Tuesday, Mar. 28, 2017

Atmosfera

OPĆENITO

Atmosfera je plinoviti omotač koji obavija Zemlju. Oblik atmosfere je sličan obliku Zemlje i s njom se neprekidno okreće. Meteorologija proučava sastav i strukturu atmosfere, njezino fizičko stanje, postanak, značenje i razvoj fizičkih meteoroloških pojava koje se javljaju u atmosferi i na Zemljinoj površini. Stanje atmosfere je skup njezinih fizičkih osobina koje određuju meteorološki elementi. U osnovne meteorološke elemente ubrajamo temperaturu zraka i gornjih slojeva Zemlje, atmosferski tlak, vjetar, gustoću i vlažnost zraka, isparavanje, oblake i oborine, optičke i električne pojave u atmosferi, vidljivost i dr. Prema Svjetskoj meteorološkoj organizaciji (WMO – World Meteorological Organization), pojava koja se opaža u atmosferi ili na Zemljinoj površini, a nije oblak, zove se meteor. Razvrstavaju se u četiri skupine: hidrometeori (oborine), litometeori. fotometeori i elektrometeori. Fizički procesi u atmosferi izazivaju promjene meteoroloških elemenata, pa se njihove vrijednosti mijenjaju od mjesta do mjesta. Fizičko stanje atmosfere nad nekim mjestom u određenom trenutku zove se meteorološko vrijeme. Međutim, prosječno stanje atmosfere nad određenim mjestom (područjem) u određenom vremenskom razdoblju (30 godina) imajući na umu i prosječna ekstremna odstupanja zove se klima. Vrijednosti meteoroloških elemenata određuju se mjesrenjem i motrenjem na meteorološkoj stanici. Meteorologija, dakle, proučava sve elemente i pojave koje za određeni trenutak označavaju fizičko 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 (najniži sloj, do 11 km), stratosfera (11 do 40 km), mezosfera (40 do 80 km), termosfera (od 80 do 800 km) i najviši sloj iznad 800 km, egzosfera (njezina granica nije točno određena). Temperatura u troposferi pada s visinom, u stratosferi se ne mijenja, a u mezosferi se povećava s visinom. Najviša temperatura u tom sloju nalazi se na visini oko 60 km, a zatim naglo pada do 80 km. Naglo povišenje temperaturi u mezosferi objašnjava se prisutnošću ozona koji apsorbira Sunčeve zrake i zagrijava taj sloj. U termosferi temperatura raste s porastom visine. Između pojedinih slojeva atmosfere nalaze se i međuslojevi: tropopauza – između troposfere i stratosfere, stratopauza – između stratosfere i mezosfere i mezopauza – između mezosfere i termosfere. Ti međuslojevi nemaju strogo određene granice. Visina troposfere je različita. Na ekvatoru 18-20 km, iznad umjerenih širina 11-14 km, a na polovima samo 8-10 km. Obuhvaća oko 90% atmosferske mase. Temperatura u troposferi pada s visinom prosječno 6°C po kilometru tako da na gornjoj granici iznosi oko -45°C nad polom, a do -80°C 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 opažami zbivaju se u troposferi. Debljina tropopauze je različita 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 različitu visinu: na ekvatoru 16 – 18 km, iznad umjerenih širina oko 11 km, a na polovima samo 8 – 10 km. Ona obuhvaća 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, prosječno 6°C po kilometru, tako da na gornjoj granici iznosi -50 do -85°C. Sve vremenske pojave koje opažamo događaju se u troposferi. Iako je debljina troposfere malena, taj sloj atmosfere ima najveće značenje za život na Zemlji. Brojnim mjerenjima ustanovljeno je da je do visine od 8 km sastav zraka približno isti kao i uz Zemljinu površinu. Visina troposfere, izvan koje je nemoguć opstanak živih bića bez umjetnog kisika iznosi oko 15 km. Debljina tropopauze je različita, a kreće se između dvije stotine metara i nekoliko kilometara. U njoj prestaje opadanje temperature s visinom (izotermija), a dolazi i do porasta temperature (inverzija). U nižim slojevima troposfere temperatura pada s porastom visine iz nekoliko razloga: s povećanjem nadmorske visine utjecaj Zemljine radijacije sve je slabiji; donji slojevi troposfere gušći su i bogatiji vodenom parom pa imaju i veću moć apsorpcije od viših slojeva; pri vertikalnom strujanju zraka, zrak koji se diže ekspandira i zbog toga rashlađuje. Temperatura pada s visinom naročito ljeti i u toku dana za vedra i tiha vremena, jer je tada insolacija veća od radijacije. U homogenoj zračnoj masi u kojoj je padanje temperature s visinom pravilno, mjerenjima je ustanovljeno da u srednjim geografskim širinama u većem dijelu troposfere srednja vrijednost padanja temperature (vertikalni gradijent temperature) iznosi 0,56°C na svakih 100 m visine. Zato, kada se žele usporediti temperature nekih mjesta na različitim nadmorskim visinama, najprije se svedu na morsku razinu. Spome nuto padanje temperature je pravilno, ali ima i izuzetaka. Često zbog raznih procesa u atmosferi, s porastom temperatura zraka ostaje nepromijenjena. Ta pojava zove se izotermija, a takav sloj izotermni sloj. Međutim, često se na visini pojavi viša temperatura od one u susjednom nižem 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 povećanje temperature. Temperatura je slična temperaturi tropopauze, s godišnjim promjenama od -40°C do -65°C u umjerenim geografskim širinama. Nju karakterizira velika količina ozona, naročito na visini od 20 do 25 km, koji apsorbira ultravioletne zrake i zagrijava slojeve zraka. Zrak je vrlo razrijeđen i ima malo primjesa, a naročito 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 ljubičastim sjenama, jer je rasipanje Sunčeve svjetlosti vrlo slabo. S razvitkom raketne tehnike pridaje se proučavanju stratosfere veliko značenje, naročito zato što se u tom sloju vrši zračni promet. Stratosfera ima velike prednosti pred troposferom, njenim čudljivim vremenom i njenom velikom gustoćom zraka, koja zrakoplovima koči 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 dosiže i do 100°C (čemu je uvjet prisutnost sloja ozona), a u drugom sloju opada s visinom i dosiže do -100°C. 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 -100°C na donjoj granici, pa do više stotina stupnjeva u njezinu gornjem dijelu. Takav porast temperature moguć je zbog jakog upijanja Sunčevih ultravioletnih zraka koje vrše molekule i atomi kisika i dušika. Atmosferski sloj na visini od 120 km smatra se granicom rasipanja svjetlosti koja određuje boju neba, Iznad te visine nebo se čini sasvim crno. U zim slojevima vlada vječna tišina jer se zvuk ne rasprostire na daljinu. Smatra se da prilike u termosferi djelomično odgovaraju uvjetima koji vladaju u svemiru. Dio Zemljine atmosfere zaključno s termosferom u kojemu se slojevi određuju na osnovi promjena tempetarure prema visini naziva se još i unutrašnja sfera. Iznad nje počinje vanjski dio atmosfere – egzosfera.

EGZOSFERA

To je sloj Zemljine atmosfere koji se nalazi iznad termosfere. Njena granica još nije točno određena. Neki smatraju da se ona prostire na visini od 300 do 400 km, a drugi na visini od 800 do 1000 km iznad Zemljine površine. U njoj su molekule i atomi zraka toliko razrijeđeni i imaju toliku brzinu da jedan dio čestica lakih plinova (vodika, helija) svladava Zemljinu težu i odlazi u svemir. Teoretski, iznad 300 km visine, temperatura egzosfere prelazi 230°C, a moguća je i temperatura do 690°C. Na osnovi mjerenja izvršenih pomoću umjetnih meteoroloških satelita pretpostavlja se da u gornjim slojevima egzosfere temperatura dosiže i više od 1500°C. Pri tom treba imati na umu da je to kinetička temperatura određena brzinom kretanja čestica plinova, a da je gustoća plinova toliko malena da se njeno toplinsko djelovanje ne može osjetiti. Računom je određeno da je u prostoru na visini od 200 km moguće postojano i slobodno kretanje jer je otpor zraka sasvim malen. To je najniža visina na kojoj mogu oko Zemlje kružiti umjetni sateliti. Iznad 200 km djeluju svi faktori međuplanetarnog prostranstva i dolaze do izražaja svemirski uvjeti. Zasada je teško utvrditi da visina od 1000 km pripada Zemljinoj atmosferi ili pak svemiru. Atmosfera nema oštre granice, već postepeno prelazi u svemir, a sam svemir je “konačan ali bez granica”. U svim slojevima u atmosferi, osim u egzosferi, javljaju se zračna strujanja – vjetrovi. Brzina vjetra raste s visinom. Oni u troposferi imaju pretežno zapadni smjer. U stratosferi nastaju nagle promjene vjetra prema smjeru i brzini. U donjim slojevima atmosfere pretežu zapadni vjetrovi, a u gornjim istočni. U mezosferi pretežu zapadni vjetrovi, a ljeti istočni, i to znatno veće brzine od prethodnih. Prema kemijskom sastavu zraka atmosfera se dijeli u dva osnovna sloja: hemosfera i heterosfera. Međusloj 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 Sunčeva ultraljubičastog zračenja manje ili više ionizirani nazivaju se ionosferom. Utječu na širenje radio-valova (odbijaju, lome i apsorbiraju radio-valove) i povremeno izazivaju promjene u magnetskom polju Zemlje. U ionosferi opaža se i polarna svjetlost i srebrnasti oblaci. Slojevi ionosfere dobili su svoja imena od početnih slova latinske abecede. Najniži 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 najviši 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 noću. Sloj E reflektira srednje i duge radio-valove; nestaje noću kao i sloj D. Slojevi E1 i E2 važni su za telekomunikacijske veze na velikim daljinama jer reflektiraju kratke radio-valove. Atmosfera čije je stanje unaprijed određeno naziva se standardna atmosfera (SA). Fizikalne karakteristike SA predstavljene su srednjim vrijednostima meteoroloških elemenata, koji su dobiveni dugogodišnjim mjerenjima i one se odnose na suhi zrak. 1920. godine na temelju mjerenja postavljena je Međunarodna standardna atmosfera (MSA) koja se do danas nekoliko puta mijenjala, posebice zbog sve preciznijih mjerenja na većim visinama. Za potrebe Međunarodne organizacije civilne avijacije (ICAO-International Civil Aviation Organization) postavljena je SA ICAO.

Tablica 1. Međunarodna standardna atmosfera

Visina u metrima Tlak u hPa Temperatura u °C Gustoća kg/m3
0 1013,25 +15,00 1,2250
500 955,12 +11,75 1,1660
1.000 899,36 +8,50 1,1110
1.500 844,52 +5,25 1,0580
2.000 795,29 +2,00 1,0060
2.500 747,13 -1,25 0,9567
3.000 697,37 -4,50 0,9089
3.500 657,87 -7,75 0,8630
4.000 616,65 -11,00 0,8189
4.500 577,42 -14,25 0,7766
5.000 540,33 -17,50 0,7359
5.500 505,11 -20,75 0,6953
6.000 471,89 -24,00 0,6595
6.500 440,54 -27,25 0,6236
7.000 410,65 -30,50 0,5889
7.500 382,50 -33,75 0,5563
8.000 355,95 -37,00 0,5249
8.500 331,01 -40,25 0,4948
9.000 307,39 -43,50 0,4660
9.500 285,11 -46,75 0,4386
10.000 264,30 -50,00 0,4124
10.500 244,68 -53,25 0,3874

1.2 SASTAV ATMOSFERE

Atmosferski zrak je fizička smjesa nekoliko stalnih plinova, kemijeskih spojeva i različitih plinovitih, tekućih i čvrstih dodataka. Osnovni plinovi u nižim slojevima atmosfere jesu dušik (N) i kisik (O). Volumni udjeli količine plinova u suhom zraku na morskoj površini jesu:

Tablica 2. Sastav zraka

Dušik 78,09 %
Kisik 20,95 %
Argon 0,93 %
Ugljični dioksid 0,03 %
Neon 0,001.8 %
Helij 0,000.4 %
Kripton 0,000.004.9 %
Ksenon 0,000.000.59 %
Vodik 0,001 %
Ozon 0,000.003 %

Kao posljedica vertikalnih strujanja u atmosferi, taj sastav zraka ostaje gotovo nepromjenjen sve do gornje granice troposfere. Niži slojevi atmosfere (troposfera) sadrže stanovit postotak vodene pare te čestice soli i prašine te razne organske i neorganske sastojke. Vodena para koju sadržava zrak je nevidljiva. Osim vodene pare, važan sastavni dio zraka su prašina i organski sastojci. Prašina dolazi u atmosferu uglavnom s vrlo suhih površina (stepa i pustinja), a zatim kao vulkanska prašina, industrijska prašina (dim), čestice soli (nad morskim površinama), i dr. Može biti i svemirskog porijekla (kozmička prašina). U organske sastojke spadaju i razne zarazne klice. Njihova količina zavisi od mjesta i od doba godine. Poslije kiše ima u zraku najmanje prašine i klica. Zbog toga su morska područja najpovoljnija za zdravlje čovjeka, a zrak gradova i industrijskih mjesta najviše je zagađen prašinom i klicama. Ispitivan je utjecaj nuklearnih bombi na sastav zraka i procese u atmosferi. Dokazano je da te eksplozije utječu na sastav zraka samo u lokalnu opsegu, jer je energija koja se oslobađa pri ekspolozijama nuklearnih bombi neusporedivo manja od energije koja se oslobađa pri atmosferskim procesima. Dalje je ustanovljeno da te eksplozije dovode do izvjesna narušavanja 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 kiša) na mjestima gdje se oni normalno nisu javljali. Što se tiče optičkih efekata (zamućenosti zraka), oni su pri eksploziji tih bombi neusporedivo manji od onih koji se javljaju pri vulkanskim erupcijama. Drugim ruječima, svi naprijed navedeni efekti koji se javljaju pri eksplozijama nuklearnih bombi nemaju zasada u atmosferskim procesima opće značenje, već samo lokalno.

1.3 GUSTOĆA ZRAKA

Masa promatrane količine zraka, odnosno svih plinova koje sadrži zrak u jedinici volumena zove se gustoća zraka. Ona pokazuje koliko je puta jedinica volumena zraka lakša od istog volumena vode na temperaturi +4°C. Iz jednadžbe 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 termodinamička (apsolutna) temperatura zraka (T = 273,2 + t°C) i V voluen.Budući je gustoća zraka obrnuto razmjerna volumenu, imamo da je: V = 1 / p , p = p / R * T

To pokazuje da je gustoća zraka p upravo razmjerna tlaku zraka a obrnuto razmjerna temperaturi zraka. Povećanjem visine, u pravilu, opada temperatura i tlak zraka a gustoća raste i obrnuto. Vlažni zrak je lakši od suhog pa je i gustoća vlažnog zraka manja. Gustoća zraka se ne mjeri već računa iz jednadžbe 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 gustoća zraka iznosi p = 1,293 kg / m(3).

1.4 Proučavanje Zemljine atmosfere

Sve vremenske pojave javljaju se kao prvo zbog razlika u temperaturi između pojedinih područja na Zemlji, odnosno u njezinoj atmosferi. Kad tih razlika ne bi bilo, ne bi bilo ni uvjeta za stvaranje vremenskih pojava. U tom slučaju bi posvuda bilo jednako vrijeme. Razlike u temperaturi Zemlje nastaju zbog nejednolika zagrijavanja pojedinih područja. Najveće su razlike u temperaturi između područja na ekvatoru i na polovima, i u njima valja tražiti glavne uzroke različitosti klime Zemlja i uzroke opće cirkulacije u atmosferi. Zbog toga se proučavanju atmosfere pridaje posebna važnost, i ono je jedan od glavnih zadataka meteorologije. S razvojem tehnike razvijala su se i sredstva za aerološka mjerenja. Izrađuju se i puštaju u atmosferu zračni zmajevi (18. st.), aerostati (1804.), baloni-sonde (1892.), radio-sonde, pilot-baloni, meteorološki zrakoplovi, stratostati, meteorološke rakete i umjetni sateliti. Za određivanje donje granice oblačnog sloja upotrebljavaju se meteorološki reflektori. Meteorološki radari sve se više upotrebljavaju za ispitivanje i motrenje atmosfere. Upotreba satelita za meteorološka motrenja do sada je najveće dostignuće u razvoju sinoptićke meteorologije. Za kratko vrijeme i u bilo kakvim vremenskim uvjetima ti sateliti mogu na Zemlju poslati podatke o elementima atmosfere.

1.5 Akustične pojave u atmosferi

Osnovni pokazatelji akustičnosti atmosfere su brzina širenja zvuka i jakost (slabljenje) zvuka. Dok je brzina širenja zvuka određena prevaljenim putem zvučnog signala u jedinici vremena, jakost zvuka određena je količinom energije koju zvučni val prenese u jedinici vremena na jedinicu površine okomite na smjer njegova prostiranja. Brzina zvuka (c) u nepokretnoj istorodnoj zračnoj masi prema Laplaceovoj jednadžbi ovisi o gustoći zraka, tlaku i odnosu specifičnih toplina (pri konstantnom tlaku i konstantnom volumenu). U pojednostavljenom obliku za suhi zrak ta jednadžba glasi: c = 20,1 * SQRT(T) T – apsolutna temperatura zraka
Ako je npr. t = 0°C (T = 273 K), tada je c = 331.8 m / s

Približna brzina zvuka pri vlažnom zraku, ako se zanemari utjecaj rastegljivosti vodene pare, može se računati formulom:
c = 331 + 0,6 t + 0,07 e. Pri rasponu temperature od -20°C do +30°C greška u brzini zvuka nije veća od +/- 0,5 m/s. Brzina zvuka raste niz vjetar, a pada prema vjetru. S visinom se mijenja temperatura zraka, tlak zraka i elastičnost vodene pare, što utječe na brzinu zvuka. Ako temperatura pravilno pada s visinom, tada i brzina zvuka pada s visinom. Na ograničenom prostoru najveća promjena elemenata od kojih zavisi brzina zvuka bit će po vertikali, pa će se i brzina zvuka najjače mijenjati u tom pravcu. Utjecaj vertikalne podjele brzine zvuka na zvučne zrake promatra se jadnako kao i pri širenju svjetlosnih zraka. U normalnom slučaju refrakcija zvuka, kada temperatura zraka pada s visinom, konveksna strana zvučne zrake okrenuta je prema Zemljinoj površini (pod pretpostavkom da je ravna i glatka), a zrake se savijaju prema vrhu. Jedna od zraka je granična zraka, dodiruje Zemlju, a zatim se savije prema vrhu i tako odvaja sektor zvučne sjene od sektora zvuka. Razmatrajući refrakciju zvuka pri promjeni brzine vjetra s visinom, slika ovisi o kutu koji čini smjer vjetra s pravcem zraka. Pri normalnim uvjetima, kada brzina vjetra raste s visinom, zvučni 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 zvučni signal slabi. Uzrok tome je nehomogenost zračnog omotača i gubitak energije apsorpcijom molekula zraka. Slabljenje je veće što je frekvencija zvuka veća i što je daljina njegova izvora veća. U stabilnoj i homogenoj atmosferi gubici energije su manji pa je i čujnost bolja (npr. zimi i noću).

1.6 Fotometeori

Fotometeor je svjetlosna pojava koja nastaje refleksijom, refrakcijom, difrakcijom, odnosno interferencijom Sunčeve ili Mjesečeve svjetlosti pri susretu raznih materijala od kojih se sastoji ili koje posjeduje atmosfera.
Halo. – To je skupina optičkih pojava oblika prstena, luka, stupa ili svjetlosnih žarišta koje nastaju refleksijom Sunčeve ili Mjesečeve svjetlosti na ledenim kristalima koji lebde u atmosferi. Halo sa svim popratnim pojavama češće se viđa u polarnim krajevima. Promatranja su pokazala da se halo češće opaža na prednjoj strani ciklone, pa može služiti i kao predznak njezina približavanja.

Slika 02. Halo pojava oko Mjeseca

Vijenac (korona) – To je jedna od tri serije obojenih prstena, relativno malog promjera, sa Suncem ili Mjesecom u središtu.
Irizacija. – To je pojava s bojama duge ili sličnim pastelnim bojama, koje se javljaju na rubovima gomilastih oblaka (npr. altokumulusa, stratokumulusa, cirokumulusa…), u obliku prstena ili paralelnih pruga oko Mjeseca, a rjeđe oko Sunca. Može se pojaviti i na magli ili na rosi, ali vrlo rijetko.
Glorija. – Jedan ili više obojenih prstena, koje promatrač vidi na oblaku, zove se glorija. Prsteni se sastoje od mnogobrojnih sitnih vodenih kapljica. Ta se pojava može opaziti na rosi i na magli, ali vrlo rijetko.

Duga – To je skupina koncetričnih lukova od ljubičaste do crvene boje. javlja se kao posljedica prelamanja zraka Sunčeve (rjeđe Mjesečeve) svjetlosti na tekućim kapljicama u atmosferi. Pojava je ista kao i ona koja nastaje pri lomljenju svjetlosnih zraka kroz prizmu. Duga sadrži sve boje Sunčeva svhetlosnog spektra. U glavnoj dugi ljubičasta boja je unutra (promjer 40°), a u sekundarnoj (mnogo je manje svijetlija nego glavna) raspored boja je obratan. Promatrač će vidjeti dugo ako se nalazi između Sunca (Mjeseca) i kapljica vode u atmosferi na kojima se javlja duga. Kao glavna duga može nastati i bijela duga. Obično je izvana obrubljena tankom crvenom crtom, a iznutra plavom.

Krug oko Sunca i Mjeseca – Često se vidi kroz tanki sloj naoblake. Unutrašnji dio kruga plave je boje, a vanjski dio je crven. Boje se vrlo slabo primjećuju. Krug oko Mjeseca mnogo je češći nego oko Sunca, jer jaka Sunčeva svjetlost sprečava da ga vidimo. Ta pojava nastaje difrakcijom svjetlosti pri prolazu kroz vodene kapljice ili ledene kristale.

Sumrak – Prijelazno vrijeme između dana i noći te između noći i dana zove se sumrak. Noći prethodi večernji sumrak (suton), a danju jutarnji sumrak (svitanje). U to vrijeme Sunčeve zrake osvjetljavaju samo gornje slojeve atmosfere, a zbog difuzije svjetlosti dio svjetlosnih zraka pada i na Zemlju. To se događa zvog okretanja Zemlje oko svoje osi. Kada ne bi bilo atmosfere, odmah po zalasku Sunca nastala bi potpuna noć, a isto tako s pojavom Sunca na horizontu noć bi nestala. Trajanje sumraka za svaki dan u godini i za određenu geografsku širinu računa se pomoću Nautičkog godišnjaka. Sumrak je najkraći na ekvatoru a najdulji na polovima. U navigaciji, zavisno od jačine osvjetljenja nebeskog svoda, razlikujemo tri vrste sumraka: građanski, nautički i astronomski.

Jutarnje i večernje rumenilo – nastaje prije izlaska Sunca i poslije njegova zalaska. Ta pojava nije do danas potpuno objašnjenam a kao glavni uzroci navode se: nejednako lomljenje svjetlosnih zraka različite valne duljinem koje se javlja uglavnom u nižim slojevima atmosfere, i zbog toga se Sunčeva svjetlost razlaže u spektralne boje, nejednako raspršivanje svjetlosnog spektra u atmosferi, difrakcija svjetlosti, nejednaka apsorpcija različitih zraka svjetlosnog spektra u atmosferi. Pri izlasku i zalasku Sunca Sunčeve zrake prelaze kroz atmosferu mnogo dulji put do promatrača nego danju, pa se zato na svom putu rasipaju i gube. Najjače se apsorbira ultraljubičasti dio spektra i u Sunčevoj svjetlosti ostaje više crvenih zraka. Što je više vlage u zraku, apsorpcija plavih svjetlosnih zraka je veća, a time su i svitanje, odnosno sumrak, crveniji. To se crvenilo pojačava kad u zraku ima mnogo prašine, dima i drugih krutih čestica koje pospješuju rasipanje Sunčevih zraka. Obično jutarnje rumenilo (crvena zora) nastaje pri dolasku ciklone. Ružičasti i zlatni sumraci nastaju uglavnom zbog velike količine prašine u zraku. Najviše se vide pri anticiklonalnom vremenu i predznak su suha i vjetrovita vremena.

Atmosferska refrakcija – Kad zraka svjetlosti prolazi kroz atmosferu, u kojoj se gustoća 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 veće gustoće. Ako pri prolazu iz gušćeg sloja u rjeđi kut ulaska zrake prijeđe određeni iznos, tada zraka nakon loma čini s normalom kut veći od 90°. U tom slučaju zraka ne prelazi u drugi sloj već se vraća odakle je i došla. Ta se pojava zove totalna refleksija. Posljedica je atmosferske refrakcije da objekte, kao izvore svjetlosti, ne vidimo na mjestu gdje se oni stvarno nalaze, već nešto podignute, tj. u smjeru tangente na zakrivljenju putanje svjetlosne zrake. Treperenje svjetlosti zvijezda (scintilacija) objašnjava se kao posljedica stalnih promjena u gustoći zraka. Zapaženo je da je treperenje osobito jako prije kišovita vremena.

Zrcaljenje (miraža)– Pojava pri kojoj vidimo stvarni objekt na Zemlji i njegovu obrnutu sliku zove se zrcaljenje. Zrcaljenje je također posljedica refrakcije, a pojavljuje se zbog totalne refleksije zraka svjetlosti na oštroj granici između hladnijeg (gušćeg) i toplijeg (rjeđeg) sloja zraka. Zrake svjetlosti dolaze dvama putovima u motriočevo oko. Jedan put zrake je izrava i daje stvarnu sliku objekta. Drugim putem dolazi zraka iz gušćeg sloja i poslije odbijanja od toplijeg (rijetkog) sloja atmosfere (kao od zrcala) daje obrnutu sliku. Zrcaljenje prema gore nastaje kad iznad Zemljine površine postoji dovoljno niska inverzija, a objekt je dovoljno udaljen. Na granici inverzije izrazita je promjena gustoće, s tim što je gornji sloj mnogo rjeđi. 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 slučajevima naglog pada temperature po visini, niži sloj zraka izrazito je rjeđi od viših slojeva i svjetlosne zrake lome se konkavnom stranom prema gore. Fatamorgana je kombinirano zrcaljenje (prema gore i prema dolje), uz različite položaje refleksivnih ploha. Pojavljuje se u visokim geografskim širinama Atlantika i Pacifika te oko Kalabrije.

Nebesko plavetnilo i bjelilo – Plavetnilo je svjetlost koja nastaje refrakcijom i difuzijom Sunčevih zraka. Sunčeve zrake čine elektromagnetske valove i kreću se brzinom od 300 000 km/s. Put do Zemlje prijeđu za otprilike osam minuta. Prolazeći kroz najviše slojeve atmosfere, Sunčeve zrake veoma malo slabe. Ulazeći u donje slojeve atmosfere, nailaze na sve gušće slojeve zraka, vodenu paru i druge čestice o koje se razbijaju i rasipaju na sve strane. Veličina rasipanja uglavnom zavisi od površine na koju pada Sunčeva svjetlost. Ako na česticu padne jednaka količina crvenih i plavih zraka, u raspršenoj svjetlosti bit će mnogo više plavih i ljubičastih zraka nego crvenih, zato i nebo ima plavu boju. Plavetnilo neba je najizrazitije u zenitu, i to onda kada je Sunce prilično 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 čujna manifestacija pražnjenja atmosferskog elektriciteta.

Grmljavina – To je jedno ili više naglih pražnjenja atmosferskog elektriciteta koje se očituje 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 pražnjenja. Kod velikih napetost, za vrijeme oluja, to pražnjenje postaje vidljivo i tada se zove vatra Sv. Elma.

Polarna svjetlost (aurora) – To je jedna od najzanimljivijih svjetlosnih pojava u prirodi. Boja te svjetlosti obično je bjelkasta sa žućkastim, crvankastim i zelenkastim nijansama; rjeđe se vide plavkaste i ljubičaste nijanse. Obično se vidi u polarnim i visokim širinama gdje je Zemljino magnetsko polje najjače (Grenland i Kanadsko otočje), i to na sjevernom dijelu horizonta za vrijeme “bijelih noći”. Javlja se u raznim oblicima.
Trajanja i snaga polarne svjetlosti zavisi ponajprije od aktivnosti Sunčevih pjega. Snažnije Sunčeve oluje popraćene su dužom polarnom svjetlošću, koja može trajati neprekidno danju i noću.

1.8 Atmosferska i Zemljina radijacija (zračenje)

Do Zemljine površine stiže samo dio toplinske energije koju direktno zrači Sunce. Ostatak energije akumulirala je atmosfera (difuznom refleksijom i selektivnom apsorpcijom Sunčeva zračenja), i taj ostatak u obliku svjetlosnog i toplinskog zračenja dopire do Zemljine površine. To se zračenje naziva atmosferskom radijacijom. Ono je od posebna značaja za visoke geografske širine, gdje je visina Sunca malena. Atmosfersko zračenje može se podijeliti na difuzno i na toplinsko zračenje. Difuzno zračenje atmosfere je kratkovalno (pri vedom nebu), i to samo od početka svitanja do završetka sumraka. nastaje kao posljedica difuzne refleksije direktnog Sunčeva zračenja, kojom se Sunčeve zrake skreću (lome) od prvobitna pravca i u izvjesnu iznosu dolaze do Zemlje. Intenzitet difuznog zračenja rate s porastom visine Sunca, s povećanjem oblačnosti, sa smanjenjem nadmorske visine i sa smanjenjem prozračnosti, i obratno. Toplinsko zračenje atmosfere je zračenje koje vrši atmosfera od toplinske energije akumulirane apsorpcijom direktnog Sunčeva zračenja i apsorpcijom zračenja Zemljine površine. Ono je dugovalno, traje neprestano danju i noću i time djeluje na toplinske uvjete Zemlje. Zbroj direktnog Sunčeva zračenja i difuznog zračenja atmosfere što pada na Zemljinu površinu daje globalno Sunčevo zračenje, koje se naziva insolacija. Intenzitet insolacije na nekom mjestu općenito raste s porastom prozračnosti zraka, s porastom visine Sunca i s porastom nadmorske visine, a opada s povećanjem količine vodene pare u zraku. Dnevna insolacija zavisi još i od duljine dana. Na osnovi mjerenja može se zaključiti da srednji zbroj globalnog zračenja u toku godine raste sa smanjenjem geografske širine, isto kao i zbroj direktnog Sunčeva zračenja. Ali zbroj difuznog atmosferskog zračenja opada sa smanjenjem geografske širine do 60°, a zatim ponovo raste. To znači da u globalnom zračenju preteže utjecaj direktnog Sunčeva zračenja. Dio globalnog zračenja apsorbira Zemlja i na taj se način zagrijava, a drugi dio se reflektira natrag u atmosferu. Zračenje koje se vrši od zagrijane Zemljine površine natrag u atmosferu zove se Zemljina radijacija. Intenzitet Zemljine radijacije zavisi od fizičko-kemijeskih svojstava i od temperature Zemlje. Ta radijacija traje neprekidno danju i noću, a osobito je izrazita pri vedru i suhu vremenu. Dugovalne toplinske zrake koje Zemlja zrači pri svojoj radijaciji apsorbira zrak iznad Zemljine površine. Zbog toga dolazi do zagrijavanja drugih slojeva atmosfere, a time i do protuzračenja atmosfere, koje kompenzira toplinu izgubljenu Zemljinom radijacijom. Oblačni sloj apsorbira toplinu koju zrači Zemlja i prenosi je na slojeve zraka ispod oblaka. Time se sprečava prijenos zračne topline u više slojeve atmosfere. Ograničenje je to veće što su oblaci niži. Pri magli je to ograničenje maksimalno. Dakle, u procesu razmjene topline atmosfera djeluje kao neka vrsta toplinskog filtra: propušta zrake direktnog Sunčeva zračenja prema Zemlji i zadržava (apsorbira) toplinske zrake koje Zemlja zrači. Kad ne bi bilo atmosfere, temperatura bi danju bila vrlo visoka, a noću niska. čime bi dnevne amplitude na Zemljinoj površini bile vrlo velike; srednja godišnja temperatura Zemljine površine bila bi -23°C , a ne oko +15°C, koliko se zapravo danas smatra.

1.9 Adijabatski procesi i stanja atmosfere

Kada se zrak iznad jednog mjesta jače zagrijava od okolnog zraka, topliji zrak se širi i postaje lakši. Okolni hladniji zrak potiskuje čestice toplijeg i ovaj se počinje dizati. Koliko je veća temperaturna razlika između čestica zraka koji se diže i okolnog zraka, toliko će se zagrijani zrak brže dizati. Pri spuštanju hladnog zraka je obratno. Slične pojave se javljaju i pri prelasku zračnih struja preko prirodnih prepreka. Ako se zrak pri vertikalnom dizanju širi, a pri spuštanju skuplja bez priliva toplinske energije izvana, i zbog razlike u gustoći nije prinuđen da se miješa sa zračnom masom opće cirkulacije atmosfere, on nastoji da od nje ostane odvojen. U takvim uvjetima zapravo nema razlika u količini toplinske energije između zraka u kretanju i dijela zračne mase zbog veoma slabe toplinske provodljivosti atmosfere. Strujanje zraka koje se javlja bez priliva toplinske energije izvana i bez promjene toplinske energije između dvije prisutne zračne mase zove se adijabatsko kretanje. Pri dizanju (širenju) topliji zrak ulazi u sve rjeđu sredinu, okolni zrak ga tlači sve slabije i zbog toga on ekspandira. Posljedica toga je sniženje temperature toplijeg zraka. Međutim, zrak koji se spušta ulazi u gušću sredinu, skuplja se (komprimira) i zbog toga se zagrijava. takvo ohlađivanje zraka pri širenju i zagrijavanje pri tlačenju, koje se događa bez priliva ili gubitka toplinske energije, zove se adijabatsko hlađenje, odnosno adijabatsko zagrijavanje zraka. Adijabatsko ohlađivanje i adijabatsko zagrijavanje zraka zapravo su adijabatski procesi u atmosferi. Kada se suh ili vlažan zrak (ali ne i zasićen vodenom parom) adijabatski diže, njegova temperatura adijabatski pada za 1°C na svakih 100 m uspona. Vrijednost pada temperature zraka za 1°C za 100 m visinske razlike zove se adijabatski gradijent temperature. Adijabatski fradijent vlažnog zraka koji se diže iznosi 1°C za svakih 100 m povećanja visine samo dok se temperatura zraka ne spusti do rosišta. U tom slučaju kažemo da se zrak hladi po suhoj adijabati, a takav gradijent zovemo adijabatsko gradijent temperature za suhi zrak (suhoadijabatski gradijent). Dizanjem i hlađenjem zraka dalje od rosišta, vodena se para koju zrak sadrži počinje kondenzirati ili sublimirati. Pri tome se islobađa velika količina latentne topline koja smanjuje daljnje hlađenje zraka. Zbog toga temperatura zraka koji se diže ne pada i dalje za 1°C na 100 m, već za oko 0,5 – 0,7°C na 100 m. U tom slučaju govorimo da se zrak hladi po vlažnoj adijabati, a takav gradijent zovemo dijabatski gradijent temperature za vlažan zrak (vlažnodijabatski gradijent). Visina na kojoj se temperatura zraka koji se diže spusti na rosište zove se razina kondenzacije. I pri dijabatskom zagrijavanju povišenje temperature zraka iznosi također 1°C za svakih 100 m njegova spuštanja, ali s razlikom što ta promjena nastaje i kod zraka nezasićenog vodenom parom i kod zraka zasićenog vodenom parom u kojem nema kondenziranih tvorevina. Znači, temperatura zraka raste po suhoj adijabati. Pri spuštanju zraka u kojemu je došlo do kondenzacije, temperatura zraka najprije raste po vlažnoj adijabati (0,5 – 0,7°C / 100 m), ali čim zrak postane nezasićen, temperatura dalje raste po suhoj adijabati (1°C / 100 m).

Zavisno od vrijednosti vertikalnog gradijenta temperature, atmosfera se može nalaziti u jednom od tri ravnotežna stanja: stabilnom, labilnom i indiferentnom.
Stabilna ravnoteža atmosfere postoji kada je vertikalni gradijent temperature manji od adijabatskog gradijenta, tj. manji od 1°C na 100 m visinske razlike. Stabilnost je naročita 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 površine prema visini. Takav slučaj javlja se u anticikloni.
Labilna ravnoteža atmosfere postoji kada je vertikalni gradijent temperature veći od adijabatskog, tj. veći od 1°C na 100 m. Suprotno od ranijeg slučaja, u labilnoj atmosferi javljaju se vertikalna uzlazna strujanja. Takav slučaj se javlja u cikloni (depreseiji).
Indiferentna ravnoteža atmosfere postoji kada je vertikalni gradijent temperature jednak adijabatskom gradijentu, tj. jednak je 1°C na 100 m visinske razlike. Ne postoje uvjeti za bilo kakva zračna strujanja.

ZRAČNE MASE

Definicija i nastajanje zračnih masa

Fizikalna svojstva zraka kao što su temperatura, vlažnost, vidljivost i drugo ovise od više čimbenika. Analize vremenskih karata pokazuju da su iznad velikih područja fizikalna svojstva zraka i značajke vremena slične. Pokazuje se da su ove veličine u uskoj vezi s fizikalnim svojstvima Zemljine površine iznad koje se zrak nalazi. Nalazeći se u izravnom dodiru sa Zemljinom površinom, zrak prima određena svojstva, koja se prenose u više slojeve pri čemu se uspostavlja određena razdioba fizikalnih svojstava s visinom.

Pojam zračna masa (eng. air mass) označava veliku količinu zraka čija su fizikalna svojstva više ili manje ujednačena u vodoravnom smjeru. Za razliku od česti zraka, koje imaju mali obujam, zračna masa ima mnogo veći obujam. Vodoravna prostranstva zračnih masa su obično od 500 do 5000 km, zahvaćaju površinu i nekoliko miliona kilometara kvadratnih, dok su uspravna protezanja između 1 i 20 km. Znači da se zračne mas u vodoravnom smjeru protežu iznad područja kontinentalnih (oceanskih) razmjera, a u uspravnom smjeru mogu zahvaćati cijelu troposferu.
Ujednačenost svojstava zračne mase može se odrediti iznosom gradijenata meteoroloških elemenata. Dvije zračne mase koje se nalaze u međusobno neposrednoj blizini na svojim granicama imaju mnogo izraženije gradijente.
Velike količine zraka mogu imati slična fizikalna svojstva, ako su dugotrajno izložena približno istim uvjetima. To se u prirodi dešava kad se iznad nekog većeg zemljopisnog područja s jednolikom podlogom uspostavi takav tip kruženja pri čemu se ista količina zraka dulje vremena (počevši od nekoliko dana ili tjedana) zadržava iznad takve podloge. Povoljni uvjeti za ovakav tip kruženja se javljaju u polupostojanim anticiklonama gdje su zračne mase u miru ili slabo pokretne. Tako su zračne mase dulje vremena izložene utjecaju podloge. Prostrana područja Zemlje, gdje su ovi uvjeti češće ispunjeni predstavljaju izvorišta za nastajanje zračnih masa.


Osnovna svojstva zračnih masa ovise prvenstveno od kakvoće podloge izvorišta gdje je zračna masa nastala. Tako, npr. ako je zračna masa nastala iznad morske površine sadržavat će u sebi veću količinu vlažnosti, a ako je nastala iznad kopna bit će suša. Debeli slojevi zraka ne moraju biti jedna zračna masa, jer zrak na razne visine može doći iz različitih područja.
Kad se zračna masa pokrene s izvorišta, ne ulazeći u razloge zbog kojih je do toga došlo, ona se pretvara – transformira prema svojstvima podloge iznad koje putuje i trajanju njenog zadržavanja iznad tog područja, koja se razlikuju po fizikalnim svojstvima od izvorišta. Te promjene su polagane i teku postupno. Veličina promjene tj. pretvorbe zračne mase ovisi o razlikama svojstava zračne mase i podloge. Također će promjene fizikalnih svojstava zračne mase ovisiti od tipa kruženja u atmosferi, odnosno miješanja unutar zračne mase koje ubrzava njenu pretvorbu. Pri proučavanju pretvorbe zračne mase ne analizira se što se zbiva u nekoj određenoj točki prostora, već kakve promjene doživljava čest zraka koja se giba zajedno sa zračnom masom. Pojedina fizikalna svojstva zračne mase se ne mijenjaju ili se slabo mijenjaju pri uspravnim gibanjima zraka i nemaju izraženi dnevni hod, što je pogodno prilikom praćenja pretvorbe zračne mase. Takva svojstva zraka su konzervativne veličine, kao npr. potencijalna temperatura i specifična vlažnost, zatim ekvivalentna potencijalna i potencijalna mokra temperatura. Zadnje dvije veličine uključuju vlažnost zraka i ne mijenjaju se ni pri procesima kondenzacije prilikom dizanja zraka, jedino se mijenjaju pri promjeni topline i vlažnosti, što se značajnije može javiti samo uz Zemljinu površinu. S druge strane, prizemna temperatura i relativna vlažnost zraka glede svoje izrazite promjenljivosti nisu dobre veličine koje bi određivale pojedinu zračnu masu.
Važno je istaći da je na izvorištu uspostavljena ravnoteža (temperatura, vlažnost) između zračne mase i podloge, dok se napuštanjem tog područja narušava ravnoteža. Stoga pretvorba zračne mase ustvari znači ponovno uspostavljanje ravnoteže između zračne mase i podloge. Uspostavljanje temperaturne ravnoteže obično se dosiže u prosjeku nakon tjedan dana po dolasku zračne mase na određeno područje. Sadržaj i razdioba topline i vlažnost u zračnoj masi dvije su osnovne značajke koje zračna masa dobiva tijekom svog nastanka na izvorištu. Iznad raznih dijelova Zemljine površine gdje zračne mase nastaju, toplina i vlažnost imaju izražene vrijednosti.


Podjela zračnih masa

Glede lakšeg proučavanja i praćenja razvitka, zračne mase mogu se razvrstati na nekoliko načina: prema mjestu i kakvoći nastajanja na izvorištu.
Pojednostavljena slika zbivanja u atmosferi pokazuje da na visini tj. u srednjim i višim slojevima troposfere postoje u osnovi dvije zračne mase. Jedna je bliže ekvatoru. To je tropska zračna masa (visoki tlak), a druga bliže polovima je polarna zračna masa (niski tlak) koje dolaze u neposrednu blizinu u području umjerenih širina. Znantno složenija slika je u nižim slojevima troposfere te temeljna podjela zračnih masa vrijedi za najniže slojeve, pri čemu se ista podjela primjenjuje i za više slojeve. Postoji nekoliko načina podjela zračnih masa:


a) prema zemljopisnom području postoje:

– ekvatorske zračne mase (oznaka E) (equatorial air mass)
nastaju u područjima idući od ekvatora prema rubu suptropskog područja visokog tlaka i
obuhvaćaju cijeli pojas oko ekvatora. Zrak je izrazito topao i vlažan i nema bitnih
razlika da li je iznad kopna ili mora.

– tropske zračne mase (T) (tropical air mass)
nastaju u suptropskom području za kojeg su znakovite najviše vrijednosti atmosferskog
tlaka i temperature zraka. Zračne mase iznad kopna su suhe i sadrže velike količine
sitne prašine za razliku od onih iznad oceana koje su bogate vodenom parom.

– polarne zračne mase (P) (polar air mass)
nastaju u umjerenim zemljopisnim širinama uglavnom između 50 i 70°N, bilo iznad
kopna ili mora. U tom pojasu ima nekoliko područja povoljnih za nastajanje zračnih
masa. To su prvenstveno Sibir i Kanada u zimskim mjesecima kad su pokriveni sa
snježnim pokrivačem i izraženim visokim tlakom. Zrak je veoma hladan i suh. U istom
pojasu nastaju i zračne mase iznad prostranih područja Atlantskog i Tihog oceana,
koje su vlažne.
Zračne mase koje nastaju u ovom pojasu često zalaze i u niže zemljopisne širine
donoseći zahlađenje te od tuda potječe naziv polarne zračne mase, koji očito nije
najsretniji tako da se primjenjuje i naziv zračne mase umjerenih širina.

– arktičke zračne mase (A) (arctic air mass)
nastaju u područjima blizu Arktika, tj. iznad 70° sjeverne zemljopisne širine. Kako su ta
područja pokrivena uglavnom ledom i snijegom predstavljaju istorodnu cijelinu.
Pored toga ovo su i područja s povišenim tlakom i slabim vjetrovima. Ove zračne mase
su vrlo hladne i siromašne vlagom.

Iako se navedena podjela odnosi na sjevrenu polutku, slično vrijedi i za južnu polutku s time da na južnoj postoje antarktičke zračne mase (antarctic air mass).

b) prema kakvoći podloge postoje:

– kopnene (kontinentalne) zračne mase (c) (continental air mass)
kao što i samo ime kaže, nastaju iznad kopna poprimajući svojstva koja vladaju na
njegovoj površini. Kopne ne sadrži velike količine vlage, dapače na mnogim mjestima je
izrazito suho. Slične značajke će poprimiti i zrak iznad kopna, stoga je općenito kopnena
zračna masa suha.
– morske (maritimne) zračne mase (maritime air mass)
nastaju iznad prostranih vodenih površina koje su izvor vodene pare. Stoga je općenito
morska zračna masa vlažna.

Pretvorba svojstava jedne zračne mase u drugu nije jednoznačna. Kopnena zračna masa dolaskom nad vodenu površinu mnogo lakše prihvaća vodenu paru, nego što je morska otpušta ukoliko dolazi nad kopno.

c) prema temperaturi podloge razlikuju se:

– tople zračne mase (W) (warm air mass)
nastaju iznad podloge s višim temperaturama i očito je da će općenito nastajati u nižim
zemljopisnim širinama. Međutim, ovaj učinak topline posebno dolazi do izražaja kad
takva zračna masa napusti svoje izvorište i dolazi nad područje koje ima nižu
temperaturu od nadolazeće zračne mase. Prema tome, tople zračne mase donose porast
temperatura jer su toplije od podloge.

– hladne zračne mase (K) (cold air mass)
nastaju iznad podloge s nižim temperaturama i stoga nastaju u višim zemljopisnim
širinama. U ovom slučaju učinak hladnoće dolazi do izražaja kad takva zračna masa
dolazi nad područje koje ima višu temperaturu. Stoga hladne zračne mase donose pad
temperatura jer su hladnije od podloge.

d) prema stabilnosti zraka razlikuju se:

– stabilne zračne mase (s) (stable air mass)
su najčešće tople i suhe zračne mase. Naime, iznad hladne podloge tople zračne mase se
hlade, javlja se sve veća stabilnost i u slučaju inverzije takva zračna masa je izrazito
stabilna. Ovi učinci naročito dolaze do izražaja pri suhom zraku. Stoga se često kaže da
je tipična topla zračna masa ujedno i stabilna.

– nestabilne zračne mase (u) (unstable air mass)
su najčešće hladne i vlažne zračne mase. Iznad tople podloge hladne zračne mase se
griju, javlja se smanjenje stabilnosti koje obično prelazi u nestabilnost (labilnost) kad
temperatura zraka s visinom značajno pada. Stoga je tipična hladna zračna masa
nestabilna, osim na svom izvorištu gdje je stabilna.

Znakovito je naglasiti svezu temperature i vlažnosti zraka, jer porastom temperature zrak može primiti više vodene pare i postati nestabilan, ali istodobno zrak s visokom temperaturom poprima značajke tople zračne mase (stabilno). Očito je da treba nastupiti izvjestan odnos temperature i vlažnosti zraka u cilju definiranja stabilne ili nestabilne zračne mase. Proces razvitka značajki stabilnosti i nestabilnosti zračnih masa je od velikog značaja, jer u velikoj mjeri odražava vremenske pojave u atmosferi.

Vrijeme u pojedinim zračnim masama

Ovisno da li je pojedina zračna masa nastala u nižim ili višim zemljopisnim širinama, nad kopnom ili morem ona poprima određene značajke: topla ili hladna, suha ili vlažna.

Primjenjujući oznake za zračne mase može se lako obilježiti svojstvo pojedine zračne mase i pratiti njezine promjene kad napusti izvorište. Često se zračne mase obilježavaju kao tople ili hladne s naznakama iz kojih zemljopisnih područja potječu te da li sadrže vlagu kao:

Ec, Wem, WTc, WPc, WPm,
KTc, KTm, KPc, KPm, Kac, Kam.

Potrebno je istaći da oznake toplo ili hladno ne predstavljaju vrijednosti temperature zraka već razliku temperatura zraka u odnosu na podlogu. Stoga zrak iz polarnog područja s temperaturom npr. -5°C predstavlja topli zrak kad dođe iznad područja s temperaturom npr. -10°C. S druge strane, tropski zrak temperature 20°C je hladni zrak ako dođe na područje s temperaturama od 25°C.

Spomenuto je da zračne mase mogu biti stabilne ili nestabilne (labilne), stoga će i značajke vremena biti različite. Topla zračna masa zapaža se redovito nad kopnom u hladno doba godine; značajno vrijeme je slojasta zatvorena naoblaka (stratusi), katkad popraćena rosuljom ili stvaranjem advekcijskih magla. Turbulencija u toploj zračnoj masi pojavljuje se redovito nad kopnom u toplo doba godine, osobito pri prodorima morske polarne i morske arktičke zračne mase. Tipično vrijeme u takvim zračnim masama su konvekcijski oblaci (kumulonimbusi), pljuskovite oborine, često i grmljavine. Osnovne značajke zračne mase (toplo, hladno) lako doživljavaju promjene tj. lako prelaze jedna u drugu i obrnuto. Dnevni hod meteoroloških elemenata je osobito velik.


Premještanje te razvoj vremena u zračnim masama

Zračne mase se općenito mogu gibati raznim smjerovima i brzinama te dolaziti nad podloge koje se u odnosu na njih više ili manje razlikuju po svojim termičkim ili vlažnostnim svojstvima. Takvo premještanje zračnih masa uvjetovat će određeni razvitak vremena unutar same zračne mase. Ove promjene su znatno izražene na obalnim područjima gdje s jedne strane, najčešće nad kopnom, postoji razmjerno suh zrak, a s druge strane iznad mora je izražena mogućnost za nastajanje vlažnog zraka. Naravno, temperaturni uvjeti kao toplo ili hladno kopno, odnosno more, mogu te razlike dodatno istaknuti. Međutim, novija saznanja manje uvažavaju značaj zračnih masa i njihove pretvorbe, jer se vremenski procesi razmatraju primjenom numeričkih modela.
U slučaju toplog kopna i hladnijeg mora, što je češći slučaj u ljetnim mjesecima, postoje mogućnosti premještanja toplog zraka s kopna na more ili hladnog zraka s mora na kopno. Pri prijelazu toplog i ne previše vlažnog zraka s kopna nad hladnije more dolazi do hlađenja donjih slojeva zraka i djelomičnog obogaćenja vodenom parom. Kako ovi uvjeti odgovaraju stabilnim vremenskim uvjetima dolazi do postupnog stvaranja niskih slojastih oblaka, najčešće stratokumulusa i stratusa, odnosno magle. U drugom slučaju, kad hladan i vlažniji zrak s mora dolazi nad toplo kopno, donji slojevi zraka se griju, atmosfera postaje nestabilnija te se razvijaju grudasti oblaci, prvo kumulusi koji sve više jačaju dok ne postignu značajke kumulonimbusa iz kojih mogu pasti pljuskovite oborine.


U zimskim mjesecima je hladno kopno, dok je more razmjerno toplo. Strujanje hladnog i razmjerno suhog zraka s kopna na toplo more dovodi do grijanja i zbog pojačanog isparavanja obogaćenja s vodenom parom donjih slojeva zračne mase te postojanja atmosferske nestabilnosti uz razvitak kumulusa i kumulonimbusa iz kojih mogu padati pljuskovite oborine. Pri premještanju toplog i vlažnog zraka s mora na hladno kopno razvijaju se niski slojasti oblaci stratokumulusi i stratusi koji prelaze u maglu, često dugotrajnu. Na mnogim mjestima uz morske obale teku hladne morske struje, koje predhodnu sliku mogu djelomice izmijeniti. Tada je otvoreno more toplo dok je uz obalu razmjerno hladno zbog djelovanja hladne morske struje. Takva područja u najnižim slojevima zraka su bogata vodenom parom i stoga je pojava prostranih magli, koje pokrivaju more i kopno vrlo česta.

Literatura:

Opća i prometna meteorologija, Branko Gelo
National weather service
Harcourt School Publisher
Weather Questions
University of Wisconsin-Stout Physics Department
[lg_gallery][lg_gallery][lg_gallery]