve više na visinama izad 1500 m dolazi do procesa sublimacije, te pretvaranja vodene pare u kristaliće leda i snijega, te izlučivanja sniježnih padavina na najvišim vrhovima naših planina. Pomenuti ciklonski jugo se sada nastavlja u Dinarsko-gorski fen koji puše niz zavjetrene planinske padine ka kopnenoj unutrašnjosti BiH. Sjeveroistočni vjetar predstavlja suh, hladan i izrazito snažan mahovit vjetar koji često dostiže orkanske jačine na najvišim planinskim grebenima BiH. Nastaje kada je formirano prostrano anticiklonalno polje nad srednjom, istočnom i jugoistočnom Evropom tokom zime, a nizak na Sredozemnom m. Obično donosi vedro, hladno i suho vrijeme. Kada ovaj vjetar počne da se prelijeva niz padine Hercegovačkih planina ka Jadranskom priobalju tada u obalnom pojasu puše anticiklonalna bura.

Košava je lokalni periodični hladni sjeveroistočni vjetar koji nastaje kada je visok vazdušni pritisak nad Ukrajinom, a nizak nad Sredozemljem. Njegova aktivnost se osjeća u Semberiji i Bosanskoj Posavini u zimskim mjesecima. Podržava vedro i suho vrijeme.

DNEVNA CIRKULACIJA ZRAKA

je obilježena planinskim i dolinskim vjetrovima koji nastaju usljed termičkih razlika između dolinskih udubljenja i planinskih padina.

Danik ili dolinski vjetar struji uz planinske strane tokom dana kada se dolinska udubljenja jako zagriju dok se planinski vjetar ili nočni spušta sa hladnijih planinskih padina tokom noći u dubine.

Dnevnoj cirkulaciji zraka takođe pripadaju vjetrovi kopnenjak i zmorac koji pušu na relaciji kopno-more. U toku dana vodena površina je hladnija kao i vazduh iznad nje, pa je gradijent vazdušnog pritiska usmjeren od mora (većeg jezera ka kopnu).

Prizemni vjetar zmorac danju puše od mora ka zagrijanom kopnu, noću sa kopna prema moru duva vjetar kopnenjak koji se formira na visinama iznad 1 000 m. Navedeno vazdušno strujanje traje sve do izlaska Sunca kada nastupa tišina usljed izjednačenja temperature i atmosferskog pritiska nakon toga sa porastom temperature proces se ponavlja.

VODA U ATMOSFERI

VODNI BILANS SISTEMA

ZEMLJINA POVRŠINA (OKEAN, KOPNO)- ATMOSFERA

U godišnjem ciklusu kruženje vode na relaciji Svijetski okean - atmosfera-kopno postoji 41 ciklus u kome učestvuje 511 000 km³ vode. Od toga u svakom trenutku u atmosferi učestvuje 13 200 km³ vode. Tokom godine nad Svjetskim okeanom se ukupno izluči oko 412 000 km³, a nad kopnom oko 99 400 km³ vode. Tako se godišnje u prosjeku nad Svjetskim okeanom izluči oko 1 100 mm padavina, a nad kopnom oko 670 mm. Prosječno godišnje na Zemljinu površinu padne 1 002 mm padavina, od toga na južnoj hemisferi 1 007 mm, a na sjevernoj 997 mm. Godišnje sa svih mora u prosjeku evaporira 973 mm. Bilansa vode na Zemlji ili vodni bilans se jednostavno predstavlja formulom P = R + E

P – padavine, R – otjecanje površinskim tokovima i podzemnim vodotocima na kopnu i

E – isparavanje (evaporacija) sa mora i kopna.

VODA U ATMOSFERI

Voda se u atmosferi nalazi u sva tri agregatna stanja. Proces prelaza vode iz tečnog stanja u vodenu paru naziva se evaporacija (isparavanje). Pri evaporaciji se troši 597 gcal toplote po 1 g isparene vode. Pri procesu kondenzacije kada voda prelazi u tečno stanje oslobađa se 597 gcal toplotne energije po 1 g vodene pare. Ta toplota naziva se latentna toplota kondenzacije koja dalje ulazi u atmosferske procese. Pri procesu sublimacije koji predstavlja direktni prelaz vodene pare u led oslobađa se oko 680 gcal topline po 1 g vodene pare. Suprotno tome ista količina toplote se utroši kada 1g leda ispari. Pri procesu mržnjenja ili smrzavanja kada voda prelazi u led, preciznije kada se 1 g vode smrzne oslobodi se 80 gcal toplote. Suprotan ovome procesu je proces kopnjenja.

EVAPORACIJA ILI ISPARAVANJE

Isparavanje je proces prelaženja vode iz tečnog u gasovito stanje. To je neprekidan proces koji se odvija kako sa površina toplih tropskih mora tako i sa površina sniježno ledenih masa na višim geografskim širinama i visokim planinskim terenima. Evaporacija se izražava u mm isparene vode, a mjeri evaporimetrima.

Isparavanje zavisi od fizičko-hemijskih karakteristika podloge, zatim od brzine vjetra potom od temperature zraka, atmosferskog pritiska, reljefa i biljnog prekrivača.

Proces evaporacije je intenzivan posebno danju, a smanjuje se sa porastom nadmorske visine npr. utjecaj veličine podloge na veličinu odnosno intenzitet isparavanja ogleda se npr. u daleko većoj količini isparavanja sa površine toplijeg tropskog mora u odnosu na neku baru u kontinentinalnim oblastima.

Vjetar brzine od 0,25 m povećava i ubrzava evaporaciju za 3 puta npr. usljed više dnevne temperature zraka evaporacija je veća nego u noćnim satima, viša temperatura podloge sa koje se vrši isparavanje, sušniji i topliji zrak povećava isparavanje, u područjima nižeg atmosferskog pritiska brža je evaporacija.

Veća količina padavina utiče na smanjenje evaporacije. Reljef takođe utiče na evaporaciju eksplozijom padavinskih

ploha npr. južne padine veća evaporacija što je suprotan slučaj sa osojenim padinama. Takođe vegetacijski pokrov značajno utiče na veličinu i brzinu isparavanja npr. evaporacija područja sa prašumskim pokrovom je 5 puta veća u odnosu na četinarske šume u višim geografskim širinama.

Proces transpiracije kojim biljke odaju vlagu ovisi od vrste i gustoće vegatacije. Najveće godišnje količine evaporacije veće od 2 000 mm obilježavaju tropski južni dio Indijskog okeana, tropske dijelove Pacifika i Atlanskog okeana.

Velike i intenzivne količine padavina tokom godine koje se izluče nad bazenom Amazona, Konga u Africi, u Indoneziji itd. smanjuju godišnju količinu evaporacije koja u tim vlažnim područjima iznosi više od 1 000 mm godišnje.

Na niske vrijednosti evaporacije utiču i prostrana anticiklonalna polja u visokim širinama polarnim pojaseva gdje zbog hladnog zraka opada veličina evaporacije. To se dešava zbog toga što hladni zrak sadržava mnogo vodene pare.

VLAŽNOST ZRAKA

Isparena voda sa okeana, mora, jezera, rijeka i biljaka kao i zemljišne podloge dospjeva u atmosferu u vidu vodene pare koja čini zrak vlažnim. Vodena para je lakša od vazduha što znači da je vazduh lakši ukoliko je vlažniji. Sa povećanjem količine vodene pare povečava se njen napon u zraku.

Vazduh može da primi određenu količinu vodene pare pri određenoj temperaturi pa se tada kaže da je zrak zasićen vodenom parom. Međutim daljnjim hlađenjem zraka, zrak postaje prezasićen vodenom parom, te tada dolazi do procesa kondenzacije odnosno vračanja vodene pare u tečno stanje.

Temperatura pri kojoj dolazi do prelaza vodene pare u tečno stanje naziva se temperatura rosne tačke.

Veličine koje obilježavaju vlažnost zraka su: Pritisak ili napor vodene pare Apslolutna vlažnost Specifična vlažnost Relativna vlažnost Deficiti zasićenosti

Pritisak vodene pare predstavlja parcijalni napon vodene pare u zraku izražen u mm Hg ili živinog stuba. Mijenja se uporedo sa temperaturom zraka, opada sa nadmorskom visinom. Najveći je u ekvatorijalnim područjima, a najniži u subpolarnim i polarnim oblastima sa vrijednošću izovapora manjim od 2 mm Hg. Najveće vrijednosti su obilježene vrijednostima većim od 20 mm Hg koje se vežu za ekvatorijalna područja.

Apsolutna vlažnost je trenutna količina vodene pare ili masa vodene pare u vazduhu. Izražava se u gramima. Najveća je ljeti, a najmanja zimi. Tako zrak zapremine od 1 m³ pri temperaturi od -50°C može maksimalno sadržavati svega oko 0,19 g vodene pare. Pri nešto višoj temperaturi od -20°C zrak može maksimalno sadržavati 1,1 g vodene pare, zatim pri temperaturi od 0°C 4,8 g. Pri temperaturi od 30°C 30,3 g vodene pare, a pri +50°C 83 g vodene pare.

S porastom temperature zraka raste apsolutna vlažnost. Specifična vlažnost (vlaga) predstavlja broj grama

vodene pare u jednom kg vlažnog zraka.

Relativna vlažnost predstavlja odnos između trenutne količine vodene pare u zraku i one maksimalno moguće pri istoj temperaturi da bi taj zrak postao zasićen vodenom parom.

Izražava se formulom R = e (apsolutna vlažnost) / E (maksimalna vlažnost zraka) x 100 jer se relativna vlažnost izražena u procentima. Mjeri se psihrometrom, hidrometrom, hidrografom itd. U tropskim predjelima relativna vlažnost se kreće od 55-75%

U ekvatorijalnim prašumama ona premašuje 98%. Geografska raspodjela relativne vlažnosti na Zemlji je izrazito komplikovana zbog advekcije - horizontalnog premještanja vazdušnih masa i prijenosa vodene pare. Najniže vrijednosti relativne vlažnosti imaju pustinjski oblasti Sahare, Arizone, sjevernog Meksika, Viktorijine pustinje u Australiji. Dnevni hod relativne vlažnosti je suprotan dnevnom hodu temperature zraka jer je relativna vlažnost najveća ujutro, a najmanja popodne. Iznad velikih gradova i industrijskih zona relativna vlažnost je manja zbog viših temperatura prizemnih slojeva troposfere.

Deficit zasićenosti predstavlja razliku između maksimalne količine vodene pare koju zrak može da primi i apsolutne vlažnosti zraka. D = E – e

Najveće vrijednosti ima u pustinjskim i stepskim oblastima, a najmanje vrijednosti u vlažnim područjima svijeta.

MAGLA

Magla je meterološka pojava koja predstavlja prizemnu zamućenost atmosfere na udaljenosti od 1 km. Sastoji se od vrlo sitnih lebdećih kapljica vode i ledenih kristalića promjera 2 - 130 µm. Za postanak magle vezani su procesi kondenzacije, sublimacije i evaporacije.

Kondenzacija je proces koji nastaje usljed snižavanja temperature zraka ili povećavanjem količine vodene pare bez promjene temperature i pritiska. Kondenzacija će biti samo u zraku ako postoje sitne higroskopne čestice koje se nazivaju kondenzacijske jezgre (higros-vlažan, skopein-vrebati). Upravo na higroskopnim česticama se odvija nastanak i razvoj vodenih kapljica magle i oblaka i to pri vrlo visokoj relativnoj vlažnosti nešto nižoj od 100%

Prema postanku i razvoju magle možemo podjeliti: Magle nastale hlađenjem zraka Magle nastale isparavanjem Konvekcijske magle planinskih padina Frontalne magle Suhe magle ili čadžavine Gradska magla ili smog

MAGLE NASTALE HLAĐENJEM ZRAKA

dijelimo na: advekcijske i radijacijske

ADVEKCIJSKE MAGLE Nastaju horizontalnim premještanjem zračnih masa iznad

hladnije podloge. Tu spadaju magle toplih tropskih zračnih masa koje se kreću ka višim geografskim širinama, zatim monsunske magle kada topli zrak sa kopna struji iznad hladnije morske podloge pri čemu se hladi. Potom primorske magle koje nastaju usljed prodora toplog morskog vazduha na ohlađeno kopno. Po svojoj dužini trajanja posebno se ističu morske magle koje nastaju hlađenjem toplog vazduha iznad hladnijih morskih struja. Sličnog postanka su tzv. obalne magle kao što je slučaj sa maglenim pojasom na obalama Perua i Čilea koji se naziva garu. Nastaje kada topli zrak formiran iznad voda Pacifika čije temperature premašuju 27° struji preko toka hladne Huboltove struje (18°). Tada dolazi do procesa kondenzacije pri kome se formira priobalni magleni pojas u Peruu i Čileu koji se održi i do 80 dana u godini. Isti je slučaj i sa jugozapadnom obalom Afrike gdje utjecajem hladnije Benguelske struje nastaje magleni pojas zvani cacimbo koji traje 80 dana u godini

RADIJACIJSKE MAGLE Nastaju na kopnu. Može se razlikovati prizemna radijacijska

magla debljine oko 100 do 200 m koja je česta u zimskim mjesecima posebno tokom noći u kotlinskim udubljenjima. Nastaje kada se jako ohladi podloga pri vedrom i hladnom stabilnom anticiklonalnom polju vazdušnog pritiska koga karakteriše odsustvo vjetrovnih struja. Visoka radijacijska magla dostiže debljine i do 650 m genetski je vezana za zimske temperaturne inverzije, anticiklonalnu aktivnost i tišine u reljefnim udubljenjima kotlina i zavala. Može trajati par sedmica.

MAGLE NASTALE ISPARAVANJEM Su generisane hladnim zrakom koji nadire preko toplije

podloge. Nastaje u polarnim predjelima kada se hladni zrak sa ledenog Antarktičkog kopna prelije preko 9°C toplijeg mora (čija je temperatura nešto ispod 0°C – podhlađena voda). Sličan slučaj događa se zimi na obalama Baltičkog mora i Kaspijskog jezera. Takođe magle nastale isparavanjem su svakodnevna pojava i u umjerenim širinama. Njihova pojava je posebno naglašena ujutro kada zrak iznad jezera, rijeka usljed isparavanja počinje da kondenzira.

MAGLE PLANINSKIH PADINA Nastaju adijabatskim hlađenjem vlažnijeg zraka koji se

izdiže uz padine. Pri tome se hladi (1°C na svakih 100 m) te kondenzirajući pretvara u maglu.

FRONTALNE MAGLE Nastaju na frontalnoj plohi odnosno kontaktu između dvije

vazdušne mase različitih termodinamičkih osobina. Uglavnom razlikujemo pretfrontalne magle nastale kondenzacijom i zafrontalne magle koje nastaju poslije kišnih padavina, evaporacijom tla i vegetacijom.

SUHE MAGLE ILI ČADŽAVINE Predstavljaju suhu zamućenost atmosfere. Nastaju nakon

katastrofalnih požara i erupcija vulkana.

GRADSKA MAGLA ILI SMOG Predstavlja vlažni zrak zasićen aeropulutantima industrije

izduvnih gasova itd. Najčešće je vezan sa radijacijskim maglama.

GEOGRAFSKA RASPODJELA PODRUČJA SA NAJVEĆIM BROJEM DANA SA MAGLOM

Najveći broj dana sa maglom ima Ben Nevis u Škotskoj 335. Newfoundlandsko područje Atlantika obilježava maglovitost koja traje oko 4 mjeseca. Prosječno 40 dana sa maglom tokom godine karakteriše područja srednje Evrope. Najmanji broj dana sa maglom imaju anticiklonalna područja istočnog Sibira, Sahare i Australske pustinje. Uglavnom za neko područje možemo reći da je u njemu naglašena pojava magle ako ima više od 50 dana sa maglom u godini.

OBLACI I OBLAČNOST

Oblaci su vidljive nakupine vodenih kapljica i ledenih kristalića u atmosferi. Njihova pojava na nebu obilježena je pojmom oblačnost. Ako je nebo potpuno pokriveno oblacima tada kažemo da je oblačno vrijeme, a kada je bez oblaka tada je vedro vrijeme.

Oblačnost se mjeri kada vidljivi dio neba odnosno atmosfere iznad nas podjelimo na desetine, ako je npr. 5 desetina onda je umjereno oblačno, ako je npr. 9 desetina onda je pretežno oblačno.

Vodene kapljice u oblacima su promjera do 100 µm. Nastaju procesima hlađenja vlažnog zraka odnosno njegovom kondenzacijom, a ledeni kristalići u oblaku se formiraju procesom sublimacije pothlađene vode na temperaturama od 0-35°C.

Oblaci se genetski mogu svrstati u 10 rodova. Prema obliku odnosno morfologiji oblaci se dijele na:

perijaste ili ciruse, gomilaste ili kumuluse i slojevite ili stratuse.

Prema visini oblake dijelimo na: Visinske oblake (iznad 6000 m: cirusi, cirostratusi i

cirokumulusi - ovčice) Oblaci srednjih visina (između 2500 do 6000 m nadmorske

visine, to su altostratusi i altokumulusi). Niski oblaci: stratusi, kumulusi, stratokumulusi. To su

oblaci velikih širina dok su kumulusi za razliku od stratusa oblaci vertikalnog razvitka od 1 000 do 6 000 m, ali su zato znatno manjih širina. U oblake vertikalnog razvitka takođe spadaju: nimobostratusi iz kojih se izlučuju padavine, često se formiraju na toplom frontu, kumulonimbusi kao oblaci vertikalnog razvitka formiraju se na hladnom vazdušnom frontu. To su grmljavinski oblaci iz koji se izlučuju pljuskovite padavine kraćeg trajanja. Posebno su aktivni ljeti. Ako je reljefna barijera dovoljno visoka na njoj se mogu formirati gotovo svi rodovi oblaka. Tako nastaju orografski oblačni zid fenskog vjetra ili pojavu oblačne kape pri duvanju bure. Na višim visinama od oko 22 km formiraju se sedafasti oblaci i tzv. svjetleći noktilucentni nočni oblaci jonosfere na visinama iznad 80 km. Oblaci su dinamička pojava gibaju se i u horizontalnom i u vertikalnom pravcu. Uglavnom kumuliformni oblaci su česti u ekvatorijalnim područjima, stratiformni u umjerenim širinama. Najoblačnija mjesta na južnoj hemisferi su: cirkum Antarktički pojas i Ognjena zemlja, a na sjevernoj Bijelo i Barensovo more, zatim Njufaundlend, Škotska i Pacifička obala Kanade.

CIRRUS

CIRROSTRATUS

CIRROCUMULUS

ALTOSTRATUS

ALTOCUMULUS

NIMBOSTRATUS

STRATOCUMULUS

STRATUS

CUMULUS

CUMULONIMBUS

PADAVINE Svi oblici kondenzovane i sublimirane vodene pare u vazduhu koje

padnu na Zemljinu površinu nazivaju se padavine. Postoje dvije vrste padavina: visoke i niske.

U visoke spadaju: kiša, snijeg, grad, krupa i ljutina. U niske padavine spadaju: rosa, inje, slana i poledica. Kiša je najraširenija padavina na Zemlji koja se sastoji od vodenih

kapljica prosječnog promjera od 0,5-7 mm. Kišne kapi se izlučuju iz oblaka čija debljina premašuje 700 m. Prvobitno formirane sitne vodene kapljice u oblaku se povećavaju procesom koagulacije.

Prema veličini kišnih kapljica i intenzitetu padanja, izdvajamo: sipeću kišu, kišu i prolazne pljuskove.

Sipeća kiša je ravnomjerna padavina sastavljena od mnogobrojnih vodenih kapljica koje lebde u zraku. Njihov prečnik je manji od 0,5 mm. Uglavnom se izlučuje iz gustih i niskih stratiformnih oblaka.

Kiša je padavina čije su kapljice krupnije od 0,5 mm i malobrojnije u odnosu na sipeću kišu.

Prolazni pljuskovi uglavnom padaju iz olujnih kumulonimbusa, što je posebno izraženo ljeti, kada su naglašeni temperaturni kontrasti.

Snijeg nastaje postepenom sublimacijom vodene pare pri temepraturi zraka nižoj od 0°C u vazduhu koji je zasićen vodenom parom. Pri takvim meterološkim prilikama formiraju se pravilni kristali snijega. Na Zemlju se snijeg izlučuje u obliku sniježnih pahulja promjera od 2,5 mm do nekoliko cm.

Veličina pahulja ovisi o temperaturi, one su manje pri niskim temperaturama zraka. Sniježne padavine se izlučuju iz oblaka pri temperaturama zraka od +10°C do -40°C. Ako se pri višim temperaturama snijeg pomiješa sa kišom, onda je to susnježica. Pri veoma niskim temperaturama i stabilnom vremenu snijeg se izlučuje u vidu ledenih iglica i pločica koje se nazivaju ljutina. To je česta meteorološka pojava u subpolarnim područjima i u unutrašnjosti kontinenata.

Grad je čvrsta padavina sastavljena od ledenih zrna. Prosječnog promjera od 0,5 do 5 cm. Ljeti pada iz olujnih kumulonimbusa. Nastaje usljed snažnog turbulentnog kretanja zraka u olujnim oblacima kada se oko ledenih kristala hvata voda i zamrzava što dovodi do povećanja ledenih zrna koja mogu težiti preko 1kg. Grad je značajan zbog negativnog mehaničkog dejstva na ljude, biljke, materijalna dobra, poljoprivredu itd. Pojave grada su uglavnom kratkotrajne, traju u prosjeku 5 do 10 minuta.

Rosu predstavljaju sićušne vodene kapljice nastale kondenzacijom vodene pare na ohlađenim predmetima, vegetaciji, biljkama, objektima itd. Pojava rose je izraženija u ljetnim mjesecima tokom hladnih, vedrih i tihih noći. U sušnijim područjima svijeta, pustinjama i stepama rosa je najvažniji oblik padavina. Posebno je značajna za razvoj biljnog svijeta na Zemlji.

Slana je predstavljena tankim ledenim iglicama, ljušćicama i perastim oblicima. Nastaje sublimacijom vodene pare. Inje izražavaju sićušni ledeni oblici obično na granama drveća koji su nastali u prizemnom sloju vazduha pri temperaturi od -10°C do -20°C. Mjerenjem padavina se određuje njihova dnevna, mjesečna i godišnja visina koja se izražava u mm. Poseban značaj imaju pluviometrijski režimi ili tipovi godišnjeg hoda padavina. U vezi s navedenim izdvajaju se tropski pluviometrijski režim koji ovisi od visine Sunca nad horizontom i vantropski pluviometrijski režim koji zavisi od ciklonalne aktivnosti i rasporeda kopna i mora.

SNIJEŽNI PREKRIVAČ

Udio snijega u godišnjoj količini padavina raste generalno sa porastom geografske širine. U polarnim područjima sniježni pokrivač se održava većim dijelom godine. Takođe sa porastom nadmorske visine raste udio snijega u ukupnim padavinama. Na visokim planinama umjerenog pojasa viših od 2 000 m snijeg čini oko 60% ukupnih godišnjih padavina, a na visinama iznad 3 600 m 100% padavina. Sniježni pokrivač značajno utiče na radijacijske procese svojim albedom. Snijeg ohlađuje prizemni zrak iznad, pa tako dolazi do temperaturnih inverzija. Snijeg je izvrstan izolator jer zaštičuje ozime kulture od promrzavanja, zatim reguliše količinu vode u tlu i predstavlja značajne vodene rezerve za rad hidroelektrana. O njemu ovisi vodostaj rijeka, sniježne pahulje apsorbuju prašinu i škodljive gasove čime pročišćavaju vazduh povećavajući njegovu providnost. U sniježnim predjelima visokih planina i u područjima subarktičkog pojasa vazduh sadrži minimalne količine vodene pare. Bitno je spomenuti da na visokim planinama sniježni prekrivač dostiže debljine veće od 3 metra.

GENETSKA KLASIFIKACIJA VISOKIH PADAVINA Po načinu postanka padavine se dijele na: frontalne,

konvekcijske i orografske padavine. Frontalne padavine se izlučuju iz oblaka koji se formiraju duž

frontalnih ploha koje razdvajaju različite vazdušne mase. Padavine u toplom vazdušnom frontu se formiraju u nimbostratusima u predfrontalnom pojasu. To su dugotrajne padavine nastale duž frontalne plohe koja odvaja topliji zrak koji naliježe na hladnu zračnu masu ispod. U drugom slučaju padavine u hladnom frontu se izlučuju u obliku kratkotrajnih pljuskova iz olujnih kumulonimbusa. Nastaju usljed prodora hladne vazdušne mase koja se kao klin podvlači pod topliju zračnu masu. Tada se topliji zrak prisilno izdiže pri čemu postaje labilan, formiraju se kumulonimbusi iz kojih se izlučuju kratkotrajni pljuskovi pračeni grmljavinom.

Konvektivne padavine nastaju u popodnevnim satima u vlažnom ekvatorijalnom pojasu. Tada se vlažni prizemni zrak brzo izdiže pri čemu se hladi. Formiraju se kumulusi iz kojih se izlučuju pljuskovite kiše praćene munjama i grmljavinom.

Orografske padavine nastaju pri izdizanju vazdušnih masa uz planinske padine. Tada se razvija adijabatski proces hlađenja zraka koga obilježava prvo zasićenje, te nakon toga na višim visinama prezasićenje vodenom parom. Pa se na privjetrinjskim padinama izlučuju velike količine padavina. Takav je slučaj na južnijim privjetrinjskim padinama Orjena iznad Boke Kotorske gdje prosječna godišnja količina padavina iznosi 5 100 mm. Sličan slučaj je i na Havajima sa enormno velikim visinama padavina (veće od 2 000 mm godišnje).

GEOGRAFSKA RASPODJELA PADAVINA

Srednja godišnja količina padavina je uz temperaturu zraka najvažniji klimatski element. Najveće količine padavina na svijetu vezuju se za tropske zone konvergencije pasata. Razvoj konvekcijskih kiša u bazenu Amazona, Konga i u Indoneziji obilježava srednja godišnja količina padavina veća od 2 000 mm.

Najveća do sad izmjerena visina padavina vezuje se za mjesto Čerapundži u Asamu na južnoj podgorini Himalaja sa 12 665 mm godišnje padavina na šta utiče ljetni monsun. Slijedi mjesto Vajaleala na Havajima, a potom zapadne padine planine Kamerun u Africi (10 470 mm godišnje).

Najniže padavine odnosno minimumi obilježavaju tropske i suptropske pustinje zbog anticiklonalne aktivnosti. To su pustinje: Sahara i Kalahari u Africi, Nefud i Dahna u Arabiji, Atakama u Južnoj Americi, Južna Kalifornja u Sjevernoj Americi itd. Takođe minimumi padavina su zastupljeni u pustinjama viših širina koje se nalaze duboko u kontinentalnoj unutrašnjosti iza visokih planinskih grebena koji spriječavaju prodore vlažnih maritivnih zračnih masa. To su pustinje: Gobi, Takla-Makan, Kizil-Kum i Kara-Kum i velika Australijska pustinja.

Ciklonalna područja na geografskim širinama 40-60° su oblasti sa nešto povećanijim godišnjim količinama padavina većim od 1 000 mm godišnje. U polarnim krajevima sa povećanim atmosferskim pritiskom i neznatnim isparavanjem godišnja količina padavina je izuzetno niska ispod 250 mm godišnje. Uglavnom u umjerenim širinama sa višim planinama i na primorskim planinama izraženija je visina padavina koja godišnje iznosi preko 2 000 mm.

VAZDUŠNE MASE Predstavljaju prostrana područja troposferskog zraka homogenih

osobina. U horizontalnom smislu zahvataju područja od 500 - 5 000 km, a po visini od 1-20 km. Nastaju u izvorišnim područjima zračnih masa koje odlikuje homogena podloga iznad koje se zračne mase dovoljno dugo zadržavaju, to su područja:

Prostranih morskih površina Unutrašnjosti kontinenata Područja prekrivena ledom i snijegom Predstavljaju najčešće prostrana anticiklonalna područja sa slabim

divergentnim (razilazećim) strujanjem. Navedeno se odnosi na tropske i suptropske anticiklone, hladne kontinentalne anticiklone nad kopnom prekrivenim snijegom i na polarne anticiklone.

Geografski to su područja: tropskih i suptropskih okeanskih prostora, suptropske pustinje (Sahare), ledeni pokrovi Antarktika i Grenlanda, snijegom prekrivene ravnice kontinentalne unutrašnjosti Evroazije i sjeverne Amerike.

Područja visokih planina ili ona karakterisana čestom izmjenom kopna i mora na relativno manjim površinama ne pogoduju nastanku zračnih masa zbog izraženih termičkih razlika. Vazdušne mase polaze iz izvorišnih oblasti pri čemu svojim kretanjem iznad termičkih diferenciranim dijelova kopna i mora mijenjaju svoja fizička svojstva.

Taj proces nazivamo transformacijom vazdušnih masa. Od latinske riječi transforme što znači promjena ili preobrazba.

Postoji termodinamička i mehanička transformacija zračne mase. Mehanička transformacija nastaje procesom turbulencije

izražene trenjem zraka o podlogu, ili vertikalnim mješanjem gušćih sa rjeđim vazdušnim slojevima.

Termodinamička transformacija vazdušne mase nastaje izmjenom topline i vlažnosti između donjih slojeva troposfere i podloge. Na različite načine glavni uzrok su termičke razlike između izvorišnog područja zračne mase nad kojom je ona nastala i podloge predstavljene vodenom površinom mora ili okeana i kopnenom površinom. Geografski zračne mase dijelimo na kopnene (nastale nad kopnom) i maritivne (nastale nad okeanom). Sa termodinamičkog stanovišta dijelimo ih na tople i hladne.

Uglavnom se izdvajaju četri zonalna tipa kontinentalnih i maritivnih zračnih masa:

Maritivni Arktički (Antarktički) vazduh i kontinentalni Arktički vazduh

Maritivni polarni vazduh i kontinentalni polarni vazduh Maritivni tropski vazduh i kontinentalni tropski vazduh Maritivni ekvatorijalni vazduh i kontinentalni ekvatorijalni vazduh

Arktička (Antarktička) hladna zračna masa nastaje u izvorišnoj oblasti prostranog anticiklona iznad 70° geografske širine. Odlikuje se najnižim temperaturama zraka, niskom relativnom vlažnošću i providnošću. Npr. radijus vidika u zračnoj masi doseže i preko 200 km. Debljina ovih hladnih zračnih masa iznosi u prosjeku 5 do 6 km, te opada u pravcu nižih geografskih širina kao npr. u sjevernoj Evropi na 3 do 4 km do 1 - do 2 km u južnoj Evropi. Prodorom Arktičke vazdušne mase dolazi do pojave hladnog i vedrog vremena u Evropi. Dublji prodor ovoga hladnog zraka ka Sredozemlju spriječavaju planinski lanci Alpa, Pirineja, Dinarida itd.

Polarne zračne mase nastaju u umjerenim širinama. Ljeti se formiraju u anticiklonu iznad sjevernog Atlantika (maritivni polarni vazduh), a zimi iznad Kanade. Iako je formiran iznad prostranog Kanadskog kopna pri prelazu preko toplijeg Atlanskog okeana zimi ovaj zrak dobiva maritivne odlike, te u zapadnu Evropu dolazi kao vlažna vazdušna masa čiji su niži slojevi topliji, a viši hladniji. Prema jugu spomenuti maritivni polarni vazduh se znatno transformiše.

Kontinentalni polarni vazduh se obrazuje u anticiklonu iznad Fenoskandinavije i Sibira. Uglavnom u Evropu donosi hladno i vedro vrijeme.

Maritivni tropski zrak se znatno razlikuje od kontinentalne varijante. Tipičan je predstavnik onaj koji nastaje u izvorišnoj oblasti Azorskog anticiklona iznad suptropskog dijela Atlantika i zimi i ljeti ima visoku temperaturu i vrlo veliku vlažnost. Često zahvata cijelu Evropu pri čemu se temperature nerijetko povišavaju i preko 10°C.

Kontinentalna tropska vazdušna masa se formira u prostranom anticiklonu iznad Sahare i Arapskog poluotoka. Ljeti se širi na malu Aziju i Iran. Odlikuje se visokom temperaturom, malom vlažnošću i slabom vidljivošću zbog čestica pustinjskog pijeska. Prelazeći preko Sredozemnog mora prima velike količine vlage pri čemu se transformiše. Tako u našu zemlju dolazi kao vlažan sa obilnim padavinama koje se izlučuju najvećim dijelom na našim Dinarskim planinama.

Ekvatorijalni zrak se odlikuje velikom vlažnošću i visokim temperaturama. Izvorišna oblast ovih zračnih masa je barički ekvator koji se tokom godine premješta 5 - 10° po geografskoj širini. Maritivni ekvatorijalni zrak nastaje u izvorišnim oblastina Gvinejskog zaljeva i centralnog dijela Indijskog okeana, dok je kontinentalni ekvatorijalni vazduh ljeti često nad Sudanom i Etijopijom. Bitno je napomenuti da su u ovom dijelu navedene samo zračne mase od Arktika preko Evrope do ekvatorijalne Afrike. Spomenute zračne mase odvajaju vazdušni frontovi koji se zapravo formiraju na sudaru arktički i polarnih zračnih masa, te na kontaktu polarnih i tropskih zračnih masa.

VAZDUŠNI FRONTOVI Nastaju u troposferi na kontaktu vazdušnih masa različitih

termodinamičkih osobina. Proces formiranja vazdušnih frontova obilježen je razvojem frontalne plohe koja razdvaja zračne mase. Na frontalnim plohama se vrše nagle promjene temperature zraka, vlažnosti, brzine vjetra, oblačnosti i padavina. Vazdušni frontovi označavaju dinamiku atmosfere njihovim prelaskom preko nekog područja dolazi do promjene vremenskih stanja. Širina pojasa vazdušnih frontova obično se kreče od 5 - 8 km. Njihove frontalne plohe se izdižu od Zemljine površine do visina nekoliko km. Vazdušni frontovi su izrazitiji u višim geografskim širinama jer razdvajaju vazdušne mase čije su temperaturne razlike naglašene. Za razliku od njih vazdušni frontovi u ekvatorijalnom pojasu su predstavljeni zonom intertropske konvergencije gdje su neznatne razlike u temperaturi i vazdušnom pritisku između vlažnih i toplih ekvatorijalnih vazdušnih masa. Vazdušne fronte se sezonski pomiću paralelno sa prividnim kretanjem Sunca, ljeti ka polovima, a zimi ka ekvatoru. Glavne vazdušne fronte su one koje razdvajaju arktički i polarni, polarni i tropski i intertropska zona konvergencije gdje se sučeljavaju tople i vlažne ekvatorijalne zračne mase.

Standardna podjela vazdušnih frontova u meterologiji je podjela na topli, hladni front i orografsku okluziju. Topli vazdušni front se formira na granici sudara tople pokretne vazdušne mase sa sporijom hladnom vazdušnom masom. Tada topli zrak naliježe na hladniju vazdušnu masu pri čemu se izdiže. Pri tome se formira frontalna ploha koja se od Zemljine površine blago izdiže do visina i do 10 km. Pri tome procesu iznad frontalne plohe počinje proces kondenzacije u toplom vazduhu. Formiraju se oblaci čija donja granica obilježava visinu i nagib frontalne plohe. Približavanjem tople fronte izražen je pojasom predfronatlnih padavina koji može biti širok i do 400 km. Padavine toplog fronta su dugotrajne, jednolike (nisu snažne) i izlučuju se iz nimbostratusa i altostratusa.

Hladni vazdušni frontovi se općenito gibaju. Hladni front nastaje kada brža i specifično teža hladna vazdušna masa sustiže toplu pod koju se podvlači i isklinjava je. Usljed trenja sa Zemljine površine tada na hladnoj fronti nastaje karakteristično klinasto ispupčenje hladnoga zraka. To je važno za nastanak nepogoda jer se iznad frontalne plohe formiraju kumulonimbusi sa intenzivnim padavinama i grmljavinom. Padavinski pojas je širok svega 10-20 km, ali je intenzitet padavina daleko izrazitiji nego na toploj fronti. Nakon izlučivanja padavine u hladnoj vazdušnoj masi koja potom nailazi vlada visok vazdušni pritisak i pretežno vedro vrijeme. Visoke planine predstavljaju veliku prepreku kretanju vazdušnih frontova. Tako npr. hladni polarni zrak nemože preći preko Kavkaza i njegovih visokih planinskih vrhova visokih preko 4 000 m. Primoran je da ga zaobilazi iz pravca Kaspijskog i iz pravca Crnog mora. Kada se obje grane hladnoga fronta spoje s druge strane Kavkaza u Zakavkazju obrazuje se novi front koji se zbog orografske prepreke Kavkaza naziva orografskom okluzijom.

ATMOSFERSKI POREMEČAJ – CIKLONI

Ciklona je područje niskog atmosferskog pritiska koje donosi oblačnost i padavine. Predstavlja spiralni barički sistem sa eliptičnim izobarima koje konvergiraju ka centru sa najnižim atmosferskim pritiskom. Zrak u cikloni turbulentno struji od periferije ka centru. Cikloni imaju značajan klimatski uticaj jer donose promjenjivo – nestabilno vrijeme. Na sinoptičkim kartama se označavaju sa velikim C.

VANTROPSKI CIKLONI ILI FRONTALNI CIKLONI

Poremečaji na artičkoj i polarnoj fronti odnosno na njihovim frontalnim plohama nazivaju se vantropski cikloni koji imaju horizontalne promjere i do 3000 km. Vantropski cikloni su spiralni sistemi strujanja zraka koji nastaju poremečajima na frontalnoj plohi pa se još nazivaju frontalne ciklone. Nastanak ovog tipa ciklona vezan je za poremečaj izražen nastankom frontalnog talasa između dvije vazdušne mase različitih temperatura i na suprotnih smjerova kretanja. Gušći i hladniji zrak tada potiskuje topli koji skreće i uklinjava se u sektor hladnijeg zraka. Taj prednji „klin“ tople vazdušne mase se naziva toplim frontom dok se njegov završni dio naziva toplim sektorom koga iza potiskuje hladni front. U ovoj fazi je formirana tzv. mlada ciklona. U narednoj fazi hladni front sustiže toplu frontu koja se sužava. Na kraju hladna fronta potpuno sustiže toplu nakon čega se topli zrak izdiže, to je proces faze zrele ciklone. Na kraju dolazi do faze okluzije odnosno potpunog zatvaranja i nestanka ciklone.

TROPSKI CIKLONI Su najintenzivnije nepogode na Zemlji. Nastaju na toplim tropskim

zapadnim dijelovima Pacifika, Atlantika i Indijskog okeana čije su temeprature mora u najtoplijim mjesecima iznad 27°. To su vrtložni sistemi u kojima duva vjetar orkanske jačine. Karakteriše ih nagli pad pritiska prema središtu ciklone, te snažne pljuskovite kišne padavine. Uglavnom se kreću od istoka ka zapadu, zahvataju prečnike manje od 1 000 km u horizontalnom smislu. Orkanske jačine vjetra u tropskom ciklonu dostižu i do 300 km/h. Orkanski vjetar usljed uzlaznih kretanja doslovno usisava vodenu paru iznad toplih okeanskih površina čime ciklona jača. Sami centar tropskog ciklona obilježava supsidentno spuštanje vazduha koje rezultira naglim opadanjem brzine vjetra i vedrim vremenom u tzv. oku tropskog ciklona. Na periferiji je formiran prsten oblaka iz kojih se izlučuju pljuskovi pračeni grmljavinama. Tropski cikloni u prosjeku traju do 6 dana, a zahvataju visine do gornje granice troposfere. U Bengalskom zaljevu nazivaju se ciklonima, u istočnoj Aziji tajfunima, u SAD-u i Antilskom otočju harikenima ili uraganima, u Australiji vile-vilas. Uglavnom se pojavljuju u toplim mjesecima. Razornim djelovanjem tropskog ciklona u Bangladešu je 1789. godine poginulo oko 300 000 stanovnika. Destrukcijom tropskog ciklona pojačava niska obala koju destruiraju ogromni valovi nošeni orkanskim vjetrovima ciklona i ušća velikih rijeka (ušće Ganga i Bramaputre u Kangalu, ušće Misisipija u SAD-u).

Npr. snažni vjetar harikena katrine u SAD-u podigao je plimski val do 8 m visine. Takođe djelovanjem plimnog vala, djelovanjem ciklona dolazi do uspora priticanja velikih rijeka na ušćima što rezultira ogromnim poplavama sa tragičnim posljedicama po stanovništvo i velikim materijalnim razaranjima. Tako je npr. južna obala SAD-a bila poplavljena 50 do 100 km u unutrašnjosti gdje je snažni hariker „gurao“ morsku vodu pred sobom. Danas je broj žrtava daleko manji radi satelickog pračenja putanja tropskih ciklona. Tropski cikloni nastaju na kopnu trenjem od tlo i nad hladnijim okeanskim površinama zbog nižih temperatura vode hladnih morskih struja. Glavna područja razvoja tropskih ciklona su istočno Kinesko i južno Kinesko more, Filipini i južni Japan, Bengalski zaliv, Meksički zaliv i Karipsko more, pučina tropskog dijela sjevernog Pacifika, te Australijski jugozapadni dio Pacifika i južnog tropskog dijela Indijskog oceana.

Anticikloni su područja visokog atmosferskog pritiska obilježena supsidentnim (spuštajućim) kretanjem zraka. Najviši pritisak je u centru anticiklone koji divergentno opada prema periferiji. Zato su anticiklone generalno karakterisane slabim vjetrovnim strujama. Najčešće nastaju u područjima maksimuma atmosferskog pritiska. Mogu se razviti nad bilo kojim područjem izuzev u ekvatorijalnom pojasu. Na sjevernoj hemisferi anticiklone se kreču u pravcu kazaljke na satu. Na južnoj hemisferi je obrnuto. Znači u anticiklonu usljed supsidencije zraka koji se adijabatski zagrijava prevladava pretežno stabilno vrijeme.

Struktura anticiklona je jednostavnija nad morem u odnosu na one iznad kopna gdje izobare neprekidno mijenjaju smjer. Najveću vlažnost u opštoj i sekundarnoj cirkulaciji zraka imaju prostrane suptropske anticiklone. Nastaju u područjima suptropskih maksimuma. U njihovim središnjim dijelovima atmosferski pritisak je viši od 1020 hPa. Azorski suptropski anticiklon u zapadnoj Evropi povišava temperaturu zraka za oko 7°C. Prodire na istok do Karpata pri čemu uslovljava pretežno vedro i toplo vrijeme.

Hladne anticiklone nastaju na visokim geografskim širinama iznad zaleđenih i snijegom prekrivenih područja Sibira, Grenlanda na sjeveru i prostranog Antarktičkog ledenog kontinenta. To su tereni jako rashlađeni pa su pogodni za spuštanje hladnog zraka i formiranje prostranih anticiklonalnih polja. U visinskom smislu hladne anticiklone su relativno malih visina (od 2 do 3 km) budući da nastaju ohlađivanjem zraka od vrlo hladne podloge. U Evropu sa sjevero-istočnim prodorom hladnog anticiklona vrijeme posebno u zimskim mjesecima postane stabilno sa niskim temepraturama i pratećim vedrinama.

klimatologija s meteorologijom, i.ppt

Documents