Wilgotność względna – wilgotność powietrza to zawartość pary wodnej w powietrzu. Para wodna przedostaje się do atmosfery głównie w wyniku:

parowania z powierzchni wodnych, lądowych, transpiracji roślin, sublimacji pokrywy śnieżnej oraz lodowej. O stopniu nasycenia parą wodną przyziemnej warstwy powietrza, a więc o jego wilgotności decydują głównie takie czynniki, jak:

Rodzaj powierzchni, w której paruje woda oraz intensywność pionowego i poziomego przemieszczania się pary wodnej nad powierzchnią parującą, którą z kolei określa temperatura i wilgotność powietrza oraz prędkość ruchu powietrza.

Wilgotność względna powietrza (f) jest to stosunek prężności pary wodnej znajdującej się aktualnie w powietrzu w danej temperaturze do prężności pary wodnej nasyconej w tej samej temperaturze: f=e*E^-1*100% często potocznie używa się określenia „powietrze nasycone”, gdy jego wilgotność względna wynosi 100%. Dla powietrza zawierającego mniej pary wodnej niż to jest możliwe w danej temperaturze- gdy f jest mniejsze od 100%, używa się zazwyczaj określenia „powietrze nienasycone”.

Psychometr Augusta – Bada zależność intensywności parowania od niedosytu wilgotności powietrza. Intensywność parowania wywiera wpływ na mierzoną tym psychometrem różnicę temperatury powietrza na tak zwanym termometrze „suchym” i „wilgotnym”. Psychometr Augusta jest podstawowym przyrządem pomiaru wilgotności powietrza w Polskich stacjach meteorologicznych. Składa się z dwóch jednakowych termometrów stacyjnych, z których jeden ma zbiorniczek rtęci owinięty batystem. Koniec tkaniny jest stale zanurzony w pojemniku z wodą destylowaną, jest to tak zwany termometr wilgotny. Woda ze stale zwilżonego batystu paruje, powodując obniżanie temperatury. W rezultacie termometr wilgotny wskazuje temperaturę niższą niż termometr bez batysty czyli termometr suchy. Różnica wskazań na obu termometrach będzie tym większa im więcej wody będzie parować z „koszulki” termometru, im więcej ciepła będzie pobieranego od zbiorniczka z rtęcią termometru wilgotnego. Z kolei dużo wody będzie mogło wyparować, duża ilość pary wodnej będzie mogła zmieścić się w otaczającym termometr powietrzu atmosferycznym, wtedy gdy to powietrze będzie suche, będzie zawierać małą ilość pary wodnej. Według tego psychometru można obliczyć ciśnienie wywierane przez parę wodną zawartą aktualnie w powietrzu: e=E-A*(t_s-t_w)*p

Parowanie potencjalne – w procesie parowania mamy do czynienia z dwoma zjawiskami. W wyniku dopływu energii cieplnej z otoczenia następuje odrywanie się cząsteczek od powierzchni parującej i przedostawanie się ich do powietrza atmosferycznego. W obserwacjach i pomiarach meteorologicznych zwracamy uwagę na wielkość parowania wody. Czynniki zewnętrzne mogą wpływać na: przyśpieszanie lub zwalnianie procesu parowania wody, czyli na prędkość parowania wody wływa między innymi: kształt powierzchni parującej, aktualna prężność pary wodnej, ciśnienie atmosferyczne i prędkość wiatru. Parowanie potencjalne to maksymalna ilość pary wodnej, jaką może wchłonąć w danych warunkach powietrze atmosferyczne (zdolność ewaporacyjna atmosfery).

Cirrus – Ci, jest to chmura pierzasta. Pojedyncze o delikatnej budowie, włókniste, mające postać kłaczków, nitek. Zbudowane z rozproszonych kawałków lodów. Zwykle cienkie, nie zmniejszają dopływu promieniowania słonecznego; białe; nie dają opadów; często zapowiadają zmianę pogody- nadciąganie strefy opadowej.

Cumulus – Cu, jest to chmura kłębiasta. Wyraźna postać kłębu o ciemniejszej podstawie; w znacznych częściach białe, mogą występować pojedynczo lub w ławicach; czasami wyraźne zaokrąglone, postrzępione lub o płaskiej podstawie; o budowie pionowej; zbudowane zazwyczaj z kropelek wody; na ogół nie dają opadów; i towarzyszy im piękna pogoda.

Krupa śnieżna – opad białych, nieprzejrzystych ziaren lodu o kształcie kulistym i średnicy od 2 do 5mm; ziarna są kruche i łatwo ulegają zgnieceniu.

Rosa biała – osad zamarzniętych kropel rosy (nie utożsamiać ze szronem)

Niż baryczny – układ zamkniętych izobar z ciśnieniem malejącym ku środkowi

Wyż baryczny - układ zamkniętych izobar z ciśnieniem rosnącym ku środkowi

Heliograf Campbella - Stokesa - jest to szklana kula o średnicy ok. 10 cm, spełniającej rolę soczewki skupiającej promienie słoneczne. Na metalowym półpierścieniu umieszczonym w odległości ogniskowej znajduje się tekturowy pasek , na którym w miarę przemieszczenia się Słońca wypalany jest przez promienie słoneczne ślad.

Inwersja opadów atmosferycznych - zmniejszanie się ilości opadów atmosferycznych w górach po przekroczeniu pewnej wysokości - granicy inwersji opadów. Przebiega ona, w zależności od gór, na różnych wysokościach; w Polsce obserwowana wysoko w Tatrach.

Mgła – to zbiorowisko produktów kondensacji pary wodnej w przyziemnej warstwie atmosfery, których koncentracja ogranicza widzialność poziomą w takim stopniu, że w czasie jej zalegania nie dostrzegamy przedmiotów oddalonych od nas 1km. zawiesina bardzo małych kropelek wody, zmniejszająca widzialność poziomą do poniżej 1km. Powietrze we mgle cechuje wilgotność względna bliska 100%. Jednocześnie występujące zanieczyszczenia w atmosferze mogą spowodować zmianę zabarwienia mgły. Mgły występują zarówno podczas dodatnich jak i ujemnych temperatur powietrza. Przy temp powyżej 0⁰C mgłę budują drobne kropelki wody. Podczas panowania ujemnych temperatur powietrza mgła składa się głównie z mieszaniny przechłodzonych z kropelek wody i kryształków lodu. Przy bardzo niskich temp. (poniżej -20⁰C) mgłę często tworzą wyłącznie kryształki lodu, nosi ona wtedy nazwę mgły lodowej.

- mgły radiacyjne – powstawaniu ich sprzyja pogoda bezchmurna lub z niewielkim zachmurzeniem, bezwietrzna albo z wiatrem o prędkości nieprzekraczającej 3m*s^-1. Powstają w wyniku wychładzania powierzchni Ziemi i znajdującego się nad nim powietrza, najczęściej w bezwietrzne letnie noce, podczas których dochodzi do wypromieniowania ciepła z podłoża i spadku temp. Pojawia się u nas wiosną i jesienią. Mają lokalny zasięg o małej grubości.

- mgły adwekcyjne – powstają w wyniku napływu ciepłego i wilgotnego powietrza nad zimne podłoże. Mają rozległy zasięg i są dużej grubości. Na lądzie obserwowane są jesienią i zimą a nad obszarami morskimi latem i wiosną.

- mgły orograficzne – powstają w wyniku adiabatycznego ochłodzenia się powietrza w wyniku jego unoszenia się do góry po zboczach wzniesień terenowych. Spotykane w górach gdzie zazwyczaj w wyniku znajdowania się na dnie doliny lub kotliny śródgórskiej widoczne na zboczach gór płaty mgły są uznawane za chmury.

- mgły parowania – powstają w wyniku unoszenia się pary wodnej z cieplejszej wody do chłodniejszego powietrza, mają zasięg lokalny o małej grubości. pojawiają się jesienią,zimą.

- mgła frontowa – powstają w wyniku mieszania się mas powietrza zimnego i ciepłego w miejscach ich kontaktu; spotykane na wybrzeżach w sąsiedztwie zimnych prądów morskich. Są rozległe o zróżnicowanej wielkości.

- mgła lodowa, zawiesina w powietrzu atmosferycznym, bardzo licznych drobnych kryształków lodu, zmniejszająca widzialność w kierunku poziomym do poniżej 1km. Może występować podczas bezchmurnej i bezwietrznej przy stosunkowo bardzo niskich ujemnych temperaturach powietrza.

- mgła w ławicach, są to skupiska mgły przemieszczanej przez wiatr, obejmujące swym zasięgiem chwilo miejsce obserwacji, powodując wtedy zmniejszenie widzialności do poniżej 1km. Występowanie mgły w postaci ławic, najczęściej notowane jest w górach.

- mgła przyziemna, ściele się z warstwą nad terenami położonymi niżej oraz nad wodami, łąkami, bagnami itp. Występuje najczęściej podczas pogodnych nocy i zanika po wschodzie słońca.

- zamglenie, zawiesina w powietrzu atmosferycznym mikroskopijnych kropelek wody zmniejszająca widzialność poziomą. Widzialność w tym kierunku nie spada jednak poniżej 1km.

Bilans radiacyjny – Bilans promieniowania powierzchni ziemi. Bilans promieniowania informuje o przychodzie lub ubytku energii promienistej na powierzchni ziemi. Od jego wartości są uzależnione stosunki termiczne panujące na powierzchni ziemi. W przypadku, gdy bilans jest dodatni, powierzchnia się nagrzewa, a gdy ujemny, następuje jej wychładzanie. Bilans promieniowania (radiacyjny) powierzchni ziemi ma wyraźny bieg dobowy i roczny. W nocy bilans jest ujemny. Po wschodzie słońca przy jego wysokości około 10-15⁰, zaczyna osiągać wartości dodatnie. Przy tej samej wysokości słońca przed jego zachodem bilans przyjmuje wartości ujemne. Na wartość bilansu istotny wpływ wywiera zachmurzenie nieba. Zmniejsza ono bowiem dopływ promieniowania bezpośredniego, jak również zmniejsza promieniowanie efektywne. Gdy w porze nocnej bilans jest równy promieniowaniu efektywnemu, zachmurzenie uniemożliwia silne wychładzanie powierzchni ziemi. Bilansem promieniowania powierzchni ziemi nazywamy różnicę miedzy promieniowaniem całkowitym pochłoniętym przez powierzchnię ziemi, a promieniowaniem efektywnym. Bilans radiacyjny można zmierzyć za pomocą bilansomierzy lub wyliczyć według wzoru........................... po uprzednim uzyskaniu danych dotyczących natężenia promieniowania bezpośredniego na powierzchnię poziomą, natężenia promieniowania rozproszonego oraz natężenia promieniowania efektywnego.

Proces pseudoadiabatyczny - Wyobraźmy sobie, że wilgotne powietrze nienasycone wzniesie się do góry. Temperatura jego podczas wznoszenia obniża się początkowo zgodnie z prawem suchoadiabatycznym następnie po osiągnięciu poziomu kondensacji zgodnie z prawem wilgotnoadiabatycznym. Załóżmy również że a) woda, która wydzieliła się podczas kondensacji od razu spada na Ziemię w postaci opadów. B) po osiągnięciu pewnej wysokości powietrze zaczyna z powrotem opadać w dół. Ponieważ nie ma w nim już produktów kondensacji będzie się ono ogrzewało zgodnie z prawem suchoadiabatycznym. Łatwo obliczyć, że chwilą gdy powietrze osiągnie swój poprzedni poziom jego temperatura stanie się wyższa od tej, którą miało początkowo.

W rozpatrywanej masie powietrza odbył się proces nieodwracalny. Pomimo, ze masa ta powróciła na poprzedni poziom o ciśnieniu atmosferycznym równym ciśnieniu w początkowej chwili procesu, nie powróciła jednak do stanu wyjściowego: jej końcowa temperatura okazała się wyższa niż początkowa (wyjściowa). Proces taki nosi nazwę pseudoadiabatycznego.

Front chłodny – powstaje gdy przesuwająca się masa powietrza chłodnego (cięższego) wypiera ku górze masę powietrza ciepłego (lżejszego).

Front – w atmosferze stale powstają takie warunki przy których 2 masy powietrza o różnych właściwościach są położone jedna obok drugiej, w jednym lub różnych kierunkach oddzielone od siebie wąską strefą przejściową.

Front ciepły – gdy przesuwająca się masa powietrza ciepłego (lżejszego) napotka na swojej drodze masę chłodniejszą (cięższą), wtedy lżejsza, cieplejsza masa unosi się nad cięższą.

Temperatura przy gruncie i na wysokości 2m - ???

Bilans cieplny – Ziemia otrzymuje ciepło w wyniku pochłaniania krótkofalowego promieniowania słonecznego przez atmosferę oraz przez powierzchnie lądowe i wodne, a traci w wyniku wypromieniowania w przestrzeń międzyplanetarną promieniowania długofalowego z podłoża i atmosfery. Na górnej granicy atmosfery powinna więc zachodzić równowaga między strumieniami dochodzącego i uchodzącego promieniowania a więc bilans promieniowania powinien być równy zeru.