2. ZEMLJNA ATMOSFERA NASTAVNA PITANJA:

2. ZEMLJNA ATMOSFERA NASTAVNA PITANJA: 1. Podjela atmosfere 2. Sastav atmosfere 3. Toplotni procesi u atmosferi LITERATURA: 1) Brčić I., Pomorska meteorologija i okeanografija, Bar, 2007. 2) Cadez M., Meteorologija, Bigz, 1973. 3) Simović A., Pomorska meteorologija, Zagreb, 1978. 4) Gelo B., Opća i prometna meteorologija, Zagreb, 1994. 5) Enciklopedija Wikipedija 6) Sajt W.M.O. 7) Internet tekstovi i fotografije. 1. Podjela atmosfere Atmosfera (grč. atmos - para; sphaira - lopta) je gasoviti omotač koji okružuje Zemljinu loptu i okreće se zajedno sa Zemljom u svemiru oko svoje ose. Atmosfera ima oblik Zemlje - spljoštena je na polovima, a ispupčena na ekvatoru. Svjetska meteorološka organizacija (W.M.O.) je 1962. godine na osnovu temperature podijelila atmosferu na četiri osnovna sloja: 1) troposferu, 2) stratosferu, 3) mezosferu i 4) termosferu. Slojevi atmosfere: egzopauza termosfera mezopauza mezosfera stratosfera tropopauza 1

Raspodela temperature po visini Atmosfera je po vertikali slojevita. Do 200 km je stabilna, a iznad je promenljiva (pulsira i sažima se) pa ima nepravilnu formu. Vertikalna stratefikacija atmosfere Troposfera Troposfera je najniži sloj atmosfere. Meteorološke prilike su u ovom sloju vrlo promjenljive i tu se uglavnom zbiva sve ono što se naziva vremenom. Visina troposfere nije stalna; iznad ekvatora iznosi od 16 do 18 km, na umjerenim širinama od 9 do 11 km i iznad polova oko 8 km. 2

Gustina vazduha je najveća pri dnu atmosfere, pa je u troposferi koncentrisano više od 3/4 njene mase. Prosječna temperatura vazduha na gornjoj granici atmosfere iznad srednje geografske širine, iznosi - 56 C. Troposfera se uslovno može podijeliti na tri sloja. 1. Prizemni sloj do 2 m. U ovom sloju se danju vazduh jako zagrijava od podloge, dok se noću jako hladi zbog hlađenja podloge. Što dovodi do najvećih dnevnih promjena temperature i gustine vazduha. 2. Planetarni ograničeni sloj na visini od 2 m do 1.5 km. U ovom sloju sa povećavanjem visine dnevne promjene temperature se postepeno gube i dolazi do vertikalnog miješanja toplog prizemnog vazduha male gustine i hladnijeg vazduh veće gustine. Zagrijani prizemni vazduh podiže se i dolazi u područje niskog vazdušnog pritiska i tu se širi i troši energiju. Povećanjem zapremine on se hladi. Hlađenje vazduha pogoduje i ubrzava pretvaranje vodene pare u kapljice vode i kristale leda, tj. dolazi do formiranja oblaka. 3. Slobodna troposfera od 1.5km do 11km. Na našoj geografskoj širini u troposferi nema inverzije. Takođe, nema ni dnevnih promjena temperature, već sa povećanjem visine temperatura pada. Za svakih 100 m visine, temperatura vazduha se smanjuje od 0,6 0 C do 0,7 0 C. Takođe u troposferi postoje; - vertikalna (konvektivna), - horizontalna (advektivna), - kosa i - vrtložna (turbulentna) vazdušna strujanja. Troposfera se još naziva i konvektivni pojas jer su konvektivne struje najjače. U tropskim predjelima dopiru do najvećih visina jer su u prizemnom sloju najviše temperature vazduha. 3

Stratosfera Stratosfera je sloj iznad troposfere, visine oko 50 km. Prelazni sloj između troposfere i stratosfere iznosi od 1 do 3 km i naziva se tropopauza. U tropopauzi količina vodene pare naglo opada sa povećanjem visine. Dok se temperatura ne mijenja ili vrlo malo raste sa porastom visine. Ovakva pojava se naziva izotermija. Izotermija i slabe inverzije nastavljaju se od tropopauze pa do visine oko 20 do 25 km. U ovom sloju na visinama od 25 do 50 km ima najviše ozona zato se ovaj sloj često naziva i ozonosfera. OZON - O 3 Nastaje fotolizom ili prilikom električnih pražnjenja Djelovanjem Sunčevog zračenja u ovom sloju se stvara ozon, na visinama od 25 do 50 km ima više ozona nego u drugim slojevima zato se ovaj sloj često naziva i ozonosfera. Zbog postojanja izotermije i slabe inverzije, u ovom sloju vazduh je stabilan. Nema ni spuštanja ni dizanja vazduha, kao što je slučaj u troposferi, već samo duvaju horizontalni vjetrovi. Udio troposfere i stratosfere iznosi oko 99,9% mase cijele atmosfere. Stratopauza je plitki prelazni sloj iznad stratosfere, u kojem se temperatura ne mijenja sa povećanjem visine. 4

Mezosfera Mezosfera je sloj atmosfere koji se prostire od oko 50 do 80 km visine. U ovom sloju temperatura se naglo smanjuje, tako da na gornjoj granici mezosfere iznosi od - 70 0 C do - 80 0 C. Mezosfera završava mezopauzom. To je tanak sloj, čija debljina iznosi desetak kilometara i u njoj se temperatura ne mijenja. U višim slojevima mezosfere i u mezopauzi povremeno se, naročito nakon jakih vulkanskih erupcija, pojavljuju najviši oblaci, tzv. noćni svetleći oblaci. Naziv su dobili po tome što se mogu vidjeti samo noću, kada je Sunce ispod horizonta. Termosfera Termosfera je najviši sloj atmosfere na visini od 90 do 600 km. Danju je temperatura vazduha na ovoj visini oko 2000 C, a noću se kreće oko 1000 C. Kolebanje temperature izaziva Sunčevo zračenjenje. Djelimično u mezosferi i u cijeloj termosferi, Molekuli gasova u mezosferi apsorbuju Sunčevo zračenje, što prouzrokuje fotohemijske reakcije i jonizaciju gasova. Usled navedenih procesa, ovi dijelovi atmosfere se nazivaju jonosfera. 5

Termosfera Jonosfera. Jonosferski procesi atmosfere se obilježavaju slovima D, E i F. Sloj D se nalazi između 60 i 85 km visine, sloj E do 180 km visine, a iznad njega je sloj F. Od električno nabijenih čestica u tim slojevima odbijaju se radiotalasi emitovani iz predajnika i vraćaju se prema Zemljinoj površini. Egzosfera je područje u kojem se atmosfera postepeno gubi. Kroz ovaj sloj odlaze u međuplanetarni prostor molekuli vazduha koji su se uspjeli otrgnuti djelovanju sile Zemljine teže. Na visinama preko 1000 km dolazi do disipacije atmosfere 6

Magnetosfera 2. SASTAV ATMOSFERE Atmosfera je smješa raznih gasova, od kojih najviše ima azota, kiseonika, argona i vodene pare. U njoj se nalaze velike količine mikroskopski malenih čestica prašine, raznih soli, bakterija i drugih mikroorganizama, kao i bezbroj kapljica i sniježnih kristalića koji čine sastavne dijelove oblaka, iz kojih se neprestano i na raznim mjestima izlučuju padavine najraznovrsnijih oblika i raznih dimenzija. Hemijski sastav suvog vazduha SASTAVNI DIO VAZDUHA MOLEKULSKA TEŽINA ZAPREMINA % Azot N 2 28,016 78.084 Kiseonik O 2 32,000 20.950 Argon Ar 39,944 0.930 Ugljen-dioksid CO 2 44,010 0.030 Neon Ne 20,183 Helijum He 4,003 Kripton Kr 83,700 Vodonik H 2 2,016 Ksenon Xe 131,300 Ozon O 3 48,000 1.8 10-3 5.240 10-4 1 10-4 5 10-5 8 10-6 1 10-6 7

Azot je u vazduhu zastupljen oko 78%. Značajan je sastojak svih jedinjenja koja sačinjavaju organizam živih bića. Atmosferski azot je najznačajniji izvor biljne ishrane. Kiseonik se u vazduhu nalazi oko 21%. Veoma je aktivan sastojak vazduha. Meteorološki značaj je u tome što donekle slabi Sunčevo zračenje. Gas koji omogućuje metabolizam živih bića i zato ga sva živa bića koriste za disanje. Ugljen-dioksida u vazduhu ima samo oko 0.03%. Slabi apsorbuje Zemljino reflektovano zračenje. Nad morem ga ima manje nego nad kopnom. direktno Sunčevo zračenje i Vodena para je najvažniji dodatak u atmosferi. Njena količina u vazduhu je promjenljiva. U nižim slojevima u toku toplog i vlažnog vremena može dostići 4% od ukupne zapremine vazduha, a u veoma suvom vremenu može se smanjiti do 0%. Vodena para je važna, ne samo zato što učestvuje u vremenskim promjenama nego i što u velikoj mjeri apsorbuje sunčeve zrake i Zemljino dugotalasno zračenje. Lebdeće (suspendovane) čvrste čestice služe kao kondenzacijsko jezgro. Pored obične prašine, u njih se još ubrajaju čestice soli, gar, vulkanski pepeo, polen i sl. Vodena para ulazi u atmosferu sa površine Zemlje isparavanjem (evaporacijom) ili transpiracijom biljaka. Njeno zadržavanje u atmosferi čini vazduh vlažnim. Prelaskom u čvrsto ili tekuće agregatno stanje nastaju oblaci, a pri kondenzaciji se javljaju padavine. Ozonski omotač oko Zemlje je jako važan za život na Zemlji. Njegovo postojanje u atmosferi je važno zbog toga što upija određena ultraljubičasta zračenja Sunca i tako štiti biosferu od njegovog prejakog i štetnog djelovanja. Količina ozona se mijenja Reč OZON - potiče od grčke reči ozein što znači mirisati. Ozonski omotač oko Zemlje je jako važan za život na Zemlji. Njegovo postojanje u atmosferi je važno zbog toga što upija određena ultraljubičasta zračenja Sunca i tako štiti biosferu od njegovog prejakog i štetnog djelovanja. Količina ozona se mijenja. U proljeće, koncentracija ozona od 1,5 10 6 g/m 3 se često opaža na visinama od 12 do 13 km, a opasna je po život iznad 21 km. 8

Stvaranje OZONA Za formiranje molekula ozona u atmosferi neophodno je postojanje atomskog kiseonika (O). Pod dejstvom Sunčeve radijacije (direktne i difuzne) pri <0,242 m, u atmosferi dolazi do fotohemijske reakcije: O 2 + hv O + O, Ovakva reakcija obično se vrši na visinama od 30 do 50 km, dok u slojevima ispod 20 km praktično ne postoji, pošto ultraljubičasta radijacija kraćih talasnih dužina (λ<0,242µm) prodire u veoma malim količinama. Ozon se stvara samo pri jednoj reakciji trostrukom sudaru: gdje je: O + O 2 + M O 3 + M, hv - kvant svjetlosne energije pri kojoj se disocijacijom stvara atomski kiseonik M - bilo koja čestica, molekul azota ili kiseonika koji pri sudaru može da primi kinetičku energiju ekvivalentnu 1,09 ev (koju posjeduje atom kiseonika pobuđen do metastabilnog stanja). Pod dejstvom apsorbovane energije dolazi do disocijacije molekula ozona. Pri tome, od molekula ozona u nepobuđenom stanju (O 3 ) nastaju molekul kiseonika (O 2 ) i atom kiseonika (O), koji su, takođe, u osnovnim stanjima: O 3 + hv O 2 + O Takav proces disocijacije ozona javlja se pri apsorpciji energije u dugotalasnom području pri λ<1,14µm. Brzina reakcija je različita na raznim visinama, takođe, zavisi i od fizičkih faktora - pritiska, temperature itd., što predstavlja poseban problem pri ocjeni uloge pojedinih fotohemijskih reakcija u procesu stvaranja i razlaganja molekula ozona. Analizom dnevnih promjena ukupne količine ozona utvrđeno je da postoji korelacija između količine ozona, pritiska, temperature i visine tropopauze, a samim tim i uticaj ozona na vremenske uslove, što predstavlja poseban predmet izučavanja fizike atmosferskog ozona. Ozona se nalazi u dve oblasti Zemljine atmosfere. 9

3. TOPLOTNI PROCESI U ATMOSFERI 1. Sunčevo zračenje 2. Zemljino zračenje 3. Atmosfersko zračenje 4. Albedo 5. Bilans toplotnog zračenja 6. Horizontalna raspodjela temperature 7. Vertikalna raspodjela temperature 8. Adijabatski procesi u atmosferi 9. Stabilnost atmosfere 10. Dnevni i godišnji hod temperature 1. Sunčevo zračenje Sunce, kao najbliža stacionarna zvijezda, ima oblik kugle prečnika 1.400.000 km. Termonuklearne reakcije u Sunčevoj unutrašnjosti pretvaraju dio Sunčeve mase u toplotu i prenose na njene spoljašnje dijelove, tako da se na površini Sunca stvara temperatura od oko 6000 0 C. Ako se eksplozije prenesu i na površinu, temperatura je veća i takva pojava se naziva Sunčeva pjega. Ovu toplotnu energiju Sunce zrači radijalno brzinom svjetlosti, u obliku elektromagnetnih talasa. Od ukupne toplotne energije Sunca, samo njen dvomilijarditi dio dospije do Zemlje. Spektralna raspodjela Sunčevog zračenja: ultraljubičasti (0,20 0,40µm), oko 8% od ukupnog spektra, vidljivi (0,40 0,75 µm), oko 56% od ukupnog spektra i infracrveni (0,75 24 µm), oko 36% od ukupnog spektra. 10

Količina Sunčevog zračenja koje djeluje na gornju granicu atmosfere u jedinici vremena na jediničnu površinu normalnu na Sunčeve zrake pri srednjoj udaljenosti Zemlje od Sunca naziva se solarna konstanta. Prema preporuci Komisija međunarodnog sistema mjernih jedinica za zračenje (Toronta 1957. ) određeno je da standardna vrijednost solarne konstante bude I 0 = 1,38 KNJ/m 2. Količina toplotne energije koju Zemlja prima od Sunca zračenjem mijenja se u zavisnosti od: Stepena aktivnosti Sunca. Ukoliko na Suncu ima više pjega, Sunce je aktivnije pa je i zračenje jače; Udaljenosti Zemlje od Sunca. Intenzitet zračenja Sunca opada s kvadratom udaljenosti od Sunca. Maksimum dostiže u perihelu kada je udaljenost 147 109m (1,43 KNJ/m2), a minimum u afelu kada je udaljenost 152 109m (1,34 KNJ/m2); Ugla upada Sunčevih zraka na Zemlju. Prema Lambertovom zakonu, intenzitet zračenja koji dospijeva na horizontalnu površinu mijenja se srazmjerno sinusu upadnog ugla (alfa), tj. srazmjeran je visini Sunca iznad horizonta Zavisnost intenziteta Sunčevog zračenja od ugla upada Sunčevih zraka Intenzitet Sunčevog zračenja zavisi od geografske širine (ϕ) mjesta sa kojeg se vrši mjerenje. Intenzitet direktnog Sunčevog zračenja mijenja se srazmjerno kosinusu geografske širine mjesta sa kojeg se vrši osmatranje. α = 90 ϕ sin α = sin (90 - ϕ) = cos α Opadanje intenziteta zračenja sa povećanjem geografske širine jedan je od osnovnih uzroka snižavanja temperature od ekvatora ka polovima. Fizičkih svojstva vazduha. Providnost zavisi od mehaničke zamućenosti koja nastaje od čestica prašine i drugih primjesa u vazduhu. Providnost vazduha djeluje obrnuto proporcionalno na difuznu refleksiju. Veća providnost veća = manji intenzitet difuznog zračenja, i obrnuto. 11

Difuzna refleksija vrši se na molekulama vazduha, prema Rejlijevom zakonu; intenzitet difuzne refleksije obrnuto je proporcionalan četvrtom stepenu talasne dužine. Sunčevo zračenje se najviše rasipa u oblasti manjih talasnih dužina. Selektivna apsorpcija vrši se na molekulama vazduha, tako što se apsorbuju samo određene talasne dužine zračenja. Najveći apsorbenti su: vodena para, ozon, ugljen-dioksid i kiseonik. Sunčevo zračenje se najjače apsorbuje u oblasti velikih talasnih dužina (infracrveni zraci). Dužine puta Sunčevog zračenja kroz atmosferu. Što je put Sunčevih zraka kroz atmosferu duži, atmosfera više apsorbuje Sunčevu energiju. Dužinu puta Sunčevih zraka određuju: visina Sunca nad horizontom (manja visina Sunca, duži put kroz atmosferu), i nadmorska visina mjesta (veća nadmorska visina znači kraći put Sunčevih zraka, a time i veći intenzitet Sunčevog zračenja); Trajanja insolacije. Insolacija zavisi od dužine dana (sijanja Sunca). 2. Zemljino zračenje Od ukupnog Sunčevog zračenja, dio apsorbuje Zemlja i tako se zagrijava, a dio tog zračenja reflektuje se od Zemlje i vraća u atmosferu. Reflektovano zračenje sa zagrijane Zemljine površine zove se Zemljino zračenje. Zemljino zračenje traje i danju i noću. Najizraženije je po vedrom i suvom vremenu. 3. Atmosfersko zračenje Do Zemljine površine dolazi samo mali, neznatni dio Sunčevog zračenja. Ostatak zračenja apsorbuje atmosfera i taj ostatak u obliku svjetlosne energije dopire do Zemljine površine. Ovakvo zračenje se naziva atmosfersko zračenje i posebno je značajno na višim geografskim širinama, gdje je visina Sunca manja. Atmosfersko zračenje se dijeli na: difuzno zračenje i toplotno zračenje. Difuzno zračenje je kratkotalasno zračenje i traje od početka svitanja do završetka sumraka. Intenzitet difuznog zračenja raste sa porastom visine Sunca, sa povećanjem oblačnosti, smanjenjem nadmorske visine i smanjenjem providnosti atmosfere. 12

Toplotno zračenje nastaje od toplotne energije akumulisane apsorbcijom zračenja Sunca i Zemljine površine. Ovo zračenje je dugotalasno, traje neprekidno i utiče na toplotne uslove na Zemlji. 4. Albedo Albedo je odnos između Ez - ukupne Sunčeve energije koja pada na Zemljinu površinu i Er - zračene energije koja se odbije od Zemljine površine, izražen u [%], A = E E r z 100 [%] naziva se Albedo tj., pokazuje koliko se procenata od ukupno dospjele Sunčeve energije reflektuje od Zemljine površine. Najveći albedo (100%) imaju potpuno bijela, a najmanji (0%) apsolutno crna tijela. Albedo reflektujuća sposobnost Zemlje. Albedo Zemljine površine u cjelini je 45%, a cijele troposfere, najviše od oblaka, iznosi 33 %. Pregled albeda različitih površina POVRŠINA % Zelena trava 15-27 Suva trava 15-19 Biljni pokrivač 10-30 Pijesak (pustinjski) 25-40 Snijeg (čist i suv) 80-90 Oblaci 5-80 Vlažna oranica oko 5 Morska površina 10-70 13

5. Bilans toplotnog zračenja Sva kretanja vazduha i skoro sve značajnije pojave u atmosferi odvijaju se zahvaljujući toplotnoj energiji koja neposredno ili posredno dospijeva u atmosferu Zemlje. Glavni izvor toplote je Sunce 99%, ostali izvori toplote daju manje od 1% ukupne količine toplote koja dolazi sa Sunca. Da bi se na gornjoj granici atmosfere u atmosferi, kao i na površini Zemlje, održala termička ravnoteža, priliv zračne i toplotne energije mora biti jednak gubitku energije u istom vremenskom periodu. Od ukupne količine toplote (100 % ) koja dospije na gornju granicu atmosfere: 17,5% apsorbuje atmosfera, 47,5% površina Zemlje, i 35% se reflektuje u vasionu. Od ukupne količine Sunčeve energije koja pristigne na Zemlju (43%), 27% čini direktnu, a 16% difuznu svetlost Srednji godišnji bilans toplotnog zračenja 6. Horizontalna raspodjela temperature Prva karakteristika: Razlika u temperaturi vazduha na površini Zemlje je bitan faktor u formiranju meteoroloških pojava. Temperatura prizemnog sloja vazduha prosečno opada za 0,5 0 C za svaki stepen geografske širine. Razlika u temperaturi vazduha na rastojanju 60 milja (111km) naziva se horizontalni termički gradijent. 14

Geografska širina sa najvišom temperaturom naziva se termički ekvator i uvijek se nalazi na sjevernoj hemisferi (oko 10 0 N). Termički ekvator se u toku godine pomjera, tako da je najbliži geografskom ekvatoru u toku januara, a u jula se pomjera do 20 0 N. Druga karakteristika Predstavlja nejednako kolebanje temperature u toku godine. Razlika temperature između ekvatora i polova je u toku zime oko dva puta veća nego u toku ljeta. Razlika u temperaturnom između južne i sjeverne hemisfere objašnjava se nejednakom raspodelom kopnenih i vodenih površina. Na sjevernoj hemisferi kopnene površine čine oko 39% ukupne površine hemisfere, a na južnoj hemisferi samo 19%. 7. Vertikalna raspodjela temperature Sa povećanjem nadmorske visine, temperatura vazduha opada jer je površina Zemlje glavni izvor toplote za atmosferu. Prilikom povećavanja visine tj. udaljavanja od izvora temperatura vazduha postaje sve niža. Opadanje temperature vazduha pri povećanju visine za 100 m naziva se vertikalni temperaturni gradijent ili termički gradijent (γ). On je pozitivna vrijednost i različit je za različita godišnja doba. Na 100 m visine termički gradijent prosječno iznosi 0,56 C. Ima slučajeva kada temperatura vazduha ne opada sa povećanjem visine već, naprotiv, raste. Ova pojava se naziva temperaturna inverzija. Ako se temperatura ne mijenja sa visinom, nego ostaje konstantna, onda tu pojavu nazivamo izotermija. 1. opadanje temperature (γ=0,56 /100m) 2. izotermija (γ=0 /100m) 3. inverzija (γ=1,2 /100m) Vertikalni temperaturni gradijent 15

8. Adijabatski procesi u atmosferi Do adijabatskih (termodinamičkih) procesa u atmosferii dolazi zbog nejednakog zagrijavanja vazduha, tj. različitog zagrijavanja vazdušnih čestica. Čestice vazduha koje se više zagreju počinju da se šire, poveća im se zapremina i postajuti specifično lakše od okolnih hladnijih čestica, koje su teže i gušće i koje zbog toga vrše pritisak na lakše čestice. Iz tih razloga lakše čestice će se podizati uvis i izazvati uzlazno strujanje. To strujanje je intenzivnije ukoliko su veće temperaturne razlike između vazdušnih čestica. Pri uzdizanju, zagrijane čestice vazduha dolaze u sve rjeđu okolinu, te je i pritisak na njih manji. Zbog toga se one sve više šire i povećavaju svoju zapreminu. Pošto se pri tome izvjestan dio njihove toplote troši na mehanički rad pri širenju, to će im temperatura opadati za 1 C na svakih 100 m uzdizanja, pod uslovom da vazdušne čestice koje se uzdižu nisu zasićene vodenom parom. U ovom slučaju toplotna energija vazdušnih čestica koje se uzdižu pretvara se u mehaničku energiju. Dakle opadanje temperature u ovom procesu nije izazvano spoljašnjim uticajem, već ono predstavlja poretvaranje jedne vrste energije u drugu, toplotne u mehaničku. Zato se ovaj gubitak toplote ne može ni sa koje strane nadoknaditi. Vazdušna masa koja se uzdiže u ovom procesu smatra se potpuno izolovanom a proces je zatvoren sistem bez uticaja okoline, tj. ne postoji razmjena toplote između mase vazduha koji se uzdiže i okolnog mirnog vazduha. Ovakvo širenje i hlađenje vazdušnih masa naziva se adijabatsko hlađenje, dok se temperaturna razlika od 1 C na 100 m visine naziva adijabatski gradijent. Pri spuštanju, vazdušne čestice dolaze u niže slojeve, pod veći vazdušni pritisak, zbog čega se sabijaju i zagrijavaju. Ovaj proces se naziva adijabatsko zagrijavanje. Adijabatsko hlađenje i zagrijavanje predstavljaju adijabatske procese u atmosferi. Oni su uvijek vezani za uzlazna i silazna vazdušna strujanja, bilo da su ova posledica nejednakog zagrijavanja ili prinudnog uzdizanja pri nailasku na prepreku npr. planinu. 9. Stabilnost atmosfere Zavisno od vrijednosti termičkog gradijenta, atmosfera se može nalaziti u jednom od tri ravnotežna stanja: stabilnom, labilnom i indiferentnom. 16

Stabilna ravnoteža atmosfere nastaje kada je termički gradijent manji od adijabatskog gradijenta, tj. manji od 1 C na 100 m visinske razlike. Takođe, atmosfera postaje posebno stabilna kada u njoj postoje inverzivni slojevi temperature. U stabilnoj atmosferi mogu nastati slaba horizontalna i vertikalna silazna strujanja, ali se ne mogu pojaviti vertikalna uzlazna strujanja. termički gradijent < adijabatski gradijent Labilna ravnoteža atmosfere nastupa kada je termički gradijent veći od adijabatskog gradijenta, tj. veći od 1 C na 100 m visinske razlike. U labilnoj atmosferi javljaju se vertikalna uzlazna strujanja. termički gradijent > adijabatski gradijent Indiferentna ravnoteža atmosfere nastupa kada je termički gradijent jednak adijabatskom gradijentu, tj. jednak 1 C na 100 m visinske razlike. Ne postoje uslovi za bilo kakva vazdušna strujanja. termički gradijent = adijabatski gradijent 10. Dnevni i godišnji hod temperature Dnevni hod je promjena temperature tokom 24 časa. Najniža temperatura je nešto poslije izlaska Sunca. Najviša nešto iza njegovog najvišeg položaja. Razlika između maksimalne i minimalne temperature vazduha u 24 časa naziva se dnevna amplituda temperature vazduha. Na dnevni hod temperature utiču konvekcija, turbulentna difuzija i advekcija. Dnevna temperatura iznad kopna zavisi od: geografske širine godišnjeg doba vrste podloge reljefa zemljišta nadmorske visine količine oblačnosti prirodnog pokrivača Godišnjim hodom temperature vazduha naziva se niz od 365 srednjih temperatura za svaki dan u godini, ili od 12 srednjih mjesečnih temperatura. Godišnje promjene temperature su jače izražene od dnevnih promjena i rastu sa povećanjem geografske širine. Nad vodenom podlogom u ekvatorijalnom pojasu godišnje amplitude su oko 1 C, u umjerenim širinama od 10 C do 15 C, a u polarnim širinama više od 20 C. Nad kopnenim područjima umjerenih širina amplituda iznosi od 15 C do 20 C, a u polarnim širinama od 40 C do 50 C i više. 17

Temperatura vazduha se mjeri meteorološkim instrumentima: 1. običnim termometrom 2. maksimalnim termometrom 3. minimalnim termometrom 4. spojenim minimalnim i maksimalnim termometrom, 5. termograf (registracioni instrument za belježenje promijene temperature u toku dana). 18