Masy powietrza.

Przebieg pogody związany jest ściśle z ruchem mas powietrza, które wyodrębniają się w troposferze w procesie ogólnej cyrkulacji atmosfery. Masa powietrza charakteryzuje się tym, że zajmuje ogromny obszar, nieraz rzędu wielu milionów km², wewnątrz którego występuje mniej więcej jednakowa, pionowa zmienność temperatury, wilgotności, stopnia zanieczyszczenia itp. W masie powietrza utrzymującej się przez dłuższy czas nad określonym obszarem kształtuje się właśnie, w wymiku oddziaływania podłoża (wymiany ciepła i pary wodnej z tym podłożem), charakterystyczny dla niej pionowy rozkład wymienionych parametrów fizycznych i określony typ pogody. Obszar, w którym formuje się masa powietrza nosi nazwę obszaru źródłowego. Uformowane w głównych obszarach źródłowych cztery podstawowe masy powietrzne - arktyczna (antarktyczna), polarna, zwrotnikowa i równikowa - oddzielone są od siebie wąskimi strefami przejściowymi. Strefy te noszą nazwą frontów atmosferycznych. Główne fronty atmosferyczne to: zwrotnikowy, polarny i arktyczny. Front zwrotnikowy rozdziela powietrze równikowe od zwrotnikowego. Mniej więcej na 45^o szerokości geograficznej północnej, między powietrzem zwrotnikowym a polarnym, położony jest front polarny. Powietrze polarne od arktycznego oddziela trzeci główny front - arktyczny, który przebiega około 70^o szerokości geogroficznej północnej. Należy dodać, że fronty atmosferyczne zmieniają swoje położenie w zależności od pory roku. W klasyfikacji mas powietrznych uwzględnia się następujące elementy:

• region powstawania (źródłowy) rozważanej masy. W zależności od położenia geograficznego obszaru źródłowego rozróżnia się następujące, wymienione już główne masy powietrza: powietrze arktyczne (PA) - powstaje w rejonie arktyki; polarne (PP) - tworzy się w szerokościach umiarkowanych; zwrotnikowe (PZ) - powstaje w podzwrotnikowych szerokościach geograficznych; równikowe (PR) - kształtuje się w strefie równikowej.

• stopień wilgotności. Jeśli obszar żródłowy jest kontynentem, masa klasyfikowana jest jako kontynentalna (k), a jeśli oceanem - jako morska (m);

• temperaturę masy względem podłoża, nad jakie napływa. Masa o temperaturze wyższej niż temperatura podłoża, nad które napływa, określana jest jako ciepła (c) a o temperaturze niższej - jako chłodna (ch).

Masy powietrza przemieszczając się znad obszaru źródłowego nad obszarem o innych właściwościach fizjograficznych kształtują w jego obrębie właście sobie warunki meteorologiczne. Płynąc lub utrzymując się dłużej nad nowym podłożem, masa powietrza zmienia pod jego wpływem pierwotne właściwości. Inaczej oddziałuje ląd, inaczej powierzchnia wodna, która wzbogaca masę powietrza w parę wodną.

Fronty atmosferyczne.

Jeśli dwie masy powietrza różniące się właściwościami fizycznymi, a szczególnie temperaturą, zetkną się ze sobą, to powstaje między nimi cienka warstwa przejściowa, którą nazywamy powierzchnią frontową lub frontem atmosferycznym. Obszar przecięcia się wymienionej warstwy z powierzchnią Ziemi nazywamy linią fontu. W obszarze tej warstwy występują duże poziome gradienty elementów meteorologicznych, zwłaszcza temperatury oraz zmienia się kierunek i prędkość wiatru. Duże, nierzadko skokowe zmiany poziome temperatury powodują powstanie w strefie frontowej pionowego ruchu powietrza, który jest z kolei przyczyną dużego zachmurzenia i opadów. Fronty atmosferyczne powstają na ogół pod wpływem określonych ruchów w atmosferze,. zbliżających do siebie masy powietrza o różnych temperaturach. Ponadto muszą istnieć i wzrastać poziome gradienty temperatury powietrza, warunkujące powstanie frontu zamiast stopniowego przechodzenia jednej masy powietrza w drugą. Takie tworzenie się frontu nazywa się frontogenezą, a zanikanie frontu nosi nazwę frontolizy.

Podział frontów.

Fronty atmosferyczne mogą być stacjonarne, czyli nie wykazujące wyraźnego ruchu lub ruchome. Do najważniejszych stacjonarnych frontów atmosferycznych należą wymienione przy omawianiu mas powietrza tzw. główne fronty atmosferyczne - arktyczny, polarny i zwrotnikowy, stanowiące planetarne strefy frontowe. W froncie stacjonarnym trudno jest określić typowy przebieg pogody; poszczególne odcinki tego frontu mogą charakteryzować się odmiennymi warunkami pogodowymi. Front stacjonarny określony jest na mapie kreskami na przemian czerwonymi i niebieskimi lub na przemian ząbkami półkolistymi czarnymi i trójkątnymi czarnymi, przy czym pierwsze zwrócone są w stronę powietrza chłodnego, a drugie w stronę powietrza ciepłego. Fronty ruchome można podzielić na ciepłe, chłodne i zokludowane.

Front ciepły - jest warstwą przejściową między ustępującym powietrzem chłodnym a nasuwającym się nań powietrzem ciepłym, charakteryzującą się przy tym małym kątem nachylenia względem powieszchni Ziemi. Przy fronci ciepłym powietrze cieplejsze, wślizgując się wzdłuż powieszchni frontowej na powietrze chłodniejsze, oziębia się adiabatycznie i ulega kondensacji. W wyniku tego powstają chmury pierzaste i warstwowe, od Ci i Cs poprzez As aż do Ns. Chmury warstwowe deszczowe dają zwykle ciągłe opady deszczu lub śniegu, przy czym strefa opadów występuje przed linią frontu i rozciąga się średnio na 200 - 400 km. W układzie frontu ciepłego przy równowadze chwiejnej mogą powstawać również chmury kłębiaste deszczowe i powodować ulewy oraz burze. Ponad 80% wody opadowej w Polsce środkowej i północnej stanowią opady frontowe, przy czym tylko czwarta jej część pochodzi z frontów ciepłuch. Front ciepły przynosi pogodę pochmurną, deszcze, a w zimie odwilż i opady śniegu. Układ chmur frontu ciepłego ma duży zasięg pionowy. Dlatego pierwszym, ważnym w praktyce, wskaźnikiem zbliżania się tego frontu są chmury pierzaste przechodzące, w miarę przemieszczania się frontu ciepłego od miejsca obserwacji, w chmury warstwowo - pierzaste, potem w chmury średnie warstwowe lub średnie kłębiaste, a nastęnie w deszczowe. Na mapie synoptycznej front ciepły kreślony jest kolorem czerwonym lub półkolistymi czarnymi ząbkami zwróconymi w kierunku przemieszczania się frontu.

Front zimny - jest to warstwa przejściowa między ustępującym powietrzem ciepłym a napływającym dołem powietrzem chłodnym. Powietrze chłodne przemieszcza się dołem do przodu, a powietrze ciepłe cofa się przed nim lub zostaje przez powietrze chłodne wypchane do góry. Wskutek wpływu tarcia czoło szybko przemieszczającego się przy ziemi chłodnego powietrza ma kształt tępego klina, wobec czego powieszchnia frontowa, w odróżnieniu od frontu ciepłego, wznosi się stromo. Wypierane gwałtownie do góry ciepłe powietrze powoduje tworzenie się wzdłuż przedniej strony frontu silnie rozbudowanych chmur kłębiastych deszczowych, którym w lecie towarzyszą deszcze przelotne o charakterze ulewnym, często z burzami, miekiedy grad, a w zimie obfite opady śnieżne i zawieje. Przemieszczanie się tego frontu jest na ogół szybsze niż ciepłego, dlatego też szybsze są również zmiany pogody. Przed nadejściem frontu chłodnego ciśnienie szybko spada, a temperatura wzrasta, zwiększa się też niekiedy bardzo znacznie prędkość i porywistość wiatru. Po przejścu tego frontu występują opady burzowe, zwykle krótkotrwałe, temperatura spada, ciśnienie stopniaowo wzrasta i zmniejsza się powoli prędkość wiatru. Połowa wszystkich opadów frontowych w Polsce środkowej i północnej pochodzi z frontów chłodnych. Front chłodny kreślony jest na mapie kolorem niebieskim lub trójkątnymi czarnymi ząbkami zwróconymi w kierunku przemieszczania się frontu.

Front okluzji - jeśli szybciej przemieszczający się front chłodny dogoni znajdujący się przed nim front ciepły, wówczas wycinek ciepły niżu coraz bardziej się zwęża w kierunku poziomym i w końcu dochodzi do połączenia obu frontów przy powieszchni Ziemi, w wyniku czego powstaje tak zwany front złożony, czyli okluzja. Podczas okluzji ośrodek niskiego ciśnienia utworzony w szczytowej strefie wycinka ciepłego oddziela się, a ciepłe powietrze tego wycinka zostaje wypchane do górnej części troposfery. Począwszy od tego stadium niż zaczyna słabnąć, na powieszczi Ziemi stopniowo wypałnia się i w końcu zanika. Z tego co wyżej podano wynika, że front zokludowany jest układem dwóch frontów rozgraniczających trzy masy powietrza; ciepłą i dwie chłodne. Jeżeli powietrze chłodne za frontem chłodnym jest cieplejsze od powietrza chłodnego przed frontem ciepłym, mówimy o okluzji frontu ciepłego; jeżeli jest odwrotnie, wówczas mamy do czynienia z okluzją frontu chłodnego. Front okluzji oznaczamy na mapie linią fioletową lub czarno, na przemian półokrągłymi i trójkątnymi ząbkami zwróconymi w kierunku przemieszczania się tego frontu.

Przez pojęcie cyrkulacji atmosfery należy rozumieć ruch zarówno dużych mas powietrza, obejmujący całą planetę lub kontynent, jak i nakładające się nań różnorodne systemy prądów powietrznych mniejszej skali. Cyrkulacja atmosfery wtstępuje wskutek niejednakowego nagrzania powieszchni Ziemi w wyniku nierównomiernego dopływu energii promieniowania słonecznego. Wynika to z faktu, że ilość energii słonecznej docierającej do określonego obszru zależy od kąta padania promieni słonecznych i jest funkcją pory roku i dnia. Różnice temperatury między powieszchnią Ziemi a atmosferą i w samej przyziemnej atmosferze, zwłaszcza między strefami małych i dużych szerokości geograficznych, wywołują różnice ciśnienia, te zaś powodują powstanie prądów powietrznych. Uśredniony, wielkoskalowy ruch powietrza atmosferycznego, odbywający się w skali całej kuli ziemskij lub kontynentu nosi naswę ogólnej cyrkulacji atmosfery. Gdyby nie ruch obrotowy Ziemi i zróżnicowanie jej powieszchni, to powietrze nagrzane w strefie międzyrównikowej, jako lżejsze niż leżące dalej od równika, wznosiło by się, górą płynęło ku biegunom równolegle do południków, tam wskutek ochłodzenia opadało i dołem wracało z powrotem do równika, płynąc także równolekle do równika. Jednak siła Coriolisa, występująca przy ruchu obrotowym Ziemi, odchyla prąd powietrza od kierunku gradientu ciśnienia. Natomiast zróżnicowanie powieszchni Ziemi i związane z nim niejednakowe nagrzwanie się, szczególnie kontynentów i oceanów, daje początek wielu nakładającym się na siebie, zamkniętym cyrkulacjom powietrza mniejszej skali - regionalnym i lokalnym, niesłychanie komplikującym planetarne prądy atmosferyczne. Schemat ogólnej cyrkulacji atmosfery można przedstawić następująco: w strefie równikowej nagrzane powietrze wznosi się do góry i część tego powietrza odpływa na północ, a część na południe. W związku z tym w strefie równikowej powstaje pas obniżonego ciśnienia o niewielkiej prędkości wiatru dolnego nazywany pasy ciszy równikowej. Odpływające górą ne półkuli północnej w stronę bieguna powietrze równikowe pod wpływem działania siły Coriolisa odchyla swój kierunek ruchu coraz bardziej w prawo od kierunku południkowego, w skutek czego na szerokości geograficznej około 35^o powietrze to przemieszcza się już równolegle do równoleżników. Powietrze płynące na półkuli południowej w stronę bieguna odchyla się w kierunku przeciwnym niż na półkuli północnej. Dzięki temu w okolicy zwrotników tworzą się zapory powietrzne utrudniające swobodny przepływ powietrza znad równika dalej ku większym szerokościom geograficznym. Powoduje to powstawanie w szerokościach zwrotnikowych na obu półkulach pasów wysokiego ciśnienia natury dynamicznej (wyżów zwrotnikowych). Wzrost ciśnienia atmosferycznego przy Ziemi w okolicy zwrotników powoduje odpływ powietrza dołem w stronę równika. Ten dolny wiatr wiejący od zwrotników do równika, nazywany pasatem, ma na półkuli północnej początkowo kierunek północny, ale pod wpływem siły Coriolisa zbacza w prawo od kierunku pierwotnego i przechodzi w wiatr północno - wschodni. Pasaty na półkuli północnej i południowej, osiągające średnio prędkość 5-8 m/s, spotykają się w pobliżu równika (linia zbieżności pasatów), jako prądy powietrza o dosyć zróżnicowanej temperaturze, tworzące tam strefę nazywaną zazwyczaj fromtem równikowym. Pionowy zasięg pasatu nie przekracza kilku klilometrów. Po zewnętrznej stronie pasów wyżów zwrotnokowych, między 35^o a 65^o szerokości geograficznej N i S, wiatry< początkowo sterowane ku biegunom, w skutek działania siły Coriolisa przybierają kierunek zbliżony do zachodniego (strefy wiatrów zachodnich). W szerokościach tych obserwuje się jednak częste zmiany kierunku prądów powietrznych wskutek dużej ilości przemieszczających się niżów i wyżów barycznych, dzięli którym powietrze polarne przemieszcza się na południe a zwrotnikowe na odwrót, przenika daleko na północ. Na granicy pasów wyżów zwrotnikowych i stref wiatrów zachodnich powstają strefy nazywane planetarnymi strefami frontowymi, o dużych poziomych gradientach temperatury. W strefach tych na różnych wysokościach, a szczególnie w górnej troposferze, występuje wiatr o bardzo durzej prędkości tzw. prąd strumieniowy (jet-steam). W okolicy biegunów cyrkulacja atmosferyczna związana jest z istnieniem dnia i nocy polarnej. W dolnej troposferze obszarów okołobiegunowych przeważa wschodni kierunek spływy powietrza. Układ ogólnej cyrkulacji atmosferycznej wyrażniej zaznaczają się na mapach klimatycznych, obrazujących rozkład miesięcznych lub sezonowych wartości parametrów meteorologicznych. Rzeczywisty obraz cyrkulacji atmosfery widoczny na mapach synoptycznych znacznie odbiega od przedstawionego schematu, gdyż stanowi ona ruch wypadkowy nakładających się na siebie układów cyrkulacyjnych różnej skali przestrzennej i czasowej.

Układy ciśnienia.

Wiatr związany jest ściśle z pozionym rozkładem ciśnienia atmosferycznego. W meteorologi opisuje się pole ciśnienia za pomocą topografii powieszchni izobarycznych (tj. powieszchni jednakowego ciśnienia) i układów izobar kreślonych na przekrojach poziomych i pionowych atmosfery. Aby scharakteryzować rozkład ciśniena w przekroju poziomym, należy je odpowiednio przedstawić na mapie. Uzyskane z pomiarów wielkości ciśnienia zredukowanego do poziomu morza wpisuje się na mapę konturową (np. Europy), a następnie punkty o jednakowym ciśnieniu łączy się liniami, noszącymi nazwę izobar. Izobary kreśli się zwykle w odstępach ciśnienia co 5 mb. Obszary wyodrębnione w polu ciśnienia przez określone układy izbar noszą nazwę układów ciśnienia (ikładów barycznych). Do podstawowych układów ciśnienia zalicza się wyż baryczny i niż baryczny.

WYŻ BARYCZNY (antycyklon)- jest to obszar objęty takim układem zamkniętych izobar, w którym ciśnienie powietrza rośnie ku środkowi układu.

NIŻ BARYCZNY (cyklon)- jest to obszar objęty takim układem zamkniętych izobar, w którym ciśnienie maleje ku środkowi układu.

Ponadto występują w atmosferze i kreślone są na mapach synoptycznych obszary objęte przez układ izobar otwartych rozgraniczające niże i wyże, noszące nazwy: bruzda niskiego ciśnienia (wąski i wydłużony pas obniżonego ciśnienia między dwoma wyżami); zatoka niskiego ciśnienia (wydłużenie izobar w głąb obszaru o wyższym ciśnieniu); klin wysokiego ciśnienia (obszar wysokiego ciśnienia wchodzący występem w stronę niskiego ciśnienia); wał wysokiego ciśnienia (wydłużony pas wysokiego ciśnienia między dwoma niżami); siodło (układ ciśnienia pomiędzy leżącymi naprzeciw siebie dwoma wyżami i niżami).

Rodzaje ruchów powietrza.

W atmosferze występuje kilka rodzajów ruchów powietrza. Do najważniejszych można zaliczyć następujące ich rodzaje:

1. poziomy,

2. pionowy (konwenkcyjny, a także cyklonarny i antycyklonarny), w którym rozróżniamy ruch wstępujące i zstępujące,

3. pionowy o charakterze ślizgowym (wślizgowy i ześlizgowy) wzdłuż zboczy górskich i powieszchni frontalnych,

4. falowy, powstający pod wpływem rzeźby terenu lub występujący wzdłuż powieszchni inwersyjnych.

Poziomy ruch powietrza nazywamy wiatrem. Ruch poziome powietrza należą do najbardziej intensywnych w atmosferze, mimo że pionowy spadek ciśnienia jest wielokrotnie większy od poziomego. Wpływa na to siła ciężkości, która niejako przytrzymuje cząstki powietrza przy Ziemi, nie pozwalając im odpływać w górę, w kierunku niższych ciśnień.

Rodzaje wiatrów.

Wiatry występujące w troposferze tworzą różnorodne układy, wśród których można wyróznić między innymi: pasaty, wiatry układów barycznych, monsuny oraz wiatry lokalne.

PASATY - są to stałe wiatry wiejące w strefie międzyzwrotnikowej przez czły rok, a najwyrażniej zaznaczające się nad oceanami. Wiatry te scharakteryzowano dokładniej w kategorii "cyrkulacja atmosfery".

WIATRY UKŁADÓW BARYCZNYCH - są to poziome ruchy powietrza zwiiązane z występowaniem układów niżowych i wyżowych, stanowiących podstawowe układy iobar. W niżach powietrze zmierza od peryferii do centrum układu niżowego, a w wyżach - od centrum ku peryferiom układu wyżowego, zgodnie z kierunkien spadku ciśnienia. Siła Coriolisa i siła tarcia sprawiają jednak, że przy powieszchni Ziemi, na półkuli północnej, wiatry w niżu zbaczają w prawo od swego kierunku i przemieszczają się do centrum niżu nie najkrótszą drogą, tj. prostopadle do izobar, lecz po torze lewoskrętnej krzywej, odwrotnie do ruchu wskazówek zegara. W wyżu powietrze dążąc od centrum układu, wskutek wpływu siły Coriolisa i siły tarcia również zbacza w prawo od kierunku gradienitu i przy powieszchni Ziemi, na półkuli północnej, przemieszcza się tym razem po torze prawoskrętnej krzywej zgodnie z ruchem wskazówek zegara. W niżu występuje zbieżność, czyli konwergencja, a w wyżu - rozbieżność, czyli dywergencja, lini prądu powietrza. Oba zjawiskam - zbieżności i rozbieżności kierunku lini prądu - wywierają istotny wpływ na przebieg pogody. Zbieżny kierunek lini prądu w dolnej warstwie niżu wywołuje wstępujący ruch powietrza, a w ślad za tym duże zachmurzenie i częste opady atmosferyczne. Rozbieżny kierunek lini prądu w dolnej warstwie wyżu powoduje zstępujący ruch powietrza i związane z tym małe zachmurzenie oraz brak opadów.

MONSUNY - są to wiatry charakteryzujące się tym, że zmieniają kierunek na przełomie lata i zimy oraz zimy i lata. W półroczu letnim monsuny wieją z morza na ląd, w zimie z lądu na morze. Powstają w wyniku dużych różnic temperatur a w związku z tym ciśnienia między lądem a morzem. W okresie letnim ląd nagrzewa się bardziej niż morze. Nad lądem powstaje wskutek tego obszar obniżonego ciśnienia, powodujący spływ powietrza dołem z oceanu na ląd. Górą natomiast powietrze przemieszcza się w tym czasie w przeciwnym kierunku - z lądu na ocean. Wiatr wiejący w ciepłej porze roku z oceanu na ląd jest to monsun letni. W chłodnej porze roku ocean jest cieplejszy od lądu. Dlatego wiatr wieje w przeciwnym kierunku - z lądu na ocean. Jest to monsun zimowy. Wiatr ten jest zwykle słabszy od monsunu letniego. Monsuny najsilniej rozwijają się w strefie południowych wybrzeży Azji. Jest to spowodowane wyjątkowo dużymi różnicami temperatury, jakie powstają pod wpływem olbrzymiego kontynentu Azji silnie nagrzanego latem, a oziębionego podczas zimy. Monsun letni, występujący u wybrzeży Azji, niesie wgłąb kontynentu wilgotne powietrze i powoduje obfite opady (pora deszczowa), warunkujące urodzaj na ogromnych obszarach (Indie, Chiny). Bardzo duże opady monsunowe powodują często katastrofalne powodzie, a brak opadów równie katastrofalne susze. W innych rejonach kuli ziemskiej monsuny są słabsze. Tam gdzie niże i wyże są mało stabilne i jedne nad drugimi nie mają wyrażnej przewagi sezonowej, np. w większej części Europy omawiany wiatr zatraca cechy monsunu.

WIATRY MIEJSCOWE - powstają one pod wpływem oddziaływania lokalnych warunków fizjograficznych. Przyczyny powstawania tych wiatrów mogą mieć charakter termiczny lub dynamiczny. Do wiatrów miejscowych można m.in. zaliczyć: bryzy, wiatry dolin i gór, fen (wiatr halny), wiatr bora.

BRYZY - są to wiatry występujące na wybrzeżach mórz i wielkich jezior, zmieniające kierunek dwa razy na dobę. Wiatr wiejący w ciągu dnia (od ok. 10 rano do zachodu Słońca), z morza na ląd, jest bryzą morską, a wiejący w nocy, z lądu na morze, bryzą lądową. Wiatry te powstają w związku z dobowym przebiegiem temperatury powieszchni lądu. W dzień gradint ciśnienia skierowany jest z morza w stronę cieplejszego lądu, co powoduje ruch powietrza z morza na ląd (bryza morska), a nad nią prąd przeciwny. W nocy jest odwrotnie: wiatr wieje dołem z lądu w stronę cieplejszego morza (bryza lądowa), a górą znad morza na ląd. W dzień i w nocy występuje więc zamknięta cyrkulacja powietrza: ląd - morze. W naszych szerokościach geograficznych bryzy zaznaczają się wyrażniej głównie w cieplejszej porze roku, podczas pogody o małym zachmurzeniu i słabych wiartach, sprzyjającym większemu zróżnicowaniu się temperatur między lądem a morzem. Pionowy zasięg bryzy wynosi u nas kilkaset metrów, a jej prędkość średnio ok. 5 m/s. W rejonie Bałtyku bryza morska sięga zwykle w głąb lądu nie dalej niż 10 km. Jeżeli kierunek wiatru zbiega się z kierunkiem bryzy morskiej, efektu sumują się i wówczas prędkość i zasięg wiatru mogą być wieksze. Prędkość i zasięg bryzy lądowej są znacznie mniejsze niż morskiej, gdyż różnica temperatur między lądem a morzem jest w nocy mniejsza niż w dzień.

WIATRY DOLINNE I GÓRSKIE - wystęują one w dolinach i w kotlinach górskich, głównie w ciepłej porze roku, podczas bezchmurnych dni i przy małych ruchach atmosfery. Wiatr dolinny wieje w ciągu dnia od ujścia dolin w kierunku zboczy w górę ku szczytom, a wiatr górski - w dół zboczy i od zboczy ku dolinom i równinom. Są to na ogół wiatry słabe, jednak czasem osiągają prędkość 10 m/s i większą. Zasadnicza przyczyna tych wiatrów jest następująca: w ciągu dnia powietrze leżące bliżej zbocza, w całym przekroju doliny aż pod szczyt, zostaje nagrzane przez zbocze góry i jest cieplejsze niż powietrze leżące na tych samych wysokościach, ale dalej od zbocza, nad przylegającą doliną czy równiną. Ciśnienie atmosferyczne bliżej zbocza, aż po szczyt, jest dlatego niższe, a ponad szczytem wyższe, niż na tych samych wyskokściach dolej od zbocza, na co wskazuje nachylenie powieszchni izobarycznych. W rezultacie w dzień, w strefie poniżej szczytu, wiatr wieje w stronę zbocza i po zboczu w górę, a powyżej szczytu w odwrotnym kierunku. W nocy, wskutek silnego ochłodzenia zboczy, powietrze leżące bliżej nich jest chłodniejsze, niż powietrze znajdujące się na tych samych wysokościach dalej od zboczy. Gradient ciśnienia skierowany jest tym razem od zbocza w stronę doliny i w tym samym kierunku wieje wiatr. Natomiast powyżej grzbietów gór powietrze przemieszcza się w odwrotnym kierunku - w stronę szczytów górskich. Tego typu cyrkulacja korzystnie wpływa na klimat miejscowości, m.in. uzdrowisk położonych w dolinach górskich, gdyż powoduje odpływ zalegającego tam zanieczyszczonego powietrza i dopływ świeżego powietrza górskiego.

FEN - fenem nazywano suchy, ciepły i zwykle porwisty wiatr, wiejący (spadający) z gór. Wiatry o cechach i warunkach powstawania podobnych do tych, jakimi charakteryzuje się fen, występują w górach różnych części świata, gdzie mają nazwy lokalne. W Polsce (Karpaty, Karkonosze) typowym wiatrem fenowym jest wiatr halny. Wywołują go czynniki natury dynamicznej. Powstaje przy ruchu powietrza skierowanym do zboczy, gdy wskutek różnic ciśnienia między jedną a drugą stroną grzbietu gór powietrze przepływa przez dostatecznie wysoki łańcuch górsi zgodnie z kierunkiem gradientu barycznego. Po polskiej stronie Karpat wiatr halny wiaje przy wiatrach południowych, a po czeskij - przy północnych. Duża suchość wiatru halnego wywołana jest kondensacją pory wodnej i opadami przy wznoszeniu się powietrza wzdłuż zbocza strony nawietrznej łańcucha górskiego, a stosunkowo wysoka ciepłota - adiabatycznym ogrzewaniem się powietrza podczas spadania w dół po zawietrznej stronie gór. Wiatr holny najczęściej pojawia się w Polsce w pażdzierniku i w listopadzie, rzadziej w lutym i marcu. W pozostałych miesiącach występuje sporadycznie, ale niekiedy powoduje wyjątkowo wielkie zniszczenia, na przykład w maju 1968 roku. Wiatr halny może osiągać zaskakująco duże prędkości, toteż niszczy niekiedy całe połacie lasów. Ma on w naszych górach istotne znaczenie klimatyczne - zarówno dodatnie, jak i ujemne. Niekiedy powoduje tak szybkie parowanie pokrywy śnieżnej, że nawet przy dużych zasobach śnieżnych odbywa się bez powodzi. Innym razem wywołuje powódź, jeśli przy gwałtownym tajaniu śnieg wolno paruje. Dłużej utrzymujący się wiatr halny sprzyja powstawaniu posuch. Jego wpływ sięga niekiedy dosyć daleko wgłąb kraju. Silne ocieplenie, jakie niesie wiatr halny, może być przyczyną powstawania lawin.

WIATR BORA - podobnie jak fen należy do wiatrów opadających. Jest to silny porwisty i chłodny wiatr, wiejący w dół po zboczach niskich, przymorskich części gór w stronę znacznie cieplejszego morza. Powietrze spadające w dół ogrzewa się wprawdzie adiabatycznie (podobnie jak przy fenie), jednak niewysokie góry i niska początkowo temperatura powietrza powodują, że bora pozostaje nadal iwatrem chłodnym. Chłodne masy powietrza spadają ku powieszchni morza z dużą siłą, powodując parowanie i rozprysk wody. Bora w Europie występuje między innymi wzdłuż wschodnich wybrzeży Morza Czarnego i północnego Adriatyku.

Pomiary wiatru.

Do przybliżonego określenia prędkości (siły) wiatru służy skala Beauforta (przedstawiona jest ona w kategorii "atmosfera w liczbach"). Opracowano ją do oceny wiatru na morzu, ale jest też wariant dla warunków lądowych. Określa ona siłę wiatry w stopniach Beauforta na podstawie zachowania się dymu., drzew i innych przedmiotów narażonych na działanie wiatru. Poszczególnym stopniom tej skali przyporządkowano prędkości wiatru w m/s.

WIATROMIERZ WILDA - wiatromierz ten jest jednym z najbardziej rozpowszechnionych i najprostrzych przyrządów do pomiaru prędkości i kierunku wiatru. Stosuje się go do pomiaru prędkości wietru od ok. 1 m/s do 20 m/s. Wiatromierz Wilda składa się z żelaznego sworznia z ośmioma prętami kierunkowanymi, klina kierunkowanego złożonego z dwu łopatek i przeciwwagi oraz wskożnika prędkości wiatru, zbudowanego z płytki i z ośmiowskazówkowej skali prędkości.

Wilgotność powiertrza.

W powietrzu atmosferycznym podstawową rolę odgrywa woda w postaci pary wodnej. Przedostaje się ona do atmosfery w wyniku parowania z powieszchni wodnych, lądowych i transpilacji roślin. Pewną ilość pary wodnej otrzymuje atmosfera również dzięki sublimacji pokrywy śnieżnej i lodowej oraz parowaniu wody opadowej zatrzymywanej na roślinach. W atmosferze parują ponadto cząsteczki chmur i mgieł. Powieszchnie mórz i oceanów dostarczają rocznie do atmosfery około 86%, a lądy około 14% pary wodnej. W procesie wymiany pary wodnej między powieszchnią Ziemi a atmosferą zdecydowanie przeważa strumień skierowany ku górze. Dlatego o zawartości pary wodnej w przyziemnej warstwie powietrza, czyli o jego wilgotności, decyduje głównie rodzaj powieszchni parującej oraz intensywność pionowego i poziomego przemieszczania się tej pary związana z warunkami meteorologicznymi, a zwłaszcza z temperaturą i wilgotnością powietrza oraz prędkością wiatru. Szczególnie znaczenia pary wodnej w powietrzu polega na jej zdolności do przemian fazowych. Ta właściwość wody warunkuje wiele ważnych procesów fizycznych w atmosferze i glebie, choć procentowo para wodna zajmuje wśród głównych składników gazowych powietrza dalsze miejsce. Nader istotne znaczenie odgrywa przy tym fakt, że zmianom stanu skupienia wody towarzyszy wydzielanie się lub pobieranie dużych ilości ciepła z otoczenia. Transport pary wodnej do atmosfery odbywa się głównie w wyniku turbulencji i konwenkcji. Istotną rolę odgrywa również adwekcja; wilgotne masy powietrza moga przenosić parę wodną w kierunku poziomym na znaczne odległości, na przykład z obszarów oceanicznych na ląd. Duże znaczenie ma również temperatura warunkująca stan nasycenia powietrza parą wodną. Para wodna, jak każdy inny gaz, wywiera ciśnienie. Zgodnie z prawem Daltona ciśnienie cząsteczkowe gazu, a zatem i pary wodnej, jest niezależne od innych gazów; przeto zawartość pary wodnej w powietrzu można określać za pomocą pomiaru jej ciśnienia. Określona przestrzeń (objętość powietrza) może pomieścić przy danej temperaturze ściśle określoną ilość pary wodnej. Parę wodną, która w tej przestrzeni (objętości powietrza) osiągnie przy danej temperaturze najwyższe ciśnienie, nazywamy parą wodną nasyconą, a jej ciśnienie - ciśnieniem pary nasyconej. Po osiągnięciu stanu nasycenia dalszy dopływ pary wodnej do określonej objętości powietrza przy tej samej temperaturze lub też obniżanie się temperatury bez dopływu nowych ilości pary wodnej powoduje skraplanie się pary wodnej. Również para nienasycona może stać się noasyconą i ulec skraplaniu pod wpływem odpowiedniego spadku temperatury. Zatem ciśnienie pary wodnej może mieć w określonej temperaturze tylko jedną maksymalną wartość, mianowicie wartość pary nasyconej. Ciśnienie pary nasyconej E zależy od temperatury i szybko zwiększa się wraz z jej wzrostem, jak to wynika z załączonej tabelki.

t^oC	-30	-20	-10	0	10	20	30
E(mb)	0,5	1,2	2,9	6,1	12,3	23,4	42,4

Do ilościowej charakterystyki zawartości pary wodnej w powietrzu atmosferycznym służą następujące wielkości:

CIŚNIENIE - (prężność) pary wodnej znajdującej się w wilgotnym powietrzu. Rozróżniamy ciśnienie aktualne pary wodnej, to jest ciśnienie pary wodnej znajdującej się w danej chwili w powietrzu i ciśnienie maksymalne pary wodnej (ciśnienie pary nasyconej). Ciśnienie pary wodnej wyrażamy w mb, mm Hg i w N/m² (układ SI);

WILGOTNOŚĆ BEZWZGLĘDNA - jest to ilość pary wodnej wyrażona w gramach, zawarta w 1m³ powietrza;

WILGOTNOŚĆ WZGLĘDNA - jest to stosunek aktualnego ciśnienia pary wodnej do ciśnienia maksymalnego pary wodnej, wyrażony w procentach. Wilgotność względna określa stopień nasycenia powietrza parą wodną;

NIEDOSYT WILGOTNOŚCI POWIETRZA - jest to różnica między ciśnieniem maksymalnym pary wodnej w danej temperaturze a ciśnieniem aktualnym pary wodnej. Niedosyt wilgotności wyrażamy w mb, mm Hg i w N/m²;

WILGOTNOŚĆ WŁAŚCIWA - jest to ilość pary wodnej zawarta w 1 gramie lub kilogramie wilgotnego powietrza;

TEMPERATURA PUNKTU ROSY - jest temperaturą, przy której zawarta w powietrzu para wodna nasyca to powietrze.

Pionowe i poziome zmiany wilgotności powietrza.

Najbardziej zasobne w parę wodną są przygruntowe warstwy powietrza przylegające do powieszchni parującej. Wraz z wysokością ciśnienie pary wodnej szybko i dosyć regularne maleje. Średnio, już na wysokości około 1,5 do 2 km jest ono o połowę mniejsze niż przy powieszchni Ziemi. W troposferze znajduje się prawie cała para wodna. Poziome zróżnicowanie zawartości pary wodnej w powietrzu zależy głównie od intensywności parowania i od przenoszenia pary wodnej przez wiatr. Wskutek tego, że parowanie szybko wzrasta wraz ze zwiększeniem się niedosytu wilgotności, który z kolei rośnie w miarę podwyższania się temperatury powietrza, ciśnienie pary wodnej, podobnie jak temperatura, maleje od równika ku biegunom. Natomiast wilgotność względna osiąga najwyższą wartość w podzwrotnikowym pasie wysokiego ciśnienia, gdzie wskutek małego uwilgotnienia podłoża i małego parowania powietrze przy wysokich temperaturach jest słabo nasycone parą wodną.

Wysokość (w km)
0	0,5	1	1,5	3	5	7	10
Wilgotność bezwzględna (w g/m^3)
10,2	9,4	7,4	5,8	3,3	1,4	0,2	0,04
3,0	2,8	2,5	1,8	0,9	0,4	0,06	0,02

Zmiany wilgotności bezwzględnej powietrza wraz ze wzrostem wysokości, wg Humphreysa (za Schmuckiem).

Dobowy i roczny przebieg wilgotności powietrza.

Nad powieszchnią wody i w jej sąsiedztwie, a także nad powieszchnią śniegu i wszędzie tam, gdzie amplitudy dobowe temperatury są stosunkowo małe, dobowy przebieg ciśnienia pary wodnej (podobnie jak wilgotności bezwzględnej) jest na ogół proporcjonalny do dobowego przebiegu temperatury. Wzrost temperatury wzmaga parowanie i dopływ pary wodnej do atmosfery. Dlatego maksimum ciśnienia pary występuje w godzinach 14⁰⁰ - 18⁰⁰. Nocą, wskutek spadku temperatury powietrza, część pary ulega skropleniu i ciśnienie jej obniża się do minimum. Natomiast nad powieszchnią gleby, szczególnie podczas dni letnich, dobowe zmiany ciśnienia pary wodnej są mniej regularne. Jest to spowodowane głównie pionową wymianą pary wodnej w wyniku turbulencji i konwenkcji. W nastęspstwie tego krzywa dobowego przebiegu ciśnienia pary (tak jak wilgotności bezwzględnej) ma przeważnie 2 minima - wczesnym rankiem i po południu oraz 2 maksima - w póżnych godzinach rannych i wczesnym wieczorem. Roczny przebieg ciśnienia pary wodnej jest w naszych szerokościach na ogół zgodny z rocznym przebiegiem temperatury. Minimum ciśnienia pary wodnej występuje zwykle w styczniu, a maksimum w lipcu. Uwarunkowane jest to tym, że w ciepłej połowie roku, tak jak i doby, parowanie wody jest większe niż w chłodnej i dostarcza więcej pary przyziemnym warstwom powietrza.

Zjawisko parowania.

Zjawisko parowania tłumaczy się tym, że poszczególne cząsteczki wody uzyskają takie prędkości, dzięki którym odrywają się od powieszchni parującej i przenikają do atmosfery w postaci pary wodnej. Odrywają się cząsteczki mające energię kinetyczną większą od średniej, pozwalającą na przezwyciężenia sił przyciągania molekularnego, siły ciężkości i ciśnienia atmosferycznego. Jednocześnie z przemieszczaniem się cząstek pary wodnej do atmosfery występuje zjawisko odwrotne - polegające na ich powrocie do ciała parującego. Jeżeli prędkość ulatniania się pary wodnej jest mniejsza od prędkości jej powstawania, wówczas warstwa powietrza nad powieszchnią parującą staje się nasycona; ilość cząsteczek odrywających się od powieszchni parującej i powracających do niej jest wtedy jednakowa i parowanie ustaje. Szybkość, czy też wielkość parowania określa się w milimetrach grubości warstwy wody, która wyparowyje z danej powieszchni w jednosce czasu, np. w ciągu doby. W przyrodzie szybkość parowania zależy przede wszystkim od takich czynników, jak: rodzaj i stopień uwilgotnienia podłoża, natężenie promieniowania słonecznego, temperatura i wilgotność powietrza i prędkość wiatru. Promieniowanie słoneczne dostarcza energii cieplnej zużywanej na parowanie. Jeśli nie ma dopływu ciepła z zewnątrz, parujące ciało ochładza się, a parowanie słabnie. Dlatego szybkość parowania jest proporcjonakna do temperatury ciała parującego. Parowanie charakteryzuje się przebiegiem dobowym zaznaczającym się najwyrażniej w ciepłej porze roku. Największe parowanie obserwuje się w godzinach południowych, a najmniejsze w nocy. Dobowe zmiany tego elementu są zatem na ogół proporcjonalne do dobowego przebiegu temperatury, a także niedosytu wilgotności i pręskości wiatru. Roczny przebieg parowania, podobnie ja dobowy, zależy w głównej mierze od temperatury. Dlatego też największe parowanie występuje zazwyczaj w miesiącach letnich, czasem w maju, a najniższe w zimie. Na wiosnę wskutek mniejszej zawartości pary wodnej w powietrzu parowanie bywa większe niż w jesieni.

Warunki kondensacji pary wodnej.

Kondensacją pary wodnej nazywamy przemianę fazową, w wyniku której para ta przechodzi w stan ciekły, ewentualnie w stały. Procesowi temu towarzyszy wydzielanie dużych ilości ciepła, które zwiększa dynamikę atmosfery. Skraplanie się pary wodnej rozpoczyna się wówczas, gdy jej ciśnienie jest większe od ciśnienia pary nasycającej powietrze w danej temperaturze. Warunkiem skroplenia pary wodnej jest zatem ukształtowanie się odpowiedniego wzajemnego stosunku temperatury i ciśnienia pary. Może to nastąpić albo wskutek obniżenia się temperatury do punktu rosy, albo w wyniku wzrostu ciśnienia pary wodnej aż do granic nasycenia podczas zwiększonego parowania wody z podłoża; oba te procesy mogą też występować jednocześnie. Najczęstszą i najważniejszą przyczyną kondensacji pary wodnej w atmosferze jest jednak ochładzanie się wilgotnego powietrza wskutek: stykania się z powieszcznią Ziemi wyziębioną w wyniku wypromieniowania ciepła; adiabatyczanego rozprężania wznoszącego się powietrza; mieszania się dwóch mas powietrza o odpowiednio różnych temperaturach i wilgotnościach. Przebieg kondensacji zależy ponadto od tzw. jęder kondensacji w postaci drobnych cząsteczek pochodzenia naturalnego lub przemysłowego zawieszonych w powietrzu, na których zaczyna się skraplać para wodna. Najczęściej są to kryształki soli morskiej, lub inne substancje higroskopijne, albo jony. W rejonach zurbanizowanych mogą to być cząstki zanieczyszczające powietrze. Para wodna kondensuje się wokół jąder kondensacji, co ułatwia proces skraplania. Dlatego w obecności jąder kondensacji proces skraplania pary wodnej rozpoczyna się już przy znacznie mniejszym stopniu jej przesycenia niż w powietrzu pozbawionym jąder kondensacji. Para wodna może skraplać się na powieszchni Ziemi, w przygruntowej warstwie powietrza oraz w swobodnej atmosferze; w pierwszym przypadku powstają osady atmosferyczne, w drugim - mgły, a w trzecim - zazwyczj chmury i opady atmosferyczne.

Rodzaj i natężenie opadów atmosferycznych.

Jako najczęścij występujące opady można wymienić: deszcz, mżawkę, śnieg z deszczem, krupy śnieśne i grad.

DESZCZ - opad złożony z kropel wody o średnicy większej niż 0,5 mm. Jest to najczęścij pojawiający się opad w naszym klimacie.

MŻAWKA - opad drobnych kropelek wody o średnicy mniejszej od 0,5 mm, które spadają bardzo wolno i są łatwo przenoszone przez wiatr w kierunku poziomym.

ŚNIEG - opad kryształków lodu, które mają zwykle delikatną, rozgałęzioną strukturę. Podstawową formą cząstek tego opadu są gwiazdki sześcioramienne o pięknej i bogatej kompozycji. Przy temperaturach nieco niższych od zera kryształki łączą się zwykle w płatki (śnieżynki), a te często w duże płaty.

ŚNIEG Z DESZCZEM - opad śniegu i deszczu lub mokrego śniegu, występujący w temperaturach zbliżonych do zera i wyższych od zera.

KRUPY ŚNIEŻNE - opad białych, kulistych lub stożkowatych ziarenek o średnicy od 2 do 5 mm. Podczas spadania na twarde podłoże odbijają się i rozpryskują.

GRAD - opad kulek lub bryłek lodu nieforemnego kształtu (gradzin) o średnicy do 50 mm, czasami większych. Pada przy temperaturach wyższych od 0^oC, w ciepłej porze roku, zwykle towarzyszy mu burza atmosferyczna. Najczęściej występuje w niższych szerokościach geograficznych, a największe gradziny spotykane są w strefie międzyzwrotnikowej.

Znane są ponadto takie opady, jak deszcz marznący, mżawka marznąca, śnieg ziarnisty, ziarna lodowe i słupki lodowe. Opady można także podzielić na ciągłe, z przerwami, przelotne i roszące.

OPADY CIĄGŁE - są to opady deszczu lub śniegu trwające przez dłuższy czas bez przerwy (więcej niż 6 godzin) lub z bardzo krótkimi przerwami, o przeciętnym i dosyć równomiernym natężeniu (większym niż 0,5 mm/godz.), obejmujące na ogół swym zasięgiem duże obszary. Padają zwykle z chmur warstwowych deszczowych Ns i średnich warstwowych As uformowanych przy wznoszeniu się powietrza wzdłuż powieszchni frontowych.

OPADY Z PRZERWAMI - są to równomierne opady, zazwyczaj o małym natężeniu, z chmur warstwowych, padające z przerwami.

OPADY PRZELOTNE - są to opady zwykle krótkotrwałe o zmiennym, lecz dużym natężeniu (ulewy). Pochodzą z chmur kłębiastych deszczowych (Cb). Opadom przelotnym towarzyszą często silne i porwiste wiatry oraz burze, błyskawice i grzmoty. Opady te dlatego są zazwyczaj krótkotrwałe, że pochodzą z oddzielnych chmur lub z chmur występujących w stosunkowo wąskich strefach opadowych, szybko przemieszczających się frontów chłodnych.

OPADY ROSZĄCE - są to niewielkie opady bardzo drobnej mżawki lub bardzo małych śnieżynek, pochodzące z chmur niskich warstwowych (St) lub kłębiasto-warstwowych (Sc).

Inne podziały:

OPADY OROGRAFICZNE - związane z rzeźbą i występują po dowietrznej stronie gór. Poziomo przemieszczająca się masa powietrza napotykając na przeszkodę w postaci gór ulega spiętrzeniu i wznosi się po zboczu do góry. Ochładza się adiabatycznie, w wyniku czego powstają chmury i ciągłe, na ogół długotrwałe, opady (do kilku dni).

DZESZCZE ULEWNE - ulewami nazywamy takie opady, które w krótkim czasie dają duże ilości wody. Ten rodzaj opadu charakteryzowany jest przez następujące parametry: natężenie, czas trwania oraz wydajność.

Dobowy oraz roczny przebieg opadów.

Nad lądem można ogólnie wyróżnić kontynentalny i morski (nadbrzeżny) typ dobowego przebiegu opadów. Tryb kontynentalny w szerokościach umiarkowanych, który możemy odnieść również do Polski, charakteryzuje się tym, że maksimum wysokości opadu występuje na ogół w ciągu dnia (zwykle po południu, co jest związane z najsilniejszym rozwojem konwekcji), a minimum w nocy. W morskim typie jest odwrotnie - najwyższe wartości opadów pojawiają się w nocy i nad ranem (co jest następstwem oziębiania się wilgotnego powietrza wskutek nocne radiacji), a minimum po południu. Roczny przebieg wysokości opadów nad kontynentami szerokości umiarkowanych charakteryzuje się tym, że najwyższe opady występują latem, a najniższe zimą. W rejonach przybrzeżnych Europy Zachodniej maksimum wysokości opadów przypada na jesień i zimę, a minimum na wiosnę i wczesne lato.

Osady atmosferyczne.

Do najczęścij występujących u nas osadów atmosferycznych zaliczamy: rosę, szron, szadź i gołoledź.

ROSA - jest to zbiór kropelek wody tworzących się bezpośrednio na powieszchni gleby, roślinności i przedmiotach znajdujących się na powieszchni Ziemi, w wyniku kondensacji pary wodnej otaczającego powietrza w temperaturze wyższej od 0^oC. Osad ten powstaje wówczas, gdy temperatura wymienionych powieszchni spada poniżej temperatury punktu rosy otaczającego jej powietrza. Przyczyną takiego oziębienia jest zwykle wypromieniowywanie energii cieplnej z powieszchni czynnej, które osiąga największe wartości podczas bezchmurnych nocy. Dlatego bezchmurne noce sprzyjają powstawaniu rosy. Ilość osadzającej się rosy rośnie wraz ze wzrostem wilgotności przygruntowej warstwy powietrza. Im więcej pary wodnej zawiera przygruntowe powietrze, tym więcej jej może się skraplać w postaci rosy przy odpowiednim spadku temperatury. Duży wpływ na ilość i częstość występowania rosy wywiera prędkość wiatru.

SZRON - jet to osad lodu o wyglądzie krystalicznym powstający w podobny sposób jak rosa, ale przy temperaturze powietrza niższej niż 0^oC.

SZADŹ - jest to uwarstwiony osad w postaci ziarenek lodu, o barwie białej lub jasnoperłowej, osiągający niekiedy znaczną grubość, dochodzącą nawet do 200 mm i więcej. Gromadzi się na wyziębionych poniżej 0^oC drzewach, krzewach, przewodach telekomunikacyjnych, budynkach itp., przeważnie po stronie zwróconej do wiatru, który niesie wilgotne powietrze lub często mgłę. W odróżnieniu od szronu, do którego podobna jest budowa, szadź powstaje w kożdej poże doby. W wysokich górach osad ten często odgrywa bardzo dużą rolę ze względu na częste pojawianie się i na na znaczne ilości wody, jakie wnosi w ogólny bilans produktów kondensacji pary wodnej. Szadź obciąża i łamie gałęzie drzew, obrywa przewody telekomunikacyjne. Szkody wywołane w ten sposób mają niekiedy charakter katastrofalny. W Polsce, na obszarach nizinnych szadź występuje zwykle tylko w chłodnej porze roku i to bardzo rzadko. Średnia roczna liczba dni z tym osadem wynosi zaledwie kilka dni.

GOŁOLEDŹ - jest to gładki, szklisty osad lodu tworzący się na powieszchni gleby oziębionej do temperatury niższej lub nieco wyższej od 0^oC i na przedniotach znajdujących się na niej, w wyniku zamarzania przechłodzonych spadających kropel deszczu lub mżawki. Osad ten osiąga znaczną grubość, zwłaszcza na przedmiotach wystawionych na bezpośredni wpływ wiatru, i podobnie jak szadź, wyrządza wówczas duże szkody, łamiąc gałęzie, a nawet słupy telekomunikacyjne itp.

Mgły.

Mgła nazywamy zawiesinę bardzo małych kropelek wody (rzadziej, przy bardzo niskich temperaturach, kryształków lodu lub jednych i drugich jednocześnie) w powietrzu, zmiejszając widoczność poziomą poniżej 1 km². Mgła tworzy białą zasłonę przesłaniającą krajobraz. Jeśli przy występowaniu takiej zasłony widzialność jest większa niż 1 km, wówczas zjawisko to nazywamy nie mgłą, lecz zamgleniem. Owo zmniejszenie widzialności stanowi kryterium przy obserwacjach mgły. Mgła powstaje zwykle wskutek oziębienia się powietrza poniżej punktu rosy, przy czym skraplanie się pary wodnej następuje tuż nad glebą lub na stosunkowo niewielkich odległościach od powieszchni Ziemi. Wskutek małych rozmiarów kropelki mgły unoszą się w powietrzu i bardzo wolno opadają. Pod względem sposobu powstawania można rozróżnić takie główne rodzaje mgieł, jak: radiacyjną i frontową.

MGŁA RODIACYJNA - nazywana również mgłą z wypomieniowania, powstaje przy silnym oziębieniu się powieszchni Ziemi wskutek wypromieniowania ciepła z jej powieszchni, od niej oziębia się powietrze i gdy jego temperatura spadnie poniżej punktu rosy, zwarta w powietrzu para wodna skrapla się. Mgła radiacyjne utrzymuje się albo tuż przy glebie, jako mgła przyziemna (niska), albo sięga do kilkuset metrów wysokości i nosi wtedy nazwę mgły wysokiej (górnej). Mgła przyziemna pojawia się u nas najczęściej w drugiej połowie lata i w jesieni, podczas pogodnych i bezwietrznych nocy. Związana jest z naocną inwersją temperatury powietrza. Po wschodzie Słońca, a także wraz z pojawieniem się silniejszego wietru, mgła i inwersja zanikają. W płaszczyżnie poziomej mgła przyziemna rozprzestrzenia się zwykle w formie oddzielnych płatków przeważnie w zagłębieniach terenu, w sąsiedztwie bagien, na polanach leśnych, a więc nad obszarami silnie wyziębionymi wskutek dużego wypromieniowywania efektywnego.

MGŁA ADWEKCYJNA - tworzy się wówczas, gdy napływające ciepłe i wilgotne powietrze ochładza się wskutek przepływu lub stagnacji nad znacznie nad znacznie chłodniejszym podłożem. Okresem sprzyjającym powstawaniu mgły adwekcyjnej jest raczej chłodna pora roku, przede wszystkim listopad i gruszień. Występuje ona u nas w tym czasie dosyć często przy adwekcji wilgotnego powietrza zwrotnikowo - morskiego lub ciepłego powietrza polarno - morskiego. Sięga do wysokości wielu setek metrów. Towarzyszy jej zwykle dosyć silny wiatr.

Chmury.

Chmura jest widzialnym zbiorem zawieszonych w atmosferze kropelek wody lub kryształków lodu, albo jednych i drugich, będących produktem kondensacji pary wodnej zawartej w powietrzu. Średnica cząsteczek chmury jest bardzo mała i nie przekracza na ogół kilkunastu mikrometrów. Cząsteczki te opadają bardzo wolno, toteż chmura nie może utrzymywać się przez dłuższy czas w powietrzu. Zawartość wody w chmurze waha się średnio, zależnie od temperatury, od 0,2 do 5 g 1 1 m³. Chmury tworzą się głównie na skutek adiabatycznego ochładzania się powietrza podczas wznoszenia się go ku górze. Gdy temperatura wznoszącego się powietrza przekroczy punkt rosy, a zawiera ono jądra kondensacji, para wodna skrapla się i powstają chmury. Wznoszące prądy powietrza, powodujące jego oziębienie się adiabatyczne i prowadzące do tworzenia chmur, powstają przeważnie z takich przyczyn, jak:

1. ogrzewanie się powietrza skutkiem wypromieniowania energii cieplnej z powierzchni Ziemi nagrzanej przez promienie słoneczne. Zjawisko to występuje podczas silnego nasłonecznienia, przy istnieniu w atmosferze równowagi chwiejnej, wówczas strugi ogrzanego powietrza wznoszą się do góry, oziębiają się na drodze adiabatycznego rozprężania i w wyniku kondensacji powstają grube, pojedyncze chmury kłębiaste o dużej rozciągłości pionowej;

2. wtargnięcie masy chłodnego powietrza, która w sposób mechaniczny wypycha ciepłe powietrze w górę, w wyniku czego powstają silnie rozbudowane pionowe chmury kłębiaste; chmury kłębiaste, skupione w większe zespoły, powstają również podczas napływu chłodnego wilgotnego powietrza nad ciepłe podłoże;

3. łagodne wślizgiwanie się ciepłego powietrza po pochyłej powierzchni powietrza chłodnego, wskutek czego tworzą się rozległe ławice chmur warstwowych pokrywających całe niebo;

4. wznoszenie się powietrza nad przeszkodami terenowymi - górami, wysokimi wzniesieniami.

Ze względu na charakter budowy rozróżnia się chmury wodne (kropelkowe), lodowe i mieszane. Chmury wodne składają się wyłącznie z kropel wody, występują przy temperaturach dodatnich i ujemnych - w drugim przypadku krople wody są w stanie przechłodzonym. Chmury lodowe zbudowane są wyłącznie z kryształków lodu zawieszonych w powietrzu o temperaturze znacznie niższej od 0^oC (-30^oC, -40^oC i niższej).Chmury mieszane zawierają krople wody i kryształki lodu, występujące obok siebie w warstwie atmosfery o temperaturze ujemnej. Chmury powstają w różnych warunkach meteorologicznych i dlatego ich kształt oraz wymiary są rozmaite. Ze względu na ustawiczne przekształcanie się występują one w nieskończonej ilości postaci. Wyodrębniono jednak wśród nich pewne typowe formy, występujące na całej kuli ziemskiej i podzielono na rodzaje, gatunki i odmiany. Pod względem budowy, wyglądu i wysokości występowania rozróżnia się 10 podstawowych rodzajów chmur zgrupowanych w 3 umowne piętra (wysokie,średnie i niskie) - obejmujące tę część troposfery, w której zwykle obserwuje się chmury. Granice pięter zmieniają się w zależności od szerokości geograficznej. W strefie umiarkowanej, a więc i w Polsce, wysokie piętro chmur sięga przeciętnie 5-13 km, średnie 2-7 km, niskie poniżej 2 km.Chmury Cirrus, Cirrostratus i Cirrocumulus zbudowane są prawie wyłącznie z kryształków lodu. Występują w najwyższej, najchłodniejszej części troposfery. Charakteryzują się białawym zabarwieniem i dużą przezroczystością, mogą jednak lekko, a niekiedy nawet wyrażniej przesłaniać Słońce lub Księżyc. Chmury te nie dają opadów. Te trzy rodzaje chmur wykazują między sobą pewne różnice.

Cirrus. Mają kształt oddzielnych, białych delikatnych włukien, ławic bądź pasm; charakteryzują się włuknistym wyglądem albo jedwabistym połyskiem, lub jednym i drugim.

Cirrocumulus. Występują w formie ławic, płatków lub warstw chmur bez cieni, złożonych z bardzo małych elementów w kształcie ziaren, zmarszczek, soczewek. Często wyglądem przypominają sieć, lub plaster miodu.

Cirrostratus. Wyglądają jak delikatna, często włóknista zasłona, biała o odcieniu mlecznym, pokrywająca niebo całkowicie lub częściowo. Często obserwuje się w nich zjawisko halo.

Altocumulus. Biała lub szara, albo częściowo biała, częściowo szara ławica lub warstwa chmur. Najczęściej występują w postaci płatów, zaokrąglonych brył, walców oddzieloych od siebie i uporządkowanych regularnie, szeregami. Zaznacza się wyrażny zarys brzegowy płatów, na cienkich częściach Ac można obserwować wieńce i zjawiska iryzacji. Występuje zjawisko halo. Na ogół chmury te zbudowane są prawie wyłącznie z kropelek wody. Przy bardzo niskich temperaturach mogą powstawać w nich kryształki lodu. Ni dają opadów.

Altostratus. Szara lub niebiskawa warstwa chmur w formie zasłony lub płata, prążkowana, włóknista lub jednolita. Pokrywa niebo całkowicie lub częściowo. Miejscami Słońce lub Księżyc niewyrażnie przez nie przeświecają, jak przez matowe szkło. Brak zjawiska halo. Zbudowane są z kropelek wody i z kryształków lodu. Typowe chmury mieszane. Opady z tych chmur są bardzo słabe, a w ciepłej porze roku często wyparowują przed osiągnięciem powieszchni Ziemi. W zimie z As pada często drobny śnieg.

Nimbostratus. Jednostajna, szara warstwa chmur, często ciemna, o rozmytej podstawie. Są to chmury o znacznej grubości, gęste, całkowicie zasłaniające Słońce lub Księżyc. Składają się z kropel wody i z kryształków lodu lub mieszaniny ciekłych i stałych cząsteczek. Z chmur tych pada zwykle ciągły śnieg lub deszcz. W ciepłej porze roku omawiane chmury dostarczają prawie trzecią część całej wody opadowej.

Stratocumulus. Szare albo białawe płaty lub warstwy chmur z wyrażnie widocznymi ciemnymi częściami. Złożone są z zaokrąglonych brył, walców, podobnie jak Ac, tylko większych. Człony chmury ułożone są w większości regularnie. Zbudowane są zwykle z drobnych kropelek wody. Opad dają bardzo rzadko. Czasami pada z nich słaba mżawka, przy miskich temperaturach bardzo drobny śnieg.

Stratus. Chmury te występują najbliżej powieszchni Ziemi, na równinach podstawa ich może znajdować się w odległości zaledwie kilkudziesięciu metrów. Wyglądają jak jednorodna szara warstwa, podobna do mgły. Zwykle zasłaniają Słońce i Księżyc, a gdy są cieńsze, widać przez nie dosyć wyrażnie tarcze tych ciał niebieskich. Składają się z kropel wody, a przy odpowiednio niskich temoeraturach - z cząstek lodu i śniegu. Mogą dawać opady mżawki, a przy dostatecznie niskich temperaturach opady śniegu, zawsze o małym natężeniu.

Cumulus. Oddzielne, zwykle gęste chmury o wyrażnie znaczonych konturach, rozwijające się w kierunku pionowym w kształcie pagórków, kopół lub wież, których wieszchołek podobny jest zazwyczaj do kalafiora. Oświetlona promieniami Słońca górna część Cu jest zwykle lśniącobiała, a podstawa stosunkowo ciemna i prawie pozioma. Chmury Cu składają się głównie z kropelek wody, a w najwyższych partiach przy temperaturze znacnie niższej od 0^oC występują cząstki lodu. Przy silnym rozwoju pionowym mogą dać opad.

Cumulonimbus. Potężne, gęste, kłębiaste chmury rozwinięte pionowo w kształcie gór lub wielkich wież. Część wieszchołka chmury przybiera często charakterystyczny kształt kowadła lub pióropusza. Cb różni się od Cu bardzo silną rozbudową pionową i zwartym kształtem bryły. Robi przykre wrażenie ze względy ma ciemny kolor, ponury a nawet grożny wygląd, grzmoty i błyskawice. W dolnej części Cb występują kropeki wody, w górnej kryształki lodu. Chmury te dają silne opady przelotne deszczu, śniegu lub gradu i zjawiska burzowe. Dlatego są nazywane chmurami burzowymi. Największy udział w opadzie ciepłej pory roku, tak pod względem ilości wody (ponad 50% sumy całkowitej), jak też liczby przypadków, mają w Polsce opady właśnie z chmur Cumulonimbus.

Zachmurzenie.

Zachmurzeniem (ogólnym) nazywamy stopień pokrycia nieba przez wszystkie chmury widziane w danej chwili, wyrażone w dziesiątych (od 1966r. w ósmych) częściach lub procentach powierzchni całkowitego pokrycia nieba. Ocenia się je zwykle wizualnie, bez użycia przyrządów i zapisują w postaci liczb 0 - 8; często też określa się stopień zachmurzenia odpowiednim mianem, na przykład: bezchmurne (niebo czyste), pogodnie (małe zachmurzenie), pochmurno (duże zachmurzenie). Zachmurzenie, szczególnie nad lądem, wykazuje przebieg dobowy. Zaznacza się on wyraźniej w miesiącach letnich niż zimowych. Zachmurzenie wzrasta przed południem, a w parę godzin po południu jest największe, w godzinach wieczornych ponownie maleje. Chmury, zwłaszcza niskie warstwowe, których występowanie związane jest z ochłodzeniem się powietrza , pojawiają się najczęściej w nocy i rano, a kłębiaste po południu, w okresie najsilniejszej konwekcji. Minimum dobowe temperatury powietrza pokrywa się więc ogólnie z maksimum zachmurzenia typu warstwowego, a maksimum dobowe temperatury powietrz a wywołuje maksimum zachmurzenia kłębiastego. Przebieg roczny zachmurzenia jest u nas następujący: w części nizinnej kraju maksimum występuje zimą, a maksimum latem; w wysokich górach jest odwrotnie.

Atmosfera.

Atmosfera spełnia rolę parasola ochronnego przed szkodliwym promieniowaniem z kosmosu i umożliwia życie na Ziemi. Stan fizyczny atmosfery, jej skład chemiczny i dynamika procesów w niej zachodzących wpływają na inne elementy środowiska, w tym także na warunki życia na Ziemi. W atmosferze, a szczególnie w jej przypowierzchniowej warstwie (troposferze) zachodzą procesy kształtujące pogodę i klimat na Ziemi.
Pogodą nazywa się aktualny stan atmosfery w danym miejscu. Określa ją stan składników, do których należą: temperatura powietrza, ciśnienie, wilgotność, wiatr, zachmurzenie, opady i osady atmosferyczne oraz inne zjawiska, np. burze. Stan składników jest efektem działania procesów: obiegu ciepła, wilgoci, krążenia powietrza, zwanych procesami klimatotwórczymi. Źródłem ich energii jest promieniowanie słoneczne. Stąd pogoda w danym miejscu zmienia się także w rytmie dobowym i rocznym. Na podstawie wieloletnich obserwacji przebiegu pogody w ciągu roku określa się klimat, czyli całokształt stanów pogody właściwy danej krainie. Składniki klimatu są takie same jak składniki pogody. Na przebieg procesów klimatotwórczych, a w rezultacie na zróżnicowanie klimatu na Ziemi wpływa kształt Ziemi i jej ruchy oraz zróżnicowanie powierzchni. Stąd do geograficznych czynników klimatycznych zalicza się przede wszystkim:

• szerokość geograficzną, wraz z którą zmienia się oświetlenie

• rozkład lądów i mórz

• wysokość nad poziomem morza

• ukształtowanie terenu

• prądy morskie

• szatę roślinną

• pokrywę śnieżną i lodową

Efektem procesów klimatotwórczych i wpływu czynników klimatycznych jest charakterystyczny przebieg i rozkład na Ziemi poszczególnych elementów klimatu, tj. temperatury, ciśnienia, opadów.
Głównym źródłem ciepła na Ziemi jest promieniowanie słoneczne w postaci promieniowania krótkofalowego. Jest ono pochłaniane przez powierzchnie Ziemi, która, ogrzewając się, sama staje się źródłem promieniowania, tym razem długofalowego - cieplnego ogrzewającego powietrze. Temperatura powietrza w przygruntowej warstwie zależy zatem od ilości energii cieplnej wypromieniowanej przez grunt. W poszczególnych szerokościach geograficznych (strefach oświetlenia), wraz ze zmianami pór dnia i roku zmieniają się proporcje pomiędzy okresem i ilością dostarczanego ciepła do powierzchni gruntu o jego wypromieniowywaniem. Energia słoneczna dociera dociera tylko w ciągu dnia, a jej ilość zmniejsza się wraz ze zmniejszaniem się wysokości słońca nad horyzontem. Maksymalna ilość dociera przy zenitalnym położeniu Słońca, a przy wysokości 30^o ilość ta spada do połowy. Nocą następuje tylo utrata ciepła.

Skład powietrza atmosferycznego.

Kula ziemska otoczona jest warstwą atmosfery. Warstwa ta w miarę oddalania się od powierzchni Ziemi stopniowo rzednie i w końcu zanika bez wyrażanej granicy. Według danych satelitarnych na wys. kilku tys. kilometrów znajduje się jeszcze powietrze. Powietrze atmosferyczne jest mieszaniną gazów. W przyziemnej warstwie atmosfery główne składniki suchego i czystego powietrza występują w następujących ilościach procentowych w stosunku do ogólnej objętości powietrza:

azot (N₂)........................................78,08%
tlen (O₂).........................................20,9%
argon (Ar)......................................0,93%
dwutlenek węgla (CO₂)..................0,03%
razem: 99,99%

Do drugorzędnych składników powietrza, zajmujących zaledwie 0,01% ogólnej objętości powietrza, należą: neon, wodór, hel, krypton, ksenon, ozon, jod i inne. W przyziemnej warstwie atmosfery podane wyżej składniki suchego, czystego powietrza, a przede wszystkim azot, tlen i gazy szlachetne występują praktycznie rzecz biorąc, w stosunku stałym. Jest to spowodowane w głównej mierze ciągłym mieszaniem się powietrza atmosferycznego. Większym zmianom ulega jedynie zawartość dwutlenku węgla. Wykazuje ona dosyć wyrażny przebieg dobowy i roczny. Podczas dnia, szczególnie w ciepłej porze roku, stężenie CO₂ przy powieszchni gleby maleje, a w nocy wzrasta. Minimum dzienne wywołane jest fotosyntezą i turbulencyjnym mieszaniem się powietrza rozrzedzającym CO₂ w atmosferze. Maksimum nocne należy natomiast przypisać ustaniu fotosyntezy, trwającemu nadal oddychaniu, dopływowi tega gazu z gleby, a ponadto występującej często stagnacji przygruntowej warstwy powietrza. Zimą, wskutek spadku natężenia fotosyntezy, stężenie CO₂ silnie wzrasta. Po rozpoczęciu wegetacji, kiedy na fotosyntezę zużywane jest więcej CO₂ niż dopływ go z gleby, ilość tego gazu w atmosferze znacznie spada. Powietrze atmosferyczne zawiera ponadto bardzo ważny składnik, jakim jest para wodna, którą, podobnie jak CO₂, zlicza się do zmiennych składników atmosfery.Poza wymienionymi składnikami w powietrzu atmosferycznym znajdują się produkty kondensacji pary wodnej oraz inne substancje przedostające się do atmosfery ze źródeł naturalnych lub na skutek działalności ludzkiej. Są to substancje stałe, gazowe i ciekłe, takie jak: pył pochodzenia organicznego i mineralnego, sól morska, zarodniki grzybów, bakterii, tlenki siarki, węgla, azotu fosforu, krople wody, kwas siarkowy itd. Wiele z nich, zwłaszcza pochodnych ze źródeł sztucznych, silnie zanieczyszcza powietrze, szczególnie w obrębie dużych miast i obszarów przemysłowych. Największe znaczenie dla życia na Ziemi mają: tlen, azot, dwutlenek węgla i para wodna.

Tlen - gaz ten odgrywa szczególną rolę w życiu na Ziemi. Niezbędny jest bowiem w procesach utlaniania i oddychania. W procesie oddychania następuje utlenianie zgromadzonych przez rośliny i zwierzęta substancji organicznych, dzięki czemu wytwarza się energia dla wszystkich procesów życiowych. Zawartość tlenu zmniejsza się w ciasnych, zamkniętych pomieszczeniach przepełninych ludźmi lub zwierzętami, a wzrasta tam stężenie CO₂. Brak tlenu zagraża życiu jeżeli jego zawartość w powietrzu spada poniżej 10 - 12%. Jakkolwiek zapasy tlenu atmosferycznego są bez przerwy odnawiane poprzez fotosyntezę, to jednak coraz częściej mówi się o postępujących zmianach składu gazowego powietrza atmosferycznego, a zwłaszcza o niedoborze tlenu, ze wzgledu na rosnące zużycie tego gazu w procesach spalania. Tlen powietrza glebowego przyśpiesza ponadto wietrzenie skał i minerałów, uczestniczy w mineralizacji związków organicznych i współdziała przy uruchamianiu składników pokarmowych pobieranych przez korzenie roślin.

Azot - jest to gaz chemicznie obojętny. Rozcieńcza tlen, przez co zmniejsza jego aktywność utleniającą. Wchodzi w sklad wielu związków organicznych. Roślinom jest niezbędny jako składnik pokarmowy. Warunkuje syntezę substancji białkowych i powstawanie protoplazmy żywych komórek. Bakterie brodawkowe roślin motylkowych wiążą azot atmosferyczny i dzięki temu dostarczają im pokarmu. Po obumarciu roślin motylkowych wraz z ich korzeniami dostają się do roztworu glebowego związki azotowe. W glebie azot jest bezpośrednio wiązany przez niektóre bakterie wolno żyjące, glonu i grzyby. Azot atmosferyczny wykorzystywany jest również do produkcji nawozów azotowych.

Dwutlenek węgla - gaz ten jest cięższy od innych składników powietrza i dlatego ma tendencje do gromadzenia się w pobliżu powieszchni Ziemi. Mimo niewielkiej objętości, jaką zajmuje w powietrzu, CO₂ jest ważnym składnikiem atmosfery przede wszystkim z tego względu, że uczestniczy w prociesie fotosyntezy. O wyjątkowym znaczeniu CO₂ dla roślin może świadczyć fakt, że węgiel stanowi 45-50% ich suchej masy. Jak wiadomo lądowe rośliny autotroficzne wytwarzają sub. organiczną z CO₂ atmosferycznego, wody i związków mineralnych dopływających z gleby. Rośliny wodne wykorzystują CO₂ rozpuszczony w wodzie. W procesie fotosyntezy wykorzystywane jest aż 1/5 ogólnej ilości CO₂ zawartego w powietrzu i wodzie. Gaz ten dostaje się do atmosfery w wyniku spalania - szczególnie węgla i ropy naftowej, procesów wulkanicznych, oddychania, a przede wszystkim z gleby, gdzie, jak już wspomniano, powstaje w wyniku rozkładu związków organicznych. Pomimo stałego dopływu CO₂ do atmosfery jego ilość w powietrzy atmosferycznym ulega stosumkowo niewielkim zmianom dzięki temu, że oceany, częściowo lasy i coraz intensywniej uprawiane rośliny zielone wchłaniają duże ilości tego gazu. Z dotychczasowych badań wynika, że wzrost stężenia CO₂ w atmosferze, przy optymalnych warunkach pozostałych czynników wegetacji roślin, zwiększa intensywność fotosyntezy, a w ślad za tym produktywność roślin zielonych. U większości tych roślin intensywność fotosyntezy rośnie wraz ze wzrostem stężenia CO₂ do kilku dziesiątych procenta. Jednak w miarę dalszej koncentracji tego gazu natężenie fotosyntezy zmniejsza się i ustaje. Warto pamiętać, że w ramach poszukiwań nowych sposobów wytwarzania żywności duże nadzieje pokłada się między innymi w rozszerzaniu produkcji węglowodanów właśnie na drodze intensyfikacji procesu fotosyntezy.

Ozon - jest to trójatomowa forma tlenu (O₃), gaz silnie utleniający o charakterystycznym orzeżwiającym zapachu. W dolnej atmosferze występuje w niewielkich ilościach. Najczęściej O₃ znajduje się na wysokości 25-30 km (ozonosfera). Zebrany razem utworzyłby w warunkach normalnego ciśnienia warstwę o grubości zaledwie ok. 2-3 mm. Jest drugorzędnym składnikiem atmosfery, ale ma zasadnicze znaczenie biologiczne. Pochłaniając promieniowanie nadfioletowe w paśmie 150-290 nm powoduje, że dopływa ono do powieszchni Ziemi tylko w ilościach niezbędnych do życia. Jest to bardzo ważne, gdyż większa ilość promieniowania nadfioletowego ze względu na jego dużą aktywność biologiczną działa zabójczo na komórki żywe. Ozonosfera spełnia więc rolę filtru ochronnego przed nadmiarem tego promieniowania i dzięki niej istnieje życie na Ziemi. Jest też absorbentem długofalowego promieniowania Ziemi. Jako energiczny utleniacz, ozon przyspiesza rozkład materii organicznej. W małym stężeniu gaz ten działa korzystnie na organizmy żywe, gdyż pobudza ich procesy fizjologiczne.

Para wodna - jest to bardzo ważny zmienny składnik atmosfery. Z jego obecnością wiąże się powstawanie licznych meteorologicznych, takich jak chmury, opady atmosferyczne, mgły itp. Dzięki dużym ilościom ciepła wydzielanym podczas przemian fazowych, a przede wszystkim w wyniku kondensacji, para wodna wpływa w istotny sposób na termikę atmosfery, a w wyniku silnej absorbcji promieniowania cieplnego Ziemi zapobiega nadmiernemu ochładzaniu się jej powieszchni. Na najbardziej wilgotnych obszarach Ziemi (strefa równikowa - oceany) zawartość pary wodnej w dolnych warstwach atmosfery nie przewyższa 4% w stosunku objętościowym, a w klimacie surowym (strefa polarna) może spadać nawet do 0,01%. W szerokościach umiarkowanych w dolnych warstwach atmosfery znajduje się latem ok. 1,3% pary wodnej, a zimą ok. 0,4%. Dla Europu przyjmuje się następujący średni skład atmosfery w % objętości: 77,22 - N₂, 20,80 - O₂, 0,92 - H₂O, 0,92 -Ar, 0,03 - CO₂.

Pionowa budowa atmosfery.

W kierunku pionowym atmosfera Ziemi charakteryzuje się zmianą właściwości fizycznych i chemicznych. Posłużyło to za podstawę do podziału atmosfery na dosyć wyrażne, choć nie posiadające dokładnych granic, koncentryczne warstwy. Opracowano kilka takich podziałów posługując się różnymi kryteriami. Najbardziej rozpowszechniony jest podział oparty na pionowym rozkładzie temperatury, według którego wyróżniono sześć głównych warstw.

Troposfera. Leży ona bezpośrednio nad powieszchnią Ziemi. Wysokość tej warstwy rośnie wraz ze wzrostem intensywności konwenkcji i pionowego mieszania powietrza. Dlatego nad równikiem, gdzie intensywność tych procesów jest największa, troposfera sięga do wysokości 17-18 km, w umiarkowanych szerokościach do wysokości 11-12 km, a nad obszarami biegunowymi tylko do 8-9 km. Temperatura w troposferze maleje wraz ze wzrostem wysokości, średnio ok. 5^oC na każdy km. W najwyższej części troposfery temperatura wynosi średnio ok. -60^oC. Spadek temperatury nie zawsze jest równomierny - występują warstwy inwersyjne i izotermiczne. Rozkład temperatury w troposferze kształtuje się w głównej mierze pod wpływem promieniowania i konwekcyjnego przenoszenia ciepła z powieszchni Ziemi nagrzanej przez Słońce. W warstwie tej znajduje się większa część powietrza atmosferycznego i prawie cała para wodna. Dzięki poziomym i pionowym ruchom powietrze w troposferze jest nieustannie mieszane, co wywołuje różne procesy i zjawiska atmosferyczne oraz sprawia, że warstwa ta ma decydujące znaczenie w kształtowaniu pogody. Obszar rozciągający się od powieszchni Ziemi do wysokości ok. 1,0 - 1,5 km nazywa się warstwą tarciową, gdyż występujące tam zjawiska termiczne, dynamiczne i inne są najsilniej związane z rodzajem powieszchni Ziemi. Warstwę tarciową charakteryzuje duży pionowy gradient temperatury, szczególnie w jej najniższej (przyziemnej) części.

Nad troposferą rozciąga się tropopauza - warstwa przejściowa o grubości 1 - 2 km, w której najczęściej temperatura nie zmienia się z wysokością (izotermia). Wysokość tropopauzy, podobnie jak troposfery, zmienia się wraz z szerokością geograficzną.

Stratosfera. Warstwa ta rozciąga się od poziomu tropopauzy do wysokości 50 km. Charakteryzuje się bardzo suchym i rozrzedzonym powietrzem oraz mołymi gradientami ciśnienia. Dolną warstwę, gdzie temperatura wynosi ok. -60^oC, charakteryzuje izotermia. W górnej tzw. ciepłej części stratosfery temperatura szybko wzrasta ze wzrostem wysokości, często nawet do 15^oC i więcej. Ten wzrost temperatury związany jest z pochłanianiem przez ozon, którego jest tam najwięcej, promieniowania Słońca w ultrafioletowej i podczerwonej części widma. Stratosfera dzięki występującym w niej prądom powietrznym może wpłuwać na przemieszczanie się układów barycznych, kształtujących pogodę w troposferze.

Nad stratosferą leży kolejna warstwa przejściowa - stratopauza.

Mezosfera. W sferze tej ponownie następuje spadek temperatury wraz z wysokością. Jest ona warstwą o miąższości ok. 35 km, rozciągającą się na wysokości ok. 50 do 85 km. Na górnej granicy mezosfery temperatura wynosi ok. -80^oC.

Nad nią rozciąga się mezopauza odzielającą mezosferę od termosfery.

Termosfera. W termosferze temperatura rośnie wraz z wysokością, osiągając na górnej granicy, położonej na wysokości ok. 800 km, wartość bliską 1000^oC. Tak wysoka temperatura jest rezultatem pochłaniania promieniowania słonecznego o bardzo małych długościach fal. Termosfera, ogólnie biorąc, stanowi warstwę zjonizowanego gazu, w której wyodrębnia się jeszcze kilka warstw o mniejszej miąższości mających specyficzne cechy fizyczne. W tej właśnie sferze występują zorze.Należy tu nadmienić, że wysokie temperatury charakterystyczne dla termosfery (dotyczy to również jeszcze wyższych warstw atmosfery) nie stanowią przeszkody dla przemieszczających się przez tę warstwę obiektów kosmicznych (np. rakiet i sztucznych satelitów), nie powodują ich destrukcji, bowiem jest tu bardzo niskie ciśnienie atmosferyczne. Na wysokości np. 500 km wynoki ono 10^-8 hPa i jest zbyt niskie, aby mogła nastąpić wymiana ciepła na skalę powodującą zniszczenie znajdującego się w tej sferze obiektu. W stosunku do warunków panujących przy powieszchni Ziemi, wspomniane obiekty znajdują się w bardzo wysokiej próżni. Podane temperatury należy traktować głównie jako miary średniej energii kinetycznej cząsteczek znajdujących się w termosferze. Od górnej termosfery atmosferę cechuje stopniowe przechodzenie do sfery gazu międzyplanetarnego.

---