METEOROLOGIA – nauka o pogodzie, bada zjawiska zachodzące w atmosferze, zjawiska pogodowe
związane są z procesami dynamicznymi;
· Ogólna – składa się: meteorologia dynamiczna – o ruchach powietrza; fizyczna – inne – optyczne;
· Stosowana – meteorologia synoptyczna – zajmuje się teorią i technikami przewidywania pogody;
agrometeorologia – na potrzeby rolnictwa, morska, lotnicza, tropikalna, arktyczna;
Klimatologia
◦Opis i naukowe badania klimatu. Klimatologia opisowa zajmuje się obserwowanym
geograficznym rozmieszczeniem przestrzennym obserwacji meteorologicznych dokonywanych w
określonym okresie czasu
◦Klimatologia zajmuje się naturą i czynnikami zmienności klimatu Ziemi oraz przyczynami jego
zmienności we wszystkich skalach czasowych.
◦Nowoczesna klimatologia w odróżnieniu od czysto opisowych analiz jest zmuszona zajmować się
dynamiką całego systemu ląd-ocean-atmosferai wewnętrznymi zależnościami oraz wymuszeniem
zewnętrznym np. ilością dochodzącego promieniowania słonecznego
◦Klimatologia Stosowana zajmuje się czynnikami klimatycznymi mających wpływ na szeroki
wachlarz problemów związanych z planowaniem, projektowaniem oraz procesami decyzyjnymi
wpływającymi na ważne gałęzie działalności człowieka
Składniki powietrza:
· Główne: Azot – 78%, Tlen – 21%, Argon – 0,93%, dwutlenek węgla – 0,033% (w latach liczy się
jego czas przebywania w atmosferze) – 99% objętości suchego powietrza;
· Drugorzędne: niezmienne – gazy szlachetne: neon, hel, krypton, ksenon, tlenek węgla, wodór;
zmienne – ozon, związki siarki, azotu i inne;
ELEMENTY POGODY:
· Usłonecznienie – czas trwania bezpośredniego promieniowania słońca; HELIOMETRIA;
AKTYNOMETRIA – natężenie, moc;
· TERMOMETRIA – temperatury;
· Ciśnienie atmosferyczne – BAROMETRIA;
· Wilgotność powietrza – HIGROMETRIA;
· Ruch powietrza (wiatr) – ANENOMETRIA – anemometry;
· Opady atmosferyczne – mierzy się ich sumy – NUWIOMETRIA – deszczomierz, nuwiometr;
· Pokrywy śnieżne, grubość, gęstość śniegu;
· Parowanie wody – EWAPOROMETRIA – ewaporometry, wilgotność;
· Stan gruntu – jego uwilgotnienie, wilgotność;
Zakres wahań albo amplituda jest to różnica miedzy wartością najwyższą i najniższą. Amplitudę dobową wyznacza różnica między temperaturą maksymalną i minimalną. Amplitudę roczną natomiast nazywamy różnicę między temperaturą średnią w miesiącu najcieplejszym i najchłodniejszym.
Dni charakterystyczne są to dni z temperaturą:
Minimalną < 0˚C przymrozkowe
Maksymalną < 0˚C mroźne
Minimalną < - 10˚C bardzo mroźne
Maksymalną > 25˚C gorące
Maksymalną > 30˚C bardzo gorące (upalne)
Termiczne pory roku są okresami o pewnych ustalonych wartościach temperatury średniej dobowej.
Przedwiośnie 0˚C – 5˚C
Wiosna 5˚C – 10˚C
Przedlecie 10˚C – 15˚C
Lato powyżej 15˚C
Polecie 15˚C – 10˚C
Jesień 10˚C – 5˚C
Przedzimie 5˚C – 0˚C
Zima poniżej 0˚C
Promieniowanie ma naturę elektromagnetyczną i jest powszechnie występująca w przyrodzie formą obiegu ciepła i światła. Promieniowanie jest podstawową formą przenoszenia energii w atmosferze, a także jedyną drogą wymiany energii między atmosferą i przestrzenią pozaziemską. W meteorologii promieniowanie utożsamiane jest z promieniowaniem słonecznym oraz promieniowaniem cieplnym powierzchni Ziemi i atmosfery.
Słońce dostarcza energii Ziemi i jej atmosferze w postaci promieniowania elektromagnetycznego. Ze względu na to, że temperatura Słońca jest bardzo wysoka, promieniowanie słoneczne jest promieniowaniem krótkofalowym (9% przypada na nadfiolet, 45% na promieniowanie widzialne, 46% na podczerwień). Wielkością określającą promieniowanie jest jego natężenie, tj. ilość energii otrzymywanej w jednostce czasu przez jednostkę powierzchni ustawioną prostopadle do kierunku padania promieni.
Stała słoneczna, to natężenie promieniowania słonecznego, czyli ilość energii cieplnej, jaką otrzymuje jednostka powierzchni ustawiona prostopadle do biegu promieni w ciągu jednostki czasu, dopływająca do górnej granicy atmosfery. Wartość stałej słonecznej wynosi 1381,6 W/m2=1,98 cal/cm2min. Stała słoneczna zależy od zdolności emisyjnej Słońca i od odległości pomiędzy Ziemią a Słońcem.
Promieniowanie słoneczne przechodząc przez atmosferę ulega redukcji energii poprzez rozpraszanie przez molekuły powietrza, krople wody i inne cząsteczki zawieszone w powietrzu, pochłanianie (absorpcję) przez ozon, parę wodną i CO2 i chmury oraz odbiciu przez chmury.
Kształt Ziemi, obrót wokół własnej osi oraz ruch po orbicie okołosłonecznej są czynnikami, które wywołują wiele zjawisk i wpływają na przebieg wielu procesów na powierzchni Ziemi oraz w jej atmosferze. Są przyczyną dwóch podstawowych cykli w przyrodzie - cyklu dobowego i rocznego.
Kształt Ziemi powoduje, że kąt padania promieni słonecznych zmienia się w zależności od szerokości geograficznej. Promienie słoneczne docierające do powierzchni Ziemi ze względu na ogromną odległość Ziemi od Słońca, można uznać za wiązkę promieni równoległych.
Ta część promieniowania, która dociera do powierzchni Ziemi bezpośrednio od tarczy słonecznej nosi nazwę promieniowania bezpośredniego (S). Natężenie promieniowania bezpośredniego dochodzącego do powierzchni Ziemi w danym miejscu zależy od położenia geograficznego miejsca obserwacji, od wysokości Słońca, od stopnia zachmurzenia oraz od właściwości rozpraszających powietrze na danym obszarze.
Część promieniowania rozproszonego w atmosferze dociera do powierzchni Ziemi w postaci promieniowania rozproszonego (D). Suma promieniowania bezpośredniego (S) i rozproszonego (D) co stanowi promieniowanie całkowite (D).
Usłonecznienie to czas operacji Słońca, w którym promieniowanie bezpośrednie dochodzi do powierzchni terenu. Usłonecznienie dobowe zależne jest od długości dnia, zachmurzenia, ale także od czynników topograficznych, które mogą powodować zacienienie terenu.
Głównym elementem meteorologicznym, który jest przyczyną występowania ruchów powierza w atmosferze jest ciśnienie atmosferyczne. Atmosfera swoją masą wywiera pewien nacisk na powierzchnię Ziemi. Ciężar ten nazywa się ciśnieniem atmosferycznym.
Ciśnienie atmosferyczne jest to siła parcia, jaką swoim ciężarem wywiera słup powietrza znajdujący się nad jednostką powierzchni Ziemi. Ciśnienie atmosferyczne wyraża się w hektopaskalach (hPa). Dawniej powszechnie używaną jednostką ciśnienia były milimetry słupa rtęci (mmHg). 1hPa to 0.75 mmHg.
Dobowy przebieg ciśnienia jest bardzo różnorodny. Tylko podczas ustabilizowanej pogody wyżowej dobowe wahania ciśnienia są regularne. W przeciągu doby ciśnienie atmosferyczne osiąga najwyższe wartości w godzinach 10:00 i 22:00, najniższe ciśnienie odnotowuje się w godzinach 4:00 i 16:00. Zmiany ciśnienia w ciągu roku analizuje się na podstawie danych pomiarowych z wielu lat. W głębi kontynentów najwyższe wartości ciśnienia obserwujemy zimą z uwagi na silne wychłodzenie lądu, oraz osiadanie ciężkiego powietrza. Latem natomiast w tych regionach występują najniższe wartości ciśnienia. Spowodowane jest to silnym nagrzaniem lądu, oraz unoszeniem się ciepłego powietrza. W pobliżu zbiorników wodnych maksimum ciśnienia obserwuje się na początku lata, gdyż powietrze nad chłodniejszymi w stosunku do lądu wodami jest cięższe. Minimalne wartości ciśnienia na tych obszarach występują natomiast w zimie. Powietrze zalegające nad cieplejszymi wodami jest wtedy lżejsze, niż nad lądem. Nad obszarami nagrzanymi wytwarza się równowaga chwiejna, która wyzwala pionowe, wznoszące ruchy powietrza. Z tego powodu nad tymi obszarami ciśnienie obniża się, a jego wyrównanie dokonuje się poprzez dopływ powietrza z obszarów chłodniejszych o niższym ciśnieniu. Nierównomierny rozkład temperatury powietrza w znacznym stopniu wpływa na rozkład ciśnienia. W strefie umiarkowanej a zwłaszcza w Europie Zachodniej dwukrotnie w ciągu roku obserwuje się najwyższe wartości ciśnienia w zimie i w lecie. Najniższe ciśnienie obserwujemy na wiosnę i w jesieni. Wartości ciśnienia atmosferycznego różnią się w zależności od szerokości geograficznej. Na szerokości 60°N w okresie zimy średnie wartości ciśnienia dla jednego miesiąca wynoszą 50hPa, natomiast na szerokości 10°N zaledwie 7hPa. Roczne wahania temperatury są także większe dla wyższych szerokości geograficznych, niż dla obszarów okołorównikowych. W okolicach biegunowych odnotowuje się najwyższe wartości ciśnienia. Ciśnienie atmosferyczne zmienia się także wraz z wysokością. Liczba cząsteczek powietrza zmienia się na różnych wysokościach. Wraz ze wzrostem wysokości zmniejsza się ilość cząsteczek powietrza, a więc ciśnienie powietrza również spada z wysokością. Przy wzroście wysokości zmienia się też ciężar i grubość warstwy atmosfery. Aby pomiary ciśnienia na różnych wysokościach były porównywalne muszą być one uniezależnione od wysokości, czyli sprowadzone do jednego poziomu. Dlatego pomiarów ciśnienia zwykło podawać się w wartościach zredukowanych do poziomu morza. Sprowadzenie ciśnienia do poziomu morza (podobnie jak to ma miejsce przy redukcji wartości ciśnienia do temperatury 0°C) polega na teoretycznym wyliczeniu, jakie byłoby ciśnienie, gdyby barometr znajdował się na poziomie morza. Do wyliczenia tej wartości stosuje się stopień baryczny, który określa wysokość jaką trzeba pokonać, aby ciśnienie zmniejszyło się, bądź wzrosło o jednostkę (1hPa). Jest to więc zmiana wysokości odpowiadająca zmianie ciśnienia atmosferycznego o 1hPa. Stopień baryczny jest odwrotnie proporcjonalny do wartości ciśnienia, oraz wprost proporcjonalny do wartości temperatury. Wraz ze wzrostem temperatury rośnie stopień baryczny. Przy temperaturze 0°C jego wartość wynosi ok. 8 m zaś na wysokości 5 km - ok. 16 m. W ciepłych masach powietrza trzeba pokonać większą wysokość, by osiągnąć zmianę ciśnienia o 1hPa. Dlatego w górnych warstwach troposfery ciśnienie jest wyższe nad równikiem, niż nad biegunami. Wzrost temperatury powietrza powoduje więc spadek ciśnienia atmosferycznego, spadek temperatury powietrza natomiast powoduje wzrost ciśnienia atmosferycznego. Ciśnienie atmosferyczne spada wraz z wysokością średnio o 11,5hPa na każde 100 m. W najniższej warstwie troposfery ciśnienie zmienia się średnio o 1hPa na każde 8 metrów wysokości.
Linie o jednakowych wartościach ciśnienia to izobary. Wartości ciśnienia, które przedstawiają te linie odnoszą się do poziomu morza. Izobary są wyznaczane na podstawie średnich ciśnień i przedstawiają poziomy rozkład ciśnienia. Jeżeli linie te biegną gęsto świadczy to o wyraźnej zmianie ciśnienia na niewielkiej odległości, natomiast jeśli są rozmieszczone rzadko, wtedy obserwujemy niewielką jego różnicę. Mapy izobaryczne są to mapy, które przedstawiają rozkład ciśnienia na poziomie morza w zimie, oraz w lecie. Dają one ogólny pogląd o kształtowaniu się ciśnienia, które ma bardzo duży wpływ na kształtowanie procesów pogodowych.
Niejednakowe nagrzewanie się powierzchni Ziemi, a w konsekwencji także powietrza, powoduje że tworzą się różnice w rozkładzie ciśnienia atmosferycznego. Dzięki temu w atmosferze tworzą się układy wysokiego i niskiego ciśnienia. Układ niskiego ciśnienia, zwany także niżem atmosferycznym, lub cyklonem, to obszar, w którym ciśnienie zmniejsza się ku środkowi. Taki układ na mapie synoptycznej tworzą zamknięte izobary otaczające obszar stosunkowo niskiego ciśnienia. Na półkuli północnej wiatr wieje wokół niżu przeciwnie do ruchu wskazówek zegara. Układ niskiego ciśnienia rozwija się w miejscach, gdzie ciepłe i wilgotne powietrze wznosi się z powierzchni Ziemi. Powietrze znajdujące się w pobliżu centrum układu niskiego ciśnienia jest niestabilne. Jako ciepłe i wilgotne unosi się w górę, jednocześnie ochładzając się. Prowadzi to do tworzenia się chmur, oraz często opadów deszczu, lub śniegu. Na półkuli północnej wiatry wiejąc w kierunku od centrum niżu, sprowadzają chłodne powietrze na zachód i północ, zaś ciepłe na wschód i południe od niego.
Układ wysokiego ciśnienia, zwany także wyżem, lub antycyklonem, to obszar, w którym ciśnienie wzrasta ku środkowi. Jest to obszar, gdzie występują zstępujące (opadające) ruchy powietrza. Towarzyszy mu zwykle ustabilizowana, piękna pogoda. W porównaniu do układów niskiego ciśnienia, wyże zwykle zajmują większe powierzchnie, są mniej mobilne i dłużej się utrzymują. Wyże baryczne tworzą są przez ogromne masy osiadającego powietrza. Wraz z osiadaniem powietrza i wzrostem ciśnienia atmosferycznego następuje wzrost temperatury powietrza, oraz spadek jego wilgotności. Ciepłe, zstępujące powietrze powoduje występowanie równowagi stałej w atmosferze. Podczas dnia, dzięki słonecznej pogodzie powierzchnia terenu i dolne warstwy powietrza nagrzewają się silnie, w nocy natomiast dochodzi do znacznej utraty ciepła, dzięki bezchmurnemu niebu. Układy wysokiego ciśnienia charakteryzują się wysokimi dobowymi amplitudami powietrza. Ciepłe powietrze znajdujące się przy powierzchni Ziemi nie wznosi się wysoko. To powstrzymuje proces tworzenia się wysokich chmur. Z tego powodu, w obszarach występowania antycyklonów zwykle mamy do czynienia z pogodą ciepłą i bezchmurną trwającą nawet kilka tygodni. Antycyklony są o wiele większych rozmiarów, niż cyklony i mogą zablokować drogę przemieszczania się niżów. Powoduje to opóźnienie nadejścia gorszej pogody. Na półkuli północnej wiatr wieje wokół wyżu zgodnie z ruchem wskazówek zegara od centrum w kierunku peryferii. W rezultacie, przynosi on po wschodniej stronie tego układu stosunkowo chłodne powietrze z północy; zaś po zachodniej stronie sprowadza z południa stosunkowo ciepłe powietrze. W układach wysokiego ciśnienia nie występują fronty atmosferyczne.
Oprócz wyżów i niżów spotykane są także inne układy ciśnienia atmosferycznego. Jedynym z nich jest zatoka niskiego ciśnienia. Stanowi ona peryferyjną część układu niskiego ciśnienia. Tworzy ona izobary wydłużone w kształcie litery V, które wcinają się w obszar wyższego ciśnienia. Zatoka niskiego ciśnienia jest to wydłużony obszar niskiego ciśnienia atmosferycznego, w którym obserwuje się szczególnie niski poziomy gradient baryczny (zmiana ciśnienia w pewnej jednostce odległości). Zatoka może powstać w dolnych warstwach atmosfery oraz na większych wysokościach. Ma ona wtedy znaczący wpływ na przebieg pogody przy powierzchni ziemi. determinuje powstanie niżu i jego ruch oraz miejsce wystąpienia chmur i opadów, które formują po wschodniej stronie osi zatoki. Po zachodniej stronie osi zatoki powietrze jest zazwyczaj chłodniejsze i bardziej suche i wykazuje tendencję do opadania. Niż baryczny powstaje zazwyczaj po wschodniej stronie zatoki niskiego ciśnienia. Kiedy zatoka niskiego ciśnienia występuje jako obszar nie zamknięty izobarami obniżonego ciśnienia pomiędzy dwoma wyżami, wtedy przybiera formę bruzdy.
Klin wysokiego ciśnienia jest to układ, w którym wyż wkracza w obszar niższego ciśnienia i przybiera kształt litery U. Układ ten odznacza się bardzo małym gradientem barycznym. Słoneczna i sucha pogoda zazwyczaj występuje po wschodniej stronie osi klinu, podczas gdy pochmurna i parna występuje po jego stronie zachodniej. Taki stan jest spowodowany tym, że powietrze wykazuje tendencję do opadania po wschodniej stronie omawianego układu, co hamuje powstawanie i rozwój chmur. Klin wysokiego ciśnienia o dużej intensywności często przynosi bardzo duże ocieplenie latem oraz łagodną pogodę zimą. Wydłużony obszar przejściowy odznaczające się wyższym ciśnieniem pomiędzy dwoma obszarami niższego ciśnienia to wał, albo grzbiet. Dla określenia poziomych zmian ciśnienia na pewnej odległości używa się pojęcia poziomego gradientu barycznego. Określa on wartość zmiany ciśnienia na pewnej jednostce odległości, w powierzchni poziomej w kierunku największego spadku ciśnienia. Obecnie jednostką tą jest 100 km. Poziomy gradient ciśnienia mówi nam więc jaka jest różnica ciśnienia w odległości 100 km na powierzchni poziomej. Wielkość ta na mapach barometrycznych oznaczana jest wektorem, prostopadłym do izobar, skierowanym w stronę niższego ciśnienia W szerokościach umiarkowanych wynosi on G= -2hPa, natomiast w cyklonach tropikalnych jego wartości są najwyższe i sięgają kilkudziesięciu hektopaskali na 100 km. Pionowy gradient baryczny określa natomiast różnicę ciśnień w tym samym pionie w hektopaskalach na 100 m wysokości.
Mianem wilgotności powietrza określa się zawartość pary wodnej w powietrzu. Para wodna w powietrzu pochodzi z parowania zachodzącego ze swobodnych powierzchni wodnych i powierzchni lądowych (gruntu, roślinności...). Ze względu na skomplikowany charakter zależności wilgotności powietrza od temperatury powietrza, stosuje się szereg różnych miar, charakteryzujących wilgotność.
Prężnością pary wodnej określa się ciśnienie parcjalne (cząstkowe), wywierane przez parę wodną w powietrzu. Jednostką pomiaru jest hPa (jednostka ciśnienia). Można to wyobrazić sobie jako różnicę ciśnienia w zamkniętej objętości powietrza i bez zmiany jego temperatury przed (p) i po całkowitym usunięciu z tej objętości znajdującej się pary wodnej (p').
Prężność pary wodnej, jaka występuje w danej chwili w powietrzu nazywa się prężnością aktualną i oznacza zazwyczaj symbolem e. Prężność aktualna w atmosferze zmienia się stosunkowo powoli; aby wzrosła, musi wzrosnąć również zawartość pary w powietrzu. Proces parowania, który dostarcza pary wodnej do powietrza jest procesem energochłonnym, przez to powolnym. Zmniejszenie się zawartości pary wodnej w powietrzu nie jest możliwe, bez wystąpienia procesów kondensacji (o czym dalej), W związku z tym zmiany prężności aktualnej zachodzą zazwyczaj wraz z procesami wymiany mas atmosferycznych nad danym obszarem.
Różnicę, między prężnością maksymalną (E) w temperaturze powietrza, w której została zmierzona prężność aktualna a wartością prężności aktualnej (e), wyrażona w hPa:
d = E - e [hPa]
określa się mianem niedosytu wilgotności, który informuje o tym, ile jednostek prężności potrzeba do całkowitego nasycenia danego powietrza. Od wartości niedosytu wilgotności zależy między innymi prędkość zachodzących procesów parowania; im jest on większy, tym parowanie jest (może być) szybsze.
Wartości prężności aktualnej, choć pośrednio informują o tym, ile jest pary wodnej w powietrzu, nie są miarą wystarczająco poglądową, informacja, że np. prężność aktualna równa jest 5 hPa, bez znajomości temperatury powietrza i wględnie precyzyjnej znajomości E = f(t), niewiele jeszcze mówi.
Z tego względu powszechnie używa się kolejnej miary wilgotności powietrza, jaką jest wilgotność względna (oznaczana najczęściej jako f), którą definiuje się jako:
f = (e/E) * 100 [%]
informującą w jakim procencie, w stosunku do maksymalnie możliwego w danej temperaturze (tj. temperaturze, w której zmierzono e) powietrze jest nasycone parą wodną. W różnych temperaturach powietrza taka sama wartość wilgotności względnej będzie oznaczała zupełnie rożne ilości pary wodnej znajdującej się w powietrzu.
W formule definiującej wilgotność względną występuje w mianowniku ułamka wartość E, która jest funkcją temperatury powietrza. Wraz ze wzrostem temperatury powietrza wartość E rośnie. Oznacza to, że zmiany temperatury powietrza, przy niezmienionej zawartości pary wodnej w powietrzu (e, prężności aktualnej) muszą pociągać za sobą zmiany wilgotności względnej (f). W przypadku niezmienionej zawartości pary wodnej (e) wzrost temperatury powoduje spadek (zmniejszenie się) wilgotności względnej. W przypadku spadku temperatury powietrza następuje wzrost wilgotności powietrza; ale do pewnych granic.
Warunki termiczne modyfikowane są znacznie przez rzeźbę terenu, szatę roślinną i wody gruntowe. Wilgotność powietrza atmosferycznego zależy przede wszystkim od rodzaju powierzchni, z której paruje woda oraz intensywności pionowego i poziomego przemieszczania się pary wodnej nad powierzchnią parującą. Najwyższe wartości wilgotności względnej powietrza występują w zimie i jesieni, najniższe latem.
W ciągu doby maksymalne wartości wilgotność względna osiąga w godzinach wieczornych, nocnych i porannych, najniższe w południe.
Średnia roczna wilgotność powietrza wynosi 80%, najniższą notuje się w lipcu (71%), natomiast najwyższą w listopadzie (88%).
Opady atmosferyczne to wypadające z chmur produkty kondensacji pary wodnej zawartej w atmosferze ziemskiej. Woda z chmur dociera do ziemi w różnych postaciach, najczęściej jako deszcz i śnieg, ale również jako grad i mżawka. Drobniutkie kropelki wody tworzące chmurę znajdują się w nieustannym ruchu, unoszą się i opadają. W miarę jak opadają, łączą się z innymi kropelkami, aż w końcu osiągają takie rozmiary, że są zbyt ciężkie, aby unosić się w powietrzu, i spadają na ziemię. Proces ten nazywa się koalescencją. Jeżeli krople osiągną średnicę 1 mm, prawdopodobnie dotrą do ziemi, jeżeli będą mniejsze rozpadną się z powodu oporu powietrza, i cały proces rozpocznie się od nowa. Według innej teorii zarówno deszcz, jak i śnieg powstają z przechłodzonych kropelek wody które, zamarzają w chmurach w kryształki lodu. Kryształki te spadają na powierzchnię ziemi w postaci deszczu lub śniegu, w zależności od tego czy po drodze skropliły się, czy nie.
Rodzaje opadów:
Deszcz - opad złożony z kropel wody o średnicy większej niż 0,5 mm. Jest to najczęściej 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 0oC, 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 powierzchni 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 porywiste 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).
Deszcze 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.
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.
Parowanie - proces zmiany stanu skupienia, przechodzenia z fazy ciekłej danej substancji w fazę gazową (parę) zachodzący z reguły na powierzchni cieczy. Może odbywać się w całym zakresie ciśnień i temperatur, w których mogą współistnieć z sobą obie fazy.
Szybkość procesu parowania zależy od temperatury oraz ciśnienia parcjalnego pary nad cieczą. Gdy ciśnienie pary jest równe ciśnieniu pary nasyconej w danej temperaturze, to parowanie nie zachodzi. Stan też określa się jako równowagę między parowaniem a skraplaniem. Obniżenie ciśnienia oraz napływ gazu o mniejszym stężeniu pary, zwiększa szybkość parowania. Gdy ciśnienie pary nasyconej zrówna się z ciśnieniem otoczenia, wówczas proces parowania - zwany wówczas wrzeniem - zaczyna zachodzić również w całej objętości cieczy.
Parowanie zachodzi wtedy, gdy cząsteczka ma dostatecznie wysoką energię kinetyczną, by wykonać pracę przeciwko siłom przyciągania między cząsteczkami cieczy.
Podczas parowania w ciśnieniu znacznie niższym od ciśnienia krytycznego objętość substancji znacznie wzrasta.
Aby wystąpiło parowanie wody konieczne są: obecność wody (lub lodu), zapas energii albo jej dopływ, niedosyt wilgotności powietrza. Parowanie zachodzi szybciej, gdy rośnie: natężenie napromieniowania słonecznego, temperatura powietrza, niedosyt wilgotności powietrza i prędkość wiatru. Intensywność parowania jest ograniczana wzrostem ciśnienia atmosferycznego.
Ewaporacja - parowanie z powierzchni wody.
Sublimacja - parowanie z lodu i śniegu.
Transpiracja - parowanie z aparatów szparkowych, liści i łodyg roślin.
Parowanie z gleby - odbywające się przy aktualnym uwilgotnieniu gleby.
Ewapotranspiracja - proces parowania terenowego (np. w obrębie użytku zielonego), obejmujący transpirację (parowanie z komórek roślinnych) oraz ewaporację (parowanie z gruntu).
Parowanie terenowe - wszystkie rodzaje parowania występujące na danym obszarze
W metodach bezpośrednich stosuje się przyrządy, które umożliwiają pomiary parowania z powierzchni zwilżonych: ewaprometry - atmometr Piche'a, obecnie zaniechany. Parowania z powierzchni wody: ewaporometry: Wilda, klasy A, GGI-3000, basen ewaporometryczny. Z powierzchni gleby: ewaporometr glebowy, lizymetr glebowy, który służy do pomiaru parowania terenowego. Zbudowany w formie betonowego lub blaszanego zbiornika zainstalowanego na stałe w glebie.
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 prędkości 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.
Nierównomierny rozkład ciśnienia powoduje ruch powietrza. Najbardziej odczuwaną przez nas formą jest wiatr - ruch powietrza o przeważającej składowej poziomej. Jednak w obiegu powietrza w skali planety, zwanym cyrkulacją atmosferyczną, niemałą rolę odgrywają również ruchy pionowe, zwane prądami wstępującymi i zstępującymi. Na wszystkie ruchy poziome i pionowe nakłada się jeszcze ruch turbulencyjny, który jest wynikiem różnic prędkości wiatru w sąsiadujących ze sobą warstwach powietrza. Wiatr określają 2 parametry: kierunek i prędkość. Kierunek oznacza zawsze, skąd wieje wiatr. Pomiary kierunku i prędkości wiatru na niektórych stacjach meteorologicznych wykonuje się za pomocą wiatromierzy Wilda, jednak na większości bardziej rozbudowanych stacji wykorzystuje się nowsze wiatromierze. Ich przetworniki przekształcają prędkość i kierunek wiatru na sygnały elektryczne transmitowane połączeniem kablowym do specjalnego urządzenia odczytowego umożliwiającego wizualizację mierzonych wartości.
Gradient baryczny – istotna siła wywołująca wiatr i wpływająca na jego prędkość. Gdyby nie istniały inne siły, powietrze niesione wiatrem podążałoby najkrótszą drogą od miejsc o ciśnieniu wyższym do miejsc o ciśnieniu niższym. Tymczasem z chwila wystąpienia wiatru pojawiają się dodatkowe bodźce, zmieniające jego pierwotny kierunek i aktualną prędkość.
Siła Coriolisa – siła spowodowana ruchem obrotowym Ziemi wokół własnej osi i występowaniem prawa bezwładności. Siła odchylająca jest w każdej chwili prostopadła do kierunku ruchu i odchylona od niego na półkuli północnej na prawo, a na południowej – na lewo. Odchyleniom tym podlegają też cząstki powietrza, które z całą masą atmosfery współuczestniczą w ruchu obrotowym Ziemi.
Siła tarcia – jest wywołana różną szorstkością podłoża. Działa hamująco na prędkość ruchu, a więc jakby przeciwdziałała wypadkowej sił gradientu barycznego i siły Coriolisa. Siła ta występuje najwyraźniej w warstwach najbliższych powierzchni Ziemi i maleje w miarę wzniesienia n.p.m.
Wiatr geostroficzny - w meteorologii jest to wiatr, w którym powietrze porusza się jednostajnie poziomo wzdłuż prostoliniowych i niezmieniających się izobar, czyli prostopadle do zmiany ciśnienia.
Wiatr taki powstaje przy braku siły tarcia i siły odśrodkowej, a siła wynikająca z gradientu ciśnienia jest równoważona wywołaną ruchem powietrza i wynikającą z wirowania Ziemi siłą Coriolisa. W warunkach tych powietrze w swym poziomym ruchu zachowuje się tak, jakby nie działała na nie żadna siła.
Wiatr gradientowy - wiatr będący w równowadze pomiędzy siłą Coriolisa, siłą odśrodkową, oraz siłą gradientu ciśnienia. Wiatr gradientowy uwzględnia ruch wokół niżu lub po zakrzywionych trajektoriach cząstki powietrza i jest czasami lepszym przybliżeniem do mierzonych wartości prędkości wiatru niż wiatr geostroficzny. Jednak często przybliżenie geostroficzne (równowaga siły Coriolisa i siły gradienty ciśnienia) jest wystarczająco dobrym przybliżeniem.
Na średnich szerokościach geograficznych wpływ siły Coriolisa jest duży, a rzeczywisty wiatr zazwyczaj jest blisko równowagi geostroficznej.
Rodzaj wiatrów, a także ich rozłożenie w cyklu okresowym (np. rocznym) jest silnie uzależnione od występujących czynników meteorologicznych i topograficznych. Na przykład:
• obecność obok siebie ogromnych obszarów morskich i lądowych – powoduje różnicę w szybkości nagrzewania i ochładzania się powierzchni (ląd-szybkie nagrzewanie i szybkie ochładzanie, ocean-wolne nagrzewanie i wolne ochładzanie) co prowadzi do zróżnicowania ciśnienia atmosferycznego. Powoduje to wyż baryczny nad chłodniejszą powierzchnią i niż baryczny nad cieplejszą powierzchnia. Takie wiatry zmieniają się w cyklu rocznym (w lecie wiatr wieje z oceanu na ląd, a w zimie odwrotnie )
• obecność obok siebie obszarów wodnych (np. morze, jezioro) i lądowych co zmienia rozkład wiatrów w cyklu dobowym. Jest to spowodowane również zmianą rozkładu ciśnienia nad obszarami
• występowanie dużych pasm górskich, które prowadzą do wywołania różnicy ciśnień po obu stronach pasma.
| Czynnik | Charakterystyka | Konsekwencje |
|---|---|---|
| poziomy gradient ciśnienia | pomiędzy obszarami Ziemi występują poziome różnice ciśnienia; gradient skierowany jest do niższego ciśnienia wzdłuż normalnej do powierzchni izobarycznej, wyraża się go w hPa/100 | podstawowa siła powodująca poziomy ruch i wzrost jego prędkości; inne siły mogą ten ruch hamować, lub odkształcać jego kierunek |
| różnica gęstości powietrza | przy identycznym ciśnieniu masy powietrza mogą mieć różną temperaturę i wilgotność, a więc różnią się gęstością | powietrze cięższe ma tendencję do opadania- czynnik ten kształtuje wiatry górskie i stokowe |
| ukształtowanie powierzchni | wiatry napotykające barierę np. orograficzną może opłynąć ją bokiem | wiatr słabnie przed przeszkodą, wzmaga się z jej boków, zmieniając kierunek i słabnie za nią (cień wiatrowy) |
| wiatry napotykające barierę orograficzną może przepłynąć nad nią | wiatr słabszy przed przeszkodą, silniejszy za nią |
Róża wiatrów - graficzna ilustracja wieloletnich meteorologicznych statystyk kierunków i prędkości wiatrów, występujących w różnych miejscach kuli ziemskiej (również - nazwa tabel będących źródłem danych dla tych ilustracji; są w nich zamieszczane dodatkowe cechy poszczególych sytuacji meteorologicznych).
Konwekcja – uporządkowany ruch powietrza (lub cieczy), prądy wznoszące i opadające;
a) Powierzchnie lądowe – szybko się nagrzewają i szybko stygną;
b) Powierzchnie wodne – wolno się nagrzewają ale dłużej trzymają ciepło;
Dwutlenek wegla
- Źródła: rozkład materii, erupcje wulkaniczne, procesy oddechowe zwierząt, spalanie paliw
kopalnych (węgiel kamienny, gaz, ropa), deforestacja
- Usuwanie: fotosynteza (rośliny pochłaniają CO2 w procesie produkcji biomasy)
- Retencja: CO2 magazynowane jest w korzeniach, gałęziach i liściach, oceany są olbrzymim
zbiornikiem CO2 :
- Fitoplankton asymiluje zawarte w wodzei CO2 w swoich tkankach
- CO2 rozpuszcza się w wodzie w procesiemieszania jest transportowany w kierunku głębszych
warstw oceanu. Przypuszcza się iż zawartośc CO2 w oceanach 50-krotnie przekracza zawartośd
CO2 w atmosferze
- Na Grenlandii i w Antarktyce rdzenie lodowe dostarczyły informacji o zawartości CO2 w
atmosferze przed iundustrializacją
◦ Stabilna wartośd około 280 ppm
- Od 1800 zawartośd poziom CO2 zwiększył się o 25%
– Przy założeniu wzrostu CO2 o 0,4% rocznie (1,5ppm/rok) zawartośd CO2 wzrośnie od
obecnej wartości (368ppm) do około 500ppm do kooca XXI wieku
Inne gazy
Poziom metanu wzrasta w ciągu ostatniego wieku w tempie 0,5%/rok
◦ Źródłem większości metanu jest rozpad materii roślinnej przy udziale bakterii, pola ryżowe, słabo
natleniona, nasycona wodą gleba, biologiczna aktywnośd termitów i reakcje biochemiczne w
żołądkach krów.
◦ Przyczyny tak gwałtownego wzrostu metanu są wciąż badane.
Poziom NO2 – potocznie nazywanego gazem rozśmieszającym – wzrasta rocznie o około
0,25%. Tlenek azoty produkowany jest w glebie w reakcjach chemicznych inicjowanych przez
bakterie. Promieniowanie ultrafioletowe niszczy tlenki azotu.
CFCs reprezentują grupę gazów cieplarnianych, które do niedawna cechowały się znacznym
przyrostem stężeo
◦ Kiedyś najczęściej wykorzystywane w propelentach w sprayach, oraz gazy chlodnicze.
◦ Są istotne jako że nie tylko posiadaja charakterystyki gazówcheplarnianych ale ró3wnież maja
zdolnośd niszczenia warstwy ozonowej w stratosferze.
OZON
Na powierzchni, ozon (O3) jest głównym składnikiem smogu fotochemicznego
◦ Negatywnie wpływa na oczy i gardło (podrażnienia) oraz niszczy roślinnośd
- Większośd ozonu atmosferycznego ( około 97%) znajduje się w górnej atmosferze
(STRATOSFERZE), gdzie formuje się w sposób naturalny w reakcji łączenia się atomów tlenu z
cząsteczkami tlenu. Stężenie sięga tutaj 0,002% objętości
– Nawet ta niewielka ilośd jest istotna ponieważ osłania rośliny, zwierzęta i ludzi przed
promieniowaniem ultrafioletowym Słooca.
AEROZOLE I ZANIECZYSZCZENIA
Większośd zanieczyszczeo antropogenicznych ( i kilka natiralnych) są zarówno uciążliwe jak
również stanowią zagrożenie dla zdrowia. Te nazywaja się ZANIECZYSZCZENIAMI
Na przykład silniki samochodowe emitują znaczne ilości dwutlenku azotu (NO2), tlenku węgla
(CO) oraz węglowodorów
◦ Przy udziale światła słonecznefo NO2 reaguje z węglowodorami oraz innymi gazami czego
efektem jest wytwarzani ozonu.
◦ Tlenek węgla jest głównym zanieczyszczeniem miejskim. Bezbarwny i bezwonny jest silnie trujący
. Głównym źrodłem jest niekompletne spalanie paliw zawierających weglowodory i ogólnie węgiel.
◦ 75% CO w warunkach miejskich jest emitowne przez pojazdy mechaniczne
Spalanie paliw zawierających siarkę (węgiel, olej) powoduje wydzielanie bezbarwnego gazu
SO2 do atmosfery.
◦ Jeżeli atmosfera jest wystarczająco wolgotna SO2 może przekształcid się w krople kwasu
siarkowego. Deszcz zawierający kwas siarkowy koroduje metale i powierzchnie malowane i
zakwasza wode w jeziorach.
◦ Kwaśne deszcze są poważnym problemem środowiskowym szczególnie, że transfer
zanieczyszczeo jest transgraniczny
◦ Wysoki stężenia SO2 są powodem poważnych problemów systemu
oddechowego
Osady atmosferyczne.
Do najczęściej występujących u nas osadów atmosferycznych zaliczamy: rosę, szron, szadź i gołoledź.
ROSA - jest to zbiór kropelek wody tworzących się bezpośrednio na powierzchni gleby, roślinności i przedmiotach znajdujących się na powierzchni Ziemi, w wyniku kondensacji pary wodnej otaczającego powietrza w temperaturze wyższej od 0oC. Osad ten powstaje wówczas, gdy temperatura wymienionych powierzchni spada poniżej temperatury punktu rosy otaczającego jej powietrza. Przyczyną takiego oziębienia jest zwykle wypromieniowywanie energii cieplnej z powierzchni 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 0oC.
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 0oC 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 0oC 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 matrów. Towarzyszy jej zwykle dosyć silny wiatr.
1. Chmura
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:
Powstawanie chmur
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 0oC (-30oC, -40oC 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.
Smog to unosząca się nad miastem "chmura" zanieczyszczeń powietrza atmosferycznego. Obserwowana jest na obszarach dużych miast, bądź ośrodków przemysłowych. Smog tworzony jest przez zanieczyszczenia, takie jak: pyły i gazy pochodzące z zakładów przemysłowych, spalin samochodowych i produkty ich przemian (chem., fotochem.) w warunkach inwersji temperatury. Tworzenie się smogu wiąże się ściśle z bezwietrzną pogodą oraz dużą wilgotnością powietrza, które stwarzają warunki dogodne do kumulowania się zanieczyszczeń w powietrzu atmosferycznym. Szczególnie zagrożone są tereny położone w dolinach bądź innych zagłębieniach terenu.
Smog fotochemiczny (utleniający)- powstaje podczas silnego nasłonecznienia; procesom fotochemicznym ulegają tlenki azotu, węglowodory (przeważnie nienasycone -alkeny) i inne składniki spalin (w większości samochodowych). Tworzą się podczas tych przemian reaktywne rodniki. Te z kolei wskutek chemicznych przemian przeobrażają się w związki toksyczne. Są to przeważnie nadtlenki (np. azotan nadtlenku acetylu). W składzie S.F możemy również znaleźć: O3, CO, NOx, aldehydy, węglowodory aromatyczne.
Smog kwaśny (mgła przemysłowa) - tworzy się w powietrzu silnie zanieczyszczonym (gazy kwaśne: SO2 , CO2 oraz pyły węglowe) oraz wilgotnym. Spotykany jest na obszarach, gdzie mieszkania są ogrzewane węglem lub innymi paliwami stałymi.
Smog stanowi poważne zagrożenie zdrowia ludzi oraz zwierząt, powoduje choroby roślin i uszkodzenia materiałów.
Dziura ozonowa - zjawisko spadku stężenia ozonu (O3) w stratosferze atmosfery ziemskiej. Występuje głównie w obszarach podbiegunowych. Tworzenie się i rozpad O3 zachodzi pod wpływem światła, którego natężenie różni się dla danego obszaru w poszczególnych porach roku. Naturalna zawartość ozonu zmienia się z szerokością geograficzną, dlatego trudno jest podać uniwersalną wartość stężenia granicznego, które określa pojawienie się dziury ozonowej. Powstawanie dziury wiązane jest zazwyczaj z antropogeniczną emisją freonów. Ozon stratosferyczny pochłania część promieniowania ultrafioletowego docierającego do Ziemi ze Słońca. Niektóre rodzaje promieniowania ultrafioletowego są szkodliwe dla organizmów żywych, ponieważ mogą uszkadzać komórki (oparzenia) oraz materiał genetyczny komórek. U ludzi i zwierząt mogą wywoływać zmiany nowotworowe.
Inwersja temperatury to w meteorologii zjawisko atmosferyczne polegające na wzroście temperatury powietrza wraz z wysokością. W normalnych warunkach, w najniższej części atmosfery, troposferze, powietrze bliżej powierzchni ziemi jest cieplejsze niż wyżej. Dzieje się tak dlatego, że powietrze ogrzewa się od nagrzanej powierzchni ziemi a tak ogrzane powietrze, unosi się do góry w wyniku konwekcji. Unoszące się powietrze ochładza się w wyniku przemiany adiabatycznej (wyżej jest mniejsze ciśnienie). Czasami w wyniku zjawisk zachodzących w atmosferze dochodzi do odwrotnego układu temperatur niż zazwyczaj.Zjawisko to może wywoływać inne efekty w atmosferze, które mogą być widoczne np. gromadzenie się mgły lub różnice w zanieczyszczeniu atmosfery. Z tego samego powodu, inwersje zalegające przez dłuższy czas mogą wpływać na intensyfikowanie się zjawiska smogu nad obszarami o dużej emisji zanieczyszczeń.
Mapa synoptyczna to mapa przedstawiająca obecny stan pogodowy na większym obszarze.
Miejska wyspa ciepła W mieście emisje i imisje zanieczyszczeń powietrza oraz dostawa sztucznego ciepła są znacznie wyższe niż w terenach wiejskich. Pomyśl jak wiele różnych urządzeń gospodarstwa domowego, pieców, zakładów przemysłowych i samochodów znajduje się na terenie każdego miasta. Klimat miasta należy zatem omawiać osobno jako szczególny rodzaj klimatu lokalnego. Wielkie miasta w porównaniu z terenami je otaczającymi dostarczają znacznie więcej ciepła do atmosfery. Powoduje to powstawanie na takich obszarach zjawiska miejskiej wyspy ciepła. Nie ma to jednak większego wpływu na klimat całej Ziemi.
Zjawiska optyczne
Tęcza jest jednym z efektywniejszych zjawisk optycznych w atmosferze. Jest to układ łuków o barwach od fioletowej do czerwonej, wywołanych przez światło Słońca lub Księżyca, padające na zespół kropel wody w atmosferze (deszcz, mgła, mżawka). Łuk pierwszy to wynik jednokrotnego, a drugi dwukrotnego odbicia rozszczepionego światła wewnątrz kropli. Tęczę obserwuje się na tle chmur, z których pada deszcz, znajdujących się po przeciwnej stronie nieba niż Słońce. Warunki, przy których obserwuje się typową tęczę mają przeważnie miejsce w przypadku chmur kłębiastych deszczowych. Natężenie światła, szerokość i barwy tęczy wahają się w szerokim przedziale w zależności od rozmiarów kropel. Tęczę obserwuje się również w bryzgach fal morskich, wodospadów i fontann. W tęczy głównej barwa fioletowa występuje po wewnętrznej stronie, a barwa czerwona po zewnętrznej stronie. W tęczy wtórnej, o znaczenie mniejszej jasności od tęczy głównej, czerwona barwa jest od wewnątrz, a fioletowa od zewnątrz. Zjawisko powstaje na skutek rozszczepienia światła białego i odbicia go wewnątrz kropel deszczu.
Gloria powstaje na skutek dyfrakcji światła na kroplach wody lub kryształach lodu. Gloria jest podobna do wieńca, jednak powstaje nie dookoła Słońca lub Księżyca, lecz dookoła punktu, położonego po stronie przeciwnej względem tarczy ciała niebieskiego. Zjawisko to występuje na chmurach, położonych na wprost przed obserwatorem albo niżej od niego, tj w górach lub przy obserwacjach z samolotu. Uwaga jeśli chmura lub mgła są dość blisko obserwatora jego cień wydaje się bardzo duży nazywa się to wówczas zjawiskiem BROCKENU nie zależnie od tego czy jest otoczony czy tez nie jest otoczony barwną glorią. Najczęściej występuje przy chmurach średnich. Gloria powstaje z skutek ugięcia się światła uprzednio odbitego od kropelek chmur w tym samym kierunku w jakim na nie padło.
Halo jest jednym z ciekawszych zjawisk optycznych na niebie i powstaje na skutek załamania światła w chmurze zawierającej kryształki lodu. Występuje jako barwny biały świetlisty pierścień w którego środku znajduje się tarcza Słońca lub Księżyca. Krąg ten ma zwykle słabo widoczne zabarwienie czerwone od wewnątrz i w rzadkich przypadkach fioletowe na zewnątrz. Część nieba wewnątrz kręgu jest wyraźnie ciemniejsza niż na zewnątrz. Tzw. małe halo powstaje przez załamanie na powierzchniach kryształków o kącie łamiącym 60. Duże halo powstaje podczas załamania światła na krawędziach kryształków wzajemnie do siebie prostopadłych. Zjawisko halo występuje przy chmurach typu Cirrus.
Cień i półcień
Światło rozchodzi się po linii prostej pod warunkiem że nie napotka przeszkody o rozmiarach porównywalnych z długością fali. Dlatego też jeśli na drodze promieni świetlnych umieści się przeszkodę to z tyłu za nią utworzy się cień. Jeśli źródło światła ma duże rozmiary liniowe to z tyłu przedmiotu utworzą się obszary cienia i półcienia.
Refleksja światła i miraże
Docierająca na Ziemię światło Słońca, Księżyca, gwiazd czy planet ulega zakrzywieniu w atmosferze ziemskiej, czyli REFRAKCJI. Zakrzywienie jest tym większe im bliżej horyzontu znajduje się świecące ciało niebieskie. Nie występuje dla ciał znajdujących się z zenicie. Na pewno znane jest pojęcie fatamorgany, chociażby z przygodowych filmów. Jest to przykład tzw. MIRAŻU. Rozróżnia się miraże dolne i górne. Miraże dolne obserwuje się pod horyzontem powstają na bardzo rozgrzanych terenach. Miraże górne powstają powyżej linii horyzontu.
Klimat na Ziemi kształtują trzy podstawowe procesy klimatotwórcze: obieg ciepła, obieg wody i krążenie powietrza, oraz czynniki geograficzne: układ lądów i oceanów, wysokość n.p.m.
Cyrkulacja lokalna
Bryza lądowa i morska
Woda ma dużo większą pojemność cieplną niż ląd, w związku z tym woda nagrzewa się dużo wolniej niż ląd i może dużo dłużej utrzymywać ciepło. W wyniku tych różnic w pojemności cieplnej, w ciągu dnia, w pobliżu dużych zbiorników wodnych, dochodzi do powstania różnicy temperatury powietrza nad lądem i wodą. Wspomnieliśmy już, że Słońce nierównomiernie ogrzewa Ziemię, co prowadzi do powstawania różnicy ciśnienia i wiatru. W ten sam sposób, wzdłuż wybrzeża, podczas ciepłego, letniego dnia, różnice w nagrzaniu powietrza nad lądem i morzem, prowadzą do powstawania lokalnych wiatrów, zwanych bryzą morską.
Wiatry górskie i dolinne
W górach występują specyficzne wiatry lokalne. Stoki gór i strome doliny otrzymują więcej energii słonecznej niż tereny płaskie, co prowadzi do występowania tam wyższych wartości temperatury powietrza. Różnice temperatury prowadzą do powstawania wiatrów lokalnych. Wiatry te wieją w nocy z gór w stronę dolin (wiatry górskie), natomiast podczas dnia w górę (wiatry dolinne).