KLIMATOLOKI ELEMENTI

KLIMATOLOKI ELEMENTI

KLIMATSKI ELEMENTI openito

Vrijeme je momentalno, a klima prosjeno stanje atmosfere na odreenu mjestu i u odreeno vrijeme. to je stanje atmosfere i ime je ono odreeno? Stanje atmosfere je skup njenih fizikih osobina. Ono se neprekidno mijenja, pa je i vrijeme promjenjivo. Stanje atmosfere, odnosno njezine fizike osobine odreuje niz veliina od kojih su neke promjenjive a druge stalne ili se tako sporo mijenjaju da se dobiva dojam da su stalne. Veliine koje utjeu na klimu dijele se na:

a) klimatske (ili meteoroloke) elementeb) klimatske (ili meteoroloke) faktore

Klimatski su elementi promjenjive meteoroloke prirode, a klimatski su faktori stalni, nepromjenjivi.

Klimatski elementi su:

1. RADIJACIJA2. TEMPERATURA3. TLAK 4. SMJER I BRZINA VJETRA5. VLAGA ZRAKA I EVAPORACIJA6. NAOBLAKA I TRAJANJE SIJANJA SUNCA7. OBORINE8. SNJENI POKRIVA

1. RADIJACIJA

Stalne promjene vrijednosti klimatskih elemenata odraavaju se u neprekidnoj promjeni vremena, a one su pak posljedica izmjene energije u atmosferi, biosferi i litosferi. Zato je jedan od osnovnih problema atmosferskih znanosti upoznavanje injenice kolika je uope koliina energije koja ulazi u atmosferske procese, kako se mijenja, koje su manifestacije energetskih promjena u atmosferi (i u podlozi), kako i koliko se energije gubi i kakva je njena geografska promjena.

Koliina radijacijske energije to je Zemlja prima u 1 min. na 1 cm na gornjoj granici atmosfere pri srednjoj udaljenosti Zemlje od Sunca i okomito na Suneve zrake zove se solarna konstanta. Prema zakljuku Svjetskog povjerenstva za radijaciju najpouzdanija vrijednost iznosi:

Io = 1370 6 W m-2 (oko 1.95 cal cm-2 min-1)= 8.17 J cm-2 min-1= 81.7 kJ m-2 min-1

Radijacijska energija koja dolazi sa Sunca sastoji se praktiki od paralelenog snopa elektromagnetskih valova ija je valna duljina izmeu 0.2 i 4 m (mikrometara). To je tzv. kratkovalna radijacija i s njom je obuhvaen najvei dio radijacije Sunca. Za energetska stanja atmosfere bitno je utvrditi to se dogaa sa Sunevom radijacijom na njezinu putu od gornje granice atmosfere do povrine Zemlje.Onaj dio Suneve radijacije koji se uspije netaknut probiti kroz atmosferu do povrine Zemlje naziva se direktna radijacija. To je vrlo vaan klimatski element za sav ivot i za procese na Zemlji.Suneva radijacija koja do nas ne dolazi direktno, nego joj se ili difuznom refleksijom ili rasprivanjem na putu kroz atmosferu promjeni smjer ili spektralni sastav, naziva se difuznom radijacijom. Zbog te radijacije na Zemlji nije mrak ni kad je nebo potpuno prekriveno oblacima.Apsolutna koliina Suneve energije koja dospije do podloge jest globalna radijacija. Globalna radijacija (direktna + difuzna radijacija na horizontalnu podlogu) bitan je klimatski element jer o njoj prije svega ovise termiki uvjeti na podlozi i atmosferi, a to je prva karika u lancu atmosferskih procesa.

Na gornjoj granici atmosfere rauna se sa 100 jedinica (100%) Suneve radijacije.Od te koliine 27% reflektira se s oblaka natrag u svemir.Slijedeih 7% izgubi se difuznom refleksijom natrag u svemir s molekula i estica u atmosferi.Sama atmosfera apsorbira 18% (12% u oblacima, a 6% u plinovima, najvie ozonu).Do Zemljine povrine dospijeva samo 48% od radijacijske energije koja je sa Sunca dospijela na gornju granicu atmosfere. Od tih 48% tono je 30% direktna a 18% difuzna radijacija.Od tih 48% sa Zemljine se povrine natrag reflektira 5% (2% apsorbiraju plinovi i oblaci, a 3% ode nepovratno u svemir).Dakle, Zemljina povrina apsorbira 43% energije koja dospije do gornje granice atmosfere.Vidljivo je da najvei dio energije atmosfera dobiva od zagrijane povrine Zemlje, dakle odozdo.

2. TEMPERATURA ZRAKA

Toplina je energija, a stupanj topline je temperatura. Ona ovisi o tome kolika je kinetika energijaestica koje tvore neko tijelo odreene masei tlaka. . Temperatura ne moe prelaziti sa tijela na tijelo, nego prelazi toplina a temperature se izjednaavaju. Postoji vie mjernih jedinica za mjerenje temperature: u Europi temperaturu mjerimo u stupnjevima Celzijusa (C), u Americi su uvrijeeni Fahrenheiti, SI jedinica je Kelvin (K), dok najnia teoretski mogua temperatura iznosi 0 K ili -273.15 C.

Formule za pretvaranje iz jednog sustava u drugi su:K = C + 273.15C = 5/9 (F - 32)

Temperatura je vaan klimatski element, a kako ba u prizemnom sloju atmosfere postoje vee razlike temperature i u malim dimenzijama, mjerenje temperature mora se podvrgnuti odreenim pravilima radi usporeivanja u raznim postajama.

Termometar biljei temperaturu zraka s kojim se nalazi u termikoj ravnotei. Zato termometar, prema meunarodnoj konvenciji, mora biti u posebno graenoj kuici izoliranoj od radijacijskih utjecaja okolice (u sjeni), ali kroz nju mora strujiti okolni zrak. Temperatura se mjeri na 1.25 do 2 m visine, tj. iznad prizemnog poremeenog sloja u kojemu esto postoji vrlo velika razlika temperature i na malim visinskim razlikama.

Dnevni hod temperature zraka jest promjena temperature u tijeku dana. Temperatura je najnia neto poslije izlaza Sunca a najvia neto poslije njegova najvieg poloaja. Mjerenje dnevnih temperatura je vano jer se sve druge temperature izraunavaju pomou njih. Srednja dnevna temperatura TD izraunava se pomou izmjerene temperature u 7, 14 i 21 sat, a pokazalo se se da najbolje rezultate daje jednadba:

TD = 1/4 (T7 + T14 + 2*T21)

Srednje dnevne temperature su elementarne veliine na temelju kojih se izraunajvaju srednje mjesene i srednje godinje temperature.

Opadanje temperature s visinom esto moe biti poremeeno ali je veinom, iznad odreene razine, vie ili manje pravilno. Promjena temperature na svakih 100 m visinske razlike naziva se vertikalni gradijent temperature. U planinskim krajevima temepratura u prosjeku opada za 0.56 C na 100 m. U vedrim i toplim danima stvaraju se jake uzlazne struje pa vertikalni gradijent iznosi i do 1 C na 100 m. Najvei gradijent temperature je u prizemnom sloju i postupno opada sa visinom. Temperaturna inverzija je pojava da temperatura povremeno ili trajnije, u tanjem ili debljem sloju, raste s visinom (topliji zrak nalazi se iznad hladnijeg).Za kartografski prikaz geografske raspodjele temperature sluimo se izotermama, krivuljama koje na geografskoj karti spajaju mjesta s jednakom temperaturom. Temperatura se reducira na razinu mora da bi se eliminirao utjecaj razliite nadmorske visine. Linija koja povezuje toke s najviom godinjom temperaturom zove se termiki ekvator.

Izoterme se samo priblino podudaraju sa paralelama. Porastom geografske irine temperatura doista opada ali ne ravnomjerno. To se objanjava ponajprije rasporedom mora i kopna, zato to se kopno bre zagrijava ali i bre hladi, za razliku od oceana koji se sporije zagrijavaju ali i sporije hlade.

Razlika izmeu srednje mjesene temperature najtoplijeg mjeseca Tt i najhladnijeg mjeseca Th jest srednja godinja amplituda temperature:

Ag = Tt - Th

Linije koje na geografskoj karti spajaju toke s istom srednjom godinjom amplitudom temperature zovu se izoamplitude. One pokazuju koliko je neko mjesto pod termikim utjecajem kopna odnosno mora. Godinja amplituda temperature povrinske vode mora manja je od amplitude temperature povrine kopna.

Razlika izmeu reducirane srednje temperature nekog mjesta i srednje temperature paralele na kojoj se to mjesto nalazi zove se anomalija temperature. Najee se analizira anomalija temperature u sijenju i srpnju. Ova veliina je mjera kontinentalnosti odnosno maritivnosti, pa je anomalija temperature vea na sjevernoj nego na junoj polutci, a vie je izraena zimi nego ljeti.

Prema koliini topline koja ovisi o geografskoj irini, Zemlja je podijeljena na 5 temperaturnih zona (pojasa): dva polarna, dva umjerena i jedan tropski.

INCLUDEPICTURE "http://www.10kuna.com/slike2006/crometeo/vrucine_vlaga.gif" \* MERGEFORMATINET

Odnos vlanost i temperature zraka

3. TLAK ZRAKA

Tlak zraka na jedininoj povrini jednak je teini stupca zraka iznad te povrine do gornje granice atmosfere. Tlak zraka na 45 g.. pri temnperaturi od 15 C i u normalnom polju sile tee g=9.806 ms-2 jednak je stupcu ive s presjekom od 1 cm2 i visokom 760 mm. Tlak od 760 mm Hg jednak je tlaku od 1013.25 mbar. Izobare su linije koje povezuju mjesta na karti sa istim iznosom tlaka zraka.

Prikaz raspodjele tlaka zraka pomou izobara naziva se bariki reljef:

a) barometarski minimum (depresija), podruje niskog tlaka zraka (oznaava se sa N) nastaje onda ako su zatvorene izobare raspodjeljene vie ili manje koncentrino tako da je tlak najnii u sreditu a raste prema periferiji. To je ciklona;b) barometarski maksimum, podruje visokog tlaka zraka (oznaava se sa V) nastaje onda ako su zatvorene izobare raspodjeljene tako da je najvii tlak u sreditu a opada prema periferiji. To je anticiklona;c) bariko sedlo, podruje izmeu dvije ciklone ili dvije anticiklone. Od sedla prema anticiklonama tlak raste, a od sedla prema ciklonama opada;d) barika dolina je podruje niskog tlaka s izduenim izobarama, pa postoji izrazita os doline. Barika je dolina zapravo dio ciklone ije su izobare izduene u jednom smjeru;e) bariki greben ili klin visokog tlaka zraka je podruje visokog tlaka s izduenim izobarama u jednom smjeru, pa se lako moe uoiti os grebena;f) sekundarna ciklona nastaje kada se u barikoj dolini formiraju zatvorene izobare (ili barem jedna) pa se sekundarna ciklona odvoji od matine ciklone kao poseban barini sustav;g) sekundarna anticiklona nastaje kada se u barikom grebenu formiraju zatvorene izobare pa tako nastaje posebna anticiklona.

Akcijski centri su velika podruja visokog ili niskog tlaka zraka u vie ili manje tono odreenim geografskim podrujima, a dijele se na:

a) permanentni akcijski centri vide se na kartama srednjeg tlaka zraka tokom cijele godine. To su:1. ekvatorski pojas niskog tlaka zraka;2. subtropske anticiklone, osobito jako razvijene nad oceanima;3. podruja niskog tlaka u subpolarnom pojasu na sjevernoj hemisferi i kontinuirani pojas niskog tlaka oko Antartike4. podruja visokog tlaka iznad Arktika i Antarktike.

b) sezonski akcijski centri, podruja visokog i niskog tlaka zraka, iznad kontinenata samo u jednom dijelu godine, a u drugom dijelu godine suprotna raspodjela tlaka. Tako nad kontinentima zimi nastaje polje visokog tlaka (npr. Sibirska anticiklona), a ljeti niskoga tlaka (zbog toga nastaju monsunske kie)

4. VJETAR

Gibanje zraka u atmosferi zove se strujanje, a horizontalna komponenta strujanja zove se vjetar. Budui da zrane mase u kojima dolazi do strujanja zraka imaju mnogo vee horizontalne dimenzije od vertiklanih, za vjetar se moe uzeti da je njegova vertikalna komponenta gibanja vrlo malena. Zato se pod vjetrom obino misli na horizontalno gibanje zraka, paraleleno sa povrinom Zemlje.

Vjetar je vektorska veliina, on ima svoju brzinu i svoj smjer. Brzina vjetra mjeri se anemometrom, a smjer prizemnog vjetra odreuje se pomou vjetrulje. U meteorolokoj praksi brzina vjetra esto se odreuje pomou njegova vizualnog efekta i uzraava se u boforima (prema Beaufortu):

0 bofora je tiina 0 - 0.2 m/s1 bofor je lak povjetarac 0.3 1.5 m/s2 bofora je povjetarac 1.6 3.3 m/s3 bofora je slab vjetar 3.4 5.4 m/s4 bofora je umjeren vjetar 5.5 7.9 m/s5 bofora je umjereno jak vjetar 8 10.7 m/s6 bofora je jak vjetar 10.8 13.8 m/s7 bofora je vrlo jak vjetar 13.9 17.1 m/s8 bofora je olujni vjetar 17.2 20.7 m/s9 bofora je oluja 20.8 24.4 m/s10 bofora je estoka oluja 24.5 28.4 m/s11 bofora je orkanska oluja 28.5 32.6 m/s12 bofora je orkan 32.7 39.6 m/s

- za uraganske vjetrove 13 17 bofora (37 61.2 m/s) nema odgovarajuih naziva u hrvatskom jeziku

Smjer vjetra odreuje se po strani vjetra odakle on pue: N, NE, E, SE, S, SW, W, NWili azimutom: N = 360, E = 90, S = 180, W = 270, itd.).

Strelice vjetrova na klimatolokim kartama prikazuju smjer i brzinu vjetra samo u pojedinim tokama. Strujnice daju mnogo potpuniju sliku. Strujnice su krivulje koje su u svakoj toci paralelne s lokalnim smjerom strujanja.

Dnevni hod brzine vjetra

Dnevni hod brzine vjetra je promjena vjetra u toku dana (dan i no). Postoje dva osnovna tipa, maritimni i kontinentski: kod kontinentskog tipa maksimalna je brzina vjetra u podne a minimmum je nou tako da se podudara s dnevnim hodom temperature maritimni tip dnevnog hoda brzine vjetra obrnut: vjetar je jai nou nego danju.

Poseban oblik dnevnog hoda brzine dolazi kod jakih vjetrova i ima dva maksimuma i dva minimuma npr. bura na naoj obali najjae pue oko 10 i 22 sata, a najslabije oko 04 i 16 sati.

Vjetrovi puu iz podruja visokog u podruje niskog tlaka zraka. Sezonske promjene u smjeru, jaini i postojanosti vjetrova nad oceanima nisu velike, dakle izmeu ljeta i zime nema bitnih razlika. Na koninentima te su razlike puno jae izraene. Zbog nejednolike raspodjele kopna i mora, rasopdjela vjetriva je jednostavnija i pravilnija na junoj nego na sjevernoj hemisferi (a tako je i sa izotermama koje se na junoj hemisferi veinom pruaju u smjeru paralela).

Vjerovi na Jadranu

Rua vjetrova na Jadranu

Smjer vjetra i stupnjevi

Na Jadranu susreemo najee 3 glavna vjetra: bura, jugo i maestral.Ti vjetrovi a uz njih jo i lebi, vjetar sa jugozapada koji je rijedak mogu postii olujnu snagu. Drugi, sporedni vjetrovi puu najee umjerenom snagom.

Uestalost, jaina pa i smjer glavnih vjetrova mnogo zavise od lokalnih prilika. U sjev. Jadranu ea je olujna bura, a u junom je ee olujno jugo. Pred Bokom Kotorskom i Dubrovnikom najei je jugoistonjak (SE), pred Hvarom jugolevanat (ESE), u podruju Pule levanat (E), a u Rijeci i Senju bura (NE).Vrlo je est sluaj da u sjev. Jadranu pue bura, dok u junom Jadranu u to isto vrijeme pue jugo. Granica izmeu bure i juga je onda esto crta koja spaja otok Bievo s rtom Ploa. Uestalo se dogaa i to da od otoka Raba do Transkog zaljeva pue bura, a istodobno u Dalmaciji pue jugo.

1. JUGO je jedan od karakteristinih vjetrova na Jadranu u zimskom razdoblju. To je vjetar jugoistonog smjera. Oznaava odreen smjer vjetra i tip vremena koji je povezan s pojavljivanjem jugoistonog vjetra. Jugo ze najee pojavljuje uz kiovito i oblano vrijeme, ali moe puhati i za vedra neba. To su 2 tipa juga, koji se razlikuju po postanku kao i po znaajkama vremena. Jugo uz vedro nebo naziva se suho jugo ili palac, a u meteorologiji anticiklonalno jugo, dok se jugo s vlanim vremenom naziva ciklonalno jugo ili tamno jugo.Ciklonalno jugo topao je i vlaan vjetar. Pue iz ESE i SSE smjera. Moe biti olujne pa ak i orkanske jaine. Razvija visoke morske valove. Nebo je prekriveno gustim i vrlo niskim oblacima, a esto donosi obilnu kiu.Ljeti jugo obino ne traje dulje od 3 dana, a zimi moe potrajati i do 10 dana, a katkad uz manje prekide i do tri tjedna. Uz svu jainu i dugo trajanje jugo na Jadranu nije tako opasan vjetar kao bura. Jugo ne nastupa naglo poput bure i pue bez mahova pa se moreplovci mogu na vrijeme zakloniti u luke.Prije nastajanja ciklonalnog juga pokazuju se cirusi, koji se kreu prema W ili NW, a stoje nad barijerom cirostratusa u istom pravcu neba. Ti oblaci esto poprimaju jasno odreene oblike s vodoravnim prugama. Zatim se pojavljuju lagani oblaci juga iz pravca S ili SE. Oblaci nad njima oblikuju se u altostratuse i nimbostratuse, tlak pada i moe se oekivati sve intenzivnija kia.

Predznaci juga: tiine, ljeti izostanak maestrala pojava mrtvih valova iz smjera SE horizont postaje maglovit temperatura i vlaga rastu, a tlak pada javlja se jaka morska struja iz SE, iako nije bilo vjetrova iz tog smjera nastaje izdizanje razine mora (plima)

U sjev. Jadranu nagli pad tlaka obino je znak da e jugo kratko trajati.Poslije slabog juga moe nadoi najjaa bura. Temperatura naglo padne, a poslije kie moe doi snijeg. Vrijeme zatim ubrzo postaje suho, ak i kad je nebo potpuno ili djelomino zastrto altostratusima.Jugo prelazi i u lebi. Najprije skrene na S pa na SW i zna biti snaan i naroito opasan u onim lukama koje su otvorene prema SW. Srea je to lebi kratko traje. Kao predznak okretanja juga na lebi moe nam posluiti vedrina ili stanjivanje oblaka na S ili SW obzoru, odnosno pomicanje najjae naoblake od SW prema N i dalje. Ako se za vrijme puhanja lebia uz vedro ili djelomino oblano nebo pojavi nova naoblaka na zapadu, lebi e pasti, a vjetar e ponovno okrenuti na jugo, i to je znak dolaska druge ciklone.Pojava trulog ili gnjilog juga nastaje kad taj vjetar prestane puhati, a ne nadou nikakva nova atmosferska strujanja. U tom sluaju zavlada mrtvo more bez vjetra, ali sa svim drugim osobinama juga. Temperatura je visoka, zrak sparniji nego kad pue jugo i moe se oekivati obilna kia.

2. BURA je tipian vjetar hladnog razdoblja; pue iz sjeveroistonog kvadranta, preteno je NE-smjera, ali moe puhati i iz ostalih smjerova NE-kvadranta. Pue s planina obalnog pojasa i nosi hladan, suh zrak, pa se osjea vrlo neugodno kao leden vjetar. Pue u izvanredno estokim udarima, koji se nazivaju refuli.Dva su tipa bure:a) anticiklonalna bura vedra bura, poznata po olujnim pa i orkanskim (preko 118 km/h) udarima vjetra, nastaje za vrijeme suhog i vedrog vremena pri visokom tlaku.b) ciklonalna bura tamna, kura bura, takoer dovoljno jaka da stigne do talijanske obale, praena oblanim i kiovitim (ak i snjenim) vremenom. Niski oblaci jednoline boje diu se iz pravca SW, tlak je nizak

Bura se vrlo strmo rui u more, koje dimi, jer vjetar raspruje kapljice s valova.U kanalima je bura opasna za manje brodove i amce jer se katkad moe pojaviti iznenada, gotovo bez ikakvog predznaka, i odmah zapuhati orkanskom snagom.Pue najee za vedra neba uz nisku vlagu i visok tlak zraka.Moe poeti puhati u svako doba dana, ali ipak ee nastupa poslije podne nego ujutro. Razvijena bura obino jaa oko 9 sati, a postigne najveu snagu izmeu 10 i 11 sati. Ako naveer jaa, to je znak da e i dalje potrajati.Glavni iri jadranski lokaliteti gdje se bura poput vihora sputa prema moru jesu: Transki zaljev, Kvarner, Velebitski kanal, Ninski zaljev, ibenska luka, Rt Ploa, uvala Vrulje izmeu Omia i Makarske, Trsteniki zaljev na Peljecu.Bura slabije pue uzdu zapadne obale Istre, u Zadarskom kanalu, u zavjetrini Dugog otoka, Kornatskog otoja, Mljeta i na obali Konavala, od Cavtata do rta Otro. to se vie udaljujemo od nae obale prema puini, snaga bure je sve slabija, ali su zato valovi sve vei. Uz nau obalu vjetar udara u krijeste valova, die pjenu i stvara dim ili srk od mora.Bura olujne jaine pue najee od listopada do oujka. Meutim, svake godine nisu jednaki uvjeti; ima godina kad ne pue nijedna olujna bura.

Predznaci bure: oblaci zvani kape, koji se formiraju na vrhovima obalnih planinskih lanaca, a osobito na Velebitu. Rub donje mase tih oblaka, zvanih brvina, jest horizontalan i jasno omeen. S vremena na vrijeme otkidaju se s brvine raihani oblaci, koji se nakon nekog vremena raspre i nestaju za toplijih godinjih doba stvaraju se kao predznaci bure veliki olujni oblaci sa sijevanjem bez grmljavine. To je sijevanjem praeno porastom tlaka, a poslije povjetarca s juga jasan je znak da dolazi bura

Nakon svretka jake bure moe se oekivati da e nekoliko dana vladati mirno vrijeme, danju lagani maestral, a nou svjei povjetarac s kopna.

3. MAESTRAL je tipini vjetar ljetnog razdoblja na Jadranu. Ljeti se pomine ciklone i anticiklone uglavnom ne pojavljuju, ve zavlada greben Azorske anticiklone, pa Jadran ima sasvim drukiji reim vjetrova. Maestral pue preteno iz W ili NW smjera. Na nekim lokalitetima, zavisino od konfiguracije i poloaja otoka i kanala, pue iz WSW smjera. Vjetar je lijepog vremena. Nebo je vedro a temperatura ugodna.Ljetni maestral lijepog vremena pue redovito svakog dana. Poinje izmeu 8 i 9 sati, najjae oko 14 sati, a prestane oko 18 sati ili najkasnije pri zalazu sunca. Pue obino kao umjereni vjetar jaine 3 do 5 bofora, pa je zbog toga idealan vjetar za jedrenje.Gotovo siguran znak promjene vremena - ako maestral za stabilnoga ljetnog vremena izostane ili ako ne pue uobiajenom snagom, ili kad ne pue u uobiajenim satima.Kad izjutra po tiini zapazimo lagane mrtve valove iz SE-smjera, a popodne izostane maestral, pa ako je jo uz to i plima onda se u veini sluajeva moe zakljuiti da e sutradan nastupiti jugo.Ako maestral nastavi puhati i kroz no, ili ako maestral zapue zimi znak poremeaja u cirkulaciji, moe upuivati na promjenu vremena.Ako za loeg i nestabilnog vremena puhne maestral, makar i na krae vrijeme to je predznak poboljanja vremena.Ponekad je ljeti normalno izmjenjivanje maestrala danju, a burina (lagane bure) nou predznak zadravanja stabilnog vremena.

4. LEBI, zvan i lebiada ili garbinada, prijelazni je vjetar, a udara iz SW-smjera. Javlja se kada ciklona, koja uzrokuje jugo, odmie prema sjeveroistoku.Predznaci lebia: formiranje jedne pruge pare u smjeru SW, iji je donji rub jasno oznaen, a die se u manjoj visini u dotinom pravcu obzora nagli pad tlaka

Pri lebiu zrak je topao i vlaan, more jako uzburkano jer esto udara olujnom snagom, obino pada jaka kia. Ovaj vjetar esto oznaava privremeni prekid juga ili prijelaz na maestral. Kad se za vrijeme puhanja lebia zamijete na zapadu novi slojevi naoblake, lebi prestaje puhati i u pripremi je novi juni vjetar.

Posebno je vaan vjetar fen koji pue svugdje gdje su ciklonska i anticiklonska zrana strujanja i visoke planine. Inae je fen tipian vjetar u Alpama. Juni fen u Alpama puhat e onda ako je zapadno od Alpa niski tlak a istono od njih visoki tlak. Sjeverni fen nastaje pri obratnoj raspodjeli tlaka. Za svaki planinski vjetar koji dolazi topliji nego to je bio zrak prije puhanja kae se da ima fenske karakteristike.

Kada se zrak uzdie ohlauje se za 1 C na svakih 100 m visine. Meutim, na odreenoj visini zbog pada temperature zrak e postati zasien (to je na temperaturi rosita), poet e kondenzacija vodene pare, a njena je posljedica postanak oblaka. Kondenzacijom vodene pare oslobaa se latentna toplina koja ulazi u proces, pa se daljnjim izdizanjem zrak hladi mnogo sporije, za 0.6 C na 100 m. U zavjetrini, kada se zrak sputa na svim visinama zagrijava se za 1 C na svakih 100 m visine. Zato se fen sputa u podnoje planina kao suh i relativno topao vjetar, mnogo topliji nego to je bio na istoj razini prije izdizanja.

Fen u Alpama uzrokuje naglo topljenje snijega (snjegoder) koje je praeno brojnim lavinama, sui travu te izaziva neuroze i zamor ljudi.

Za ovjeanstvo u prolosti vrlo su bitni bili i pasatni vjetrovi. Pasati puu u donjem dijelu atmosfere od sjeverne i june obratnice prema ekvatorskom pojasu niskog tlaka. Pod utjecajem trenja i Coriolisove sile na sjevernoj hemisferi skreu u desno, a na junoj u lijevo. Pribliavajui se ekvatoru pasati postupno slabe i u pojasu oko ekvatora nalazi se pojas ekvatorijalnih tiina s uzlaznim strujama.

Tipini pasati puu samo nad oceanima. Kontinenti onemoguuju spajanje pasata u jedinstven pojas tropskog istonog vjetra (kao to je npr. u Tihom oceanu, gdje je kopnom June Amerike odvojen od istonog strujanja u Atlantskom oceanu), te mogu dovesti i do neoekivane promjene cirkulacije. Pod utjecajem Afrike i june Azije sjeveroistoni pasat ljeti uope na postoji sjeverno od ekvatora, nego je sasvim obrnuto. Umjesto njega pue u najveem dijelu tog prostora ekvatorski zapadni vjetar (odnosno jugozapadni i juni vjetar), dok je pasat, ondje gdje se ouvao, potisnut daleko na sjever (sjeverna Afrika, jugozapadna Azija).

Postojanost smjera pasata zapazili su jo davno pomorci i svi su se oni na svojim putovanjima jedrenjacima koristili tim vjetrovima.

5. VLAGA ZRAKA

Viestruka je uloga i vanost vodene pare u atmosferi:

koliini vodene pare u atmosferi ovisi vjerojatnost pojave padalina, tj. obilje vodene pare u zraku je u veini sluajeva, ali ne uvijek mjera na osnovi koje se mogu oekivati padaline (npr. pri 95% relativne vlage moe padati kia, a pri 99% ne mora padati kia ve se moe stvoriti magla pri mirnom anticiklonalnom vremenu) vodena para utjee na temperaturu zraka jer upija dugovalnu radijaciju Zemlje vodena para u atmosferi sadri znatnu koliinu latentne topline

Topliji zrak moe primiti puno vie vlage od hladnog zraka, npr:- zrak temperature od -10 C moe maksimalno sadravati 2.1 g/m vodene pare- zrak temperature od +10 C moe maksimalno sadravati 9.4 g/m vodene pare- zrak temperature od +29 C moe maksimalno sadravati ak 28.7 g/m vodene pare

Apsolutna vlaga je masa vodene pare u jedinici obujma vlanog zraka, izraava se u g/m

Relativna vlaga je broj izraen u postocima koji pokazuje odnos izmeu koliine vodene pare koja postoji u odreenom trenutku i maksimalne koliine vodene pare koju bi zrak na toj temperaturi mogao primiti. Rel. vlaga mjeri se higrometrom koji se zasniva na svojstvu ljudske vlasi koja je dua ako je vlana, i obratno. Za preciznije odreivanje rel. vlage koristi se psihrometar koji se sastoji od vlanog i suhog termometra.

Ako je relativna vlaga 0% znai da je zrak potpuno suh, ako je 100% znai da je zrak zasien vodenom parom. U gore navedenim primjerima, ako je T = -10 C, a rel. vlaga 50%, znai da je koliina vodene pare u zraku 1.05 g/m. Ako je T = +29 C, a rel. vlaga 50%, znai da je koliina vodene pare u zraku 14.35 g/m.

Dnevni hod rel. vlage zraka obino je obratan od dnevnog hoda temperature rel. vlaga je najvea ujutro, a najmanja poslijepodne kada je temperatura najvia (navedeno vrijedi za anticiklonalni tip vremena).

S obzirom na temperaturu postoje dva tipa godinjeg hoda relativne vlage:a) kontinentski tip maksimum zimi, minimum ljetib) oceanski tip maksimum ljeti, minimum zimi

Jo blie ekvatoru javlja se tropski tip vlaga se poveava u kinim razdobljima

Voda neprestano evaporira (isparava) sa svih povrina gdje postoji i najmanja koliina vode. Evaporacija je koliina isparene vode s neke povrine ta koliina mjeri se u mm (milimetrima).

Brzina evaporacije ovisi o vie faktora:

- jaa evaporacija je na hrapavijoj povrini- bra je to je via temperatura povrine- bra je to je suiji zrak iznad povrine- jak vjetar stvara jau evaporaciju- nii tlak stvara jau evaporaciju

Evaporacija je jaa danju nego nou upravo zbog ovih navedenih faktora.Nad morima je izraenija nego na kopnu, ovisi o temperaturi vode a ne o temperaturi zraka iznad vode.Jako zagrijani zrak moe sadravati veliku koliinu vodene pare. Zato se prolomi oblaka i "kia koja lije kao iz kabla" pojavljuju samo u toplijem dijelu godine. Isto tako, velika koliina snijega moa pasti samo pri relativno visokoj temperaturi, oko 0 C, tako da obilnog snijega nema pri niskoj temperaturi.

Budui da grad utjee na temperaturu u svom uem sreditu, takoer utjee i na raspodjelu vlage, tako da se rel. vlaga smanjuje to smo blie samom sreditu grada. Jedan od razloga je i via temperatura u zraku nego u okolici (osobito nou), a i zbog manje koliine vode koja bi isparavala.

6. MAGLA, OBLACI I NAOBLAKA

Do kondenzacije (ukapljivanja) vlage u zraku dolazi ako u atmosferi postoje sitne higroskopne estice na kojima zapoinje kondenzacija, ak i pri relativnoj vlazi manjoj od 100%. Takve higroskopne estice zovu se jezgre kondenzacije. To mogu biti sitne estice soli i slane kapljice ili estice nastale izgaranjem ugljena, benzina, nafte i dr. u kojima ima sumpora. U atmosferi zato uvijek ima jezgara kondenzacije, ali njihov broj ovisi o udaljenosti od izvora. Nad oceanima ih ima oko 940 u cm3, a u zraku industrijskih gradova prosjeno 147 000, a maksimalno i do 4 000 000 u cm3.

Kondenzacija i sublimacija mogu nastati:a) nonim ohlaivanjem povrine Zemlje i prizemnog sloja zraka (tako nastaju rosa, mraz i magla)b) dodirom toplijeg zraka s hladnijom podlogomc) mijeanjem dviju zranih masa razliitih temperaturad) hlaenjem zraka koji se uzdie

Magla

Sastoji se od vrlo sitnih kapljica (polumjera 2 130 m) ili ledenih kristala koji su tako lagani da lebde u zraku. Magla smanjuje horizontalnu vidljivost u prizemnom sloju atmosfere na 1 km ili manje. Magla je zapravo oblak koji se nalazi pri tlu.

Magle se po svom postanku dijele na:

A) magle unutar jedne zrane mase;B) magle na granici dviju zranih masa (frontalne magle)

A) Magle zranih masa : advekcijski tip magle nastaje horizontalnim premjetanjem zraka iz jednog podruja u drugo dolaskom toplog zraka na hladnu podlogu ili hladnog zraka na toplu podlogu radijacijski tip magle nastaje kada se prizemni sloj zraka jako ohladi u dodiru s podlogom koja se dugovalnom radijacijom nou ohladi ispod rosita (najpovoljniji uvjeti takvog tipa magle postoje u anticiklonama) uzlazna magla nastaje kada vlaan zrak naie na neku reljefnu prepreku pa je prisiljen na uzdizanje; na odreenoj visini zbog hlaenja zraka poet e kondenzacija i stvaranje kapljica vode

B) Frontalne magle javljaju se u uskom frontalnom podruju: predfrontalne magle zafrontalne magle

Za magle koje nastaju nonim ohlaivanjem najpogodniji je lagan povjetarac, dok je za uzlazne magle najpogodniji umjeren vjetar konstantnog smjera.Vee kapljice u magli nataloe se na izloenim predmetima ili ak padaju na tlo kao padalina zvana rosulja. Na osnovi toga dijelimo magle na vlane i na suhe (u kojima se kapljice ne spajaju u vee). Vlana magla je nestabilna a suha je stabilna.Magle na morima su preteno advekcijskog tipa, ee su ljeti nego zimi, dok na kontinentima prevladava radijacijski tip magle i one su ee zimi nego ljeti.

Oblaci

Radijus kapljica u oblacima kree se izmeu 1 i 100 m. Ako je hlaenje vrlo naglo dolazi do nagle kondenzacije to stvara vrlo velik broj sitnih kapljica pa oblak djeluje zasljepljujue bijelo. Vidljivost u takvim oblacima, a to su kumulusi i kumulonimbusi, iznosi uglavnom 10-30 m. Ako je hlaenje zraka sporo, oko 100 puta sporije nego u kumulusima, nastaje manji broj velikih kapljica i takav oblak djeluje sivo.

Svi oblaci klasificiraju se u 10 rodova oblaka:

1. Ci cirus2. Cc cirokumulus3. Cs cirostratus4. Ac altokumulus5. As altostratus6. Ns nimbostratus7. Sc stratokumulus8. St stratus9. Cu kumulus10. Cb kumulonimbus

Na velikim visinama, 22-30 km nalaze se sedefasti oblaci (pokazuju dugine boje), a na 80-90 km noktilucentni oblaci (svijetle nou).

Naoblaka

Naoblaka je koliina oblaka koji zastiru nebo. Ona je brojano odreena kada se procjeni koliki je dio neba zastrt oblacima. Taj se dio neba izraava desetinama (ili osminama). Potpuno vedro nebo ima naoblaku 0 a potpuno oblano nebo naoblaku 10 (ili 8).

Vrsta naoblake se motri jer je vana za odreivanje stanja, kao i za predvianje vjerojatnog razvoja vremena. Premda se na prvi pogled ini da je teko snai se u kaotinom izgledu oblanog neba, raspoznavanje oblaka ne zadaje tekoa ako se upoznaju njihovi glavni oblici.

Iz neba bez ikakvih oblaka i samo nebesko plavetnilo moe pomoi u predvianju vremena. Tamnoplava boja neba znai da je zrak suh, dok bjelkasto nebo znai da u zraku ima obilje vodene pare.

Promatrajui oblake moemo doi do jo nekih predvianja: ako se oblaci na nebu ne miu ili se miu vrlo, vrlo sporo ne treba oekivati bitniju promjenu vremena ako oblaci dolaze sa zapada ili sa juga, a kreu se u smjeru koji se razlikuje od smjera povrinskog vjetra slijedi pogoranje vremena ponekad, za loeg vremena, uz naoblaeno nebo pokae se na bilo kojoj strani vedrina ili neki svjetliji prostor tada treba oekivati da e iz tog smjera, poneto s desne strane puhnuti vjetar

U godinjem hodu naoblake utvrena su dva glavna tipa:1. dinamiki tip maksimum naoblake podudara se s maksimumom padalina2. statiki (inverzijski) tip maskimum naoblake je u onom dijelu godine u kojem pada najmanja koliina padalina

Naoblaka je vea nad morem nego nad kopnom (globalno gledano), vea je na junoj nego na sjevernoj hemisferi. Najmanju naoblaku imaju podruja subtropskih anticiklona. Vea naoblaka u viim geogr. irinama posljedica je razvoja preteno stratusnih oblaka za razliku od kumulusnih oblaka u ekvatorskim irinama koji ne pokriju itavo nebo.

Padaline

Padaline su kapljice vode, kristali leda ili pahuljice snijega, zrna tue, zrnat snijeg, solika, ledena kia itd. koji iz atmosfere dopiru do tla u mjerljivoj koliini.Kia je sloj vode deblji od 0.1 mm na povrini od 1 m2 (to je koliina od jednog decilitra po metru kvadratnom). Kine kapi imaju promjer do 3 mm.Snijeg se sastoji od ledenih kristala koji su obino slijepljeni u pahuljice (osim ako temperatura nije previe niska).Tua ima oblik velikih estica leda (maksimalno 0.5 1 kg mase) ili snjenih kuglica (solika) a nastaje u oblaku s jakim vertikalnim razvojem kumulonimbusima Cb.

Prvi korak u upoznavanju padalina je odreivanje njene koliine u odreenom vremenskom razdoblju. Sve vrste padalina svode se na vodeni ekvivalent, a pri tome je koliina izraena u milimetrima. Donja je granica 0.1 mm vode (1 litra/m2 = 1 mm/m2). Debljina snjenog pokrivaa mjeri se u centrimetrima. Padaline se mjere svaki dan u 7h ujutro, a dobiveni podatak daje koliinu padalina za prethodni dan.

Tri su naina nastanka padalina:a) konvekcijab) prisilno uzdizanje zraka na reljefnim barijeramac) polagano izdizanje zraka uz toplu frontu i burnije izdizanje zraka na hladnoj fronti u ciklonama

Konvektivna padalina nastaje u zraku nad jako zagrijanom podlogom. Ako je atmosfera nestabilna zrak se izdie do razine kondenzacije, a zbog vertikalnog razvoja nastaju kumulusi i kumulonimbusi. Ovakvi uvjeti postoje u toplom dijelu godine u podnevnim i popodnevnim satima na kontinentu, a u hladnijem dijelu godine i nou nad morem. Ovakva vrsta padaline pljuskovitog je karaktera ali zahvaa relativno malen prostor i kratkotrajna je.

Orografske (planinske) padaline nastaju kada je masa zraka prisiljena izdizati se uz planinske padine, visoravni ili bregove. Prisilnim izdizanjem zraka dolazi do adijabatskog hlaenja i kondenzacije vodene pare. Orografska je padalina osobito izraena ako je planinska barijera okomita na smjer zrane struje. Kod dovoljno visokih planina njihovo djelovanje moe biti toliko jako da je u zavjetrini potpuno suha klima, nasuprot vrlo kiovitoj klimi u privjetrini (npr. Ande i Koridiljeri)

Frontalne padaline nastaju u sloju relativno toplog i vlanog zraka koji klizi uz frontalnu plohu (topla fronta), ispod koje se nalazi hladniji i tei zrak. Klizanjem, tj. prisilnim izdizanjem toplog zraka dolazi do adijabatskog hlaenja, kondenzacije i padalina. Vlaan se zrak u toploj fronti sporo die pa padaline nisu intenzivne, ali dugotrajnije su i zahvaaju velika prostranstva.Nakon te tople fronte prodire hladan i teak zrak koji se podkopava pod topliji hladna fronta. Zbog trenja, hladniji zrak bre prodire na visini nego pri tlu, pa nastaje klin hladnog zraka iznad vrlo toplog i vlanog zraka pri tlu posljedica toga je stvaranje niza kumulonimbusa sa grmljavinskim nepogodama. Tako na hladnoj fronti nastaju zapravo konvektivne padaline, samo to uzrok nije jako zagrijavanje od podloge nego prisilno uzdizanje.

Koliina vode koja pada na Zemlju nepravilno je rasporeena. Na takvu raspodjelu utjee vei broj inilaca: geogr. irina, smjerovi zranih strujanja, blizina i udaljenost od oceana i mora, morske struje, reljef kopna.

Najvee godinje koliine padalina izmjerene su na meteorolokoj postaji Mt. Waialeave na otoku Kauai (Havaji) 12090 mm.

Znakovi koji upuuju na mogue skore padaline: zgunjavanje visokih oblaka, nakon kojih dolaze nii oblaci (osobito ako tlak pada) "halo" - pojava prstena oko Mjeseca (naroito ako tlak pada) kumulusi se razvijaju u visinu nebo je na zapadu tamno i poprima prijetei izgled juni vjetar jaa a oblaci dolaze sa zapada sjeverni vjetar skree suprotno kazaljki na satu, tj. sa sjevera na zapad, pa na jug tlak stalno pada duga, rano ujutro, predznak je skore kie

Grad u odreenim uvjetima modificira klimu. On je, osobito nou, topliji od svoje okolice, pa se govori o toplinskom otoku. Openito se uzima da u gradu ima vie padalina nego u okolici (prosjeno 10% vie). Grad utjee na koliinu padalina jer iznad gradova ima vie jezgara kondenzacije, jer se poveava trenje izmeu zraka i hrapave povrine grada i zbog poveane konvekcije uzrokovane jaim zagrijavanjem grada od okolice. Zbog toga su u mnogim gradovima utvrene vee koliine padalina, vei broj dana s padalinama i vei broj dana s nepogodama nego iznad susjedne okolice.

Snijeg

Kada se promatra u globalnim razmjerima, najvei dio padalina na Zemlji ini kia. Druga po vanosti padalina je snijeg. Snijeg je vaan ne samo kao padalina (koliina vode), nego je i vaan kao podloga koja bitno utjee na radijacijske procese, regulira koliinu vode u tlu itd.

Snijeg pada na povrini Zemlje onda kada je razina na kojoj poinje zaleivanje tako blizu povrine tla da se snjeni kristali ne stignu rastaliti na svom kratkom putu. Topao zrak moe sadravati vie vodene pare od hladnijeg, zato obilan snijeg pada pri temepraturi oko, odnosno malo ispod 0 C ako je puno hladnije, zrak ne moe sadravati puno vlage i snijeg koji pada nije obilan. Velike pahulje snijega (krpe) padaju pri temperaturi oko 0 C, a sitan snijeg pada pri znatno nioj temperaturi.Najotrija studen nastupa poslije padanja snijega koji je stvorio snjeni pokriva na tlu, kada se nebo u noi razvedri nakon prolaska hladne fronte.Snjeni pokriva pojaava otputanje topline sa povrine Zemlje u svemir tijekom noi, a po danu pojaava refleksiju sunevih zraka pa i na taj nain smanjuje temperaturu podloge.

VJETROVI NA SREDOZEMLJU

Za zranu cirkulaciju nad Sredozemnim morem vanu ulogu ima nekoliko faktora, a meu njima relativni poloaj azorskog maksimuma (osobito ljeti), termika razlika izmeu kopna i mora (osobito zimi), putanje nekih ciklona i orografski oblik obala.

Glavne zrane cirkulacije nad Sredozemnim morem su ljetna i zimska.

Ljeti, zapadno od Sredozemnog mora lei jako istaknut azorski maksimum. Vjetrovi su uglavnom anticiklonalni. Zagrijani i rjei zrak iznad Sahare privlai vjetrove koji postepeno prelaze u NE pasat tropskog porijekla Na obalama Sredozemlja ljeti se javljaju normalni periodini vjetrovi s mora i kopna.

Zimi je suptropski maksimum Atlantika proiren prema istoku i pokriva srednju i junu Europu, kao i vei dio Azije. Sredozemno more ima znatno veu temperaturu od okolnog kopna. Vjetrovi puu uglavnom s obala prema sredini mora i prilagouju se orogorafskom karakteru obala. U zapadnom dijelu prevlatavaju W vjetrovi, u istonom E, a u sjevernom N vjetrovi, koji su esto olojnog karaktera.

U Egejskom moru prevladavaju vjetrovi iz N i NE, naroito u njegovu sjevernom dijelu u koji ulazi kroz Dardanele. Ti su vjetrovi naroito postojani zimi, ali i ljeti mogu biti jaki. Od travnja do kolovoza vlada ugodno vedro vrijeme s postojanim vjetrom iz N (etezian, a turski naziv melten), koje prekidaju vjetrovi s mora (turski naziv imbat) i s kopna. Rujan je prijelazni mjesec, pa se javljaju kako tiine tako i promjenljivi vjetrovi. Od listopada do oujka puu naroito jaki vjetrovi iz N (tramontana) i SW vjetrovi. Vjetrovi iz N vrlo su hladni. Na smjer vjetra veoma utjee hladno kopno, pa ovaj vjetar skree i na E, odnosno na W. U tom razdoblju SW vjetrovi su ilujni i znaju naglo skrenuti preko E na N.

Tirensko more je od Sardinije i Korzike zatieno od zapadnih vjetrova, pa ono ima i mirnije vrijeme. Zimi i ujesen prevladavaju sjeverni vjetrovi s kopna. To je zapravo bura koja prelazi Apenine i proiruje se na Tirensko more. Ljeti preteno pue vjetar s mora, ali povremeno i s kopna. Ovdje se ne osjaa mistral iz Lionskog zaljeva.

U Mesinskom prolazu prevladavaju NW-NE vjetrovi. Ljeti ti vjetrovi uvee poputaju. Kod Rta Spartivento ima dva puta vie vjetrova W nego NE, ali esto i protusmjernih vjetrova (po njima je rt i dobio naziv). Inae oko Italije u svako doba godine puu vjetrovi iz W, pod nazivom ponente.

U Lionskom zeljevu poznat je suh i hladan vjetar smjera WNW-NNW, pod nazivom mistral. Taj vjetar pue u svako doba godine, osobito u proljee i zimi. Tada se nad Francuskom nalazi hladna anticiklona, a nad Lionskim zaljevom nisko tlak. Predznak tog vjetra je mrtvo more, koje se osobito osjea na ruti Gibraltar-Genova. Zimi je poznat i vjetar gregal iz smjera N-NE koji ne traje dugo ali je vrlo jak i hladan.

U Gibraltarskom tjesnacu javljaju se istoni i zapadni vjetrovi. Ljeti ima jednako E i W vjetrova. U ostalom dijelu godine, osobito zimi, prevladavaju vjetrovi zapadnih smjerova. Levante pue iz E, donosi runo vrijeme s kiom. Poniente pue iz W, osobito zimi pri suhom i vedrom vremenu, a ako je olujne jaine, donosi kiu i maglu. Vjetrovi iz SW smjera, koji skreu na W i NW, u zimskim mjesecima poznati su pod nazivom vendavales. U Gibraltaru, oko pojedinih rtova, javljaju se esto i protusmjerni vjetrovi pod nazivom contrastes.

Uz istone obale panjolske zimi puu vjetrovi preteno s kopna i iz NW smjera, a ljeti s mora, i to nou. Uz junu obalu u svako doba pue suh i topao SE-SW vjetar, s mnogo pijeska iz Afrike, poznat kao leveche (leveke), a uz istonu obalu E-ESE vlaan vjetar solano (slian jugu). U rubnim morima panjolske javlja se SW vjetar vendavales.

Uz obalu sjeverne Afrike u toplo doba godine, blie Gibraltaru, prevladavaju W vjetrovi, a dalje prema istoku vie iz smjera NW-NE. U hladno doba godine vjetrovi su nestalni, ee istoni. U svako doba godine pue jugo. Oluja s juga, pod nazivom samun, nosi oblake pijeska i nad Europom. Za vrijeme E vjetrova vidljivost je slaba, a za vrijeme W vjetrova normalna.

U srednjem dijelu Sredozemnog mora, istono od Malte, itavu godinu tendencija je na W vjetru. Ipak je SE vjetar ei u jesen. Zimi puu jaki NE vjetrovi pod nazivom gregale. Najee nastaju pod slinim okolnostima kao i bura na Jadranu.

U sjevernom dijelu Jonskog mora zimi se izmjenjuju NW i SE vjetrovi. Ipak ljeti prevladava NW vjetar. U predjelu Sidra zimi se javljaju vjetrovi izmeu NW i W, a ljeti u junom dijelu izmeu N i NE.

U istonom dijelu Sredozemnog mora vjetrovi su uglavnom iz NW, osim uz obalu Sirije i Izraela, gdje prevladavaju SW vjetrovi. Oluje dolaze uglavnom iz NW, izmeu SW i NW, a takoer i iz NE (u blizini Cipra).

Vjetrovi uz obale Crnog mora mijenjaju smjer u obratnom smjeru kazaljke na satu, a naroito je to izrazito zimi. Na istonoj obali puu iz smjera E-NE, a na zapadnoj obali preteno iz N. June obale imaju vjetrove iz junih kvadranata. Vjetar iz NE nosi ime bura. Ona uglavnom pue zimi i ima karakteristike bure na Jadranu.

Vjetrovi na JadranuVjetrovi na Jadranu ovise o opem rasporedu atmosferskog tlaka i utjecaju reljefa priobalnog podruja. Najvaniji vjetrovi na Jadranu su jugo, bura i maestral. Openito, jugo i bura karakteristini su vjetrovi u hladnijem dijelu godine i to od listopada do travnja, dok maestral pue uglavnom ljeti. Jugo je jae i ee na junom a bura na sjevernom Jadranu. Takoer, zimski vjetar jai je od ljetnog.Bura. - Bura je suh i hladan vjetar koji pue iz smjera sjeveroistoka (NE) i najee je pratilac lijepog i stabilnog vremena. Na postanak bure najee utjee podjela atmosferskog tlaka iznad srednje Europe i Sredozemlja, odnosno Jadrana. Meutim, bura se moe pojaviti i kao lokalni vjetar. Takva bura nastaje hlaenjem zraka nad krakim dolinama, koji se zatim prelijeva niz planine. Takva bura je nenadana ali i kratkotrajna. Bura moe puhati u bilo koje doba godine, ali je najea zimi kada pue i olujnom jainom. Bura ljeti pue najvie dva dana ili nekoliko sati dok zimi moe puhati i do dva tjedna. Olujna bura pue najvie dva dana. Bura je karakteristina po tome to zbog reljefa nae obale esto pue na mahove (refule) i da esto poinje sasvim nenadano. Od laganog vjetra bura moe postati orkanski vjetar. Oblik tla utjee na karakter, jainu i smjer bure pa ona moe, ovisno o lokaciji, puhati od N do ENE smjera. U junom Jadranu, osobito na otvorenom moru, moe ponekad puhati iz N smjera (tramontana). Planinska sedla i erozivna korita su mjesta gdje je bura najjaa (Senjska vrata, Klis kod Splita, Vrulje kod Makarske) i to zbog zbijanja strujnica zraka. Gole strane otoka prema obali znae da su ti krajevi opasni kada pue bura. Isto tako su opasne uvale u kojima stabla rastu nagnuta prema jugu. Glavna mjesta na kojima pue jaka bura jesu Transki zaljev, Kvarner i Kvarneri, Rijeki zaljev, Velebitski kanal, podruje ibenika i Splita i obala podno Biokova. Najjai udar bure zabiljeen je na Maslenikom mostu 21.12.1998. i iznosio je 248 km/h. Osobito jaka bura puhala je 14.11.2004. na cijelom Jadranu i na mnogim podrujima prelazila je 200 km/h, na Krku 240 km/h. Bura je slabija na zapadnoj obali Istre, u Zadarskom kanalu, u zavjetrini otoka, te na obali izmeu Cavtata i Otrog rta. Bura ne dolazi u neki odreen sat, ali je ea poslije podne nego prije podne. Oko 9 sati bura jaa i postie najveu snagu a izmeu 11 i 13 sati je najslabija ili prestaje. Oko 21 sat nastupa ponovno jaanje. Kada bura prestane nastupa hladnije vrijeme sa slabim ili umjerenim vjetrovima iz NW kvadranta. Ako je bura zapoela puhati pri oblanom vremenu, njezino slabljenje moe se oekivati tek nakon potpuna razvedravanja. Poinje li razvedravanje odmah na poetku bure, vjerojatno e bura kratko trajati. Buru dijelimo na anticiklonalnu i ciklonalnu. Te dvije bure razlikujemo po tome uzrokuje li ih proirenje predjela visokog tlaka nad srednjom Europom prema jugu ili ciklona u Sredozemnom ili Jadranskom moru. Za vrijeme anticiklonalne bure (ili vedre bure) prevladava suho i vedro vrijeme, visoki atmosferski tlak i nie temperature. Snani mahovi bure naroito se osjeaju u podruju istone obale Jadrana. Anticiklonalna bura je otjecanje zraka iz podruja visokog tlaka koji se nalazi na sjevernom dijelu srednje Europe. Anticiklonalna bura se pojavljuje i ljeti kada se sa sjevera kontinenta visoki atmosferski tlak (greben) iri prema jugoistoku. Anticiklonalna bura moe bit slab ali i orkanski vjetar. Ciklonalna ili mrana bura vrlo je jak i vie stalan vjetar koji prati tmurno i kiovito vrijeme, a zimi ponekad i meava s velikom hladnoom. esto dopire i preko zapadne obale Jadrana. Takav oblik bure stvaraju ciklone koje se pribliavaju istonoj obali Jadrana i koje snano siu zrak od obale prema moru, pri emu obalna brda prijee jednoliko dolaenje zraka iz pozadine. Time se pojaava bariki gradijent ciklone, i to na istonoj obali, ak i onda kada je ciklona poprilino plitka. Prijelazi iz jednog oblika bure u druge su esti. Najee se anticiklonalna bura javlja iz cikonalne. Dok anticiklonalna bura najee pue uzdu cijele obale Jadrana, ciklonalna bura uglavnom pue samo na jednom dijelu. esto istodobno u sjevernom Jadranu pue bura a u srednjem i junom jugo. Granica tih vjetrova moe biti oko rta Ploe ili u Kvarneru. Levanat (istonjak) je bura koja pue prilino jednoliko, blie istoku, pri kiovitom vremenu i umjerenoj hladnoi. To je vjetar po karakteristici izmeu bure i juga a svojstven je sjevernom Jadranu. Sjevernjak ili tramontana oblik je bure koja pue priblino sa sjevera. Nije estok i mahovit kao bura. Bura uzdu istone obale Jadrana pue olujnom snagom ali zbog kratke staze puhanja izaziva kratke valove iji se vrhovi raspruju u morski dim (srk). to se ide dalje prema otvorenom bura je slabija ali su valovi vei i bez srkova.Jugo. - To je topao i vlaan vjetar koji pue iz ESE smjera do SSE. Pue uzdu itavog Jadrana i izaziva uzburkano more. Jugo najee prati oblano nebo i kia. Najjae je u junom Jadranu gdje je i mnogo jae nego na sjevernom. Rijetko je slab. Prosjena jaina juga je oko 4-5 Bf, ali esto dosee i olujnu jainu. Ljeti traje do tri dana, zimi do devet, a ponekad s kraim prekidima i do tri tjedna. Jugo je najjae na otvorenom moru i onim kanalima koji imaju smjer vjetra. Najvanija takva podruja su: Venecijanski zaljev, Kvarner i Kvarneri, otvoreno more oko rta Ploe i podruje juno od Dubrovnika, Lastovski i Mljetski kanal. Jugo je manje opasno od bure - ne dolazi naglo i esto pue jednoliko. Prvi predznak juga, kojemu obino prethode tiina i promjenljivi slabi vjetrovi, jest sumaglica i mutan horizont u SE dijelu. Jaanjem juga sumaglica se razvija u rijetke i niske oblaie. Na zapadu i sjeverozapadu vidi se zid oblaka ili se na tom dijelu horizonda nalaze Ci-oblaci. Vidljivost je loa, tlak pada, a temperatura i vlaga zraka rastu. Plima raste u cijelom Jadranu, osobito u NW dijelu. I jugo ima svoj anticiklonalni i ciklonalni oblik. Ipak, jugo je najee ciklonalna porijekla. Anticiklonalno jugo javlja se naroito u proljee i jesen. Izaziva ga izmjenino djelovaje duboke i due stacionirane ciklone nad NW ili N dijelom Europe i predio visokog tlaka nad istonim dijelom Sredozemlja. Nebo je vedro ili se pojave Cc-oblaci i Ac-oblaci koji dolaze iz smjerova W do SW, dok je SW dio horizonta redovito vedar. Oborina nema ili mjestimino pada slaba kia. esto se javlja i suha mutnoa. Ciklonalno jugo je umjeren do olujno jak vjetar iz smjera ESE do SSE koji ponekad pue i na mahove. Njegove su karakteristike gusta i niska naoblaka s umjerenim pljuskovima kie i valovitim morem. Javlja se im se neka ciklona priblii Jadranu, ili se u Genovskom zaljevu ili u sjevernom Jadranu formira sekundarna ciklona. Od staze kretanja, jakosti i oblika ciklone, posebno jadranske ciklone, ovisi kakvo e se jugo razviti na Jadranu. U pravilu, naroito za sjeverni Jadran, brzo padanje tlaka zraka znai i brzo prolaenje ciklone, a time i kratkotrajno jugo. Ako jugo, koje u to vrijeme u junom Jadranu jo uvijek traje, neprestano slabi, a umjesto njega ne pojavi se neko drugo strujanje, nastaje tzv. trulo jugo. Tiina prati mrtvo more, a ostaju sve osobine juga. Temperatura zraka raste, a i sparnije je negoli kad pue pravo jugo. Pada obilna kia, a razvedravanje je samo privremeno.Ostali lokalni vjetrovi na Jadranu. Maestral. - Javlja se uglavnom ljeti i pue samo uz obalu i rijetko dopire dalje od 20 M prema unutranjosti i strogo je prizemni vjetar (do 300 m visine). Poinje puhati oko 10 sati. Oko 14 sati maestral postie svoj maksimum i uvijek zavrava prije zalaska Sunca (obino do 18 sati). Maestral prati lijepo vrijeme i pri tome znatno ublauje ljetnu sparinu. Normalno pue kao slab vjetar (do 4 Bf). U Transkom zaljevu je najslabiji, prema jugu sve jai, a u Otrantskim vratima dostie jainu 6-7 Bf, uz dosta teko more. Olujni maestral (tzv. maestralun) javlja se kao posljedica prolaza frontalnih poremeaja. Maestral na naoj obali pue uglavnom iz NW, skree do WNW, a kod albanske obale i do SW. Na talijanskoj obali smjer mu je prosjeno E, a negdje i SE i najjai je oko 16 sati, a esto se nastavlja i nou kada se javlja jae valovito more. U toku dana maestral mijenja svoj smjer udesno, tj. za Suncem. Maestral esto prate kumulusi lijepa vremena.Burin. - Burin je takoer prizemni vjetar koji ne dopire daleko prema otvorenom moru. Pue iz NNE do ENE, na junom Jadranu vie iz E, a uz zapadnu obalu iz SW. Poinje puhati izmeu 20 i 21 sata. Najjai je pred izlazak Sunca. Nakon toga nastaje tiina i zamjenjuje ga maestral. Slabiji je od maestrala, ali u nekim podrujima, npr. kod Bola na Brau, moe dosei jainu do 6 Bf.Osim tih vjetrova javlja se i olujni jugozapadni vjetar, tzv. lebi (lebiada ili garbinada). Ljeti je vjetar lokalne nevere, a zimi ima ciklonalno obiljeje. Na naoj obali razvija snane valove, opasne za nezatiene luke.ATMOSFERA

OPENITO

Atmosfera je plinoviti omota koji obavija Zemlju. Oblik atmosfere je slian obliku Zemlje i s njom se neprekidno okree. Meteorologija prouava sastav i strukturu atmosfere, njezino fiziko stanje, postanak, znaenje i razvoj fizikih meteorolokih pojava koje se javljaju u atmosferi i na Zemljinoj povrini. Stanje atmosfere je skup njezinih fizikih osobina koje odreuju meteoroloki elementi. U osnovne meteoroloke elemente ubrajamo temperaturu zraka i gornjih slojeva Zemlje, atmosferski tlak, vjetar, gustou i vlanost zraka, isparavanje, oblake i oborine, optike i elektrine pojave u atmosferi, vidljivost i dr. Prema Svjetskoj meteorolokoj organizaciji (WMO - World Meteorological Organization), pojava koja se opaa u atmosferi ili na Zemljinoj povrini, a nije oblak, zove se meteor. Razvrstavaju se u etiri skupine: hidrometeori (oborine), litometeori. fotometeori i elektrometeori. Fiziki procesi u atmosferi izazivaju promjene meteorolokih elemenata, pa se njihove vrijednosti mijenjaju od mjesta do mjesta. Fiziko stanje atmosfere nad nekim mjestom u odreenom trenutku zove se meteoroloko vrijeme. Meutim, prosjeno stanje atmosfere nad odreenim mjestom (podrujem) u odreenom vremenskom razdoblju (30 godina) imajui na umu i prosjena ekstremna odstupanja zove se klima. Vrijednosti meteorolokih elemenata odreuju se mjesrenjem i motrenjem na meteorolokoj stanici. Meteorologija, dakle, prouava sve elemente i pojave koje za odreeni trenutak oznaavaju fiziko stanje atmosfere, odnosno tip vremena, ali je njezin krajnji cilj prognoza vremena.

1.1 PODJELA ATMOSFERE

Ako promatramo promjenu temperature prema visini, u vertikalnom smjeru atmosfera se dijeli na nekoliko slojeva; troposfera (najnii sloj, do 11 km), stratosfera (11 do 40 km), mezosfera (40 do 80 km), termosfera (od 80 do 800 km) i najvii sloj iznad 800 km, egzosfera (njezina granica nije tono odreena). Temperatura u troposferi pada s visinom, u stratosferi se ne mijenja, a u mezosferi se poveava s visinom. Najvia temperatura u tom sloju nalazi se na visini oko 60 km, a zatim naglo pada do 80 km. Naglo povienje temperaturi u mezosferi objanjava se prisutnou ozona koji apsorbira Suneve zrake i zagrijava taj sloj. U termosferi temperatura raste s porastom visine. Izmeu pojedinih slojeva atmosfere nalaze se i meuslojevi: tropopauza - izmeu troposfere i stratosfere, stratopauza - izmeu stratosfere i mezosfere i mezopauza - izmeu mezosfere i termosfere. Ti meuslojevi nemaju strogo odreene granice. Visina troposfere je razliita. Na ekvatoru 18-20 km, iznad umjerenih irina 11-14 km, a na polovima samo 8-10 km. Obuhvaa oko 90% atmosferske mase. Temperatura u troposferi pada s visinom prosjeno 6C po kilometru tako da na gornjoj granici iznosi oko -45C nad polom, a do -80C nad ekvatorom. U troposferi se nalazi gotovo sva vodena para i zato se samo u njoj stvaraju oblaci koji daju oborine. Sve vremenske pojave koje opaami zbivaju se u troposferi. Debljina tropopauze je razliita i iznosi od nekoliko stotina metara di dva kilometra. U njoj prestaje pad temperature s visinom (izotermija), a dolazi i do porasta temperature (inverzija).

TROPOSFERA

Troposfera ima razliitu visinu: na ekvatoru 16 - 18 km, iznad umjerenih irina oko 11 km, a na polovima samo 8 - 10 km. Ona obuhvaa do 90% atmosferske mase. U troposferi se nalazi gotovo sva vodena para i zbog toga se samo u njoj stvaraju oblaci koji daju oborine. Temperatura u troposferi opada s visinom, prosjeno 6C po kilometru, tako da na gornjoj granici iznosi -50 do -85C. Sve vremenske pojave koje opaamo dogaaju se u troposferi. Iako je debljina troposfere malena, taj sloj atmosfere ima najvee znaenje za ivot na Zemlji. Brojnim mjerenjima ustanovljeno je da je do visine od 8 km sastav zraka priblino isti kao i uz Zemljinu povrinu. Visina troposfere, izvan koje je nemogu opstanak ivih bia bez umjetnog kisika iznosi oko 15 km. Debljina tropopauze je razliita, a kree se izmeu dvije stotine metara i nekoliko kilometara. U njoj prestaje opadanje temperature s visinom (izotermija), a dolazi i do porasta temperature (inverzija). U niim slojevima troposfere temperatura pada s porastom visine iz nekoliko razloga: s poveanjem nadmorske visine utjecaj Zemljine radijacije sve je slabiji; donji slojevi troposfere gui su i bogatiji vodenom parom pa imaju i veu mo apsorpcije od viih slojeva; pri vertikalnom strujanju zraka, zrak koji se die ekspandira i zbog toga rashlauje. Temperatura pada s visinom naroito ljeti i u toku dana za vedra i tiha vremena, jer je tada insolacija vea od radijacije. U homogenoj zranoj masi u kojoj je padanje temperature s visinom pravilno, mjerenjima je ustanovljeno da u srednjim geografskim irinama u veem dijelu troposfere srednja vrijednost padanja temperature (vertikalni gradijent temperature) iznosi 0,56C na svakih 100 m visine. Zato, kada se ele usporediti temperature nekih mjesta na razliitim nadmorskim visinama, najprije se svedu na morsku razinu. Spome nuto padanje temperature je pravilno, ali ima i izuzetaka. esto zbog raznih procesa u atmosferi, s porastom temperatura zraka ostaje nepromijenjena. Ta pojava zove se izotermija, a takav sloj izotermni sloj. Meutim, esto se na visini pojavi via temperatura od one u susjednom niem sloju. Takva pojava naziva se inverzija (obrat) temperature.

STRATOSFERA

Prostire se od troposfere do 40 km visine. U njoj je temperatura postojana sve do 25 km. Iznad tog sloja nastaje blago poveanje temperature. Temperatura je slina temperaturi tropopauze, s godinjim promjenama od -40C do -65C u umjerenim geografskim irinama. Nju karakterizira velika koliina ozona, naroito na visini od 20 do 25 km, koji apsorbira ultravioletne zrake i zagrijava slojeve zraka. Zrak je vrlo razrijeen i ima malo primjesa, a naroito ima vrlo malo vodene pare, i zato u stratosferi nema oblaka koji bi davali oborine. U njenim donjim slojevima pokatkad se stvaraju visoki oblaci - Cirrusi. Nebo gledano iz stratosfere gotovo je crno, s tamnoplavim i ljubiastim sjenama, jer je rasipanje Suneve svjetlosti vrlo slabo. S razvitkom raketne tehnike pridaje se prouavanju stratosfere veliko znaenje, naroito zato to se u tom sloju vri zrani promet. Stratosfera ima velike prednosti pred troposferom, njenim udljivim vremenom i njenom velikom gustoom zraka, koja zrakoplovima koi brzinu leta.

MEZOSFERA

Prostire se u visini od 40 do 80 km. Zavisno od vrijednosti temperature, dijeli se u dva dijela. Prvi dio (toplo sloj) nalazi se na 40 - 60 km visine. U tom sloju temperatura raste s visinom i u gornjoj granici dosie i do 100C (emu je uvjet prisutnost sloja ozona), a u drugom sloju opada s visinom i dosie do -100C. S naglim padom temperature nastaju i jaka vertikalna strujanja. Javljaju se tanki srebrnasti oblaci.

TERMOSFERA

Termosfera je dio Zemljine atmosfere od 80 do 800 km. U termosferi temperatura naglo raste: od -100C na donjoj granici, pa do vie stotina stupnjeva u njezinu gornjem dijelu. Takav porast temperature mogu je zbog jakog upijanja Sunevih ultravioletnih zraka koje vre molekule i atomi kisika i duika. Atmosferski sloj na visini od 120 km smatra se granicom rasipanja svjetlosti koja odreuje boju neba, Iznad te visine nebo se ini sasvim crno. U zim slojevima vlada vjena tiina jer se zvuk ne rasprostire na daljinu. Smatra se da prilike u termosferi djelomino odgovaraju uvjetima koji vladaju u svemiru. Dio Zemljine atmosfere zakljuno s termosferom u kojemu se slojevi odreuju na osnovi promjena tempetarure prema visini naziva se jo i unutranja sfera. Iznad nje poinje vanjski dio atmosfere - egzosfera.

EGZOSFERA

To je sloj Zemljine atmosfere koji se nalazi iznad termosfere. Njena granica jo nije tono odreena. Neki smatraju da se ona prostire na visini od 300 do 400 km, a drugi na visini od 800 do 1000 km iznad Zemljine povrine. U njoj su molekule i atomi zraka toliko razrijeeni i imaju toliku brzinu da jedan dio estica lakih plinova (vodika, helija) svladava Zemljinu teu i odlazi u svemir. Teoretski, iznad 300 km visine, temperatura egzosfere prelazi 230C, a mogua je i temperatura do 690C. Na osnovi mjerenja izvrenih pomou umjetnih meteorolokih satelita pretpostavlja se da u gornjim slojevima egzosfere temperatura dosie i vie od 1500C. Pri tom treba imati na umu da je to kinetika temperatura odreena brzinom kretanja estica plinova, a da je gustoa plinova toliko malena da se njeno toplinsko djelovanje ne moe osjetiti. Raunom je odreeno da je u prostoru na visini od 200 km mogue postojano i slobodno kretanje jer je otpor zraka sasvim malen. To je najnia visina na kojoj mogu oko Zemlje kruiti umjetni sateliti. Iznad 200 km djeluju svi faktori meuplanetarnog prostranstva i dolaze do izraaja svemirski uvjeti. Zasada je teko utvrditi da visina od 1000 km pripada Zemljinoj atmosferi ili pak svemiru. Atmosfera nema otre granice, ve postepeno prelazi u svemir, a sam svemir je "konaan ali bez granica". U svim slojevima u atmosferi, osim u egzosferi, javljaju se zrana strujanja - vjetrovi. Brzina vjetra raste s visinom. Oni u troposferi imaju preteno zapadni smjer. U stratosferi nastaju nagle promjene vjetra prema smjeru i brzini. U donjim slojevima atmosfere preteu zapadni vjetrovi, a u gornjim istoni. U mezosferi preteu zapadni vjetrovi, a ljeti istoni, i to znatno vee brzine od prethodnih. Prema kemijskom sastavu zraka atmosfera se dijeli u dva osnovna sloja: hemosfera i heterosfera. Meusloj se naziva homopauza. Homosfera se prostire do visine od 100 km. U njoj je zrak gotovo istog sastava. Heterosfera je dio koji ima promjenjiv sastav zraka zbog raspadanja molekula plinova na atome.

Slika 1. Vertikalni presjek atmosfere

Slojevi atmosfere koji su pod utjecajem Suneva ultraljubiastog zraenja manje ili vie ionizirani nazivaju se ionosferom. Utjeu na irenje radio-valova (odbijaju, lome i apsorbiraju radio-valove) i povremeno izazivaju promjene u magnetskom polju Zemlje. U ionosferi opaa se i polarna svjetlost i srebrnasti oblaci. Slojevi ionosfere dobili su svoja imena od poetnih slova latinske abecede. Najnii sloj ionosfere je ionizirani sloj D (na oko 60 km), iznad njega je Kennelly-Heavisideov sloj E (na 80 do 120 km), a zatim sloj F (Appletenov sloj), koji se dijeli danju, osobito ljeti na F1 i F2 i najvii sloj G. Najpostojaniji su slojevi E i F2. Sloj D je najizrazitiji danju i nestaje odmah nakon zalaska Sunca. Taj sloj reflektira duge radio-valove, a apsorbira srednje i kratke; zbog toga je prijem radio-emisija na kratkim i srednjim valovima bolji nou. Sloj E reflektira srednje i duge radio-valove; nestaje nou kao i sloj D. Slojevi E1 i E2 vani su za telekomunikacijske veze na velikim daljinama jer reflektiraju kratke radio-valove. Atmosfera ije je stanje unaprijed odreeno naziva se standardna atmosfera (SA). Fizikalne karakteristike SA predstavljene su srednjim vrijednostima meteorolokih elemenata, koji su dobiveni dugogodinjim mjerenjima i one se odnose na suhi zrak. 1920. godine na temelju mjerenja postavljena je Meunarodna standardna atmosfera (MSA) koja se do danas nekoliko puta mijenjala, posebice zbog sve preciznijih mjerenja na veim visinama. Za potrebe Meunarodne organizacije civilne avijacije (ICAO-International Civil Aviation Organization) postavljena je SA ICAO.

Tablica 1. Meunarodna standardna atmosfera

Visina u metrimaTlak u hPaTemperatura u CGustoa kg/m3

01013,25+15,001,2250

500955,12+11,751,1660

1.000899,36+8,501,1110

1.500844,52+5,251,0580

2.000795,29+2,001,0060

2.500747,13-1,250,9567

3.000697,37-4,500,9089

3.500657,87-7,750,8630

4.000616,65-11,000,8189

4.500577,42-14,250,7766

5.000540,33-17,500,7359

5.500505,11-20,750,6953

6.000471,89-24,000,6595

6.500440,54-27,250,6236

7.000410,65-30,500,5889

7.500382,50-33,750,5563

8.000355,95-37,000,5249

8.500331,01-40,250,4948

9.000307,39-43,500,4660

9.500285,11-46,750,4386

10.000264,30-50,000,4124

10.500244,68-53,250,3874

1.2 SASTAV ATMOSFERE

Atmosferski zrak je fizika smjesa nekoliko stalnih plinova, kemijeskih spojeva i razliitih plinovitih, tekuih i vrstih dodataka. Osnovni plinovi u niim slojevima atmosfere jesu duik (N) i kisik (O). Volumni udjeli koliine plinova u suhom zraku na morskoj povrini jesu:

Tablica 2. Sastav zraka

Duik78,09 %

Kisik20,95 %

Argon0,93 %

Ugljini dioksid0,03 %

Neon0,001.8 %

Helij0,000.4 %

Kripton0,000.004.9 %

Ksenon0,000.000.59 %

Vodik0,001 %

Ozon0,000.003 %

Kao posljedica vertikalnih strujanja u atmosferi, taj sastav zraka ostaje gotovo nepromjenjen sve do gornje granice troposfere. Nii slojevi atmosfere (troposfera) sadre stanovit postotak vodene pare te estice soli i praine te razne organske i neorganske sastojke. Vodena para koju sadrava zrak je nevidljiva. Osim vodene pare, vaan sastavni dio zraka su praina i organski sastojci. Praina dolazi u atmosferu uglavnom s vrlo suhih povrina (stepa i pustinja), a zatim kao vulkanska praina, industrijska praina (dim), estice soli (nad morskim povrinama), i dr. Moe biti i svemirskog porijekla (kozmika praina). U organske sastojke spadaju i razne zarazne klice. Njihova koliina zavisi od mjesta i od doba godine. Poslije kie ima u zraku najmanje praine i klica. Zbog toga su morska podruja najpovoljnija za zdravlje ovjeka, a zrak gradova i industrijskih mjesta najvie je zagaen prainom i klicama. Ispitivan je utjecaj nuklearnih bombi na sastav zraka i procese u atmosferi. Dokazano je da te eksplozije utjeu na sastav zraka samo u lokalnu opsegu, jer je energija koja se oslobaa pri ekspolozijama nuklearnih bombi neusporedivo manja od energije koja se oslobaa pri atmosferskim procesima. Dalje je ustanovljeno da te eksplozije dovode do izvjesna naruavanja normalna stanja u troposferi i da se od njih mogu stvoriti povoljni uvjeti za formiranje tropskih ciklona, tornada, tromba i mnogih drugih atmosferskih procesa (npr. dugotrajnih kia) na mjestima gdje se oni normalno nisu javljali. to se tie optikih efekata (zamuenosti zraka), oni su pri eksploziji tih bombi neusporedivo manji od onih koji se javljaju pri vulkanskim erupcijama. Drugim rujeima, svi naprijed navedeni efekti koji se javljaju pri eksplozijama nuklearnih bombi nemaju zasada u atmosferskim procesima ope znaenje, ve samo lokalno.

1.3 GUSTOA ZRAKA

Masa promatrane koliine zraka, odnosno svih plinova koje sadri zrak u jedinici volumena zove se gustoa zraka. Ona pokazuje koliko je puta jedinica volumena zraka laka od istog volumena vode na temperaturi +4C. Iz jednadbe plinskog stanja p : R = T : V imamo da je V = R * T / p gdje je p tlak zraka, R plinska konstanta za zrak (R = 29,27), T termodinamika (apsolutna) temperatura zraka (T = 273,2 + tC) i V voluen.Budui je gustoa zraka obrnuto razmjerna volumenu, imamo da je: V = 1 / p , p = p / R * T

To pokazuje da je gustoa zraka p upravo razmjerna tlaku zraka a obrnuto razmjerna temperaturi zraka. Poveanjem visine, u pravilu, opada temperatura i tlak zraka a gustoa raste i obrnuto. Vlani zrak je laki od suhog pa je i gustoa vlanog zraka manja. Gustoa zraka se ne mjeri ve rauna iz jednadbe plinskog stanja koja izvedena glasi: p = 348,38 p / T kg / m(3). Navedeni odnosi vrijede za suh zrak bez vodene pare. Pri normalnom atmosferskom tlaku p = 1013,27 mb, T = 273,2 K i naponu vodene pare e = 0, normalna gustoa zraka iznosi p = 1,293 kg / m(3).

1.4 Prouavanje Zemljine atmosfere

Sve vremenske pojave javljaju se kao prvo zbog razlika u temperaturi izmeu pojedinih podruja na Zemlji, odnosno u njezinoj atmosferi. Kad tih razlika ne bi bilo, ne bi bilo ni uvjeta za stvaranje vremenskih pojava. U tom sluaju bi posvuda bilo jednako vrijeme. Razlike u temperaturi Zemlje nastaju zbog nejednolika zagrijavanja pojedinih podruja. Najvee su razlike u temperaturi izmeu podruja na ekvatoru i na polovima, i u njima valja traiti glavne uzroke razliitosti klime Zemlja i uzroke ope cirkulacije u atmosferi. Zbog toga se prouavanju atmosfere pridaje posebna vanost, i ono je jedan od glavnih zadataka meteorologije. S razvojem tehnike razvijala su se i sredstva za aeroloka mjerenja. Izrauju se i putaju u atmosferu zrani zmajevi (18. st.), aerostati (1804.), baloni-sonde (1892.), radio-sonde, pilot-baloni, meteoroloki zrakoplovi, stratostati, meteoroloke rakete i umjetni sateliti. Za odreivanje donje granice oblanog sloja upotrebljavaju se meteoroloki reflektori. Meteoroloki radari sve se vie upotrebljavaju za ispitivanje i motrenje atmosfere. Upotreba satelita za meteoroloka motrenja do sada je najvee dostignue u razvoju sinoptike meteorologije. Za kratko vrijeme i u bilo kakvim vremenskim uvjetima ti sateliti mogu na Zemlju poslati podatke o elementima atmosfere.

1.5 Akustine pojave u atmosferi

Osnovni pokazatelji akustinosti atmosfere su brzina irenja zvuka i jakost (slabljenje) zvuka. Dok je brzina irenja zvuka odreena prevaljenim putem zvunog signala u jedinici vremena, jakost zvuka odreena je koliinom energije koju zvuni val prenese u jedinici vremena na jedinicu povrine okomite na smjer njegova prostiranja. Brzina zvuka (c) u nepokretnoj istorodnoj zranoj masi prema Laplaceovoj jednadbi ovisi o gustoi zraka, tlaku i odnosu specifinih toplina (pri konstantnom tlaku i konstantnom volumenu). U pojednostavljenom obliku za suhi zrak ta jednadba glasi: c = 20,1 * SQRT(T) T - apsolutna temperatura zraka Ako je npr. t = 0C (T = 273 K), tada je c = 331.8 m / s

Priblina brzina zvuka pri vlanom zraku, ako se zanemari utjecaj rastegljivosti vodene pare, moe se raunati formulom:c = 331 + 0,6 t + 0,07 e. Pri rasponu temperature od -20C do +30C greka u brzini zvuka nije vea od +/- 0,5 m/s. Brzina zvuka raste niz vjetar, a pada prema vjetru. S visinom se mijenja temperatura zraka, tlak zraka i elastinost vodene pare, to utjee na brzinu zvuka. Ako temperatura pravilno pada s visinom, tada i brzina zvuka pada s visinom. Na ogranienom prostoru najvea promjena elemenata od kojih zavisi brzina zvuka bit e po vertikali, pa e se i brzina zvuka najjae mijenjati u tom pravcu. Utjecaj vertikalne podjele brzine zvuka na zvune zrake promatra se jadnako kao i pri irenju svjetlosnih zraka. U normalnom sluaju refrakcija zvuka, kada temperatura zraka pada s visinom, konveksna strana zvune zrake okrenuta je prema Zemljinoj povrini (pod pretpostavkom da je ravna i glatka), a zrake se savijaju prema vrhu. Jedna od zraka je granina zraka, dodiruje Zemlju, a zatim se savije prema vrhu i tako odvaja sektor zvune sjene od sektora zvuka. Razmatrajui refrakciju zvuka pri promjeni brzine vjetra s visinom, slika ovisi o kutu koji ini smjer vjetra s pravcem zraka. Pri normalnim uvjetima, kada brzina vjetra raste s visinom, zvuni valovi niz vjetar lome se prema dolje, a oni protiv vjetra prema vrhu. Ako brzina vjetra pada s visinom, slika je obrnuta.Na svom putu kroz atmosferu zvuni signal slabi. Uzrok tome je nehomogenost zranog omotaa i gubitak energije apsorpcijom molekula zraka. Slabljenje je vee to je frekvencija zvuka vea i to je daljina njegova izvora vea. U stabilnoj i homogenoj atmosferi gubici energije su manji pa je i ujnost bolja (npr. zimi i nou).

1.6 Fotometeori

Fotometeor je svjetlosna pojava koja nastaje refleksijom, refrakcijom, difrakcijom, odnosno interferencijom Suneve ili Mjeseeve svjetlosti pri susretu raznih materijala od kojih se sastoji ili koje posjeduje atmosfera.Halo. - To je skupina optikih pojava oblika prstena, luka, stupa ili svjetlosnih arita koje nastaju refleksijom Suneve ili Mjeseeve svjetlosti na ledenim kristalima koji lebde u atmosferi. Halo sa svim popratnim pojavama ee se via u polarnim krajevima. Promatranja su pokazala da se halo ee opaa na prednjoj strani ciklone, pa moe sluiti i kao predznak njezina pribliavanja.

Slika 02. Halo pojava oko Mjeseca

Vijenac (korona) - To je jedna od tri serije obojenih prstena, relativno malog promjera, sa Suncem ili Mjesecom u sreditu.Irizacija. - To je pojava s bojama duge ili slinim pastelnim bojama, koje se javljaju na rubovima gomilastih oblaka (npr. altokumulusa, stratokumulusa, cirokumulusa...), u obliku prstena ili paralelnih pruga oko Mjeseca, a rjee oko Sunca. Moe se pojaviti i na magli ili na rosi, ali vrlo rijetko.Glorija. - Jedan ili vie obojenih prstena, koje promatra vidi na oblaku, zove se glorija. Prsteni se sastoje od mnogobrojnih sitnih vodenih kapljica. Ta se pojava moe opaziti na rosi i na magli, ali vrlo rijetko.

Duga - To je skupina koncetrinih lukova od ljubiaste do crvene boje. javlja se kao posljedica prelamanja zraka Suneve (rjee Mjeseeve) svjetlosti na tekuim kapljicama u atmosferi. Pojava je ista kao i ona koja nastaje pri lomljenju svjetlosnih zraka kroz prizmu. Duga sadri sve boje Suneva svhetlosnog spektra. U glavnoj dugi ljubiasta boja je unutra (promjer 40), a u sekundarnoj (mnogo je manje svijetlija nego glavna) raspored boja je obratan. Promatra e vidjeti dugo ako se nalazi izmeu Sunca (Mjeseca) i kapljica vode u atmosferi na kojima se javlja duga. Kao glavna duga moe nastati i bijela duga. Obino je izvana obrubljena tankom crvenom crtom, a iznutra plavom.

Krug oko Sunca i Mjeseca - esto se vidi kroz tanki sloj naoblake. Unutranji dio kruga plave je boje, a vanjski dio je crven. Boje se vrlo slabo primjeuju. Krug oko Mjeseca mnogo je ei nego oko Sunca, jer jaka Suneva svjetlost spreava da ga vidimo. Ta pojava nastaje difrakcijom svjetlosti pri prolazu kroz vodene kapljice ili ledene kristale.

Sumrak - Prijelazno vrijeme izmeu dana i noi te izmeu noi i dana zove se sumrak. Noi prethodi veernji sumrak (suton), a danju jutarnji sumrak (svitanje). U to vrijeme Suneve zrake osvjetljavaju samo gornje slojeve atmosfere, a zbog difuzije svjetlosti dio svjetlosnih zraka pada i na Zemlju. To se dogaa zvog okretanja Zemlje oko svoje osi. Kada ne bi bilo atmosfere, odmah po zalasku Sunca nastala bi potpuna no, a isto tako s pojavom Sunca na horizontu no bi nestala. Trajanje sumraka za svaki dan u godini i za odreenu geografsku irinu rauna se pomou Nautikog godinjaka. Sumrak je najkrai na ekvatoru a najdulji na polovima. U navigaciji, zavisno od jaine osvjetljenja nebeskog svoda, razlikujemo tri vrste sumraka: graanski, nautiki i astronomski.

Jutarnje i veernje rumenilo - nastaje prije izlaska Sunca i poslije njegova zalaska. Ta pojava nije do danas potpuno objanjenam a kao glavni uzroci navode se: nejednako lomljenje svjetlosnih zraka razliite valne duljinem koje se javlja uglavnom u niim slojevima atmosfere, i zbog toga se Suneva svjetlost razlae u spektralne boje, nejednako rasprivanje svjetlosnog spektra u atmosferi, difrakcija svjetlosti, nejednaka apsorpcija razliitih zraka svjetlosnog spektra u atmosferi. Pri izlasku i zalasku Sunca Suneve zrake prelaze kroz atmosferu mnogo dulji put do promatraa nego danju, pa se zato na svom putu rasipaju i gube. Najjae se apsorbira ultraljubiasti dio spektra i u Sunevoj svjetlosti ostaje vie crvenih zraka. to je vie vlage u zraku, apsorpcija plavih svjetlosnih zraka je vea, a time su i svitanje, odnosno sumrak, crveniji. To se crvenilo pojaava kad u zraku ima mnogo praine, dima i drugih krutih estica koje pospjeuju rasipanje Sunevih zraka. Obino jutarnje rumenilo (crvena zora) nastaje pri dolasku ciklone. Ruiasti i zlatni sumraci nastaju uglavnom zbog velike koliine praine u zraku. Najvie se vide pri anticiklonalnom vremenu i predznak su suha i vjetrovita vremena.

Atmosferska refrakcija - Kad zraka svjetlosti prolazi kroz atmosferu, u kojoj se gustoa zraka mjenja od sloja do sloja, ona se neprestano lomi i postaje zakrivljena. Putanja takve zrake ima uvijek konkavan oblik i okrenuta je prema sloju vee gustoe. Ako pri prolazu iz gueg sloja u rjei kut ulaska zrake prijee odreeni iznos, tada zraka nakon loma ini s normalom kut vei od 90. U tom sluaju zraka ne prelazi u drugi sloj ve se vraa odakle je i dola. Ta se pojava zove totalna refleksija. Posljedica je atmosferske refrakcije da objekte, kao izvore svjetlosti, ne vidimo na mjestu gdje se oni stvarno nalaze, ve neto podignute, tj. u smjeru tangente na zakrivljenju putanje svjetlosne zrake. Treperenje svjetlosti zvijezda (scintilacija) objanjava se kao posljedica stalnih promjena u gustoi zraka. Zapaeno je da je treperenje osobito jako prije kiovita vremena.

Zrcaljenje (miraa)- Pojava pri kojoj vidimo stvarni objekt na Zemlji i njegovu obrnutu sliku zove se zrcaljenje. Zrcaljenje je takoer posljedica refrakcije, a pojavljuje se zbog totalne refleksije zraka svjetlosti na otroj granici izmeu hladnijeg (gueg) i toplijeg (rjeeg) sloja zraka. Zrake svjetlosti dolaze dvama putovima u motrioevo oko. Jedan put zrake je izrava i daje stvarnu sliku objekta. Drugim putem dolazi zraka iz gueg sloja i poslije odbijanja od toplijeg (rijetkog) sloja atmosfere (kao od zrcala) daje obrnutu sliku. Zrcaljenje prema gore nastaje kad iznad Zemljine povrine postoji dovoljno niska inverzija, a objekt je dovoljno udaljen. Na granici inverzije izrazita je promjena gustoe, s tim to je gornji sloj mnogo rjei. Reflektirana slika objekta nalazi se iznad stvarnog objekta i izvrnuta je. Zrcaljenje prema dolje javlja se kada je sloj izrazito hladnog zraka iznad tankog toplog sloja pri tlu. Na Jadranu je to redovita pojava zimi pri buri, kada se nad morem zrak ohladi strujom hladnog vjetra. U takvim sluajevima naglog pada temperature po visini, nii sloj zraka izrazito je rjei od viih slojeva i svjetlosne zrake lome se konkavnom stranom prema gore. Fatamorgana je kombinirano zrcaljenje (prema gore i prema dolje), uz razliite poloaje refleksivnih ploha. Pojavljuje se u visokim geografskim irinama Atlantika i Pacifika te oko Kalabrije.

Nebesko plavetnilo i bjelilo - Plavetnilo je svjetlost koja nastaje refrakcijom i difuzijom Sunevih zraka. Suneve zrake ine elektromagnetske valove i kreu se brzinom od 300 000 km/s. Put do Zemlje prijeu za otprilike osam minuta. Prolazei kroz najvie slojeve atmosfere, Suneve zrake veoma malo slabe. Ulazei u donje slojeve atmosfere, nailaze na sve gue slojeve zraka, vodenu paru i druge estice o koje se razbijaju i rasipaju na sve strane. Veliina rasipanja uglavnom zavisi od povrine na koju pada Suneva svjetlost. Ako na esticu padne jednaka koliina crvenih i plavih zraka, u rasprenoj svjetlosti bit e mnogo vie plavih i ljubiastih zraka nego crvenih, zato i nebo ima plavu boju. Plavetnilo neba je najizrazitije u zenitu, i to onda kada je Sunce prilino nisko. Ljeti, ako se u zraku nalazi mnogo vodenih kapljica, zbog jake difuzne radijacije vedro nebo postaje bijelkasto.

1.7 Elektrometeori

Elektrometeor je vidljiva ili ujna manifestacija pranjenja atmosferskog elektriciteta.

Grmljavina - To je jedno ili vie naglih pranjenja atmosferskog elektriciteta koje se oituje munjom (sijevanjem) i grmljenjem.

Vatra Sv. Ilije- To je izbijanje elektriciteta iz raznih uzdignutih predmeta na Zemlji (npr. iz brodskih jarbola, gromobrana ili antena) ili zrakoplova u letu, kao posljedica tihog pranjenja. Kod velikih napetost, za vrijeme oluja, to pranjenje postaje vidljivo i tada se zove vatra Sv. Elma.

Polarna svjetlost (aurora) - To je jedna od najzanimljivijih svjetlosnih pojava u prirodi. Boja te svjetlosti obino je bjelkasta sa ukastim, crvankastim i zelenkastim nijansama; rjee se vide plavkaste i ljubiaste nijanse. Obino se vidi u polarnim i visokim irinama gdje je Zemljino magnetsko polje najjae (Grenland i Kanadsko otoje), i to na sjevernom dijelu horizonta za vrijeme "bijelih noi". Javlja se u raznim oblicima. Trajanja i snaga polarne svjetlosti zavisi ponajprije od aktivnosti Sunevih pjega. Snanije Suneve oluje popraene su duom polarnom svjetlou, koja moe trajati neprekidno danju i nou.

1.8 Atmosferska i Zemljina radijacija (zraenje)

Do Zemljine povrine stie samo dio toplinske energije koju direktno zrai Sunce. Ostatak energije akumulirala je atmosfera (difuznom refleksijom i selektivnom apsorpcijom Suneva zraenja), i taj ostatak u obliku svjetlosnog i toplinskog zraenja dopire do Zemljine povrine. To se zraenje naziva atmosferskom radijacijom. Ono je od posebna znaaja za visoke geografske irine, gdje je visina Sunca malena. Atmosfersko zraenje moe se podijeliti na difuzno i na toplinsko zraenje. Difuzno zraenje atmosfere je kratkovalno (pri vedom nebu), i to samo od poetka svitanja do zavretka sumraka. nastaje kao posljedica difuzne refleksije direktnog Suneva zraenja, kojom se Suneve zrake skreu (lome) od prvobitna pravca i u izvjesnu iznosu dolaze do Zemlje. Intenzitet difuznog zraenja rate s porastom visine Sunca, s poveanjem oblanosti, sa smanjenjem nadmorske visine i sa smanjenjem prozranosti, i obratno. Toplinsko zraenje atmosfere je zraenje koje vri atmosfera od toplinske energije akumulirane apsorpcijom direktnog Suneva zraenja i apsorpcijom zraenja Zemljine povrine. Ono je dugovalno, traje neprestano danju i nou i time djeluje na toplinske uvjete Zemlje. Zbroj direktnog Suneva zraenja i difuznog zraenja atmosfere to pada na Zemljinu povrinu daje globalno Sunevo zraenje, koje se naziva insolacija. Intenzitet insolacije na nekom mjestu openito raste s porastom prozranosti zraka, s porastom visine Sunca i s porastom nadmorske visine, a opada s poveanjem koliine vodene pare u zraku. Dnevna insolacija zavisi jo i od duljine dana. Na osnovi mjerenja moe se zakljuiti da srednji zbroj globalnog zraenja u toku godine raste sa smanjenjem geografske irine, isto kao i zbroj direktnog Suneva zraenja. Ali zbroj difuznog atmosferskog zraenja opada sa smanjenjem geografske irine do 60, a zatim ponovo raste. To znai da u globalnom zraenju pretee utjecaj direktnog Suneva zraenja. Dio globalnog zraenja apsorbira Zemlja i na taj se nain zagrijava, a drugi dio se reflektira natrag u atmosferu. Zraenje koje se vri od zagrijane Zemljine povrine natrag u atmosferu zove se Zemljina radijacija. Intenzitet Zemljine radijacije zavisi od fiziko-kemijeskih svojstava i od temperature Zemlje. Ta radijacija traje neprekidno danju i nou, a osobito je izrazita pri vedru i suhu vremenu. Dugovalne toplinske zrake koje Zemlja zrai pri svojoj radijaciji apsorbira zrak iznad Zemljine povrine. Zbog toga dolazi do zagrijavanja drugih slojeva atmosfere, a time i do protuzraenja atmosfere, koje kompenzira toplinu izgubljenu Zemljinom radijacijom. Oblani sloj apsorbira toplinu koju zrai Zemlja i prenosi je na slojeve zraka ispod oblaka. Time se spreava prijenos zrane topline u vie slojeve atmosfere. Ogranienje je to vee to su oblaci nii. Pri magli je to ogranienje maksimalno. Dakle, u procesu razmjene topline atmosfera djeluje kao neka vrsta toplinskog filtra: proputa zrake direktnog Suneva zraenja prema Zemlji i zadrava (apsorbira) toplinske zrake koje Zemlja zrai. Kad ne bi bilo atmosfere, temperatura bi danju bila vrlo visoka, a nou niska. ime bi dnevne amplitude na Zemljinoj povrini bile vrlo velike; srednja godinja temperatura Zemljine povrine bila bi -23C , a ne oko +15C, koliko se zapravo danas smatra.

1.9 Adijabatski procesi i stanja atmosfere

Kada se zrak iznad jednog mjesta jae zagrijava od okolnog zraka, topliji zrak se iri i postaje laki. Okolni hladniji zrak potiskuje estice toplijeg i ovaj se poinje dizati. Koliko je vea temperaturna razlika izmeu estica zraka koji se die i okolnog zraka, toliko e se zagrijani zrak bre dizati. Pri sputanju hladnog zraka je obratno. Sline pojave se javljaju i pri prelasku zranih struja preko prirodnih prepreka. Ako se zrak pri vertikalnom dizanju iri, a pri sputanju skuplja bez priliva toplinske energije izvana, i zbog razlike u gustoi nije prinuen da se mijea sa zranom masom ope cirkulacije atmosfere, on nastoji da od nje ostane odvojen. U takvim uvjetima zapravo nema razlika u koliini toplinske energije izmeu zraka u kretanju i dijela zrane mase zbog veoma slabe toplinske provodljivosti atmosfere. Strujanje zraka koje se javlja bez priliva toplinske energije izvana i bez promjene toplinske energije izmeu dvije prisutne zrane mase zove se adijabatsko kretanje. Pri dizanju (irenju) topliji zrak ulazi u sve rjeu sredinu, okolni zrak ga tlai sve slabije i zbog toga on ekspandira. Posljedica toga je snienje temperature toplijeg zraka. Meutim, zrak koji se sputa ulazi u guu sredinu, skuplja se (komprimira) i zbog toga se zagrijava. takvo ohlaivanje zraka pri irenju i zagrijavanje pri tlaenju, koje se dogaa bez priliva ili gubitka toplinske energije, zove se adijabatsko hlaenje, odnosno adijabatsko zagrijavanje zraka. Adijabatsko ohlaivanje i adijabatsko zagrijavanje zraka zapravo su adijabatski procesi u atmosferi. Kada se suh ili vlaan zrak (ali ne i zasien vodenom parom) adijabatski die, njegova temperatura adijabatski pada za 1C na svakih 100 m uspona. Vrijednost pada temperature zraka za 1C za 100 m visinske razlike zove se adijabatski gradijent temperature. Adijabatski fradijent vlanog zraka koji se die iznosi 1C za svakih 100 m poveanja visine samo dok se temperatura zraka ne spusti do rosita. U tom sluaju kaemo da se zrak hladi po suhoj adijabati, a takav gradijent zovemo adijabatsko gradijent temperature za suhi zrak (suhoadijabatski gradijent). Dizanjem i hlaenjem zraka dalje od rosita, vodena se para koju zrak sadri poinje kondenzirati ili sublimirati. Pri tome se islobaa velika koliina latentne topline koja smanjuje daljnje hlaenje zraka. Zbog toga temperatura zraka koji se die ne pada i dalje za 1C na 100 m, ve za oko 0,5 - 0,7C na 100 m. U tom sluaju govorimo da se zrak hladi po vlanoj adijabati, a takav gradijent zovemo dijabatski gradijent temperature za vlaan zrak (vlanodijabatski gradijent). Visina na kojoj se temperatura zraka koji se die spusti na rosite zove se razina kondenzacije. I pri dijabatskom zagrijavanju povienje temperature zraka iznosi takoer 1C za svakih 100 m njegova sputanja, ali s razlikom to ta promjena nastaje i kod zraka nezasienog vodenom parom i kod zraka zasienog vodenom parom u kojem nema kondenziranih tvorevina. Znai, temperatura zraka raste po suhoj adijabati. Pri sputanju zraka u kojemu je dolo do kondenzacije, temperatura zraka najprije raste po vlanoj adijabati (0,5 - 0,7C / 100 m), ali im zrak postane nezasien, temperatura dalje raste po suhoj adijabati (1C / 100 m).

Zavisno od vrijednosti vertikalnog gradijenta temperature, atmosfera se moe nalaziti u jednom od tri ravnotena stanja: stabilnom, labilnom i indiferentnom.Stabilna ravnotea atmosfere postoji kada je vertikalni gradijent temperature manji od adijabatskog gradijenta, tj. manji od 1C na 100 m visinske razlike. Stabilnost je naroita kada u atmosferi postoje inverzivni slojevi temperature. U stabilnoj atmosferi mogu nastati slaba horizontalna strujanja i vertikalna silazna strujanja, ali se ne mogu pojaviti vertikalna strujanja zraka od Zemljine povrine prema visini. Takav sluaj javlja se u anticikloni.Labilna ravnotea atmosfere postoji kada je vertikalni gradijent temperature vei od adijabatskog, tj. vei od 1C na 100 m. Suprotno od ranijeg sluaja, u labilnoj atmosferi javljaju se vertikalna uzlazna strujanja. Takav sluaj se javlja u cikloni (depreseiji).Indiferentna ravnotea atmosfere postoji kada je vertikalni gradijent temperature jednak adijabatskom gradijentu, tj. jednak je 1C na 100 m visinske razlike. Ne postoje uvjeti za bilo kakva zrana strujanja.

ZRANE MASEDefinicija i nastajanje zranih masa

Fizikalna svojstva zraka kao to su temperatura, vlanost, vidljivost i drugo ovise od vie imbenika. Analize vremenskih karata pokazuju da su iznad velikih podruja fizikalna svojstva zraka i znaajke vremena sline. Pokazuje se da su ove veliine u uskoj vezi s fizikalnim svojstvima Zemljine povrine iznad koje se zrak nalazi. Nalazei se u izravnom dodiru sa Zemljinom povrinom, zrak prima odreena svojstva, koja se prenose u vie slojeve pri emu se uspostavlja odreena razdioba fizikalnih svojstava s visinom.

Pojam zrana masa (eng. air mass) oznaava veliku koliinu zraka ija su fizikalna svojstva vie ili manje ujednaena u vodoravnom smjeru. Za razliku od esti zraka, koje imaju mali obujam, zrana masa ima mnogo vei obujam. Vodoravna prostranstva zranih masa su obino od 500 do 5000 km, zahvaaju povrinu i nekoliko miliona kilometara kvadratnih, dok su uspravna protezanja izmeu 1 i 20 km. Znai da se zrane mas u vodoravnom smjeru proteu iznad podruja kontinentalnih (oceanskih) razmjera, a u uspravnom smjeru mogu zahvaati cijelu troposferu.Ujednaenost svojstava zrane mase moe se odrediti iznosom gradijenata meteorolokih elemenata. Dvije zrane mase koje se nalaze u meusobno neposrednoj blizini na svojim granicama imaju mnogo izraenije gradijente.Velike koliine zraka mogu imati slina fizikalna svojstva, ako su dugotrajno izloena priblino istim uvjetima. To se u prirodi deava kad se iznad nekog veeg zemljopisnog podruja s jednolikom podlogom uspostavi takav tip kruenja pri emu se ista koliina zraka dulje vremena (poevi od nekoliko dana ili tjedana) zadrava iznad takve podloge. Povoljni uvjeti za ovakav tip kruenja se javljaju u polupostojanim anticiklonama gdje su zrane mase u miru ili slabo pokretne. Tako su zrane mase dulje vremena izloene utjecaju podloge. Prostrana podruja Zemlje, gdje su ovi uvjeti ee ispunjeni predstavljaju izvorita za nastajanje zranih masa.

Osnovna svojstva zranih masa ovise prvenstveno od kakvoe podloge izvorita gdje je zrana masa nastala. Tako, npr. ako je zrana masa nastala iznad morske povrine sadravat e u sebi veu koliinu vlanosti, a ako je nastala iznad kopna bit e sua. Debeli slojevi zraka ne moraju biti jedna zrana masa, jer zrak na razne visine moe doi iz razliitih podruja.Kad se zrana masa pokrene s izvorita, ne ulazei u razloge zbog kojih je do toga dolo, ona se pretvara transformira prema svojstvima podloge iznad koje putuje i trajanju njenog zadravanja iznad tog podruja, koja se razlikuju po fizikalnim svojstvima od izvorita. Te promjene su polagane i teku postupno. Veliina promjene tj. pretvorbe zrane mase ovisi o razlikama svojstava zrane mase i podloge. Takoer e promjene fizikalnih svojstava zrane mase ovisiti od tipa kruenja u atmosferi, odnosno mijeanja unutar zrane mase koje ubrzava njenu pretvorbu. Pri prouavanju pretvorbe zrane mase ne analizira se to se zbiva u nekoj odreenoj toki prostora, ve kakve promjene doivljava est zraka koja se giba zajedno sa zranom masom. Pojedina fizikalna svojstva zrane mase se ne mijenjaju ili se slabo mijenjaju pri uspravnim gibanjima zraka i nemaju izraeni dnevni hod, to je pogodno prilikom praenja pretvorbe zrane mase. Takva svojstva zraka su konzervativne veliine, kao npr. potencijalna temperatura i specifina vlanost, zatim ekvivalentna