Cyfroteka.pl

klikaj i czytaj online

Cyfro
Czytomierz
00285 004485 12221583 na godz. na dobę w sumie
Meteorologia i klimatologia dla studentów leśnictwa - ebook/pdf
Meteorologia i klimatologia dla studentów leśnictwa - ebook/pdf
Autor: Liczba stron: 370
Wydawca: Wydawnictwo Uniwersytetu Łódzkiego Język publikacji: polski
ISBN: 978-8-3796-9545-4 Data wydania:
Lektor:
Kategoria: ebooki >> edukacja >> geografia
Porównaj ceny (książka, ebook (-18%), audiobook).
Autor podręcznika meteorologii i klimatologii dla leśników omawia atmosferę Ziemi (ciśnienie, gęstość i temperaturę powietrza; strukturę atmosfery; warstwę graniczną; składniki atmosfery: azot, tlen, dwutlenek węgla, parę wodną; zanieczyszczenia powietrza i stan sanitarny lasów); promieniowanie w atmosferze (prawa promieniowania; promieniowanie słoneczne w atmosferze; promieniowanie długofalowe Ziemi i atmosfery; bilans radiacyjny; promieniowanie słoneczne w szacie roślinnej; wymagania świetlne drzew leśnych); bilans cieplny i temperaturę (składniki bilansu cieplnego; dobowe i roczne wahania temperatury; warunki termiczne w lesie; wymagania cieplne drzew leśnych; fenologiczne pory roku); przemiany fazowe i obieg wody (wilgotność powietrza; parowanie; klimatyczny bilans wodny; transpirację; kondensację pary wodnej; opady atmosferyczne; intercepcję i opad podkoronowy); stratyfikację termiczną, pionową równowagę atmosfery i cyrkulację termiczną (termiczne czynniki konwekcji; równowagę pionową, wiatr i szorstkość podłoża atmosfery; cyrkulację termiczną); pole ciśnienia, wiatr i ogólną cyrkulację atmosferyczną (wiatr gradientowy; wiatr geotryptyczny; wirowość ruchu w atmosferze; ogólną cyrkulację atmosferyczną; wiatry w Polsce; energię, moc i siłę wiatru; wiatrołomy i wiatrowały; anemogamię i anemochorię); strefy i piętra klimatyczno-roślinne oraz klimaty miejscowe (biomy lądowe i klimat; strefy klimatyczne; astrefowe czynniki klimatu; geobotaniczne podziały klimatów Ziemi); klimatyczne warunki wegetacji roślinności leśnej w Polsce (warunki solarne; warunki termiczne; warunki higryczne; klimat i produkcyjność lasów; dendroklimatologię). Część teoretyczną uzupełnia obszerny rozdział zawierający ćwiczenia i zadania, mający walor praktyczny. 
Znajdź podobne książki Ostatnio czytane w tej kategorii

Darmowy fragment publikacji:

Meteorologia i klimatologia dla studentów leśnictwa Krzysztof M. Kożuchowski Meteorologia i klimatologia dla studentów leśnictwa Krzysztof M. Kożuchowski – Uniwersytet Łódzki, Filia w Tomaszowie Mazowieckim Instytut Nauk Leśnych, 97-200 Tomaszów Mazowiecki, ul. Konstytucji 3 Maja 65/67 RECENZENT Marian Rojek REDAKTOR WYDAWNICTWA UŁ Katarzyna Gorzkowska SKŁAD I ŁAMANIE Oficyna Wydawnicza Edytor.org Lidia Ciecierska PROJEKT OKŁADKI Stämpfli Polska Sp. z o.o. Zdjęcie na okładce: © Shutterstock.com Publikacja dofinansowana przez Rektora UŁ, Filię UŁ w Tomaszowie Mazowieckim oraz Stowarzyszenie Klimatologów Polskich © Copyright by Uniwersytet Łódzki, Łódź 2014 Wydane przez Wydawnictwo Uniwersytetu Łódzkiego Wydanie I. W.06656.14.0.S Ark. wyd. 19,5; ark. druk. 23,125 ISBN 978-83-7969-414-3 (wersja papierowa) ISBN 978-83-7969-545-4 (wersja online) Wydawnictwo Uniwersytetu Łódzkiego 90-131 Łódź, ul. Lindleya 8 www.wydawnictwo.uni.lodz.pl e-mail: ksiegarnia@uni.lodz.pl tel. (42) 665 58 63, faks (42) 665 58 62 Spis treści Wstęp Rozdział 1. Atmosfera Ziemi Ciśnienie, gęstość i temperatura powietrza (9). Struktura atmosfery (11). Warstwa graniczna (13). Składniki atmosfery (16). Azot (19). Tlen (19). Dwutlenek węgla (21). Para wodna (25). Zanieczyszczenia powietrza i stan sanitarny lasów (27) Rozdział 2. Promieniowanie w atmosferze Prawa promieniowania (37). Promieniowanie słoneczne w atmosferze (38). Promieniowa- nie długofalowe Ziemi i atmosfery (42). Bilans radiacyjny (46). Promieniowanie słoneczne w szacie roślinnej (48). Wymagania świetlne drzew leśnych (50) Rozdział 3. Bilans cieplny i temperatura Składniki bilansu cieplnego (61). Dobowe i roczne wahania temperatury (70). Warunki ter- miczne w lesie (78). Wymagania cieplne drzew leśnych (82). Fenologiczne pory roku (84) Rozdział 4. Przemiany fazowe i obieg wody 7 9 35 59 91 Wilgotność powietrza (93). Parowanie (96). Klimatyczny bilans wodny (108). Transpiracja (111). Kondensacja pary wodnej (113). Opady atmosferyczne (123). Intercepcja i  opad podkoronowy (128) Rozdział 5. Stratyfikacja termiczna, pionowa równowaga atmosfery i  cyrkulacja ter- miczna Termiczne czynniki konwekcji (135). Równowaga pionowa, wiatr i  szorstkość podłoża atmosfery (144). Cyrkulacja termiczna (149) 135 Rozdział 6. Pole ciśnienia, wiatr i ogólna cyrkulacja atmosferyczna 153 Wiatr gradientowy (156). Wiatr geotryptyczny (161). Wirowość ruchu w atmosferze (164). Ogólna cyrkulacja atmosferyczna (165). Wiatry w Polsce (175). Energia, moc i siła wiatru (179). Wiatrołomy i wiatrowały (182). Anemogamia i anemochoria (189) Rozdział 7. Strefy klimatyczno-roślinne Biomy lądowe i klimat (193). Strefy klimatyczne (201). Astrefowe czynniki klimatu (206). Geobotaniczne podziały klimatów Ziemi (214) Rozdział 8. Piętra klimatyczno-roślinne i klimaty miejscowe Piętra klimatyczne (223). Piętrowy układ roślinności (227). Klimaty miejscowe (233). Klimat lasu (252) 193 223 5 Rozdział 9. Klimatyczne warunki wegetacji roślinności leśnej w Polsce Warunki solarne (268). Warunki termiczne (270). Warunki higryczne (272). Klimat i produk- cyjność lasów (274). Dendroklimatologia (282) 265 Rozdział 10. Ćwiczenia i zadania Zanieczyszczenie powietrza i stan sanitarny lasów (291). Usłonecznienie i bilans promie- niowania (294). Pomiar psychrometryczny i  jego zastosowanie (297). Termiczne i  feno- logiczne pory roku (300). Opady atmosferyczne, ewapotranspiracja i klimatyczny bilans wodny (306). Higroklimatyczne czynniki produkcyjności lasów (310). Piętra klimatyczno- -roślinne (312). Termiczne i wilgotnościowe cechy mikroklimatu lasu (314) Tablice Bibliografia Spis tabel, tablic i rysunków 291 319 355 363 Wstęp Las nieustannie podlega oddziaływaniom czynników atmosferycznych. Do wegetacji roślinności leśnej niezbędne jest światło słoneczne, ciepło i wilgoć, a ponadto zawarty w powietrzu dwutlenek węgla. Bytowanie organizmów żywych w środowisku atmosferycznym zależy od pogody i klimatu – warunki atmosferycz- ne zmieniają się z dnia na dzień, ulegają wahaniom w cyklu dobowym i rocznym oraz wykazują zróżnicowanie zależne od położenia geograficznego i usytuowania w terenie. Biocenozy leśne w dużym stopniu są kształtowane przez klimat i rozwi- jają się w powiązaniu z warunkami klimatycznymi. Produkcja pierwotna i przyrosty biomasy, a zatem i produkcyjność lasów, silnie zależą od panujących warunków atmosferycznych. Las kształtuje ponadto swoisty klimat, różniący się od „klima- tu otwartej przestrzeni” i  formujący specyficzne warunki życiowe pod koronami drzew leśnych. Meteorologia i klimatologia leśna pozwalają zrozumieć, jak kształtują się kli- matyczne warunki wegetacji roślinności leśnej, jakie są wymagania drzew leśnych i jakie zagrożenia dla rozwoju wegetacji wynikają z oddziaływań pogody i klimatu, zanieczyszczeń powietrza oraz ekstremalnych zjawisk hydrometeorologicznych. Wiedza ta może być szczególnie przydatna w praktycznych działaniach w zakre- sie ochrony i  hodowli lasu. Podstawą tej wiedzy jest poznanie czynników oraz procesów fizycznych zachodzących w atmosferze, kształtujących pogodę, klimat i mikroklimat. Tymi czynnikami i procesami zajmuje się meteorologia. Klimatologia natomiast dostarcza informacji o charakterystycznym przebiegu procesów atmos- ferycznych w ciągu doby i w ciągu roku oraz o ich zmienności, wynikającej z po- łożenia geograficznego, a także oddziaływań podłoża atmosfery – rzeźby terenu, właściwości cieplnych i wilgotności gruntu, pokrycia roślinnego itp. Meteorologia mówi o tym, jak powstaje pogoda i klimat, klimatologia zaś – opisuje warunki kli- matyczne. Meteorologia i  klimatologia dla studentów leśnictwa zawiera podstawy nauk o  atmosferze i  środowisku atmosferycznym, wybrane z  myślą o  potrzebach le- śników. W  podręczniku przedstawiono też charakterystykę panujących w  Polsce i  na Ziemi klimatycznych warunków wegetacji roślinności leśnej oraz określono 7 niektóre zależności między klimatem a produkcją pierwotną ekosystemów i pro- dukcyjnością lasów. W książce znajdują się też propozycje ćwiczeń, stanowiących niezbędny element studiowania meteorologii i klimatologii. Zamieszczono zesta- wienia danych liczbowych, charakteryzujących warunki klimatyczne Polski. Ponad- to wskazano kilka prostych metod statystycznych, które pozwalają na analizowanie tych danych. Na treść publikacji składają się informacje pochodzące z  licznych źródeł, przede wszystkim z wielu podręczników meteorologii, klimatologii i agrometeo- rologii, w tym z podręcznika profesora Jakuba Tomanka Meteorologia i klimatolo- gia dla leśników (1955, 1966), stanowiącego klasyczne, ale nadal przydatne dzieło służące kształceniu leśników w  zakresie meteorologii i  klimatologii. W  książce wykorzystano publikowane wyniki badań kilkudziesięciu Autorów, przytoczono pochodzące z różnych źródeł materiały liczbowe, charakteryzujące klimat i ilustru- jące prawidłowości zachodzące w relacjach między klimatem a wegetacją roślin- ności leśnej. Wszystkim Autorom prac naukowych oraz materiałów źródłowych, które umożliwiły przygotowanie niniejszego podręcznika meteorologii i klimatologii dla leśników – składam serdeczne podziękowanie. Szczególne wyrazy wdzięczności kieruję do Recenzenta książki, profesora Ma- riana Rojka z Uniwersytetu Przyrodniczego we Wrocławiu. Dziękuję za Jego cenne uwagi i trud wskazania niemałej liczby usterek w przygotowanym pierwotnie tek- ście podręcznika. Dziękuję JM Rektorowi Uniwersytetu Łódzkiego, Władzom Filii Uniwersytetu Łódzkiego w Tomaszowie Mazowieckim oraz Zarządowi Stowarzyszenia Klimatolo- gów Polskich za pokrycie kosztów wydania tego podręcznika. Dziękuję również Panu Sebastianowi Stańczykowi za pomoc w technicznym przygotowaniu tekstu i  ilustracji, a  pracownikom Wydawnictwa Uniwersytetu Łódzkiego za opracowanie redakcyjne i publikację książki. Wyrażam nadzieję, że Czytelnikom – leśnikom i studentom leśnictwa – wiedza o  atmosferze i  środowisku atmosferycznym przyda się w  pracy zawodowej oraz w studiowaniu nauk leśnych. Krzysztof M. Kożuchowski Rozdział 1 ATMOSFERA ZIEMI Atmosfera jest gazową powłoką otaczającą Ziemię i utrzymującą się przy niej wskutek przyciągania grawitacyjnego oraz uczestniczącą wraz z nią w ruchu obrotowym wokół osi ziemskiej. Atmosferę tworzy miesza- nina gazów, zwanych powietrzem atmosferycznym. Powłoka atmosferyczna stwarza warunki umożliwiające życie na Ziemi: utrzymuje zbliżone do optimum wartości temperatury i ciśnienia, umożliwia wykorzystywanie zasobów wilgoci i  azotu, tlenu, dwutlenku węgla oraz innych substancji w  procesach zapewniających funkcjono- wanie biosfery. Ponadto chroni planetę przed zabójczymi dla życia od- działywaniami zewnętrznymi, takimi jak promieniowanie kosmiczne czy ultrafioletowe promieniowanie Słońca. Ziemia bez atmosfery byłaby pu- stynią, podobną do powierzchni Księżyca. Atmosfera jest naturalnym śro- dowiskiem życia flory i fauny lądowej – w tym roślinności leśnej. Słup atmosfery nad powierzchnią Ziemi, wskutek ciążenia grawitacyj- nego, wywiera ciśnienie wynoszące około 1013 hPa1; można je przyrów- nać do ciśnienia wywieranego przez 76-centymetrowy słup rtęci lub około 8-metrowy słup wody. Wraz z wysokością (tj. wskutek „skracania się” nadle- głego słupa powietrza) ciśnienie w  atmosferze zmniejsza się, a  wskutek ściśliwości gazów – maleje gęstość powietrza atmosferycznego (rys. 1.1). Przy powierzchni Ziemi 1 m3 powietrza ma masę około 1,29 kg, 5 km nad Ziemią – tylko 0,74 kg, a panujące tam ciśnienie wynosi około 540 hPa2. 1 Jednostką ciśnienia jest 1 paskal (Pa). Jest to ciśnienie wywierane przez siłę 1 niuto- na na powierzchnię 1 m2. 1 Pa = N/m2 = kg m/s2 m2 = kg/s2 m. 1 hPa = 100 Pa. 2 Cytowane średnie wartości ciśnienia i gęstości odnoszą się do poziomu morza. Na wysokości Mount Everestu (też „przy powierzchni Ziemi”!) ciśnienie wynosi około 300 hPa, a  gęstość powietrza 0,4 kg/m3. Ciśnienie na poziomie morza może ulegać znacznym zmianom; w  Polsce wahania ciśnienia zawierają się w  granicach od  966 (głębokie niże) do 1054 hPa (silne wyże). Ciśnienie, gęstość i temperatura powietrza 9 0 30 ) m k ( ć ś o k o s y W 15 0 0 Gęstość (kg m–3) 0,5 1,0 G ęstość Ciśnienie 500 Ciśnienie 1000 Rys. 1.1. Zmiany ciśnienia [hPa] i gęstości powietrza [kg/m3] w 30-kilometrowej warstwie atmosfery nad powierzchnią Ziemi Źródło: opracowano na podstawie White i in. (1992)3 Zmiany ciśnienia wraz ze wzrostem wysokości są największe przy powierzchni Ziemi i zmniejszają się wraz z wysokością. Zmiany te w po- wietrzu zimnym, które ma większą gęstość, są większe od zmian w po- wietrzu ciepłym, o mniejszej gęstości. Przeciętny stopień baryczny, tzn. wzniesienie odpowiadające zmianie ciśnienia o 1 hPa, wynosi w przy- ziemnych warstwach atmosfery (przy ciśnieniu 1000 hPa i w temperatu- rze 0°C) około 8 m/hPa. Zmiany ciśnienia wraz ze wzrostem wysokości opisuje prawo statyki: dp/dz = – ρ g gdzie: dp/dz – pionowy gradient ciśnienia, ρ – gęstość powietrza, g  –  przyspieszenie grawitacyjne. Natomiast zmiany gęstości określa równanie: ρ = p/RT gdzie: R – stała gazowa (287 J/kg/K), T – temperatura bezwzględna. 3 Tam, gdzie nie podano źródła, rysunki i tabele zostały przygotowane przez autora. 10 Struktura atmosfery Jak widać, w kształtowaniu się pionowych gradientów ciśnienia i gę- stości powietrza znaczącą rolę odgrywa temperatura powietrza. Na jej zmiany w  atmosferze nad powierzchnią Ziemi wpływa kilka przyczyn. Podstawową jest pochłanianie energii promieniowania słonecznego i jego konwersja w energię cieplną. Pochłanianie promieniowania zacho- dzi przede wszystkim na powierzchni Ziemi, co  skutkuje tym, że  przy- ziemne warstwy powietrza są najcieplejsze. Pewną część promieniowania słonecznego pochłania też ozonosfera – warstwa powietrza znajdująca się 25–30 km nad powierzchnią Ziemi. Ponadto pochłanianie zachodzi w  najwyższych warstwach atmosfery – blisko jej umownej granicy, na wysokości ponad 500 km. Takie rozłożenie warstw pochłaniania energii słonecznej w atmosferze sprawia, iż temperatura nad powierzchnią Ziemi spada aż do wysokości kilkunastu kilometrów, a następnie wzrasta i – po- nad ozonosferą – ponownie spada. W najwyżej położonej części atmosfe- ry temperatura ponownie wzrasta. Rys. 1.2. Budowa atmosfery ziemskiej. Pionowy profil temperatury, główne składniki powietrza i (po prawej) udział procentowy całkowitej masy atmosfery Źródło: opracowano na podstawie White i in. (1992) 11 Ze względu na znak pionowych gradientów temperatury wydzielono w atmosferze kolejne „piętra”: − troposferę ze spadkiem temperatury z wysokością od 15°C (śred- nio przy Ziemi) do poniżej –50°C na wysokości 10–15 km, − stratosferę, charakteryzującą się wzrostem temperatury do około –20°C na wysokości 50 km, 100 km do około –80°C. − mezosferę, w której następuje spadek temperatury na wysokości − termosferę, która stanowi jeszcze wyżej położoną warstwę at- mosfery i odznacza się ponownym przyrostem temperatury, aż do ponad 1000°C (rys. 1.2). Na stratyfikację termiczną4 w  atmosferze wpływają ponadto pio- nowe ruchy powietrza: w  otoczeniu wznoszącej się porcji powietrza ciśnienie staje się coraz mniejsze i w związku z tym porcja ta zwiększa swą objętość – rozpręża się. Rozprężenie wymaga zużycia pewnej czę- ści energii wewnętrznej wznoszącego się powietrza, wskutek czego jego temperatura obniża się. W powietrzu osiadającym następuje natomiast sprężanie i  wzrost temperatury. Zmiany temperatury towarzyszące ru- chom pionowym zachodzą bez wymiany ciepła z  otoczeniem i  są wy- łącznie rezultatem wewnętrznych przemian energii we wznoszących się bądź opadających porcjach powietrza. Są to adiabatyczne zmiany, któ- rych wielkość wynika z równania Poissona: T/T0 = (p/p0)R/cp (gdzie: T – temperatura przy ciśnieniu p, T0 – temperatura przy ciśnieniu p0, cp – ciepło właściwe powietrza przy stałym ciśnieniu, R – stała gazowa) oraz podanego wyżej równania statyki atmosfery, określającego zmiany ciśnienia wraz z wysokością. Po kilku przekształceniach (zob. Kędziora 1995, s. 32–33) z równań tych otrzymuje się wzór na wartość adiabatycznego gradientu temperatury: γa = dT/dz = g/cp = 9,81 m/s2 1003 J/kg/K = 0,0098 K/m ≈ 1 K/100 m Gradient adiabatyczny określa zmiany, jakim ulega temperatura w pionowo przemieszczającym się suchym powietrzu. Są to tzw. zmiany substancjalne – dotyczą określonych, indywidualnych porcji powietrza 4 Stratyfikacja termiczna, czyli uwarstwienie temperaturowe, oznacza zróżnicowanie wartości temperatury w przekroju pionowym. Jej obrazem jest pionowy profil tempera- tury – wykres przedstawiający temperaturę w funkcji wysokości. Miarą tempa zmian tem- peratury jest pionowy gradient – iloraz zmian temperatury i odpowiadających im zmian wysokości. 12 i ich temperatury przyjmującej wartości T0 w otoczeniu, w którym panuje ciśnienie p0 i T w otoczeniu z ciśnieniem p. Gradient pozwala określić zmia- ny temperatury w odniesieniu do różnicy wysokości Δz = 100 m, odpowia- dającej różnicy ciśnienia Δp = p – p0. Zmiana ta wynosi w przybliżeniu 1°C i oznacza, że powietrzu, w którym zachodzą pionowe ruchy (tj. które ulega wymieszaniu), temperatura spada o 1 stopień na każde 100 m. W powietrzu nasyconym parą wodną (zob. rozdz. 4) tzw. wilgotno- adiabatyczne gradienty temperatury są mniejsze od gradientu suchoadia- batycznego5 i wynoszą w zimnym powietrzu (przy temperaturze –20°C) 0,88°C/100 m, a w ciepłym (+20°C) tylko 0,44°C/100 m. W troposferze podlegającej najsilniejszym, termicznym i dynamicz- nym oddziaływaniom podłoża atmosfery wymiana pionowa powietrza jest dość silna, a  stratyfikacja termiczna kształtuje się także pod wpły- wem adiabatycznych zmian temperatury. Średni rzeczywisty gradient temperatury6 wynosi w troposferze około 0,6°C/100 m i jest rezultatem działania zarówno przemian sucho- i  wilgotnoadiabatycznych, jak i  in- nych procesów pionowego transportu energii w  atmosferze: promie- niowania, turbulencyjnego przewodnictwa ciepła jawnego i  utajonego (zob. rozdz. 3). Strumienie ciepła związane z tymi procesami są z reguły skierowane od powierzchni Ziemi do atmosfery. Atmosfera, a w szczegól- ności dolna część troposfery, nagrzewa się w ciągu dnia od powierzch- ni Ziemi. W nocy, zwłaszcza w ciągu długich nocy zimowych, strumienie ciepła słabną i często zmieniają kierunek; bywa, że atmosfera oddaje cie- pło wychładzającej się powierzchni Ziemi. W takiej sytuacji temperatura wzrasta wraz z wysokością; są to tzw. inwersje temperatury. Mieszanie się powietrza, ruchy pionowe i działania procesów adiabatycznych w in- wersjach zanikają. Ze względu na zasięg oddziaływań powierzchni Ziemi na troposferę w jej najniżej położonych częściach wyróżnia się kilka charakterystycznych warstw, czasem odmiennie definiowanych. Wymienimy więc tylko przy- ziemną warstwę graniczną (tarciową), sięgającą do wysokości 1 km (rza- dziej do 2 km) i charakteryzującą się wyraźnymi oddziaływaniami podłoża 5 Oziębianie się wilgotnego powietrza wywołuje kondensację (skroplenie) zawartej w nim pary wodnej. Procesowi kondensacji towarzyszy wydzielanie utajonego ciepła paro- wania (L ≈ 2500 J/g), które sprawia, że adiabatyczny spadek temperatury nie jest tak duży, jak w powietrzu suchym. 6 Rzeczywisty gradient jest tu miarą pionowych, lokalnych zmian temperatury po- wietrza, tj. zmian zachodzących między poziomem z0 i poziomem z, niezależnie od tego, czy między tymi poziomami powietrze wędruje ku górze, osiada, czy też nie porusza się. Należy je  odróżnić od  zmian substancjalnych, zachodzących w  powietrzu, które prze- mieszcza się z poziomu z0 na poziom z i którego temperatura zmienia się adiabatycznie. Warstwa graniczna 13 atmosfery na ruch powietrza, jego temperaturę i wilgotność (występuje tu silna turbulencja7, wywołana tarciem o podłoże atmosfery, następu- ją pionowe zmiany kierunku i  prędkości wiatrów, zaznacza się dobowy przebieg temperatury i  in.). Ponadto, można wyróżnić cienką warstwę przygruntową, podlegającą najsilniejszym wpływom podłoża i charak- teryzującą się bardzo znacznymi i  zmiennymi pionowymi gradientami temperatury oraz innych elementów meteorologicznych, zwłaszcza wil- gotności powietrza i wiatru, którego prędkość w dolnej części tej warstwy maleje do wartości bliskich zeru. Pomiary meteorologiczne realizowane przy gruncie, np. na wysokości 5 cm, ukazują warunki panujące w tej war- stwie. Natomiast pomiary wykonywane na standardowej wysokości 2 m mają (przynajmniej w założeniu) reprezentować warunki niepodlegające bezpośrednim, lokalnie zróżnicowanym wpływom podłoża atmosfery. Jeszcze mniejszą miąższość ma tzw. warstwa laminarna o wysokości kilku milimetrów, która zawiera cząstki powietrza „przylepione” do podło- ża atmosfery i w zasadzie niepodlegające ruchom pionowym. Specyficzne warunki tworzą się w lesie, gdzie podłożem atmosfery są zarówno powierzchnia gruntu (gleby, ściółki, runa leśnego), jak i górna powierzchnia koron drzew. Obie pełnią funkcję tzw. powierzchni czyn- nych, a  więc takich, które pochłaniają promieniowanie słoneczne (pod koronami drzew jest to głównie promieniowanie rozproszone), emitu- ją promieniowanie długofalowe (zob. rozdz. 2) i  stają się źródłem bądź receptorem w  wymianie ciepła i  wilgoci z  atmosferą. W  lesie pionowa i  pozioma ruchliwość powietrza jest ograniczona, a  gradienty pionowe temperatury, wilgotności powietrza i prędkości wiatru są z reguły mniej- sze niż na otwartej przestrzeni. Dlatego też dla lasu charakterystyczna jest warstwa podokapowa – pozostająca pod okrywą koron drzew sfera przypomina trochę wyróżnioną już warstewkę laminarną, ale rozciąga się od dna lasu aż do koron drzew (rys. 1.3). Powietrze obecne jest także w  glebie – wypełnia pory glebowe w strefie aeracji, tj. ponad poziomem wód gruntowych. Powietrze glebo- we zajmuje zwykle tylko część przestrzeni porów gleby, pozostałą wypeł- nia bowiem woda (higroskopijna i kapilarna). Ocenia się, że do około 25 objętości gleby w strefie aeracji8 wypełnia powietrze glebowe. Zawartość 7 Turbulencja oznacza zaburzony (nie laminarny) ruch płynów – cieczy lub gazów. W troposferze dominują ruchy turbulencyjne, tj. nieuporządkowane przemieszczenia por- cji powietrza, sprawiające, że ulegają one wymieszaniu. Zarówno pionowa wymiana masy, jak i wymiana ciepła, wilgoci oraz pędu w atmosferze, a szczególnie w jej warstwie granicz- nej, ma charakter turbulencyjny. 8 Strefą aeracji nazywa się napowietrzoną, górną warstwę gruntu (gleby). Pod nią znajduje się strefa saturacji – pory glebowe są wypełnione wodą. Granicę obu tych stref stanowi poziom wód gruntowych. 14 Rys. 1.3. Stratyfikacja „powietrza leśnego” P1 – powierzchnia czynna, Pk – warstwa podokapowa, G – warstwa przygruntowa, P2 – wtórna powierzchnia czynna powietrza w glebie zmienia się znacznie w zależności od porowatości gleby i jej wilgotności. Powietrze glebowe charakteryzuje się dość stabilną, wy- soką wilgotnością (około 95 ), brakiem turbulencji, a  przede wszystkim – zróżnicowanym i  odmiennym od  powietrza atmosferycznego składem chemicznym. Duże znaczenie ma tzw. przewiewność gleby – struktura umożliwiająca wymianę powietrza między strefą aeracji a przygruntowymi warstwami atmosfery i zapobiegająca szkodliwym dla wegetacji ubytkom tlenu w powietrzu glebowym. Do gleb przewiewnych należą luźne gleby 15
Pobierz darmowy fragment (pdf)

Gdzie kupić całą publikację:

Meteorologia i klimatologia dla studentów leśnictwa
Autor:

Opinie na temat publikacji:


Inne popularne pozycje z tej kategorii:


Czytaj również:


Prowadzisz stronę lub blog? Wstaw link do fragmentu tej książki i współpracuj z Cyfroteką: