1 Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 6Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski

2 Kompensacja wychładzania radiacyjnego poprzez: Radiacyjne chłodzenie atmosfery ok. 100 W/m2  1K/dobę Kompensacja wychładzania radiacyjnego poprzez: - konwekcję (strumień ciepła odczuwalnego oraz utajonego) - wielkoskalowe osiadanie

3 Nierównomierny rozkład bilansu radiacyjnego na ziemiŚrednia roczna wartość energii promieniowania słonecznego absorbowanego przez układ Ziemia-Atmosfera, energia emitowane (promieniowanie długofalowe) oraz ich wartość netto (Hartmann 1994). Średnia roczna wartość energii transportowanej w kierunku północnym potrzebna do zrównoważenia bilansu radiacyjnego pomiędzy równikiem a biegunem. Linia ciągła oznacza bilans radiacyjny na szczycie atmosfery, linia przerywana w atmosferze zaś kropkowana w oceanie (Zhang Rossow, 1997) .

4

5 Meridional temperatureJanuary temperature contours at 120o East

6 Upper tropospheric jetJanuary zonal wind contours at 120o East

7 Zonal variation of jet

8 Zonal variation of jet

9 Zonal variation of jet

10

11

12 Globalna cyrkulacja atmosferyczna

13 Globalna cyrkulacja oceaniczna

14 Cyrkulacja termohalinowa

15 Cyrkulacja południkowa

16 Cyrkulacja strefowa w strefie równikowej Pacyfiku – cyrkulacja Walkera

17

18

19 MJO – Oscylacja Maddena-Juliana

20 Cyrkulacja Monsunowa

21

22

23 Równania ruchu w atmosferzeRównania pędu na obracającej się Ziemi opis Eulera i Langrange’a: Metoda Eulera na określeniu właściwości powietrza jako funkcji położenia w przestrzeni i czasu. Podstawową wielkością charakteryzującą ruch powietrza jest prędkość V , która zależy od położenia i czasu: Opis tą metodą można uznać za obraz przestrzennego rozkładu prędkości powietrza w każdej chwili podczas jego ruchu. Oczywiście jeśli skupimy uwagę na określonym elemencie objętości, to powietrze, które wypełnia ten element, będzie się nieustannie zmieniało. Metoda Lagrange’a traktuje powietrze jako zbiór małych cząstek. Prędkość każdej cząstki jest funkcją czasu. Metoda ta opisuje historię ruchu każdej cząstki powietrza w atmosferze. Niestety nie da się nią w prosty sposób wyznaczyć przestrzennych gradientów prędkości, niezbędnych do określenia oddziaływań między cząstkami, natomiast stosunkowo łatwo jest śledzić ruch każdej cząstki.

24 Governing Equations Mass continuity in Eulerian approach: consider the flow of mass in and out of a control volume

25 This [in brackets] equals ZERO, hence....

26 Navier-Stokes equationThis is an extremely good approximation for most liquids and gases. The momentum equation becomes: kinematic viscosity, ν=μ/ρ, ν~(mean free path)*(mean molecular velocity)

27 Na obracającej się ziemiprzyspieszenie Coriolia przyspieszenie związane z gradientem ciśnienia pochodna substancjalna

28 Analiza skali równań ruchu w atmosferzeU ~ 10m/s - skala prędkości horyzontalnej W ~ 1 cm/s - skala prędkości pionowej L ~ 106 m - skala długości km D ~ 104 m - skala głębokości - 10 km dP/ ~ 103 m2s-2 - horyzontalna skala fluktuacji ciśnienia L U ~ 105 s - skala czasu Przybliżenie geostroficzne W przypadku składowej horyzontalnej ruchu dominujące są 2 człony równania N-S: siła Coriolisa i gradient ciśnienia

29 Wiatr geostroficzny Równania progostyczne

30 vertical velocity component gravity accelerationLet's consider situation with negligible viscosity and important gravity. Let's focus on a vertical component of the momentum equation (along gravity acceleration). vertical velocity component gravity acceleration in static situation (no motion) vertical pressure gradient is balanced by gravity acceleration, this is condition for hydrostatic balance:

31 Rozwój ośrodków barycznych w średnich szerokościach geograficznych

32 Adwekcja ciepła na zaburzeniu frontu polarnego

33 Norwegian model: instability on polar frontFrontal designations arise from Norwegian cyclone model introduced after world war I and have basis in military terminology, The polar air attacks southwards (the cold front). The warmer air counterattacks northwards (the warm front). The occluded front develops when the cold front makes a sharp turn and attacks the warm air in its flank and ultimately the two fronts merge with warm air rising above the colder, surface-based air. Norwegian model: instability on polar front