I. Wstęp do przedmiotu

1. Klimatologia (wraz z podstawami meteorologii ogólnej) stanowi przedmiot podstawowy w programie studiów na kierunku Ochrona Środowiska. Określenie to wynika z faktu, iż wiadomości z tego zakresu objaśniają zasady funkcjonowania jednej z najważniejszych sfer środowiska naturalnego. Sfera ta podlega wszelkim oddziaływaniom zewnętrznym, które mogą prowadzić do destrukcji i zachwiania równowagi. Ponadto znajomość reguł, według których funkcjonuje atmosfera pozwala lepiej zrozumieć rolę jaką spełnia ona w zakresie medium przenoszącego czynniki destrukcji środowiskowej na duże odległości.

2. Ludzie interesowali się zjawiskami atmosferycznymi od zarania dziejów. Znane są starożytne dzieła nawiązujące do zagadnień klimatologicznych. Wśród historycznych postaci, które dokonały znaczących spostrzeżeń i odkryć w tym zakresie należy wymienić: Arystotelesa, G. Galilei, Torricellego, Celsjusza, Vidiego, a z czasów bliższych Coriolisa, Ferrela, Bjerknesa, Richardsona, Lorenza. Z polskich badaczy należy wymienić: Arctowskiego, Romera i Okołowicza.

3. Celem badań nad pogodą i klimatem jest stworzenie podstaw trafnego prognozowania zmian pogodowych i klimatycznych, tak aby zabezpieczyć ludzkość przed skutkami nieoczekiwanych zjawisk.

4. W skali światowej istnieje organizacja zwana WMO (World Meteorological Organization), agenda ONZ, która koordynuje wszelkie poczynania w dziedzinie badań i praktyki meteorologicznej, ponieważ działalność ta, jak żadna inna, wymaga wspólnego międzynarodowego wysiłku i działania według standardowych zasad, a zwłaszcza jednolitych metod pomiarowych.

5. Jednym z ważniejszych programów WMO jest program WWW (World Weather Watch), który stanowi system prawny, organizacyjny i techniczny w zakresie światowych obserwacji pogodowych. W jego skład wchodzą sfery: pomiaru, przesyłu informacji i przetwarzania.

6. Polska jest członkiem WMO, jak i różnych regionalnych stowarzyszeń (europejskich stowarzyszeń), podejmujących wspólne obserwacje i badania.

7. W Polsce służbę pogodową pełni jednostka państwowa: Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej (IMGW), zlokalizowany w Warszawie. Instytut dysponuje doświadczoną kadrą naukowo-techniczną oraz zespołem centralnych i terenowych placówek, które dokonują codziennych obserwacji pogodowych, a część z nich stawia także prognozy regionalne.

Bilans wymiany energii.

II. Atmosfera i promieniowanie słoneczne

Atmosfera jest mieszaniną gazów i produktem ewolucji planety. Na skład chemiczny tej mieszaniny wywarły wpływ także procesy biologiczne. Naturalne gazy atmosferyczne są wobec siebie neutralne i nie wchodzą w reakcje chemiczne.
W historii ewolucji atmosfery Ziemi wyróżnia się atmosferę pierwotną (otoczka z czasów gorącej planety) i wtórną, wytworzoną w wyniku przemian gazów powstałych w trakcie wczesnych erupcji wulkanicznych
Gazy zawarte w atmosferze dzieli się na trzy grupy: składniki (główne i drugorzędne), domieszki i zanieczyszczenia.
Udział gazów atmosferycznych w mieszaninie maleje wraz z wysokością (niewielkie wzrosty notuje się w przypadku azotu, tlenu i innych w niskich warstwach). Na górnej granicy troposfery dominującą pozycję stanowią wodór i hel.
W przekroju poprzecznym atmosfery wyróżnia się: troposferę, stratosferę, mezosferę, termosferę, poprzedzielane warstwami przejściowymi.
Na atmosferę działa wiele czynników zewnętrznych, a najważniejszym z nich jest energia słoneczna. Energia ta powstaje w wyniku reakcji termojądrowych zachodzących w jądrze Słońca przy bardzo wysokim ciśnieniu i temperaturze.
Energia słoneczna dociera do atmosfery pod postacią promieniowania elektromagnetycznego krótkofalowego.
Promieniowanie słoneczne krótkofalowe jest w małym stopniu pochłaniane przez atmosferę (ca. 20%), część tego promieniowania odbijana jest w przestrzeń kosmiczną (35%), część zaś pochłaniana przez powierzchnię planety (48%).
Promieniowanie słoneczne, jakkolwiek stałe w zakresie wartości mierzonej jako napromieniowanie na powierzchnię prostopadłą do kierunku promieni, jest zmienne przestrzennie z uwagi na kulisty kształt planety. Do zmienności strefowej dołącza się także zmienność sezonowa.

10. Przestrzenna i czasowa zmienność napromieniowania i dopływu energii modyfikowana jest przez procesy przepływu (wymiany) pomiędzy podłożem a atmosferą oraz w ramach samej atmosfery i podłoża.

11. Sposoby, szybkość, rozległość wymiany ciepła w układzie litosfera – hydrosfera a atmosfera zależą od właściwości cieplnych tych „obiektów”. Podłoże stałe średnio efektywnie przesyła energię, brak jest możliwości jej poziomego przepływu. Podłoże wodne gromadzi najwięcej energii, przesyła ją w głąb i poziomo, wolno się nagrzewa oraz długo traci ciepło. Atmosfera bardzo szybko się ogrzewa, szybko traci energię na różne sposoby; możliwy jest każdy dowolny kierunek przepływu.

W efekcie specyficznego składu chemicznego atmosfery, relacji z podłożem – atmosfera ogrzewa się głównie od Ziemi, w wyniku czego gradient termiczny pionowy w stratosferze wynosi od 0,68 do 0,44 K/100m

BILANS WYMIANY ENERGII W SYSTEMIE POGODOWO_KLIMATYCZNYM

III. Temperatura powietrza i ruchy pionowe w atmosferze

Temperatura powierzchni Ziemi, ustalona bez uwzględnienia istnienia atmosfery, nazywa się temperaturą efektywną Ziemi. Jej wyliczenie opiera się na założeniu istnienia równowagi między przychodami i rozchodami energii z podłoża. Znając z tego bilansu wartość emisji – można, korzystając z funkcji prawa Stefana-Boltzmana - obliczyć temperaturę promieniującej Ziemi. Wartość tej temperatury wynosi –17,3^oC (model I).
Traktując atmosferę jako powłokę szklaną, przeźroczystą dla promieniowania, można ustalić temperaturę w „szklarni” na zasadzie przyjęcia równowagi emisji i pochłaniania na poziomie wierzchniej warstwy powłoki. Temperatura tej powierzchni będzie równa temperaturze efektywnej Ziemi z modelu I), zaś temperatura Ziemi w tym przypadku, wyliczona zostaje z sumy emisji „dachu” w kierunku Ziemi i w przestrzeń kosmiczną (model II). Temperatura tak wyliczona, przy istnieniu jednej powłoki, wynosi 31^oC.
Rzeczywista temperatura wyliczona przy pomocy modelu III, przy założeniu jak w modeli II, tylko z uwzględnieniem pochłaniania energii przez atmosferę i oddawania jej podłożu, wynosi ok. 18 ^oC. Po korekcie na istnienie innych czynników wymiany temperatura taka szacowana wynosi 15^oC, co odpowiada rzeczywistości.
Największy udział w kształtowaniu temperatury powierzchni posiadają takie gazy jak: para wodna, dwutlenek węgla, ozon i inne.
Dzięki ogrzewaniu się atmosfery od podłoża ustalony profil temperatury zmniejszającej się wraz z wysokością umożliwia ruchy pionowe w atmosferze.
Ogrzana objętość powietrza atmosferycznego jest unoszona do góry siłą wyporności. Siła wyporności objawia się tak długo jak długo powietrze unoszące się będzie cieplejsze od otoczenia. Wznoszące się powietrze ulega adiabatycznemu ochłodzeniu doprowadzając w końcu do ustania ruchu. Gdy do góry wznosi się powietrze suche to zmiany temperatury następują szybciej (-1deg/100; gradient suchoadiabatyczny), gdy wznosi się powietrze wilgotne to proces ten jest częściowo hamowany przez dostarczanie ciepła pochodzącego z kondensacji (-0,44-0,88 deg/100m w temp od +20 do –20^oC; gr. wilgotnoadiabatyczny). Przy osiadaniu powietrza jego temperatura wzrasta adiabatycznie, stąd też gradient ma charakter wyłącznie suchoadiabatyczny.
Zmiana temperatury powietrza wraz z wysokością przedstawiona w postaci wykresu nosi nazwę krzywej stratyfikacji (profilu temperatury), zmiana temperatury powietrza wznoszącego się lub opadającego - tak samo przedstawiona - nosi nazwę krzywej stanu.
Ruchy pionowe w atmosferze zachodzą gdy gradienty powietrza w ruchu pionowym są mniejsze niż powietrza otaczającego (równowaga chwiejna), nie mogą zachodzić gdy sytuacja kształtuje się odwrotnie (równowaga stała). Przy równości gradientów pojawia się równowaga obojętna.
O stanie równowagi decyduje profil pionowy temperatury i wilgotności powietrza. Przyczyny zmian stanów równowagi dzielą się na dynamiczne, radiacyjne i adwekcyjne.

10. Chwiejność równowagi powoduje ruchy pionowe, konwekcyjne, które przybierają postać szybkich strumieni do kilku metrów na sekundę. W tym stanie wiatry mają charakter turbulencyjny. Ruchy w górę powodują powstawanie chmur, ruchy w dół powodują osiadanie ogrzewającego się powietrza.

Ciepłe i wilgotne masy osiągają stan chwiejności częściej niż suche i chłodne (gradient wilgotnoadiabatyczny w wysokich temperaturach zmniejsza się).

IV. Obieg wody (przemiany fazowe wody w atmosferze).

1. Podstawowe mechanizmy gwarantujące obieg wody to zjawiska parowania oraz kondensacji, a także związane z nimi: sublimacja-resublimacja, topnienie, zamarzanie. Zjawiska parowania i kondensacji, choć dla przejrzystości rozpatrywane są oddzielnie, w rzeczywistości zachodzą w atmosferze w każdej chwili równolegle. Inny jest jedynie w każdym momencie bilans przemian fazowych.

2. Tempo procesu parowania zależy od szeregu uwarunkowań zewnętrznych, do których zaliczymy: temperaturę, ciśnienie, gradient wilgotności i ruch powietrza)

3. Kondensacja zachodzi w sytuacji gdy wartość prężności aktualnej pary wodnej w powietrzu zrówna się z wartością prężności maksymalnej w danych okolicznościach. Prężność maksymalna zależy od rodzaju obiektu stykającego się z parą (woda o powierzchni płaskiej, zakrzywionej, roztwór wodny, lód) i jest funkcją temperatury (rośnie wraz z jej wzrostem). Poziom nasycenia parą w osiągany jest w atmosferze nie poprzez dopełnienie objętości powietrza parą, ale poprzez obniżenie temperatury, dla której aktualna zawartość pary jest zawartością maksymalną. Graniczna temperatura osiągnięcia stanu nasycenia nazywa się temperaturą punktu rosy. Istotnym warunkiem zainicjowania procesu kondensacji jest istnienie w powietrzu tzw. „jąder kondensacji”.

4. Parowanie zwiększa udział pary wodnej w powietrzu zmieniając przez to właściwości termiczne atmosfery.

5. Kondensacja prowadzi do powstania produktów kondensacji, do których zaliczamy chmury, opady i osady.

6. Chmury powstają jako efekt adiabatycznego ochładzania wznoszącego się (z różnych przyczyn) powietrza do poziomu przekraczającego dla danej zawartości pary wodnej, temperaturę punktu rosy.

7. Opad atmosferyczny w chmurze powstaje w wyniku powiększania się jej elementów do rozmiarów gwarantujących masie obiektu osiągnięcie tzw. prędkości końcowej gwarantującej wypadnięcie z chmury i dotarcie do powierzchni Ziemi, pomimo parowania następującego na tej drodze.

8. Teorie tłumaczące narastanie elementów chmury to: teoria koagulacji (zlepiania) następującej po zatrzymaniu wzrostu kropli wody drogą kondensacji oraz teoria Bergerona (powiększania się kryształków lodu chmur mieszanych kosztem kropelek wody).

9. Woda krąży pomiędzy podłożem i atmosferą według reguł bilansu wodnego. Regułą jest większy udział opadów w stosunku do parowania nad lądami i odwrotny układ nad morzami.

10. Przestrzenny układ obiegu wody wskazuje na znaczne odmienności surowego bilansu wodnego na kuli ziemskiej, stawiając na przeciwległych krańcach ekstrema notowane w Ameryce Południowej i Australii.

11. Długość pozostawania statystycznej cząstki pary w atmosferze szacuje się na 8 do 10 dni, stąd też teoretycznie para wodna w atmosferze wymienia się całkowicie 36 – 45 razy.

V. Ciśnienie atmosferyczne

Ciśnienie w atmosferze związane jest z oddziaływaniem grawitacji ziemskiej na masę powietrza. Powstająca stąd siła ciężkości, odniesiona do jednostki powierzchni, na którą działa, wywołuje jednostkowe ciśnienie wyrażane w hPa.
Zespól czynników (zmniejszający się „słup” objętości powietrza, mniejsza gęstość, zmiana efektu grawitacji) sprawia, iż ciśnienie atmosferyczne spada wraz z wysokością. Spadek ten można ująć w precyzyjne formuły matematyczne. Ogólnie rzecz biorąc ciśnienie w powietrzu chłodnym spada szybciej, a ciepłym wolniej.
Zróżnicowana temperatura powietrza jest pierwotną siłą sprawczą zmian ciśnienia atmosferycznego, które obserwujemy w układzie poziomym (są one przeciętnie 10 000 razy mniejsze niż w pionie). Zmiana pozioma ciśnienia nosi nazwę gradientu poziomego i jest zasadniczą siłą sprawczą cyrkulacji atmosfery.
Wywołany pojawieniem się gradientu ciśnienia ruch powietrza nie podąża jednak zgodnie z kierunkiem gradientu gdyż na ruch ten zaczną oddziaływać siły towarzyszące takie jak: siła Coriolisa, siła tarcia, siła odśrodkowa. Ruchy substancjonalne mas powietrza (ruch jednej masy względem innej) odbywają się też w innych kierunkach gdy obserwujemy je z pozycji lokalnej.
Konfiguracje działania różnych sił tworzą układy wiatrów nazywanych w meteorologii waiatrami: geostroficznym, geotryptycznym, gradientowym, cyklostroficznym, izallobarycznym.
Ponieważ zmiany temperatury powodują zmiany ciśnienia, a z kolei zmiana temperatur odbywa się szybciej niż zmian ciśnienia to chwilowo w pewnych układach można obserwować zjawisko zwane wiatrem termicznym. Pola ciśnienia i temperatury ostatecznie mogą być do siebie równoległe (atmosfera barotropowa), bądź przecinać się pod kątem (atmosfera baroklinowa). W warunkach baroklinowości górny wiatr termiczny jest wypadkową wektora wiatru termicznego i geostroficznego. W tych samych warunkach możliwy jest efekt wznoszenia mas powietrza nawet pomimo braku równowagi termodynamicznej chwiejnej.
Składająca się z podstawowych zasad ruchu, globalna cyrkulacja atmosfery, tworzy system w ramach którego poszczególne formy przestrzenne ruchu (wznoszenie – opadanie, dywergencja – konwergencja, wiatry wschodnie – wiatry zachodnie, etc.) znajdują się w stanie absolutnej równowagi.
System ogólnej cyrkulacji posiada szereg trwałych cech, do których należy wymienić występującą w zarysie cyrkulację komórkową (komórka Hadleya, Ferrela i okołobiegunowa). Każda z tych komórek ustala w następstwie swych właściwości swoiste strefowe układy pogodowe. Ponadto za stałe zjawiska związane z cyrkulacją ogólną można uznać górne prądy strumieniowe w troposferze (jet streams), cyrkulację monsunową, a także fenomen El Niño.
Charakterystycznym elementem cyrkulacji średnich szerokości geograficznych (m.in. w Europie) jest przeważający zachodni kierunek przepływu mas oraz występowania zjawiska fali w układzie cyrkulacji górnej troposfery oraz pojawiania się niżów przy powierzchni Ziemi). Strefa ta ze względu na swoistość występujących tu zjawisk nazywana jest strefą ruchów zaburzonych.

10. Strefowość cyrkulacji oraz warunki wymiany energii sprawiają, iż w obszarach leżących w obrębie poszczególnych komórek cyrkulacyjnych tworzą się masy powietrza o odmiennych właściwościach termicznych i wilgotnościowych. Są to tzw. strefy źródłowe mas powietrza.

11. Wyróżnia się ogólnie 4 główne obszary źródłowe na każdej półkuli: arktyczną (antarktyczną), polarną, zwrotnikową i równikową. Strefy te przedzielone są obszarami nieciągłości elementów atmosfery zwanymi frontami głównymi lub głównymi frontami klimatycznymi Ziemi. Fronty te, ze względu na różnorodność podłoża atmosfery, nie wykazują poziomego, równoleżnikowego układu ani też nie opasają Ziemi wokół. Pewne odcinki frontalne mogą w danej chwili ulec deformacji i zacząć się przemieszczać nawet południkowo tworząc zjawisko frontów ruchomych

VI. Synoptyka

1. Prognozowanie pogody jest niezmiernie trudne ze względu na to, iż dotyczy najbardziej skomplikowanych zjawisk przyrodniczych. Zagadnieniem tym od strony teoretycznej zajmuje się dział meteorologii zwany synoptyką. Najbardziej istotnym elementem każdej metody prognostycznej jest wykorzystanie jak najszerszego zakresu informacji o parametrach i zjawiskach w atmosferze (w wielu przypadkach także w podłożu atmosferycznym – w przestrzeni głębin morskich i oceanicznych). Im dłuższy horyzont czasowy prognozy tym istnieje konieczność wykorzystania szerszego zakresu informacji – z rozleglejszej przestrzeni, z wyższych poziomów atmosfery, z większych głębokości wód oceanicznych i morskich).

2. Metody prognozowania dzielimy na: metody oparte o prognostyki, mapy synoptyczne i funkcje numeryczne.

3. Metody oparte o prognostyki są z natury krótkoterminowe i opierają się na podstawowych danych mierzalnych oraz na obserwacjach zjawisk wizualnych w atmosferze (kolor nieba, „otoczki” wokół księżyca, sposób unoszenia się dymu, etc). Prognozy takie mogą stawiać nawet ludzie nie będący profesjonalistami w dziedzinie synoptyki.

4. Metoda map synoptycznych powstała w XIX w i do dziś jest używana jako główne narzędzie prognostyczne. Mapa synoptyczna jest graficznym obrazem sytuacji w atmosferze. Dzięki możliwościom współczesnej techniki wzrosła niepomiernie wierność odwzorowania poszczególnych sytuacji synoptycznych. Zasadą metody jest analiza map wykonanych w określonych odstępach czasowych. Doświadczony synoptyk na podstawie takiej analizy z uwzględnieniem jednocześnie zwłaszcza izobar (na poziomie morza) i izohips (na poziomie ciśnienia 500 hPa), rozmieszczenia układów barycznych, ustala przede wszystkim kierunek przemieszczania się mas powietrza. Ustalenie i uwzględnienie charakterystyki takie masy to podstawa do prognozowania podstawowych elementów atmosfery. Dodatkowo bierze się pod uwagę istnienie i przemieszczanie frontów atmosferycznych, stref chmur, opadów, uściślając szczegóły prognozy.

5. Metody numeryczne prognozowania powstały wraz z pojawieniem się możliwości pozyskiwania coraz to większej liczby informacji o stanie atmosfery i środowisk sąsiednich. Dotyczy to głównie techniki satelitarnej (która także jest bardzo użyteczna do prognozowania z użyciem map). Dzięki satelitom i ich detektorom możliwy jest pomiar promieniowania ziemskiego, zaś intensywność promieniowania zależy od czynnika promieniującego i jego temperatury. Lokalizacja czynnika odbywa się zawsze na zasadzie pomiaru promieniowania odpowiadającego długości fali emisji. Współczesne satelity sondują pasywnie atmosferę w kanałach promieniowania: wizyjnego (promieniowanie odbite od wierzchołków chmur), dwóch kanałach podczerwieni (temperatura powierzchni Ziemi i wierzchołków chmur), kanale mikrofalowym (badania falowania powierzchni mórz) i wielospektralnym (wyznaczanie pionowych profili temperatury, wilgotności i ozonu) i wreszcie kanale pary wodnej do oznaczania głównie wodności chmur. Technika pomiarów satelitarnych, wspierająca głównie numeryczne prognozowanie, jest dobrze podbudowana teorią, zaś w praktyce znajduje mniejsze zastosowanie ze względu na wciąż zbyt małą dokładność.

6. Metody numeryczne są przyszłością metod prognostycznych jednak ich szersze zastosowanie wymagać będzie znaczącego postępu w zakresie precyzji danych pozyskiwanych z możliwie gęstej sieci pomiarowej, a także zwiększenia możliwości technik przetwarzania (technik komputerowych).

VII. Klimat

1. Klimat jest długookresową charakterystyką parametrów i zjawisk pogodowych, wyznaczoną dla określonego obszaru. Szczegółowe definicje klimatu rozpatrują to pojęcie w sensie redukcjonistycznym i holistycznym. Zasadniczą cechą klimatu jest to, że funkcjonuje on jako system. W systemie tym główną częścią jest atmosfera, zaś oddziaływania pochodzą ze sfer kosmicznych i ziemskich (litosfera, hydrosfera, biosfera, etc). Ogólnie rzecz biorąc wszystkie czynniki dzielimy na zewnętrzne (pozaziemskie i bez sprzężeń zwrotnych z atmosferą) i wewnętrzne.

2. Wydziela się różne pojęcia znaczeniowe słowa klimat. W ujęciu przestrzennym najmniejszą jednostką jest mikroklimat, największą natomiast klimat globalny. Ze względu na relacje wobec środowiska wydziela się między innymi takie pojęcia jak: bioklimat, antropoklimat, agroklimat, ekoklimat, etc.

3. Klimat, podobnie jak i pogoda jest zjawiskiem zmiennym, jednakże zmiany klimatu odbywają się w dłuższych okresach czasu. Klimat globalny zmieniał się w historii pod wpływem czynników tektonicznych, astronomicznych, astrofizycznych, geofizycznych czy sejsmograficznych. Historia klimatu ziemskiego, począwszy od czwartorzędu do współczesności to okresy ochłodzeń i ociepleń. W systemie klimatycznym każde ocieplenie ponad pewną miarę przynosi zawsze w konsekwencji ochłodzenie. Współcześnie znajdujemy się w okresie ciepłym, trwającym od ok. 10000 lat i jednocześnie na fali ochłodzenia zmierzającego do kolejnego okresu. Najbliższa jednak perspektywa zmian klimatu globalnego związana jest ze zjawiskiem globalnego ocieplenia i pojawiania się tzw. „dziury ozonowej”. Globalne ocieplenie związane jest z zwiększoną emisją dwutlenku węgla, metanu i innych gazów cieplarnianych do atmosfery i jednocześnie zmniejszenia się tzw. „zbiorników” pochłaniających, dezaktywujących wspominanie gazy.

4. Ewoluujący klimat globalny zachowuje lub tworzy nowe układy zmienności przestrzennej. Zmienność ta spowodowana jest oddziaływaniem takich czynników jak: szerokość geograficzna, odległość terenu od wielkich zbiorników wodnych, wysokość nad poziom morza, falistość terenu i inne. W wyniku tego tworzą się strefy klimatyczne wyznaczające jednocześnie mozaikę właściwości środowiska naturalnego.

5. Właściwości klimatu Polski najtrafniej oddają trzy przymiotniki: przejściowość (przenikanie wpływu klimatu morskiego i kontynentalnego, z izokontynentalą 50% przebiegającą południkowo w pobliżu granicy wschodniej kraju), zmienność i kontrastowość. Najważniejsze, mierzalne wskaźniki klimatu polskiego to temperatura średnia roczna oscylująca w granicach od 6 do 9^oC i suma rocznych opadów od 400 do 1200 mm (obydwie wartości nie dotyczą obszarów górskich).

6. Klasyfikacja przestrzenna klimatu Polski została dość gruntownie opracowana na podstawie pomiarów z okresu od 1931 roku. Najstarszym, ale pozostającym wciąż aktualnym podziałem regionalnym, jest podział Romera.

VIII. Biometeorologia

Biometeorologia człowieka to nauka zajmujące się badaniem i określanie zespołu czynników atmosferycznych mających wpływ na funkcjonowanie organizmów ludzkich. Do grupy tych czynników (bodźców) należą: bodźce fizyczne, chemiczne i biologiczne. Najściślej ze zjawiskami meteorologicznymi związane są czynniki fizyczne.
Bodźce fizyczne związane są z naturą takich parametrów i zjawisk jak: promieniowanie, temperatura, wilgotność, ciśnienie czy prędkość wiatru. Organizm ludzi, ze względu między innymi na możliwości adaptacyjne, nie reaguje (nie odczuwa zmian) tak jak zmieniają się wartości tych parametrów mierzone w skalach meteorologicznych.
Najważniejszym zespołem bodźców atmosferycznych są działające wspólnie: temperatura, wilgotność, prędkość wiatru i promieniowanie. W biometeorologii posługujemy się wskaźnikami, które określają kompleksowy charakter bodźców i pozwalają ocenić ich wpływ na funkcjonowanie organizmu człowieka.
Uwzględniając tylko czynnik termiczny i wilgotnościowy możemy posłużyć się wskaźnikami temperatury ekwiwalentnej, entalpii, wilgotności fizjologicznej, względnej wilgotności fizjologicznej czy też niedosytu wilgotności fizjologicznej. Wskaźniki te określają warunki oddychania i wymiany cieplnej z otoczeniem.
Dość powszechnie wykorzystywane są wskaźniki określające tzw. temperaturę odczuwalną. Do tej kategorii należy określenie temperatury efektywnej (wpływ wilgotności na odczuwalność temperatury), normalnej temperatury efektywnej (wpływ wilgotności i wiatru jednocześnie) radiacyjnej temperatury efektywnej (wpływ wilgotności, wiatru i bezpośredniego promieniowania słonecznego).
Doskonałymi wskaźnikami odczuć termicznych i związanego z tym funkcjonowania organizmu człowieka są wskaźniki oparte na bilansach cieplnych. Człowiek odczuwa komfort termiczny w sytuacji gdy dopływ energii zewnętrznej równoważy jej utratę. Takie wskaźniki to przede wszystkim bilans cieplny organizmu oraz tzw. zdolność ochładzająca powietrza. O ile pierwszy wskaźnik wymaga skomplikowanej procedury oznaczania, to drugi daje się dość prosto oznaczyć przy użyciu tzw. katatermometru.
Biometeorologia zajmuje się także metodami syntetycznej oceny bioklimatu i jego przestrzennego zróżnicowania. Antropoklimat określa się pod kątem jego tzw. bodźcowości. Ustala się to na podstawie liczby dni tzw. uciążliwych, z które uważa się z co najmniej jedną z przyjętych sytuacji uciążliwych. Typy antropoklimatu naniesione na mapę informują o stopniu uciążliwości warunków pogodowych. Istnieje także podział kraju na regiony antropoklimatyczne, gdzie czynnikiem wyznaczania granic zmienności antropoklimatu jest wyróżniony, zwykle jeden czynnik o największej bodźcowości oraz oszacowana jest jego skala.

IX Zalecana literatura

A. Woś, Meteorologia dla geografów
A. Woś. Kliamt Polski
K. Kożuchowski. Atmosfera, klimat, ekoklimat
S. Czaja. Globalne zmiany klimatyczne
Z. Szwejkowski. Wbrane zagadnienia z meteorologii i klimatologii
B.Łykowski, i inni. Wybrane zagadnienia z klimatologii ogólnej i stosowanej
M. Rojek, Agrometeorologia i klimatologia

Początek stron

Powrót do strony wyjściowej