METEOROLOGIA

Chmury i meteory

Definicje

Chmury

• Cirrus (Ci)

• Cirrocumulus (Cc)

• Cirrostratus (Cs)

• Altocumulus (Ac)

• Altostratus (As)

• Nimbostratus (Ns)

• Stratus (St)

• Cumulus (Cu)

• Cumulonimbus (Cb)

• Chmury orograficzne

• Chmury szczegolne

Meteory

• Hydrometeory

• Litometeory

• Fotometeory

• Elektrometeory

Definicje

Niektore pojecia ogolne

(1) Wysokosc wzgledna, wysokosc bezwzgledna, rozciaglosc pionowa

Wyznaczenie poziomu, na ktorym wystepuja poszczegolne czesci chmur, jest czesto bardzo istotne. Dla okreslenia takiego poziomu moga byc uzyte dwa pojecia: "wysokosc wzgledna" i "wysokosc bezwzgledna".
Wysokosc wzgledna jakiegos punktu, np. punktu na podstawie chmury lub wierzcholku chmury, jest to odleglosc poziomu tego punktu od poziomu miejsca obserwacji, ktore moze znajdowac sie na pagorku lub gorze.
Wysokosc bezwzgledna jakiegos punktu, np. wysokosc punktu na podstawie lub wierzcholku chmury jest to odleglosc od sredniego poziomu morza do poziomu tego punktu.
Rozciaglosc pionowa chmury jest to odleglosc pomiedzy poziomem jej podstawy i poziomem jej wierzcholka.

(2) Pietra

Z obserwacji wynika, ze chmury na ogol wystepuja w nastepujacych przedzialach wysokosci: od sredniego poziomu morza do 18 km w szerokosciach miedzyzwrotnikowych, do 13 km w srednich szerokosciach geograficznych i do 8 km nad obszarami polarnymi. Czesc atmosfery, w ktorej zwykle obserwuje sie chmury, zostala zgodnie z umowa podzielona w kierunku pionowym na trzy "pietra": wysokie, srednie i niskie. Kazde pietro jest okreslone przez przedzial wysokosci, na ktorych pewne rodzaje chmur wystepuja najczesciej. Rodzajami tymi sa:

• (a) Chmury Cirrus, CirroCumulus i CirroStratus dla wysokiego pietra (Chmury wysokie);

• (b) Chmury AltoCumulus dla sredniego pietra (chmury srednie);

• (c) Chmury StratoCumulus i Stratus dla niskiego pietra (chmury niskie).

Pietra zachodza na siebie i ich granice zmieniaja sie w zaleznosci od szerokosci geograficznej. Przyblizone granice pieter sa nastepujace:

Pietro	Obszary polarne	Obszary strefy umiarkowanej	Obszary zwrotnikowe
Wysokie	3 - 8 km	5 - 13 km	6 - 18 km
Srednie	2 - 4 km	2 - 7 km	2 - 8 km
Niskie	Od powierzchni ziemi do 2 km	Od powierzchni ziemi do 2 km	Od powierzchni ziemi do 2km

W stosunku do nie wymienionych powyzej rodzajow chmur mozna zauwazyc co nastepuje:

• (a) Chmura AltoStratus znajduje sie zwykle w srednim pietrze, czesto jednak siega wyzej;

• (b) Chmura NimboStratus znajduje sie prawie zawsze w srednim pietrze, zwykle jednak przenika w inne pietra

• (c) Chmury Cumulus i Cumulonimbus maja zazwyczaj podstawy w niskim pietrze, ale ich pionowa rozciaglosc czesto jest tak duza, ze wierzcholki ich moga siegac sredniego i wysokiego pietra.

Gdy znana jest wysokosc danej chmury, pojecia pieter moga pomoc obserwatorowi przy rozpoznaniu tej chmury. Wybor rodzaju chmur powinien byc dokonany sposrod tych rodzajow, ktore zwykle znajduja sie w pietrze odpowiadajacym jej wysokosci.

Warunki obserwacji przyjete przy definiowaniu chmur

Podane definicje chmur, jezeli nie podano innych wskazowek, odnosza sie do obserwacji wykonywanych w nastepujacych warunkach:

• (a) Obserwator znajduje sie na powierzchni ziemi: na ladzie w obszarach rowninnych lub tez na morzu;

• (b) Powietrze jest przezroczyste, widzialnosc nie jest oslabiona przez takie zjawiska jak mgla, zmetnienie, pyl, dym itp.;

• (c) Slonce znajduje sie dostatecznie wysoko, aby jasnosc i zabarwienie chmur bylo normalne;

• (d) Chmury znajduja sie tak wysoko nad horyzontem, ze mozna nie uwzgledniac wplywu perspektywy.

Czesto konieczne jest dostosowanie tych definicji do innych warunkow obserwacji. W wielu przypadkach moze to byc latwo dokonane: np. w nocy, gdy Ksiezyc jest bliski pelni, moze on spelniac podobna role jak Slonce, odnosnie oswietlenia chmur.

Gatunki chmur

Ponizej podane sa definicje poszczegolnych gatunkow chmur. Wymienione sa rowniez rodzaje chmur, w przypadku ktorych zazwyczaj wystepuja te gatunki. Fibratus
Oddzielne chmury lub cienka zaslona, skladajaca sie z prawie prostoliniowych albo mniej lub bardziej nieregularnie zakrzywionych wlokien, ktore jednak nie sa zakonczone haczykami lub klaczkami.
Okreslenie to odnosi sie glownie do chmur Cirrus lub CirroStratus.

Uncinus
Chmury Cirrus, czesto w ksztalcie przecinka, zakonczonego u wierzcholka haczykiem lub klaczkiem, ktorego gorna czesc nie posiada wypuklosci o zaokraglonych ksztaltach.

Spissatus
Chmury Cirrus na tyle geste optycznie, ze maja wyglad szarawy, gdy sa obserwowane w kierunku Slonca.

Castellanus
Chmury, ktore w gornej czesci przynajmniej miejscami wykazuja wypuklosci w postaci wiezyczek, nadajacym tym chmurom na ogol wyglad zabkowany. Wiezyczki te, z ktorych czesc ma wieksza wysokosc niz szerokosc, posiadaja wspolna podstawe i wydaja sie ulozone wzdluz pewnych linii. Wiezyczkowaty charakter chmur castellanus jest szczegolnie dobrze widoczny, gdy sa one obserwowane z boku.
Okreslenie to odnosi sie do chmur Cirrus, CirroCumulus, AltoCumulus i StratoCumulus.

Floccus
Gatunek, w ktorym kazdy czlon chmury jest malym klebiastym klaczkiem; dolna czesc klaczka mniej lub bardziej postrzepiona i czesto towarzyszy jej virga.
Okreslenie to odnosi sie do chmur Cirrus, CirroCumulus i AltoCumulus.

Stratiformis
Chmury rozpostarte w postaci rozleglego poziomego plata lub warstwy. Okreslenie to odnosi sie do chmur AltoCumulus, StratoCumulus i w pewnych przypadkach CirroCumulus.

Nebulosus
Chmura w postaci mglistej zaslony lub warstwy, nie wykazujacej wyraznych szczegolow.
Okreslenie to odnosi sie do chmur CirroStratus i Stratus.

Lenticularis
Chmury w ksztalcie soczewek lub migdalow, czesto bardzo wydluzone i zwykle o wyraznych zarysach; niekiedy iryzujace. Chmury te wystepuja najczesciej w ukladach chmur pochodzenia orograficznego, ale moga byc rowniez obserwowane nad obszarami bez wyraznej orografii.
Okreslenie to odnosi sie glownie do chmur CirroCumulus, AltoCumulus i StratoCumulus.

Fractus
Chmury o nieregularnych ksztaltach i wyraznie postrzepionym wygladzie. Okreslenie to odnosi sie tylko do chmur Stratus i Cumulus.

Humilis
Chmury Cumulus o malej rozciaglosci pionowej, zwykle jak gdyby splaszczone.

Mediocris
Chmury Cumulus o umiarkowanej rozciaglosci pionowej, ktorych wierzcholki wykazuja niewielkie wypuklosci.

Congestus
Chmury Cumulus, wyraznie rosnace, przewaznie o duzej rozciaglosci pionowej; ich gorna paczkujaca czesc czesto posiada wyglad kalafiora.

Calvus
Chmura Cumulonimbus, w gornej czesci ktorej przynajmniej pewne wypuklosci zaczynaja zatracac zarysy chmur klebiastych, lecz nigdzie nie wykazuja jeszcze cech chmur pierzastych. Wypuklosci i czesci paczkujace wykazuja tendencje do utworzenia bialego masywu o mniej lub bardziej pionowym prazkowaniu.

Capillatus
Chmura Cumulonimbus, ktorej pewne czesci glownie szczytowe, sa wyraznie pierzaste, o budowie wloknistej lub prazkowanej i czesto posiadaja ksztalt kowadla, pioropusza albo zwichrzonej czupryny. Chmurze Cumulonimbus capillatus zwykle towarzyszy opad przelotny lub burza, niejednokrotnie z wiatrem szkwalowym, a czasem z gradem. Chmura ta powoduje czesto wystepowanie bardzo wyraznego virga.

Odmiany

Ponizej podane sa definicje ustalonych odmian chmur. Odmiany intortus, vertebratus, undulatus, radiatus, lacunosusi duplicatus dotycza uporzadkowania czlonow chmur; odmiany translucidus, perlucidus i opacus dotycza stopnia przepuszczania swiatla przez chmury. Podane sa rowniez rodzaje chmur, w przypadku ktorych spotyka sie dane odmiany.

Intortus
Chmury Cirrus, ktorych wlokna sa nieregularnie powyginane i sprawiaja wrazenie poplatanych chaotycznie.

Vertebratus
Chmury, ktorych czesci skladowe sa ulozone w sposob przypominajacy zebra, kregoslup lub szkielet ryby. Okreslenie to odnosi sie glownie do chmur Cirrus.

Undulatus
Chmury w postaci sfalowanych lawic, platow lub warstw. Sfalowania te moga byc obserwowane w dosc jednolitych warstwach chmur badz w chmurach zlozonych z czlonow, rozdzielonych lub polaczonych ze soba. Niekiedy widoczne sa dwa kierunki sfalowania. Okreslenie to odnosi sie glownie do chmur CirroCumulus, CirroStratus, AltoStratus, StratoCumulus i Stratus.

Radiatus
Chmury wykazujace szerokie, rownolegle pasma albo ulozone w rownolegle pasma, ktore wskutek perspektywy pozornie zbiegaja sie do jednego punktu horyzontu lub tez do dwoch przeciwleglych punktow w przypadku, gdy pasma przecinaja cale niebo. Punkty zbieznosci nazywaja sie "punktami radiacji".
Okreslenie to stosuje sie glownie do chmur Cirrus, AltoCumulus, StratoCumulus i Cumulus.

Lacunosus
Lawice, platy lub warstwy chmur, zwykle dosc cienkie, charakteryzujace sie obecnoscia mniej lub bardziej regularnie rozlozonych zaokraglonych otworow, z ktorych wiele ma brzegi postrzepione. Czlony chmur i otwory sa ulozone czesto w taki sposob, ze wygladem przypominaja siec lub plaster miodu.
Okreslenie to odnosi sie glownie do chmur CirroCumulus i AltoCumulus, moze rowniez stosowac sie do chmur StratoCumulus, jednak bardzo rzadko.

Duplicatus
Lawice, platy lub warstwy chmur, ulozone jedna nad druga na nieco roznych poziomach, niekiedy czesciowo polaczone ze soba.
Okreslenie to odnosi sie glownie do chmur Cirrus, CirroStratus, AltoCumulus, AltoStratus i StratoCumulus.

Perlucidus
Rozlegla lawica, plat lub warstwa chmur o wyraznych, czasami bardzo malych przerwach miedzy ich czlonami. Przez te przerwy sa widoczne Slonce, Ksiezyc, blekit nieba lub wyzej polozone chmury.
Okreslenie to odnosi sie do chmur AltoCumulus i StratoCumulus.

Opacus
Rozlegla lawica, platy lub warstwa chmur, ktorych wieksza czesc jest na tyle nieprzeswiecajaca, ze calkowicie zaslania Ksiezyc lub Slonce.
Okreslenie to odnosi sie do chmur AltoCumulus, AltoStratus, StratoCumulus i Stratus.

Zjawiska szczegolne i chmury towarzyszace

Ponizej podane sa definicje zjawisk szczegolnych i chmur towarzyszacych. Wymienione sa rowniez rodzaje chmur, w przypadku wystepowania ktorych, dane zjawiska szczegolne lub chmury towarzyszace zwykle sa obserwowane.

(a) Zjawiska szczegolne

Incus
Gorna czesc chmury Cumulonimbus, rozpostarta w ksztalcie kowadla o gladkim, wloknistym lub prazkowanym wygladzie.

Mamma
Wypuklosci zwisajace z dolnej powierzchni chmury w ksztalcie wymion. Mamma wystepuje przewaznie w przypadku chmur Cirrus, CirroCumulus, AltoCumulus, AltoStratus, StratoCumulus i Cumulonimbus.

Virga
Pionowe lub ukosne smugi opadu, ktore wychodza z dolnej powierzchni chmury i nie dosiegaja ziemi.
Virga wystepuje przewaznie w przypadku chmur CirroCumulus, AltoCumulus, AltoStratus, NimboStratus, StratoCumulus, Cumulus i Cumulonimbus.

Praecipitatio
Opad (deszcz, mzawka, snieg, ziarna lodowe, grad itp.) padajacy z chmury i dochodzac do powierzchni ziemi. Praecipitatio spotyka sie przewaznie w przypadku chmur AltoStratus, NimboStratus, StratoCumulus, Stratus, Cumulus i Cumulonimbus.

Arcus
Gesty, poziomy wal o mniej lub bardziej postrzepionych brzegach, znajdujacy sie na czole dolnych czesci niektorych chmur i przy duzej dlugosci przyjmujacy wyglad ciemnego groznego luku.
Arcus wystepuje w przypadku chmur Cumulunimbus, rzadziej Cumulus.

Tuba
Kolumna lub lej, wyrastajace z podstawy chmur. Zjawisko to wskazuje na istnienie mniej lub bardziej silnego wiru.
Tuba wystepuje w przypadku chmur Cumulonimbus i rzadziej Cumulus.

(b) Chmury towarzyszace

Pileus
Chmura towarzyszaca o malej rozciaglosci poziomej w ksztalcie czapki lub czepka. Chmura ta wystepuje nad wierzcholkiem chmury o budowie klebiastej lub przylega do wierzcholka, ktory ja niejednokrotnie przebija. Stosunkowo czesto mozna obserwowac kilka chmur pileus jedna nad druga.
Pileus wystepuje glownie w przypadku chmur Cumulus i Cumulonimbus.

Velum
Zaslona o duzej rozciaglosci poziomej, znajdujaca sie tuz nad wierzcholkami jednej lub kilku chmur o budowie klebiastej, albo tez przylegajaca do ich gornej czesci. Chmury te czesto ja przebijaja. Velum wystepuje glownie w przypadku chmur Cumulus i Cumulonimbus.

Pannus
Strzepy chmur, niekiedy tworzace ciagla warstwe, znajdujaca sie ponizej innej chmury, a czasami przylegajace do niej.
Pannus wystepuje przewaznie w przypadku chmur AltoStratus</, NimboStratus, Cumulus i Cumulonimbus.

Chmury

Cirrus (Ci)

(1) Definicja
Chmury w ksztalcie oddzielnych, bialych, delikatnych wlokien badz bialych lub przewaznie bialych lawic czy tez waskich pasm. Chmury te maja wloknisty wyglad lub jedwabisty polysk albo obie te cechy jednoczesnie.

(2) Gatunki

• Cirrus fibratus (Ci fib)

• Cirrus uncinus (Ci unc)

• Cirrus spissatus (Ci spi)

• Cirrus castellanus (CI cas)

• Cirrus floccus (Ci flo)

(3) Odmiany

• Cirrus intortus (Ci in)

• Cirrus radiatus (Ci ra)

• Cirrus vertebratus (Ci ve)

• Cirrus duplicatus (Ci du)

(4) Zjawiska szczegolne i chmury towarzyszace

• Mamma

(5) Budowa fizyczna i wyglad
Chmury Cirrus skladaja sie z krysztalkow lodu. Moga wystepowac w postaci cienkich wlokien lub nitek, prawie prostoliniowych nieregularnie zagietych lub poplatanych w chaotyczny sposob. Maja one niekiedy ksztalt przecinkow zakonczonych u gory haczykiem lub niezaokraglonym klaczkiem.
Chmury Cirrus wystepuja takze w lawicach na tyle gestych, ze wydaja sie szare, gdy znajda sie w kierunku Slonca. Ten gatunek chmur Cirrus moze rowniez lekko przeslaniac Slonce, rozmywac jego zarysy lub nawet zaslaniac je zupelnie.
Chmury Cirrus rzadziej ukazuja sie w ksztalcie malych zaokraglonych klaczkow mniej lub bardziej rozrzuconych, czesto ze smugami opadowymi lub w ksztalcie malych zaokraglonych wiezyczek czy tez malych baszt, wyrastajacych ze wspolnej podstawy.
Czlony chmur Cirrus sa niekiedy ulozone w szerokie rownolegle pasma, ktore wydaja sie zbieznymi ku horyzontowi. Chmury Cirrus dostatecznie wzniesione nad horyzontem sa biale w ciagu calego dnia. W kazdym razie sa bielsze niz jakiekolwiek inne chmury znajdujace sie w tej samej czesci nieba. Gdy tarcza sloneczna znajduje sie na wysokosci horyzontu, chmury Cirrus sa bialawe, podczas gdy inne chmury znajduja sie na nizszych poziomach, moga przejmowac barwe zolta lub pomaranczowa. Gdy slonce znika pod horyzontem, chmury Cirrus znajdujace sie wysoko na niebie zmieniaja barwe z zoltej na rozowa, nastepnie na czerwona i w koncu na szara. O wschodzie slonca kolejnosc barw zjawia sie w odwrotnym porzadku.
W poblizu horyzontu chmury Cirrus przejmuja czesto zabarwienie zoltawe lub rozowawe; barwy chmur innych rodzajow, wystepujacych na nizszych poziomach, sa mniej wyrazne.
Zjawiska halo moga byc obserwowane, jednakze, wskutek malych rozmiarow chmur Cirrus, pierscienie halo prawie nigdy nie ukazuja sie w ksztalcie pelnych kregow.

(6) Powstawanie
Chmury Cirrus powstaja czesto wskutek przeksztalcenia sie virga chmur Cirrocumulus lub Altocumulus albo tez gornej czesci chmur Cumulonimbus . Moga one rowniez powstac w wyniku przemian zachodzacych w chmurach Cirrostratus o nierownomiernej grubosci, w ktorej najciensze czesci zanikly wskutek parowania.
Chmury Cirrus w ksztalcie klaczkow o zaokraglonych wierzcholkach powstaja czesto w powietrzu wolnym od produktow kondensacji pary wodnej.

(7) Zasadnicze roznice miedzy chmurami Cirrus i podobnymi chmurami innych rodzajow

• (a) Cirrocumulus
  Chmury Cirrus w ksztalcie zaokraglonych klaczkow, malych zaokraglonych wiezyczek albo malych baszt wyrastajacych ze wspolnej podstawy, latwo jest pomylic z chmurami Cirrocumulus , posiadajacymi podobny wyglad. Za podstawe do rozroznienia tych chmur sluzy fakt, ze klaczki lub male wiezyczki chmur Cirrus, w przeciwienstwie do chmur Cirrocumulus, posiadaja pozorna szerokosc wieksza niz jeden stopien, jesli sa wzniesione nad horyzont o kat wiekszy od 30^o .

• (b) Cirrostratus
  Chmury Cirrus roznia sie od chmur Cirrostratus tym, ze posiadaja nieciagla budowe. Gdy wystepuja w lawicach czy tez pasmach, odrozniaja sie mala rozciagloscia pozioma albo malymi wymiarami ciaglych czesci.
  Gdy chmura Cirrus znajduje sie w poblizu horyzontu, wowczas wskutek perspektywy trudno jest niekiedy odroznic ja od chmur Cirrostratus.

• (c ) Altocumulus
  Chmury Cirrus w ksztalcie zaokraglonych klaczkow, malych zaokraglonych wiezyczek albo malych baszt wyrastajacych ze wspolnej podstawy, odrozniaja sie od chmur Altocumulus podobnym wygladzie tym, ze posiadaja bardziej wloknisty i jedwabisty wyglad.

• (d) Altostratus
  Grube lawice chmur Cirrus odrozniaja sie od lawic chmur Altostratus mniejsza rozciagloscia pozioma i bardziej bialym wygladem.

Cirrocumulus (Cc)

(1) Definicja
Cienka, biala lawica, plat lub warstwa chmur bez cieni, zlozona z bardzo malych czlonow w ksztalcie ziaren, zmarszczek itp. polaczonych lub oddzielonych od siebie i ulozonych mniej lub bardziej regularnie; wiekszosc czlonow ma pozorna szerokosc mniejsza od jednego stopnia.

(2) Gatunki

• Cirrocumulus stratiformis (Cc str)

• Cirrocumulus lenticularis (Cc len)

• Cirrocumulus castellanus (Cc cas)

• Cirrocumulus floccus (Cc flo)

(3) Odmiany

• Cirrocumulus undulatus (Cu un)

• Cirrocumulus lacunosus (Cc la)

(4) Zjawiska szczegolne i chmury towarzyszace

• Virga

• Mamma

(5) Budowa fizyczna i wyglad
Chmury Cirrocumulus skladaja sie prawie wylacznie z krysztalkow lodu; moga w nich wystepowac rowniez i kropelki silnie przechlodzonej wody, ktore na ogol szybko przeksztalcaja sie w krysztalki lodu.
Chmury Cirrocumulus wystepuja na ogol w postaci platow mniej lub bardziej rozpostartych i skladajacych sie z bardzo malych czlonow w ksztalcie ziarenek, zmarszczek. Platy te wykazuja czesto jeden lub dwa kierunki sfalowania. Moga rowniez posiadac brzegi wlokniste. Bardzo rzadko platy chmur Cirrocumulus moga posiadac male, zaokraglone przerwy rozmieszczone mniej lub bardziej regularnie, tak ze chmury maja czesto wyglad przypominajacy siec lub plaster miodu. Brzegi tych przerw sa czesto postrzepione.
Chmury Cirrocumulus wystepuja rowniez w lawicach o ksztalcie soczewek lub migdalow czesto bardzo wydluzonych i zazwyczaj o wyraznych zarysach.
Rzadziej czlony chmur Cirrocumulus przybieraja ksztalty bardzo malych klaczkow o postrzepionych dolnych czesciach lub bardzo malych wypuklosci, przypominajacych wiezyczki, wyrastajace ze wspolnej poziomej podstawy.
Chmury Cirrocumulus zawsze sa na tyle przejrzyste, ze pozwalaja okreslic polozenie Slonca lub Ksiezyca.
Na chmurach tego rodzaju wystepuje niekiedy zjawisko wiencow lub iryzacji.

(6) Powstawanie
Chmury Cirrocumulus moga powstac w powietrzu wolnym od produktow kondensacji pary wodnej. Chmury Cirrocumulus moga rowniez powstawac w wyniku przeksztalcenia sie chmur Cirrus lub Cirrostratus albo wskutek zmniejszania sie wymiarow czlonow lawicy platu lub warstwy chmur Altocumulus.
Chmury Cirrocumulus w ksztalcie soczewek lub migdalow powstaja zazwyczaj w wyniku lokalnego, orograficznego uniesienia warstwy wilgotnego powietrza.

(7) Zasadnicze roznice miedzy chmurami Cirrocumulus i podobnymi chmurami innych rodzajow

• (a) Cirrus i Cirrostratus
  Chmury Cirrocumulus w ksztalcie zaokraglonych klaczkow, malych zaokraglonych wiezyczek albo malych baszt wyrastajacych ze wspolnej podstawy, latwo jest pomylic z chmurami Cirrus , posiadajacymi podobny wyglad. Za podstawe do rozroznienia tych chmur sluzy fakt, ze klaczki lub male wiezyczki chmur Cirrocumulus, w przeciwienstwie do chmur Cirrus, posiadaja pozorna szerokosc mniejsza od jednego stopnia, gdy sa wzniesione nad horyzont o kat wiekszy od 30^o.
  Plat chmur Cirrocumulus rozni sie od chmur Cirrus i Cirrostratus tym, ze jest jakby zmarszczony lub podzielony na bardzo male chmurki. Moze on zawierac czesci wlokniste, jedwabiste lub gladkie, ktore jednak w sumie nie stanowia jego wiekszej czesci.

• (b) Altocumulus
  Chmury Cirrocumulus odrozniaja sie od chmur Altocumulus tym, ze wiekszosc ich czlonow jest bardzo mala i bez cieni.

Cirrostratus (Cs)

(1) Definicja
Przejrzysta biala zaslona z chmur o wloknistym lub gladkim wygladzie, pokrywajaca niebo calkowicie lub czesciowo i zwykle powodujaca wystepowanie zjawiska halo.

(2) Gatunki

 Cirrostratus fibratus (Cs fib)

 Cirrostratus nebulosus (Cs neb)

(3) Odmiany

 Cirrostratus duplicatus (Cs du)

 Cirrostratus undulatus (Cs un)

(4) Zjawiska szczegolne i chmury towarzyszace Godne uwagi nie wystepuja.

(5) Budowa fizyczna i wyglad
Chmur Cirrostratus skladaja sie glownie z krysztalkow lodu.
ChmuryCirrostratus moga wystepowac w postaci wloknistej zaslony, w ktorej mozna obserwowac drobne prazkowanie, lub tez moga przybierac wyglad mglistej zaslony. Brzeg zaslony chmur Cirrostratus jest niekiedy ostro zarysowany, lecz czesciej jest zakonczony chmurami Cirrus na ksztalt fredzli.
Chmury Cirrostratus nigdy nie sa dosc geste by przeszkodzic w rzucaniu cieni przez przedmioty znajdujace sie na ziemi, z wyjatkiem gdy Slonce jest nisko nad horyzontem.
Uwagi dotyczace barw chmur Cirrus w duzej mierze sa rowniez sluszne dla chmur Cirrostratus.
Zjawiska halo sa czesto obserwowane w przypadku cienkich chmur Cirrostratus, niekiedy tak cienkich, ze halo jest jedyna oznaka ich obecnosci.

(6) Powstawanie
Chmury Cirrostratus powstaja wskutek powolnego wznoszenia sie rozleglych warstw powietrza do dostatecznie duzych wysokosci.
Chmury Cirrostratus moga rowniez powstac wskutek laczenia sie chmur Cirrus lub czlonow chmur Cirrocumulus lub tez moga byc utworzone przez krysztalki lodu padajace z chmur Cirrocumulus. Poza tym chmury Cirrostratus moga powstac wskutek zmniejszenia sie grubosci chmur Altostratus lub rozprzestrzenienia sie kowadla chmury Cumulonimbus.

(7) Zasadnicze roznice miedzy chmurami Cirrostratus i podobnymi chmurami innych rodzajow

• (a) Cirrus
  Chmura Cirrostratus rozni sie od chmury Cirrus tym, ze wystepuje w ksztalcie zaslony, zazwyczaj o duzej rozciaglosci poziomej.

• (b) Cirrocumulus i Altocumulus Chmury Cirrostratus maja na ogol wyglad rozmyty i nie wykazuja budowy ziarnistej, prazkowanej, blaszkowatej, w ksztalcie zaokraglonych czlonow, walcow itp., co jest charakterystyczne dla chmur Cirrocumulus i Altocumulus .

• (c ) Altostratus
  Chmury Cirrostratus roznia sie od chmur Altostratus mala gestoscia i tym ze moga powodowac zjawiska halo. W poblizu horyzontu chmury Cirrostratus moga byc mylnie okreslone jako chmury Altostratus. Praktycznie wskazowka dla odroznienia chmur Cirrostratus od chmur Altostratus i Stratus jest charakterystyczna dla chmur Cirrostratus powolnosc pozornego ruchu oraz zmian grubosci i wygladu.

• (d) Stratus
  Chmury Cirrostratus mozna pomylic z bardzo cienkimi chmurami Stratus, ktore przy oddaleniu od Slonca mniejszym od 45 stopni moga byc bardzo biale. Chmury Cirrostratus roznia sie jednak od chmur Stratus tym, ze sa wszedzie biale i ze moga miec wyglad wloknisty. Poza tym chmury Cirrostratus daja czesto zjawisko halo, podczas gdy chmury Stratus ich nie daja, z wyjatkiem byc moze przypadkow bardzo niskich temperatur.

• (e) Zmetnienie opalizujace
  Chmury Cirrostratus roznia sie od zaslony zmetnienia tym, ze zmetnienie opalizujace lub ma barwe od brudno zoltej do brazowej. Chmury Cirrostratus niekiedy trudno jest rozpoznac patrzac na nia przez zmetnienie.

Altocumulus (Ac)

(1) Definicja
Biala lub szara badz czesciowo biala, czesciowo szara lawica lub warstwa chmur, wykazujaca na ogol cienie i zlozona z platow, zaokraglonych bryl, itp., polaczonych ze soba lub oddzielonych od siebie, niekiedy o wygladzie czesciowo wloknistym lub rozmytym. Pozorna szerokosc wiekszosci regularnie ulozonych malych czlonow chmury zawiera sie zwykle w granicach od jednego do pieciu stopni.

(2) Gatunki

 Altocumulus stratiformis (Ac str)

 Altocumulus lenticularis (Ac len)

 Altocumulus castellanus (Ac cas)

 Altocumulus floccus (Ac flo)

(3) Odmiany

• Altocumulus translucidus (Ac tr)

• Altocumulus perlucidus (Ac pe)

• Altocumulus opacus (Ac op)

• Altocumulus duplicatus (Ac du)

• Altocumulus undulatus (Ac un)

• Altocumulus radiatus (Ac ra)

• Altocumulus lacunosus (Ac la)

(4) Zjawiska szczegolne i chmury towarzyszace

• Virga

• Mamma

(5) Budowa fizyczna i wyglad
Chmury Altocumulus przynajmniej w wiekszej czesci sa zbudowane prawie wylacznie z kropelek wody. Przy bardzo niskich temperaturach moga tworzyc sie w nich krysztalki lodu.
Chmury Altocumulus wystepuja najczesciej w postaci rozleglych platow, skladajacych sie z polaczonych lub oddzielonych od siebie czlonow, uporzadkowanych dosc regularnie. Niekiedy czlony te przyjmuja ksztalty wydluzonych rownoleglych walcow, ktore moga byc rozdzielone wyraznie zaznaczonymi pasmami czystego nieba. Bardzo rzadko plat chmur Altocumulus posiada mniej lub bardziej regularnie rozlozone, male zaokraglone przerwy, co daje chmurze wyglad podobny do sieci lub plastra miodu; wiele z tych przerw ma brzegi postrzepione. Platy chmur Altocumulus czesto sa obserwowane rownoczesnie na dwoch lub wiecej poziomach.
Chmury Altocumulus wystepuja rowniez w postaci lawic majacych ksztalt soczewki lub migdalow, czesto bardzo wydluzonych o wyraznych zarysach. Lawice te skladaja sie albo z pojedynczego mniej lub bardziej gladkiego czlonu, albo z kilku malych bardzo zblizonych do siebie czlonow. W pierwszym przypadku chmura posiada wyrazne cienie.
Rzadziej chmury Altocumulus przybieraja ksztalty malych odosobnionych klaczkow, ktorych dolne czesci sa nieco postrzepione; chmurom tym towarzysza czesto wlokniste smugi. Inna rownie rzadka postac chmur Altocumulus posiada wyglad szeregu malych wiezyczek, wyrastajacych ze wspolnej poziomej podstawy.
Stopien przenikania swiatla przez chmury Altocumulus zmienia sie w szerokich granicach. W pewnych przypadkach przez wieksza czesc chmury mozna okreslic polozenie Slonca, w innych chmura jest w takim stopniu nieprzeswiecajaca, ze zupelnie zaslania Slonce. Nieprzeswiecajace warstwy chmur Altocumulus moga posiadac nierowna dolna powierzchnie, ktorej wystajace czlony tworza niejako plaskorzezbe. Chmury Altocumulus prawie zawsze wykazuja pewne cieniowanie. W przypadku tych chmur obserwuje sie czesto wience lub iryzacje.
Krysztalki, ktore padaja z chmur Altocumulus , moga powodowac zjawiska halo w postaci slonc pobocznych (slonca pozorne) lub slupow swietlnych.

(6) Powstawanie
Chmury Altocumulus powstaja czesto na brzegu rozleglej warstwy unoszacego sie ku gorze powietrza lub wskutek ruchow turbulencyjnych i konwekcyjnych w srednim pietrze.
Chmury Altocumulus moga rowniez tworzyc sie wskutek wzrostu rozmiarow lub grubienia przynajmniej kilku czlonow plata chmur Cirrocumulus lub przez dalszy podzial czlonow chmury Stratocumulus . Moga one rowniez powstawac przez przeksztalcenie sie chmury Altostratus i Nimbostratus.
Chmury Altocumulus tworza sie rowniez w wyniku rozposcierania sie chmur Cumulus lub Cumulonimbus.
Chmury Altocumulus w ksztalcie soczewek lub migdalow powstaja zwykle wskutek lokalnego orograficznego unoszenia sie warstwy wilgotnego powietrza.

(7) Zasadnicze roznice miedzy chmurami Altocumulus i podobnymi chmurami innych rodzajow.

• (a) Cirrus
  Z chmur Altocumulus opadaja niekiedy smugi o wygladzie wloknistym. W tym przypadku uznaje sie te chmury za Altocumulus , a nie za Cirrus tak dlugo, dopoki posiadaja jakas czesc bez wygladu wloknistego lub jedwabistego polysku.

• (b) Cirrocumulus
  Chmury Altocumulus mozna niekiedy mylic z chmurami Cirrocumulus . W przypadkach watpliwych, jesli chmury maja cienie, to wedlug definicji sa chmurami Altocumulus nawet, jesli ich czlony maja pozorna szerokosc mniejsza od jednego stopnia. Jesli nie maja cieni, to wedlug definicji sa chmurami Altocumulus, gdy wiekszosc uporzadkowanych regularnie czlonow ma pozorna szerokosc zawarta miedzy jednym i pieciu stopniami, przy wzniesieniu chmur nad nad horyzontem o kat wiekszy od 30^o.
  Na cienkich czesciach chmur Altocumulus czesto obserwuje sie wience lub zjawiska iryzacji, co dosc rzadko zdarza sie w przypadku chmur Cirrocumulus.

• (c ) Altostratus
  Warstwe chmur Altocumulus mozna niekiedy mylic z chmura Altostratus; w przypadkach watpliwych uwaza sie je za chmury Altocumulus , jesli tylko wystepuja jakiekolwiek oznaki istnienia platow, zaokraglonych bryl, walcow itp.

• (d) Stratocumulus
  Chmury Altocumulus, posiadajace ciemne czesci mozna niekiedy mylic z chmurami Stratocumulus. Jesli wieksza czesc regularnie ulozonych czlonow ma pozorna szerokosc, zawarta miedzy jednym i pieciu stopniami przy wzniesieniu ich nad horyzontem o kat wiekszy o 30^o, to sa one chmurami Altocumulus.

• (e) Cumulus
  Chmury Altocumulus porozrzucane w postaci klaczkow mozna mylic z malymi chmurami cumulus, jednakze klaczki chmur Altocumulus posiadaja czesto smugi wlokniste (virga) i ponadto w przewazajacej czesci maja mniejsze wymiary niz chmury Cumulus.

Altostratus (As)

(1) Definicja
Plat lub warstwa chmur szarawych badz niebieskich, o wygladzie prazkowanym, wloknistym lub jednolitym, pokrywajaca niebo calkowicie lub czesciowo i miejscami tak cienka, ze Slonce jest widoczne najwyzej jak przez matowe szklo. Chmura Altostratus nie powoduje wystepowania zjawisk halo.

(2) Gatunki
Brak podzialu na gatunki.

(3) Odmiany

• Altostratus translucidus (As tr)

• Altostratus opacus (As op)

• Altostratus duplicatus (As du)

• Altostratus undulatus (As un)

• Altostratus radiatus (As ra)

(4) Zjawiska szczegolne i chmury towarzyszace

• Virga

• Praecipitatio

• Pannus

• Mamma

(5) Budowa fizyczna i wyglad
Chmura Altostratus sklada sie z kropelek wody i krysztalkow lodu; zawiera ona rowniez krople deszczu i platki sniegu.
Chmura Altostratus wystepuje prawie zawsze pod postacia warstwy o duzej rozciaglosci poziomej i wzglednie duzej rozciaglosci pionowej. Moze ona skladac sie z dwoch lub wiecej warstw ulozonych jedna nad druga na nieco roznych poziomach. Warstwy te sa niekiedy czesciowo z soba polaczone. W pewnych przypadkach wyraznie widac sfalowanie lub szerokie rownolegle pasma.
Chmura Altostratus jest zwykle tak gesta, ze nawet przez jej najciensze czesci Slonce widac niewyraznie jak przez matowe szklo; najgrubsze jej czesci moga byc tak geste, ze zakrywaja zupelnie Slonce.
Altostratus jest chmura dajaca opady, ktore mozna obserwowac w postaci smug ponizej jej podstawy (virga), wskutek tego dolna powierzchnia chmury moze przybierac wyglad postrzepiony lub przypominajacy wymiona. Gdy chmura Altostratus daje opady siegajace do ziemi, maja one zwykle charakter ciagly i wystepuja w postaci deszczu, sniegu lub ziaren lodowych.
Pod chmurami Altostratus , w nizej polozonych turbulencyjnych warstwach powietrza o zwiekszonej wilgotnosci wskutek parowania opadow, moga tworzyc sie strzepy chmur (pannus). W poczatkowym stadium tworzenia sie chmury pannus sa male, rozrzucone i wyraznie oddzielone jedne od drugich; ukazuja sie one zwykle na poziomie wyraznie nizszym od poziomu podstawy chmur Altostratus . Wraz ze wzrostem grubosci chmur Altostratus i obnizaniem sie ich podstawy, odleglosc ta znacznie maleje, jednoczesnie wzrastaja wymiary i ilosc chmur pannus, ktore moga laczyc sie w prawie ciagla warstwe.

(6) Powstawanie
Chmury Altostratus powstaja najczesciej w wyniku powolnego unoszenia sie warstw powietrza o duzej rozciaglosci poziomej do dostatecznie duzych wysokosci.
Chmury Altostratus moga rowniez powstac z grubiejacej zaslony chmur Cirrostratus lub niekiedy przez zmniejszenie sie grubosci warstwy chmur Nimbostratus.
Chmury Altostratus powstaja z warstwy chmur Altocumulus , gdy z tych ostatnich wypadaja krysztalki lodu w postaci szeroko rozpostartych smug (virga).
Czasami, zwlaszcza w obszarach miedzyzwrotnikowych, chmury Altostratus powstaja z rozposcieranie sie srodkowej lub gornej czesci chmury Cumulonimbus.

(7) Zasadnicze roznice miedzy chmurami Altostratus i podobnymi chmurami innych rodzajow

• (a) Cirrus
  Platy lub warstwy chmur moga, choc w rzadkich przypadkach, rozpasc sie na lawice, ktore mozna mylic z lawicami gestych chmur Cirrus.
  Jednakze lawice chmur Altostratus maja wieksza rozciaglosc pozioma i przewaznie sa szare.

• (b) Cirrostratus
  Cienka i wysoka warstwe chmur Altostratus mozna mylic z zaslona chmur Cirrostratus. W przypadkach watpliwych mozna czasami rozroznic te chmury, pamietajac, ze przy chmurach Altostratus przedmioty na ziemi nie daja cieni oraz Slonce jest widoczne przez nie jak przez matowe szklo. Jesli obserwuje sie zjawiska halo, jest to chmura Cirrostratus.

• (c ) Altocumulus i Stratocumulus
  Chmury Altostratus posiadaja czasem dziury lub przerwy, nalezy zatem uwazac, aby tych chmur nie mylic z platem lub warstwa chmur Altocumulus lub Stratocumulus, posiadajaca te same cechy. Chmury Altostratus roznia sie od chmur Altocumulus i Stratocumulus bardziej jednolitym wygladem.

• (d) Nimbostratus
  Niska i gruba warstwe chmur Altostratus mozna odroznic od podobnej warstwy chmur Nimbostratus dzieki istnieniu w chmurach Altostratus , cienszych czesci, przez ktore Slonce jest lub przynajmniej czasami moze byc niewyraznie widoczne. Chmury Altostratus posiadaja rowniez jasniejsza szara barwe i ich dolna powierzchnia jest zwykle mniej jednolita niz chmur Nimbostratus. Jesli podczas bezksiezycowej nocy istnieja watpliwosci przy rozpoznaniu chmur Altostratus i Nimbostratus, przyjmuje sie, ze ta chmura jest chmura Altostratus, z ktorej nie pada ani deszcz ani snieg.

• (e) Stratus
  Chmury Altostratus roznia sie od podobnych chmur Stratus tym, ze mozna przez nie widziec Slonce jak przez matowe szklo. Ponadto chmury Altostratus, gdy sa obserwowane w kierunku Slonca, nie sa nigdy tak biale, jak cienkie chmury Stratus.

Nimbostratus (Ns)

(1) Definicja
Szara warstwa chmur, czesto ciemna, o wygladzie rozmytym wskutek mniej lub bardziej ciaglego opadu deszczu lub sniegu w wiekszosci przypadkow dochodzacego do ziemi. Chmura ta jest wszedzie tak gruba, ze calkowicie przeslania Slonce.
Ponizej tej warstwy czesto wystepuja niskie postrzepione chmury ktore moga byc z nia polaczone lub od niej oddzielone.

(2) Gatunki
W przypadku chmur Nimbostratus nie wyroznia sie gatunkow.

(3) Odmiany
Chmury Nimbostratus nie posiadaja odmian.

(4) Zjawiska szczegolne i chmury towarzyszace

• Praecipitatio

• Virga

• Pannus

(5) Budowa fizyczna i wyglad
Chmury Nimbostratus skladaja sie z kropelek wody i kropelek deszczu, z krysztalkow i platkow sniegu lub z mieszaniny cieklych i stalych czastek.
Chmura Nimbostratus wystepuje zazwyczaj jako rozlegla niska, ciemno-szara warstwa o bardzo rozmytej podstawie; daje ona opad ciagly w postaci deszczu, sniegu lub ziaren lodowych, niekoniecznie dochodzacych do ziemi. W strefie miedzyzwrotnikowej, zwlaszcza w krotkich przerwach miedzy opadami deszczu, mozna obserwowac rozpadanie sie chmury Nimbostratus na kilka roznych warstw, ktore szybko lacza sie ponownie. Dolna powierzchnia chmury Nimbostratus czesto jest czesciowo lub calkowicie zaslonieta przez niskie postrzepione chmury (Pannus), ktore tworza sie ponizej podstawy lub u podstawy chmury Nimbostratus i szybko zmieniaja ksztalty. Poczatkowo chmury Pannus skladaja sie z oddzielnych jednostek, pozniej moga laczyc sie w ciagla warstwe. Gdy chmury Pannus pokrywaja duza czesc nieba, nalezy uwazac, aby nie wziac je za dolna powierzchnie chmury Nimbostratus.

(6) Powstawanie
Chmury Nimbostratus najczesciej powstaja wskutek powolnego wznoszenia sie rozleglych warstw powietrza do dostatecznie duzych wysokosci. Chmury Nimbostratus moga rowniez rozwinac sie wskutek zwiekszania sie grubosci chmur Altostratus lub rzadziej wskutek zwiekszania sie grubosci warstwy chmur Stratocumulus lub Altocumulus.
Niekiedy chmury Nimbostratus powstaja rowniez przez rozposcieranie sie chmur Cumulonimbus i bardzo rzadko przez rozposcieranie sie duzych chmur Cumulus, gdy te ostatnie daja opad deszczu.

(7) Zasadnicze roznice miedzy chmurami Nimbostratus i podobnymi chmurami innych rodzajow

• (a) Altostratus
  Cienkie chmury Nimbostratus mozna pomylic z grubymi chmurami Altostratus. Chmury Nimbostratus posiadaja na ogol szara barwe ciemniejsza niz chmury Altostratus. Z definicji wynika, ze chmury Nimbostratus na calej rozciaglosci sa na tyle nieprzeswiecajace, ze calkowicie zaslaniaja Slonce lub Ksiezyc, podczas gdy chmury Altostratus zaslaniaja je tylko wowczas, gdy znajduja sie one za najgrubszymi czesciami chmury. Jesli podczas ciemnych nocy istnieje watpliwosc, czy wystepuje chmura Nimbostratus, czy tez Altostratus, to przyjmuje sie, ze jest to chmura Nimbostratus, jesli deszcz lub snieg dochodza do ziemi.

• (b) Altocumulus i Stratocumulus
  Chmury Nimbostratus roznia sie od grubej warstwy chmur Altocumulus lub Stratocumulus tym, ze ani jej czlony, ani dolna powierzchnia nie sa wyraznie zarysowane.

• (c ) Stratus Chmury Nimbostratus roznia sie od grubej warstwy chmur Stratus tym ze sa gestymi chmurami dajacymi opad w postaci deszczu, sniegu lub ziaren lodowych. Z chmur Stratus moze padac tylko mzawka, slupki lodowe lub snieg ziarnisty.

• (d) Cumulonimbus
  Gdy obserwator znajduje sie pod chmura posiadajaca wyglad Nimbostratus, lecz towarzysza jej blyskawice, grzmoty lub grad, to chmura ta, zgodnie z umowa, powinna byc nazwana Cumulonimbusem.

Stratocumulus (Sc)

(1) Definicja
Szara lub biala, badz czesciowo szara, czesciowo biala lawica, plat lub warstwa chmur, posiadajaca prawie zawsze ciemne czesci, zlozona z zaokraglonych bryl, walcow itp., polaczonych ze soba lub oddzielnych od siebie i nie posiadajacych wygladu wloknistego (z wyjatkiem Virga). Wiekszosc regularnie ulozonych malych czlonow chmury ma pozorna szerokosc wieksza od pieciu stopni.

(2) Gatunki

• Stratocumulus stratiformis (S.C. str)

• Stratocumulus lenticularis (Sc len)

• Stratocumulus castellanus (Sc cas)

(3) Odmiany

• Stratocumulus translucidus (Sc tr)

• Stratocumulus perlucidus (Sc pe)

• Stratocumulus opacus (Sc op)

• Stratocumulus duplicatus (Sc du)

• Stratocumulus undulatus (Sc un)

• Stratocumulus radiatus (Sc ra)

• Stratocumulus lacunosus (Sc la)

(4) Zjawiska szczegolne i chmury towarzyszace

• Mamma

• Virga

• Praecipitatio (rzadko)

(5) Budowa fizyczna i wyglad
Chmury Stratocumulus skladaja sie z kropelek wody, czasami lacznie z kroplami deszczu lub krupami snieznymi, rzadziej z krysztalkami i platkami sniegu.
Chmury Stratocumulus najczesciej wystepuja w postaci platow lub warstw zlozonych z czlonow chmur Altocumulus, lecz polozonych na nizszym poziomie, wskutek czego sa pozornie wiekszej wielkosci. Wielkosc, grubosc i ksztalt czlonow tych chmur zmienia sie w szerokich granicach. Niekiedy czlony maja ksztalt rownoleglych walcow, ktore moga byc rozdzielone pasmami czystego nieba. W pewnych przypadkach, szczegolnie w szerokosciach miedzyzwrotnikowych, chmura Stratocumulus wystepuje w ksztalcie duzego pojedynczego walca. Bardzo rzadko plat chmury Stratocumulus posiada mniej lub bardziej regularnie rozmieszczone okragle otwory, z ktorych wiele ma brzegi postrzepione. Otwory te czesto nadaja chmurze wyglad podobny do sieci lub plastra miodu. Platy chmur Stratocumulus czesto wystepuja jednoczesnie na dwu lub wiecej poziomach.
W nielicznych przypadkach chmury Stratocumulus obserwuje sie w postaci wydluzonych platow w ksztalcie soczewek lub migdalow, o wyraznych zarysach, lub tez w ksztalcie wiezyczek, wyrastajacych ze wspolnej poziomej podstawy.
Stopien przenikania swiatla przez chmury Stratocumulus zmieniaja sie w szerokich granicach. Czasami wieksza czesc chmury jest dostatecznie cienka, aby mozna bylo okreslic polozenie Slonca. W innych przypadkach chmura jest na tyle nieprzeswiecajaca, ze zupelnie zakrywa tarcze sloneczna. Nieprzeswiecajace warstwy chmury Stratocumulus posiadaja czesto dolna powierzchnie nierowna, ktorej nierownosci tworza niejako plaskorzezbe.
Chmury Stratocumulus daja niekiedy opady o slabym natezeniu w postaci slabego deszczu, sniegu lub krup snieznych. Przy wyjatkowo niskich temperaturach chmury Stratocumulus moga dac obfite Virga z krysztalkow lodu, na ktorych nieraz wystepuja zjawiska halo. Gdy chmura Stratocumulus nie jest gruba, obserwuje sie niekiedy na niej wieniec lub iryzacje.

(6) Powstawanie
Chmury Stratocumulus moga tworzyc sie wskutek wzrostu wymiarow przynajmniej niektorych czlonow chmur Altocumulus.
Chmury Stratocumulus czasami powstaja w powietrzu czystym pod chmurami AltoStratus lub czesciej NimboStratus, moga one takze tworzyc sie w wyniku przeksztalcania sie chmur Nimbostratus.
Chmury Stratocumulus moga sie rozwinac wskutek unoszenia sie warstwy chmur Stratus lub tez w wyniku konwekcyjnych i falowych jej przemian przy jednoczesnej zmianie wysokosci lub pozostaniu na tym samym poziomie.
Chmury Stratocumulus czesto tworza sie przez rozposcieranie sie gornej lub srodkowej czesci chmur Cumulus lub Cumulonimbus, jak rowniez w pozniejszych godzinach poludniowych lub wieczorowych przez splaszczenie sie chmur Cumulus.

(7) Zasadnicze roznice miedzy chmura Stratocumulus i podobnymi chmurami innych rodzajow.

• (a) Cirrostratus
  Chmury Stratocumulus, przy bardzo niskich temperaturach, moga dac obfite Virga z krysztalkow lodu, ktorym nieraz towarzysza zjawiska halo; tym niemniej roznia sie one od chmur Cirrostratus, gdyz ciagle jeszcze wykazuja pewne oznaki istnienia zaokraglonych mas, walcow itp. Ponadto stopien przenikania swiatla jest mniejszy w przypadku chmur Stratocumulus niz Cirrostratus.

• (b) Altocumulus
  Chmury Stratocumulus czasami mozna mylic z chmurami Altocumulus posiadajacymi ciemne czesci. W przypadku gdy wiekszosc regularnie ulozonych czlonow ma pozorna szerokosc wieksza niz piec stopni przy wzniesieniu ich ponad horyzontem o kat wiekszy niz 30^o, zaliczamy je do chmur Stratocumulus.

• (c) Altostratus, Nimbostratus i Stratus
  Odroznianie chmur Stratocumulus od chmur Altostratus, Nimbostratus i Stratus opiera sie na tym, ze chmury Stratocumulus wykazuja oznaki istnienia czlonow polaczonych lub oddzielonych od siebie. Ponadto, w przeciwienstwie do chmur Altostratus, ktore czesto maja wyglad wloknisty, chmury Stratocumulus nigdy nie wykazuja wygladu wloknistego z wyjatkiem wystepowania ich przy bardzo niskich temperaturach.
  Poza wyzej wymienionymi kryteriami charakter opadu i cechy jego czasteczek daja niekiedy podstawy do rozpoznania tych chmur, bowiem opad, pochodzacy z chmur Stratocumulus, posiada zawsze slabe natezenie.

• (d) Cumulus
  Chmury Stratocumulus roznia sie od chmur Cumulus tym, ze ich czlony wystepuja na ogol w grupach lub lawicach i zwykle maja plaskie wierzcholki. W przypadku gdy wierzcholki chmur Stratocumulus maja ksztalt kopuly, to w odroznieniu od chmur Cumulus wznosza sie one ze wspolnej podstawy.

Stratus (St)

(1) Definicja
Na ogol szara warstwa chmur o dosc jednolitej podstawie, mogaca dac opad mzawki, slupkow lodowych lub sniegu ziarnistego. Jesli Slonce jest widoczne przez chmure, to jego zarys jest wyrazny. Chmura Stratus nie powoduje wystepowania zjawisk halo, z wyjatkiem byc moze przypadkow wystepowania jej przy bardzo niskich temperaturach. Chmura Stratus wystepuje niekiedy w postaci postrzepionych lawic.

(2) Gatunki

• Stratus nebulosus (St neb)

• Stratus fractus (St fra)

(3) Odmiany

• Stratus opacus (St op)

• Stratus translucidus (St tr)

• Stratus undulatus (St un)

(4) Zjawiska szczegolne i chmury towarzyszace
Praecipitatio

(5) Budowa fizyczna i wyglad
Chmura Stratus jest zwykle zlozona z malych kropelek wody, przy niskich temperaturach moze sie skladac z malych czasteczek lodu. Gdy chmura Stratus jest gesta lub gruba, zawiera czesto kropelki mzawki i niekiedy slupki lodowe lub snieg ziarnisty. Chmura Stratus najczesciej wystepuje jako mglista, szara i prawie jednostajna warstwa, posiadajaca czesto tak niska dolna podstawe, ze zaslania wierzcholki niskich wzgorz lub wysokich budowli. Chmura ta czasami jest tak cienka, ze zarysy Slonca lub Ksiezyca moga byc przez nia wyraznie widoczne; czesciej jednak jest na tyle nieprzeswiecajaca, ze zaslania Ksiezyc lub Slonce. W pewnych przypadkach ma ona ciemny lub nawet grozny wyglad. Dolna powierzchnia chmury Stratus jest zwykle dobrze zaznaczona i moze byc sfalowana.
Czasami chmura Stratus jest obserwowana w postaci fragmentow o zmieniajacych sie wymiarach i jasnosci, mniej lub bardziej polaczonych ze soba, lub tez w postaci strzepow.
Jesli chmura Stratus jest bardzo cienka, to powoduje wystepowanie wienca dookola Slonca lub Ksiezyca, a wyjatkowo przy bardzo niskich temperaturach moze powodowac halo.
Opady z chmur Stratus, siegaja ziemi, maja postac mzawki, slupkow lodowych lub sniegu ziarnistego.

(6) Powstawanie
Chmura Stratus w postaci jednolitej warstwy tworzy sie wskutek ochlodzenia najnizszych warstw atmosfery.
Fragmenty lub strzepy chmury Stratus moga stanowic krotkotrwale przejsciowe stadia podczas powstawania lub zanikania warstw chmur Stratus. Postrzepione chmury Stratus jako chmury towarzyszace (Pannus) moga powstac takze pod wplywem turbulencji, gdy wzrasta wilgotnosc powietrza wskutek parowania opadu, pochodzacego z chmur Altostratus, Nimbostratus, Cumulonimbus lub Cumulus.
Chmury Stratus moga powstawac z chmur Stratocumulus wtedy, gdy dolna powierzchnia tych ostatnich obniza sie lub zatraca swoja rzezbe, czy tez swoj widoczny podzial, jednakze nie wskutek wystepowania opadu.
Czestym procesem, ktory prowadzi do powstawania chmur Stratus, jest powolne unoszenie sie warstwy mgly wskutek ogrzewania sie podloza lub wzrostu predkosci wiatru. Mgla, utworzona nad morzem i unoszona przez wiatr wiejacy od morza ku wybrzezu, moze wystepowac w glebi ladu jako chmura Stratus.

(7) Zasadnicze roznice miedzy chmura Stratus i podobnymi chmurami innych rodzajow

• (a) Cirrus
  W pewnych przypadkach, wskutek wiatru, chmura Stratus przyjmuje miejscami ksztalt grubych wlokien, ktore roznia sie od wlokien tworzacych chmury Cirrus tym, ze sa o wiele mniej biale, w mniejszym stopniu rozmyte i zwykle szybciej zmieniaja ksztalty.

• (b) Cirrostratus
  Cienka warstwe chmur Stratus mozna mylic z chmura Cirrostratus, jednak chmura Stratus nie jest tak czysto biala, z wyjatkiem gdy jest ona obserwowana w kierunku Slonca; poza tym na chmurze Stratus moga byc obserwowane wience.

• (c ) Altostratus
  Chmura Stratus odroznia sie tym od chmur Altostratus, ze nie zaciera zarysu Slonca.

• (d) Nimbostratus
  Gruba warstwe chmur Stratus mozna mylic z chmura Nimbostratus. Ponizsze kryteria pozwalaja odroznic te dwa rodzaje chmur.

• (1) Chmura Stratus ma na ogol wyrazniej zaznaczona i bardziej jednostajna podstawe, niz chmura Nimbostratus. Ponadto chmura Stratus ma wyglad "suchy", ktory dosc wyraznie rozni sie od "wilgotnego" wygladu Nimbostratus.

• (2) Stosunkowo cienka warstwa chmury Stratus pozwala wyraznie widziec zarys Slonca lub Ksiezyca przynajmniej przez jej najciensze czesci, natomiast chmura Nimbostratus wszedzie zaslania te ciala niebieskie.

• (3) Gdy obserwowanej chmurze towarzyszy opad, dosc latwo jest rozroznic chmure Stratus od Nimbostratus, jesli sie pamieta, ze chmura Stratus moze dawac tylko slaby opad mzawki, slupkow lodowych lub sniegu ziarnistego, podczas gdy z Nimbostratus prawie zawsze pada deszcz, snieg lub ziarna lodowe. Trudnosc rozroznienia tych chmur powstaje wowczas, gdy opad, pochodzacy z wyzszej chmury, przechodzi przez warstwe chmury Stratus. W tym przypadku ciemna i jednostajna warstwa chmury Stratus dokladnie przypomina chmure Nimbostratus i moze byc z nia bardzo latwo pomylona.

• (4) Jest bardziej prawdopodobne, ze chmura Stratus wystepuje podczas ciszy lub przy slabym wietrze, niz przy wietrze silnym, podczas gdy chmurze Nimbostratus zwykle towarzysza wiatry umiarkowane lub silne. Kryterium tego nie powinno sie jednak stosowac jako wylacznej podstawy do rozroznienia tych rodzajow chmur.

• (5) Wystepowanie grubej warstwy chmur Stratus zwykle nie jest poprzedzone istnieniem innych chmur niskiego lub sredniego pietra, Natomiast chmure Nimbostratus prawie zawsze poprzedzaja inne chmury zazwyczaj sredniego pietra lub tez rozwija sie ona z chmury uprzednio istniejacej.

• (e) Stratocumulus
  Chmury Stratus roznia sie od chmur Stratocumulus tym, ze nie wykazuja oznak istnienia polaczonych lub oddzielnych od siebie czlonow.

• (f) Cumulus
  Strzepy chmur Stratus roznia sie od postrzepionych chmur Cumulus tym, ze sa mniej biale i niej geste i ze maja mniejsza rozciaglosc pionowa.

Cumulus (Cu)

(1) Definicja
Oddzielne, na ogol geste chmury o ostrych zarysach, rozwijajace sie w kierunku pionowym w ksztalcie pagorkow, kopul lub wiez, ktorych gorna czesc przypomina czesto kalafior. Oswietlone przez Slonce czesci tych chmur sa przewaznie lsniaco biale. Podstawa ich jest stosunkowo ciemna i prawie pozioma.

(2) Gatunki

• Cumulus humilis (Cu hum)

• Cumulus mediocris (Cu med.)

• Cumulus congestus (Cu con)

• Cumulus fractus (Cu fra)

(3) Odmiany Cumulus radiatus (Cu ra) ("Szlaki Cumulus")

(4) Zjawiska szczegolne i chmury towarzyszace

• Pileus

• Velum

• Virga

• Praecipitatio (rzadko)

• Arcus (rzadko)

• Pannus (rzadko)

• Tuba (bardzo rzadko)

(5) Budowa fizyczna i wyglad
Chmury Cumulus skladaja sie glownie z kropelek wody; krysztalki lodu moga tworzyc sie w tych czesciach chmur, w ktorych panuje temperatura znacznie nizsza od 0^oC.
Chmury Cumulus moga jednoczesnie wystepowac w roznych stadiach pionowego rozwoju. Moga one miec mala rozciaglosc pionowa i wygladac jak splaszczone; moga miec umiarkowana rozciaglosc pionowa z malymi wypuklosciami i paczkowaniami, moga tez miec duza pionowa rozciaglosc z peczniejacymi gornymi czesciami, przypominajacymi czesto kalafiory. Chmury Cumulus maja niekiedy bardzo postrzepione brzegi, przy czym ich zarysy ulegaja ciaglym czesto szybkim zmianom.
Chmury Cumulus, zazwyczaj o umiarkowanym pionowym rozwoju, sa niekiedy ustawione w szeregi prawie rownolegle do kierunku wiatru (szlaki Cumulus).
Chmury Cumulus o duzej pionowej rozciaglosci moga dac opad. W strefie miedzyzwrotnikowej z tych chmur pada czesto obfity deszcz w postaci ulew (deszcze przelotne o duzym natezeniu).

(6) Powstawanie
Chmury Cumulus tworza sie w pradach konwekcyjnych, ktore wystepuja, gdy pionowy gradient temperatury w dolnych warstwach powietrza jest dostatecznie duzy. Duzy pionowy gradient temperatury moze powstac w rozny sposob, najczesciej wskutek:

• a) ogrzewania powierzchni ziemi promieniami slonecznymi

• b) ciaglego ogrzewania sie dolnych warstw chlodnej masy powietrza przy przeplywie nad stosunkowo cieplym podlozem.

Powstawanie chmur Cumulus czesto jest poprzedzone tworzeniem sie lokalnych zmetnien, z ktorych rozwijaja sie chmury.
Chmury Cumulus moga brac poczatek z chmur Altocumuluslub Stratocumulus. Moga sie rowniez tworzyc wskutek przeksztalcania sie chmur Stratocumulus lub Stratus; ten ostatni przypadek czesto dzieje sie nad ladem w godzinach porannych.
Postrzepione chmury Cumulus zlej pogody tworza sie niekiedy pod chmurami Altostratus, Nimbostratus, Cumulonimbus lub pod silnie rozbudowanymi chmurami Cumulus, ktore daja opad.

(7) Zasadnicze roznice miedzy chmurami Cumulus i podobnymi chmurami innych rodzajow

• (a) Altocumulusi Stratocumulus
  Male chmury Cumulus moga byc tak liczne i tak stloczone, ze przypominaja warstwe chmur Stratocumulus lub Altocumulus, zwlaszcza gdy wystepuja w poblizu horyzontu. Chmury te powinny byc uwazane za chmury Cumulus dopoki ich wierzcholki zachowuja ksztalt kopulasty i podstawy nie sa polaczone.

• (b) Altostratus i Nimbostratus
  Gdy bardzo duza chmura Cumulus, dajaca opad, znajduje sie wprost nad obserwatorem, moze byc mylnie okreslana jako chmura Altostratus lub Nimbostratus. Charakter opadu moze byc pomocny przy rozroznianiu chmury Cumulus od tych ostatnich; gdy opad jest typu przelotnego jest to chmura Cumulus.

• (c ) Cumulonimbus
  Poniewaz chmury Cumulonimbus na ogol powstaja wskutek rozwoju i przeksztalcenia sie chmur Cumulus, trudno jest niekiedy rozroznic chmure Cumulus o duzej rozciaglosci pionowej od chmury Cumulonimbus. Chmura powinna byc klasyfikowana jako Cumulus tak dlugo, dopoki jej gorne, paczkujace czesci wszedzie sa ostro zarysowane i nie wykazuja wloknistej lub prazkowanej struktury. Jesli na podstawie innych przeslanek nie mozna zdecydowac sie czy chmure nalezy zaliczyc do chmur Cumulus czy do Cumulonimbus, to zgodnie z umowa, nalezy uznac ja za chmure Cumulus, jezeli nie towarzysza jej blyskawice, grzmoty lub grad.

• (d) Stratus postrzepiony
  Postrzepione chmury Cumulus rozroznia sie od postrzepionych chmur Stratus na tej podstawie, ze maja one na ogol wieksza rozciaglosc pionowa i wydaja sie bielsze i mniej przejrzyste. Postrzepione chmury Cumulus maja tez niekiedy zaokraglone lub kopulaste wierzcholki, co nie zdarza sie w przypadku postrzepionych chmur Stratus.

Cumulonimbus (Cb)

(1) Definicja
Potezna, gesta chmura o duzej pionowej rozciaglosci w ksztalcie gory lub wielkich wiez. Przynajmniej czesc jej wierzcholka jest zazwyczaj gladka, wloknista lub prazkowana i prawie zawsze splaszczona. Czesc ta rozposciera sie czesto w ksztalcie kowadla lub rozleglego pioropusza.
Ponizej podstawy tej chmury, czesto bardzo ciemnej, niejednokrotnie wystepuja niskie postrzepione chmury polaczone lub oddzielne od podstawy oraz opady, niekiedy w postaci Virga.

(2) Gatunki

• Cumulonimbus calvus (Cb cal)

• Cumulonimbus capillatus (Cb cap)

(3) Odmiany
Chmury Cumulonimbus nie posiadaja odmian. (4) Zjawiska szczegolne i chmury towarzyszace

• Praecipitatio

• Virga

• Pannus

• Incus

• Mamma

• Pileus

• Velum

• Arcus

• Tuba (rzadko)

(5) Budowa fizyczna i wyglad
Chmury Cumulonimbus skladaja sie z kropelek wody i, zwlaszcza w gornej czesci, z krysztalkow lodu. Zawieraja one rowniez duze krople deszczu oraz czesto platki sniegu, krupy sniezne, ziarna lodowe lub grad. Kropelki wody i krople deszczu moga byc silnie przechlodzone.
Poziome i pionowe wymiary chmur Cumulonimbus sa tak duze, ze charakterystyczny ksztalt tych chmur moze byc w calosci widziany tylko ze znacznej odleglosci. W poczatkowym stadium rozwoju z chmur Cumulus, chmury Cumulonimbus wykazuja u wierzcholkow zaokraglone wypuklosci, pomimo ze ich gorna czesc traci ostrosc zarysow. Pozniej gorna czesc calkowicie przeksztalca sie we wloknista lub prazkowana bryle, przyjmujaca ksztalt podobny do kowadla. Przy bardzo niskich temperaturach wloknista budowa moze rozciagnac sie na cala mase chmur.
Chmury Cumulonimbus moga wystepowac jako odosobnione chmury lub w postaci dlugiego szeregu polaczonych chmur, przypominajacych wygladem bardzo rozlegla sciane. Gdy chmura znajduje sie prawie, lub dokladnie, nad obserwatorem, gorne jej czesci zostaja przesloniete przez rozlegla podstawe chmury lub przez niskie postrzepione chmury (Pannus). Niekiedy gorna czesc chmury Cumulonimbus jest polaczona z chmurami Altostratus lub Nimbostratus. Czasami chmura Cumulonimbus moze rozwinac sie wewnatrz chmur Altostratus lub Nimbostratus.
Ciemny, ponury a nawet grozny wyglad chmur Cumulonimbus jest zazwyczaj potegowany przez grzmoty i blyskawice i moze byc ponadto podkreslony przez silne opady przelotne deszczu, sniegu lub gradu, przez nawalnice oraz przez zjawiska szczegolne jak Mamma i rzadziej Tuba.

(6) Powstawanie
Chmury Cumulonimbus powstaja zazwyczaj na drodze stopniowego przeksztalcania sie duzych, silnie rozbudowanych chmur Cumulus. Warunki, w jakich rozwijaja sie chmury Cumulonimbus, sa wiec podobne do tych, ktore sprzyjaja rozwojowi chmur Cumulus.
Chmury Cumulonimbus rozwijaja sie niekiedy z chmur Altostratus lub Stratocumulus, ktorych gorne czesci posiadaja wypuklosci w ksztalcie wiez; w pierwszym z tych przypadkow chmura Cumulonimbus ma niezwykle wysoka podstawe. Chmura Cumulonimbus moze rowniez powstac w wyniku przeksztalcenia sie i rozbudowania jakiejs czesci chmury Altostratus lub Nimbostratus.

(7) Zasadnicze roznice miedzy chmurami Cumulonimbus i podobnymi chmurami innych rodzajow.

• (a) Nimbostratus
  Jesli chmura Cumulonimbus pokrywa duza czesc nieba, to mozna ja latwo mylic z chmura Nimbostratus, zwlaszcza gdy rozpoznanie chmury jest oparte wylacznie na wygladzie jej dolnej powierzchni. W tym przypadku charakter opadu moze dopomoc do rozroznienia chmur Cumulonimbus i Nimbostratus. Jezeli opad ma charakter opadu przelotnego lub gdy chmurze towarzysza blyskawice, grzmoty lub opad gradu, to zgodnie z umowa, chmure uwaza sie za Cumulonimbus.

• (b) Cumulus
  Niektore chmury Cumulonimbus maja wyglad niemal identyczny z duzymi, silnie rozwinietymi chmurami Cumulus. Chmura powinna byc uznana za Cumulonimbus, gdy przynajmniej czesc jej wierzcholka traci ostrosc zarysow lub ukazuje wloknista lub prazkowana strukture. Jesli na podstawie powyzszych przeslanek nie mozna zdecydowac, czy dana chmure nalezy zaliczyc do chmur Cumulonimbus czy tez do Cumulus, to zgodnie z umowa powinna byc uznana za chmure Cumulonimbus, gdyz tylko towarzysza jej blyskawice, grzmoty lub opad gradu.

Chmury orograficzne i chmury szczegolne

Chmury orograficzne

W strumieniu powietrza przeplywajacym nad wzniesieniem, gora lub grzbietem gorskim moga wystepowac chmury orograficzne ponizej poziomu wierzcholka przeszkody, na jego poziomie lub powyzej. Wyglad tych chmur moze sie roznic od zwyklego wygladu kazdego z dziesieciu rodzajow chmur, jednakze chmury orograficzne sa zawsze zaliczane do ktoregos z tych rodzajow. Najbardziej pospolite chmury orograficzne naleza do rodzajow Altostratus, Stratocumulus i Cumulus.
Budowa fizyczna chmury orograficznej jest na ogol podobna do budowy chmur tego rodzaju, do ktorego powinna byc zaliczana.
Chmura orograficzna, bedac zalezna od rzezby terenu, jezeli w ogole sie porusza, to na ogol bardzo wolno, chociaz wiatr na poziomie chmury moze byc silny. W pewnych przypadkach predkosc tego wiatru ujawnia sie w szczegolach budowe samej chmury, jak np. przez oddzielne czlony, ktore poruszaja sie od jednego do drugiego konca chmury.
Chmury orograficzne moga przybierac bardzo rozne ksztalty. W przypadku pojedynczej gory, chmury orograficzne maja czesto ksztalt kolnierza otaczajacego gore lub czapy okrywajacej wierzcholek. Zarowno kolnierz, jak i czapa sa wyraznie symetryczne. Chmury te daja nieznaczne opady lub tez nie daja opadow.
Wydluzone wzgorza lub gory moga powodowac tworzenie sie po ich stronie powietrznej chmur opadowych o duzej rozciaglosci. Chmury tego rodzaju wiencza grzbiet i zanikaja zaraz za nim. Obserwowane od strony zawietrznej chmury te sa czesto podobne do lawicy.
Przy silnym wietrze, chmury orograficzne moga sie tworzyc w poblizu wierzcholka unoszac sie w powietrzu po stronie zawietrznej gory. Nie nalezy mylic chmur tego typu ze sniegiem zwiewanym z grzbietu gorskiego lub wierzcholka.
Dosc czesto pojedyncza chmura lub zespol kilku chmur orograficznych, zazwyczaj w postaci soczewek lub migdalow, zjawia sie nad wzgorzem lub gora, czasami nieco po stronie podwietrznej lub zawietrznej.
Lancuchy gorskie lub nawet stosunkowo male podluzne wzniesienia na obszarach nizinnych moga powodowac w strumieniu powietrza przeplywajacego nad nimi powstawanie fal stacjonarnych. Gdy powietrze jest dostatecznie wilgotne, w grzbietach fal moga powstawac chmury orograficzne i wowczas jest mozliwe obserwowanie jednej chmury nad wierzcholkiem gor lub nieco po stronie podwietrznej i jednej lub kilku innych po stronie zawietrznej. W tym ostatnim przypadku chmury wystepuja w regularnych odstepach co kilka kilometrow. Chmury falowe moga rowniez wystepowac jednoczesnie na roznych poziomach. Falom wystepujacym po stronie zawietrznej towarzysza czasami w nizszych warstwach duze stacjonarne wiry o poziomych osiach. W gornej czesci tych wirow moze sie tworzyc jakby bariera chmur (chmury rotorowe).

Chmury szczegolne

• (1) Obloki iryzujace
  Obloki iryzujace sa podobne do chmur Cirruslub Altostratus lenticularis. Wykazuja one bardzo znaczna iryzacje, podobnie jak masa perlowa; najbardziej lsniace barwy sa obserwowane wowczas, gdy tarcza sloneczna znajduje sie kilka stopni ponizej horyzontu.
  Fizyczna budowa oblokow iryzujacych jest dotychczas nie znana; przypuszcza sie, ze moga sie one skladac z drobniutkich kropelek wody lub kulistych czastek lodu.
  Obloki iryzujace sa rzadkim zjawiskiem. Byly one obserwowane glownie w Szkocji i Skandynawii, ale rowniez donoszono o ich pojawianiu sie we Francji i na Alasce. Pomiary wykazaly, ze obloki iryzujace obserwowane nad poludniowa Norwegia wystepowaly na wysokosciach od 21 do 30 km.

• (2) Nocne obloki swiecace.
  Nocne obloki swiecace sa podobne do cienkiej chmury Cirrus, ale zwykle maja barwe niebieskawa lub srebrzysta, a czasami pomaranczowa do czerwonej; dzieki temu odcinaja sie na tle ciemnego nocnego nieba.
  Fizyczna budowa nocnych oblokow swiecacych jest dotychczas nie znana, ale sa pewne powody do przypuszczania, ze skladaja sie one z bardzo drobnego pylu kosmicznego.
  Nocne obloki swiecace obserwowano bardzo rzadko, w polnocnej czesci strefy umiarkowanych szerokosci geograficznych polkuli polnocnej i tylko w okresie letnim, gdy slonce znajdowalo sie 5 do 13 stopni ponizej horyzontu. Pomiary wykazaly, ze wysokosci ich wystepowania sa 75 do 90 km.

• (3) Smugi kondensacyjne
  Smugi kondensacyjne sa to chmury, ktore powstaja za samolotem, gdy powietrze na poziomie lotu posiada dostatecznie niska temperature i wilgotnosc. W chwili tworzenia sie maja one wyglad lsniaco bialych smug, wkrotce jednak przyjmuja wyglad nabrzmialych wisiorkow podobnych do odwroconych grzybow. Czesto sa one krotkotrwale, ale moga tez utrzymywac sie w ciagu kilku godzin, szczegolnie wtedy, gdy wystepuja chmury Cirruslub Cirrostratus. Trwale smugi stopniowo rozposcieraja sie, tworzac czesto duze lawice puszystych lub wloknistych chmuro wygladzie chmur Cirrusalbo lawic chmur CirroCumulus lub Cirrostratus. Czasami odroznienie starych smug kondensacyjnych od wymienionych chmur staje sie niemozliwe.
  Smugi kondensacyjne moga powodowac zjawisko halo o wyjatkowo czystych barwach.
  Glownym czynnikiem powodujacym tworzenie sie smug kondensacyjnych jest ochlodzenie gazow spalinowych, ktore posiadaja duza zawartosc pary wodnej w wyniku spalania sie materialow pednych. Krotkotrwaly typ smug kondensacyjnych powstaje czasami w wyniku rozprezania sie powietrza w wirach powstajacych u koncow smigiel lub skrzydel.

• (4) Chmury wywolane pozarami
  Przy duzych pozarach (np. pozarach lesnych lub zbiornikow benzynowych) produkty spalania przybieraja czesto wyglad gestej chmury konwekcyjnej, wyrozniajacej sie od tej ostatniej szybkoscia swojego rozwoju i ciemna barwa. Produkty spalania, pochodzace od duzych pozarow stepow tropikalnych lub pozarow lesnych, moga byc przenoszone z wiatrem na duze odleglosci i wtedy moga przybierac wyglad cienkich warstwowych zaslon, ktore czasami nadaja Sloncu lub Ksiezycowi niebieskie zabarwienie.

• (5) Chmury wywolane wybuchami wulkanow
  Chmury powstale przy wybuchach wulkanicznych wygladaja w ogole jak silnie rozwiniete chmury klebiaste z gwaltownie wzrastajacymi wypuklosciami. Moga one rozposcierac sie na duzych wysokosciach nad rozleglymi obszarami. W takim przypadku niebo przybiera szczegolna barwe, ktora moze sie utrzymywac w ciagu kilku tygodni.
  Chmury wywolane wybuchami wulkanow sa zlozone glownie z czastek pylu lub innych stalych czasteczek o roznych wymiarach. Pewne czesci moga sie jednak skladac prawie calkowicie z kropelek wody i moga dawac opad.

Meteory

Meteor jest to zjawisko inne niz chmura, obserwowane w atmosferze lub na powierzchni ziemi. Moga go stanowic opady, zawiesiny lub osady czasteczek cieklych lub stalych, uwodnionych badz nieuwodnionych moze on byc rowniez zjawiskiem natury optycznej lub elektrycznej.
Meteory dzieli sie na cztery grupy: hydrometeory, litometeory, fotometeory , elektrometeory.

Hydrometeory

Hydrometeor jest meteorem, skladajacym sie ze zbioru czasteczek wody w stanie cieklym lub stalym, ktore opadaja lub sa unoszone w powietrze, sa porywane przez wiatr z powierzchni ziemi lub tez sa osadzane na przedmiotach, znajdujacych sie na ziemi lub w atmosferze.
Ponizej sa wymienione najczesciej spotykane Hydrometeory wraz z podaniem ich krotkiej definicji.

• (1) Deszcz
  Opad kropel wody o srednicy wiekszej od 0,5 mm, badz kropel mniejszych i rzadkich.

• (2)Deszcz marznacy
  Deszcz, ktorego krople zamarzaja w momencie zetkniecia sie z gruntem i z przedmiotami na powierzchni ziemi lub ze statkiem powietrznym w locie.

• (3)Mzawka
  Gesty, dosc jednorodny opad, skladajacy sie wylacznie z bardzo drobnych kropel wody o srednicy mniejszej od 0,5 mm.

• (4)Mzawka marznaca
  Mzawka, ktorej krople zamarzaja w momencie zetkniecia sie z gruntem i z przedmiotami znajdujacymi sie na powierzchni ziemi lub ze statkiem powietrznym w locie.

• (5)Snieg
  Opad krysztalkow lodu, ktorych wiekszosc ma budowe rozgaleziona (czasami w ksztalcie gwiazdek)

• (6)Krupy sniezne
  Opady bialych, nieprzeswiecajacych ziaren lodu. Ziarna te maja ksztalt kulisty lub niekiedy stozkowaty i srednice od 2 do 5 mm; sa kruche i latwo ulegaja zgnieceniu, gdy padaja na twarde podloze odbijaja sie i czesto rozpryskuja. Krupy sniezne wystepuja wraz z opadami platkow sniegu lub kropel deszczu jako opady przelotne, gdy temperatura powietrza u powierzchni ziemi jest w poblizu 0 C.

• (6)Snieg ziarnisty
  Opad bardzo malych bialych, nieprzeswiecajacych ziaren lodu. Ziarna te sa wzglednie plaskie lub wydluzone, o srednicy na ogol mniejszej od 1 mm; gdy uderzaja o twarde podloze nie odbijaja sie i nie rozpryskuja. Snieg ziarnisty pada zwykle w bardzo malych ilosciach, przewaznie z chmur Stratus lub z mgly, a nigdy w postaci opadu przelotnego.

• (7)Ziarna lodowe
  Opad ziaren lodu przezroczystych lub przeswiecajacych, o ksztalcie kulistym lub nieregularnym, rzadko stozkowatym, o srednicy nie wiekszej od 5 mm. Mozna tu wyroznic dwa zasadnicze typy:

• krople zamarznietego deszczu lub prawie calkowicie roztopione i ponownie zamarzniete platki sniegu (deszcz lodowy)

• ziarna sniegu otoczone cienka warstwa lodu (krupy lodowe)

• (8)Grad
  Opad kulek lub brylek lodu (gradziny), o srednicach od 5 do 50 mm, niekiedy wiekszych, padajacych badz oddzielnie badz jako zlepione nieregularne bryly.

• (9)Slupki lodowe
  Opad nierozgalezionych krysztalkow lodu, w ksztalcie igielek, slupkow lub blaszek, czesto tak cienkich, ze sprawiaja wrazenie zawieszonych w powietrzu. Krysztalki te moga padac z chmury lub przy bezchmurnym niebie.Krysztalki sa szczegolnie dobrze widoczne, gdy blyszcza w promieniach slonca (pyl diamentowy); moga wtedy powodowac powstawanie slupa swietlnego lub innych zjawisk halo. Opady slupkow lodowych, czeste w krajach polarnych, wystepuja przy bardzo niskich temperaturach w masach powietrza o rownowadze stalej.

• (10)Mgla
  Zawiesina bardzo malych kropelek wody w powietrzu, zmniejszajaca widzialnosc pozioma przy powierzchni ziemi na ogol ponizej 1 km.
  Przy dostatecznym oswietleniu, poszczegolne kropelki mgly sa czesto widoczne golym okiem; mozna wowczas zauwazyc, ze ruch ich jest nieuporzadkowany. W czasie mgly odczuwa sie, ze powietrze jest przejmujaco chlodne, lepkie i wilgotne.
  Mgla stanowi biala zaslone, ktora przeslania krajobraz; gdy zawiera czasteczki pylu lub dymu moze przyjmowac slabe zabarwienie, najczesciej zolte. W tym ostatnim przypadku mgla jest bardziej trwala niz wtedy, gdy sklada sie tylko z kropelek wody.

• (11)Mgla lodowa
  Zawiesina bardzo licznych, malenkich krysztalkow lodu w powietrzu, zmniejszajaca widzialnosc przy powierzchni ziemi. Krysztalki mgly lodowej czesto lsnia w promieniach slonca.
  Mgla lodowa powoduje powstawanie zjawisk optycznych, jak np. slupow swietlnych, malych pierscieni halo itd.

• (12)Zamglenie
  Zawiesina mikroskopijnych kropelek wody lub zwilzonych czasteczek hygroskopijnych w powietrzu, zmniejszajaca widzialnosc przy powierzchni ziemi.
  Przy zamgleniu zazwyczaj nie odczuwa sie ze powietrze jest przejmujaco chlodne, lepkie i wilgotne.
  Zamglenie stanowi zwykle dosc rzadka, zaslone, ktora przeslanie krajobraz.

• (13)Zamiec sniezna
  Zbior czasteczek sniegu, podnoszonych z ziemi przez dostatecznie silny i turbulencyjny wiatr.

• (14)Zamiec sniezna niska
  Zbior czasteczek sniegu, podnoszonych przez wiatr na mala wysokosc nad powierzchnie ziemi. Widzialnosc na poziomie oczu obserwatora nie jest dostrzegalnie zmniejszona.

• (15)Zamiec sniezna wysoka
  Zbior czasteczek sniegu podnoszonych przez wiatr na duza lub dosc duza wysokosc nad powierzchnie ziemi. Na poziomie oczu obserwatora widzialnosc pozioma jest bardzo mala.

• (16)Pyl wodny
  Zbior kropelek wody porwany przez wiatr z rozleglej powierzchni wody, glownie z grzbietow fal i unoszonych w powietrze na niewielka wysokosc.

• (17)Rosa
  Zbior kropel wody tworzacych sie na powierzchni przedmiotow, na ziemi lub w poblizu ziemi, wskutek kondensacji pary wodnej zawartej w otaczajacym przezroczystym powietrzu.
  Rosa powstaje gdy:

• powierzchnie oziebiaja sie ponizej temperatury punktu rosy powietrza otaczajacego;
  takie ochlodzenie jest zwykle spowodowane przez nocne wypromieniowanie (radiacja).

• Cieple i wilgotne powietrze styka sie z chlodniejsza powierzchnia o temperaturze nizszej od temperatury punktu rosy powietrza; dzieje sie to zazwyczaj wskutek naplywu mas powietrza (adwekcja)

• (18)Rosa biala
  Bialy osad zmarznietych kropel rosy.

• (19)Szron
  Osad lodu o wygladzie krystalicznym, przybierajacy najczesciej ksztalt lusek, igiel, pior lub wachlarzy. Szron powstaje w podobny sposob jak rosa, lecz przy temperaturze ponizej 0 ^oC.

• (20)Szadz
  Osad lodu, utworzony z ziarenek mniej lub wiecej rozdzielonych pecherzykami powietrza, ozdobiony niekiedy rozgalezionymi krysztalkami.
  Szadz powstaje przy naglym zamarzaniu bardzo malych, przechlodzonych kropelek wody (mgly lub chmury), narastajac niekiedy do stosunkowo znacznych grubosci.
  Na gruncie i w poblizu gruntu szadz osadza sie na przedmiotach po stronie podwietrznej, na ich krawedziach i miejscach ostro zakonczonych. W atmosferze swobodnej szadz moze wystepowac na czesciach samolotu wystawionych pod wiatr; ten typ oblodzenia daje osad kruchy i majacy wyglad masy porowatej, zlozonej z ziarenek sniegu.

• (21)Gololedz
  Osad lodu na ogol jednorodny i przezroczysty, powstaly wskutek zamarzniecia przechlodzonych kropelek mzawki lub kropel deszczu na powierzchniach o temperaturze nizszej lub nieco wyzszej od 0 ^oC.
  Gololedz moze sie tworzyc rowniez wskutek zamarzania nieprzechlodzonych kropelek mzawki lub kropel deszczu, bezposrednio po zderzeniu sie z powierzchniami o temperaturze ponizej 0 ^oC. Jest ona obserwowana na powierzchni ziemi, gdy krople deszczu padaja przez dostatecznie gruba warstwe powietrza o temperaturze nizszej od temperatury zamarzania. W atmosferze swobodnej gololedz wystepuje jako zwarty i gladki typ oblodzenia (lod szklisty). Gololedz spotyka sie czasami w chmurach zawierajacych duze przechlodzone kropelki, ktore zamarzaja po zderzeniu sie z czesciami samolotu, wystawionymi pod wiatr; w innych przypadkach moze ona pokryc wszystkie czesci samolotu, ktore sa wystawione na dzialanie przechlodzonego opadu.

• (22)Traba
  Zjawisko, ktore powstaje wskutek wirowego ruchu powietrza, czesto o duzym natezeniu i uzewnetrznia sie w postaci kolumny lub leja chmurowego, wychodzacego z podstawy chmury Cumulonimbus i przez "krzew" zlozony z kropelek wody uniesionych z powierzchni morza lub z pylu, piasku i roznych przedmiotow uniesionych z powierzchni ziemi.

Litometeory

Litometeor jest meteorem, skladajacym sie ze zbioru czasteczek, przewaznie w stanie stalym i nieuwodnionym. Czasteczki te unosza sie w powietrzu lub sa podnoszone przez wiatr z powierzchni ziemi.
Ponizej sa podane definicje wazniejszych litometeorow

• (1) Zmetnienie opalizujace
  Zawiesina w powietrzu skladajaca sie z czasteczek suchych, niezwykle malych, niewidzialnych golym okiem i dostatecznie licznych, aby nadac powietrzu wyglad opalizujacy.

• (2) Zmetnienie pylowe
  Zawiesina w powietrzu skladajaca sie z pylow lub malych ziarenek piasku, uniesionych uprzednio z powierzchni ziemi przez wichure pylowa lub piaskowa.

• (3) Dymy
  Zawiesina w powietrzu czasteczek powstalych w wyniku spalania.

• (4) Zamiec pylowa lub piaskowa
  Zbior czasteczek pylu lub piasku, uniesionych z ziemi w miejscu obserwacji lub w jego sasiedztwie do malych lub umiarkowanych wysokosci przez wiatr dostatecznie silny i turbulencyjny.

• (a) Zamiec pylowa niska lub zamiec piaskowa niska
  Pyl lub piasek uniesiony przez wiatr do malej wysokosci nad powierzchnie ziemi. Widzialnosc na poziomie oczu obserwatora nie jest dostrzegalnie zmniejszona.

• (b) Zamiec pylowa wysoka lub zamiec piaskowa wysoka
  Pyl lub piasek, uniesiony przez wiatr do umiarkowanych wysokosci nad powierzchnie ziemi. Widzialnosc pozioma na wysokosci oczu obserwatora jest wyraznie zmniejszona.

• (5) Wichura pylowa lub piaskowa
  Zbior czasteczek pylu lub piasku, gwaltownie podniesionych z powierzchni ziemi do duzych wysokosci przez wiatr silny i turbulencyjny.
  Przednia czesc wichury pylowej lub piaskowej moze miec wyglad olbrzymiej ruchomej sciany ("sciana pylowa" lub "sciana piaskowa").

• (6) Wir pylowy lub piaskowy
  Zbior uniesionych z powierzchni ziemi czasteczek pylu lub piasku, niekiedy wraz z drobnymi przedmiotami, majacy ksztalt wirujacej kolumny o malej srednicy, zmieniajacej sie wysokosci i o osi w przyblizeniu pionowej.

Fotometeory

Fotometeor jest to zjawisko swietlne powstajace wskutek odbicia, zalamania, ugiecia lub interferencji swiatla slonecznego lub ksiezycowego.
Ponizej podane sa definicje najczesciej obserwowanych fotometeorow.

• (1) Zjawisko halo
  Grupa zjawisk optycznych w postaci pierscieni (kregow), lukow, slupow lub plam swietlnych, powstajacych wskutek zalamania lub odbicia swiatla przez krysztalki lodu unoszace sie w powietrzu (chmury pietra wysokiego, mgla lodowa itp.).
  Do zjawisk halo naleza

• (a) Maly pierscien halo - jest to krag swietlny, barwny, bialy lub w przewazajacej czesci bialy, lub w przewazajacej czesci bialy, o promieniu 22 ^o, w ktorego srodku znajduje sie tarcza Slonca lub Ksiezyca. Krag ten ma zwykle slabo widoczne zabarwienie czerwone od wewnatrz i w rzadkich przypadkach fioletowe zabarwienie na zewnatrz. Czesc nieba wewnatrz kregu jest wyraznie ciemniejsza niz na zewnatrz. Jest to najczesciej obserwowane zjawisko halo.

• (b) Duzy pierscien halo - jest to krag swietlny o promieniu 46 ^o; jest on zawsze mniej jasny i o wiele rzadziej obserwowany niz maly pierscien halo.

• (c ) Slup swietlny - jest to ciagla lub przerywana biala, pionowa smuga swiatla, przechodzaca przez Slonce lub Ksiezyc i obserwowane powyzej i ponizej tych cial niebieskich.

• (d) Luk styczny gorny i luk styczny dolny - sa czasami widoczne na zewnatrz malego lub duzego pierscienia halo; luki te sa styczne do pierscieni halo odpowiednio w punktach najwyzszym i najnizszym. Czesto sa one bardzo krotkie i moga nawet redukowac sie do plam swietlnych.

• (e) Luk okolozenitalny gorny i dolny - luk okolozenitalny gorny jest lukiem malego kola poziomego (o duzej krzywiznie) znajdujacego sie blisko zenitu; ma on zywe barwy z czerwona na zewnatrz i fioletowa od wewnatrz. Luk okolozenitalny dolny jest lukiem kola poziomego, o duzym promieniu, znajdujacego sie w poblizu horyzontu.

• (f) Poziomy krag przysloneczny - jest to bialy, poziomy krag znajdujacy sie na tej samej wysokosci katowej co Slonce. W pewnych punktach kregu przyslonecznego moga pojawic sie plamy swietlne (slonce pozorne). Plamy te znajduja sie najczesciej nieco na zewnatrz malego pierscienia halo (slonce poboczne, posiadajace czesto lsniace barwy), niekiedy w odleglosci azymutalnej 120 ^o od Slonca (przeciwslonca poboczne) i bardzo rzadko naprzeciw Slonca (przeciwslonce).

• (g) Slonce dolne (pozorne) - ukazuje sie pionowo ponizej Slonca w postaci bialej blyszczacej plamy, podobnej do obrazu Slonca, odbitego od spokojnej powierzchni wody.

• (2) Wieniec
  Wieniec jest to jedna lub kilka (rzadko wiecej niz trzy) serii barw pierscieni o stosunkowo malym promieniu, otaczajacych Slonce lub Ksiezyc.
  W kazdej serii pierscien wewnetrzny jest fioletowy lub niebieski, a pierscien zewnetrzny - czerwony; miedzy nimi moga wystepowac inne barwy. Najbardziej wewnetrzna seria, majaca promien na ogol nie wiekszy niz 5 stopni i noszaca nazwe aureoli, wykazuje zwykle wyrazny pierscien zewnetrzny o czerwonawej lub kasztanowej barwie.

• (3) Iryzacja
  Uklady barw przewaznie zielonych i rozowych, czesto o odcieniach pastelowych, obserwowane na chmurach, niekiedy pomieszane, niekiedy zas w postaci smug prawie rownoleglych do brzegow chmur. Barwy iryzacji sa czesto blyszczace i przypominaja barwy masy perlowej.

• (4) Gloria
  Jedna lub kilka serii barwnych pierscieni, widzianych przez obserwatora na okolo swego cienia wystepujacego na mgle lub chmurze zlozonej glownie z malych kropelek wody lub w bardzo rzadkich przypadkach na rosie.

• (5) Tecza
  Uklad koncentrycznych lukow o barwach od fioletowej do czerwonej, wywolanych przez swiatlo Slonca lub Ksiezyca, padajace na zespol kropel wody w atmosferze (krople deszczu, mzawki lub mgly).
  W teczy glownej barwa fioletowa wystepuje po wewnetrznej stronie (promien 40 ^o), a barwa czerwona po zewnetrznej stronie (promien 42 ^o); w teczy wtornej, o znacznie mniejszej jasnosci od teczy glownej, czerwona barwa jest od wewnatrz (promien 50 ^o), a fioletowa na zewnatrz (promien 54 ^o).
  Biala tecza jest tecza glowna wystepujaca w postaci bialego luku na mgle lub zamgleniu; zwykle jest on obramowany na zewnatrz barwa czerwona a od wewnatrz barwa niebieska.

Elektrometeory

Elektrometeor jest widzialny lub slyszalnym przejawem istnienia elektrycznosci atmosferycznej.
Ponizej podane sa definicje najwazniejszych elektrometeorow.

• (1) Burza
  Jedno lub kilka naglych wyladowan elektrycznosci atmosferycznej, przejawiajacych sie krotkim i silnym blyskiem (blyskawica) oraz suchym trzaskiem lub gluchym dudnieniem (grzmot).

• (2) Blyskawica
  Zjawisko swietlne towarzyszace naglemu wyladowaniu elektrycznosci atmosferycznej. Wyladowanie to moze wystepowac z chmury lub wewnatrz chmury, a znacznie rzadziej z wysokich budynkow i ze szczytow gor. Mozna wyroznic trzy zasadnicze typy blyskawic:

• (a) Wyladowania do ziemi (pioruny), ktore wystepuja miedzy chmura i powierzchnia ziemi.

• (b) Wyladowania w chmurach, ktore zachodza wewnatrz chmury burzowej.

• (c) Wyladowania w powietrze, ktore wychodza z chmury burzowej nie siegajac ziemi.

• (3) Grzmot
  Suchy trzask lub gluche dudnienie, towarzyszace blyskawicy.

• (4) Ognie Sw. Elma
  Mniej lub bardziej ciagle o slabym lub umiarkowanym natezeniu, swiecace wyladowania elektryczne w powietrze z wysoko wzniesionych przedmiotow na powierzchni ziemi (piorunochrony, wiatromierze, maszty statkow itp.) albo ze statkow powietrznych bedacych w locie (konce skrzydel smigla itp.).

• (5) Zorza polarna
  Zjawiska swietlne, wystepujace wgornych warstwach atmosfery w postaci lukow, pasm, draperii lub zaslon.

Wiatr - rejestracja i sposoby notowania

Wiatrem nazywamy poziomy ruch powietrza wzgledem powierzchni Ziemi. Wiatr charakteryzuje sie kierunkiem i predkoscia. Za kierunek uwazamy te strone swiata, z ktorej wieje wiatr. Predkosc wiatru jest to odleglosc, jaka przebywaja czasteczki powietrza w je dnostce czasu.
Obserwacje wiatru polegaja na pomiarze jego predkosci i kierunkow. Stacje meteorologiczne dokonuja tych pomiarow w kazdym cogodzinnym terminie obserwacji, a ponadto w przypadkach okreslonych kluczem STORM oraz w celu uzyskiwania informacji o przebiegu w ciagu doby sredniej predkosci i porywow silnych wiatrow. Do pomiarow sluza zdalne wiatromierze elektryczne i zastepczo wiatromierz Wilda. Na niektorych stacjach czynne sa
rowniez anemografy rejestrujace przebieg wiatru.

Rys. 1. Wiatromierz Wilda

1-8 -żeby na luku
9 - plytka predkosciowa
10 - przeciwwaga
11 - rura
12 - choragiewka
13 - przeciwwaga choragiewki
14 - os wiatromierza pod oslona
15 - roza wiatrow
16 - nieruchomy trzon

Kierunek i predkosci wiatru ustawicznie sie zmieniaja podlegajac pewnym wahaniom. Dlatego w terminie obserwacji notujemy ich wartosci usrednione za okres 10 min poprzedzajacych dany termin. Gdy jednak w tym przedziale czasu gwaltownie sie zmieni kierunek lub predkosc wiatru, zmieniony element usredniamy od nowa.

Kierunek wiatru

Kierunek wiatru wyrazamy w calkowitych dziesiatkach stopni kata, o ktory kierunek wiatru jest odchylony od poludnika geograficznego (od polnocy geograficznej), stosujac 36-kierunkowa skale. Nazywamy ja roza wiatrow. Kierunek zapisujemy liczbami klucza, n p.:

Kierunek	Zapis
10^o	01
20^o	02
350^o	35
360^o	36 itp.

Cisze notujemy litera C. Wyniki pomiarow zaokraglamy nastepujaco: gdy nadwyzka ponad pelna dziesiatke wynosi 1-4^o odrzucamy ja, gdy zas wynosi ona 5-9^o notujemy liczbe dziesiatek bezposrednio wieksza od wyniku pomiaru, np.:

Pomiar	Zapis
1^o	36
4^o	36
5^o	01
9^o	01
354^o	35
355^o	36 itp.

Gdy kierunek wiatru mierzymy wiatromierzem Wilda lub oceniamy na podstawie reakcji niektorych przedmiotow na wiatr, okreslamy je na podstawie 16-kierunkowej rozy wiatrow. Nazwy kierunkow i ich miedzynarodowe symbole podaje tabela.
W symbolach nazw kierunkow wiatru nalezy scisle zachowywac kolejnosc liter: w symbolach 2-literowych kierunkow blizszych polnocy na pierwszym miejscu znajduje sie litera N, blizszych poludnia S. Symbole 3-literowe powstaja przez umieszczenie przed 2-lite rowymi symbolu najblizszego kierunku glownego: N, E, S, W.

Nazwa kierunkow 16-kierunkowej rozy wiatrow oraz ich symbole

Symbol	Nazwa kierunku wiatru
NNE NE ENE E ESE SE SSE S SSW SW WSW W WNW NW NNW N C	polnocno-polnocny wschod polnocny wschod wschodnio-polnocny wschod wschod wschodnio poludniowy wschod poludniowy wschod poludniowo-poludniowy wschod poludnie poludniowo-poludniowy zachod poludniowy zachod zachodnio-poludniowy zachod zachod zachodnio polnocny zachod polnocny zachod polnocno-polnocny zachod polnoc cisza

Kazdy z kierunkow rozy 16-kierunkowej reprezentuje luk horyzontu o dlugosci 22,5^o (360^o : 16) i znajduje sie w srodku luku. Wszystkie odchylenia kierunkow od srodkowego w danym luku notujemy jako kierunek srodkowy.

Dokladne katy odchylenia od polnocy kierunkow rozy 16-kierunkowej, granic ich lukow oraz zakres tych lukow w calkowitych stopniach

11,25^o		101,25^o		191,25^o		281,25^o
NNE 22,5^o	12-33^o	ESE 112,5^o	102-123^o	SSW 202,5^o	192-213^o	WNW 292,5^o	282-303^o

33,75^o		123,75^o		213-75^o		303,75^o
NE 45^o	34^o-56^o	SE 135^o	124^o-146^o	SW 225^o	214^o-236^o	NW 315^o	304^o-326^o

56,25^o		146,25^o		236,25^o		326,25^o
ENE 67,5^o	57^o-78^o	SSE 157,5^o	147^o-168^o	WSW 247,5^o	237^o-258^o	NWW 337,5^o	327^o-348^o

78,75^o		168,75^o		258,75^o		348-75^o
E 90^o	79^o-101^o	S 180^o	169^o-191^o	W 270^o	259^o-281^o	N 360^o	349^o-11^o

Wiatr zmienny Jezeli podczas obserwacji kierunek wiatru zmienia sie tak czesto, ze nie mozna go usrednic, zapisujemy kierunek przewazajacy. Gdy nawet w przyblizeniu nie mozna okreslic kierunku przewazajacego, tzn. Wystepuje wiatr zmienny, wtedy notujemy dwie liczby kl ucza oznaczajace kierunek wiatru: u gory 99 i pod nia liczbe odpowiadajaca kierunkowi, ktory wystapil podczas obserwacji jako ostatni. Liczbe 99 podajemy w depeszy synoptycznej, druga zas wykorzystujemy do celow wymagajacych podania konkretnego kierunku w iatru, np. w Miesiecznym wykazie spostrzezen meteorologicznych, w maszynowym przetwarzaniu danych, w opracowaniach klimatologicznych itd.

Predkosc wiatru Zapisujemy ja w calkowitych metrach na sekunde. Predkosci mniejsze od 10 m/s podajemy bez zera na poczatku, np. 4 (nie 04), cisze notujemy liczba 0.
Poryw wiatru jest to nagly wzrost jego predkosci przewyzszajacy co najmniej o 5 m/s srednia predkosc wiatru za ostatnie 10 min i trwajacy nie dluzej niz 2 min. Jezeli w czasie dokonywania pomiaru predkosci wiatru wieje wiatr porywisty, to oprocz pr edkosci sredniej zapisujemy rowniez maksymalny poryw, tj. najwieksza chwilowa predkosc wiatru za 10-minutowy czas trwania obserwacji, bez wzgledu na wielkosc porywu. Jezeli w tym czasie porywy nie wystepuja, przeznaczone dla nich miejsce pozostaje puste.
Przyklad. Wyniki obserwacji wiatru byly nastepujace:

Termin GMT		Sr. predkosc	Maks. poryw
12	zmienny, ostatni kierunek 126^o	3 m/s	bez porywow
13	4^o	5 m/s	12 m/s
14	5^o	11 m/s	18 m/s

W ogrodku meteorologicznym przyrzady do pomiaru wiatru ustawia sie od strony polnocnej. Wyjatkowo, w przypadku braku warunkow do lepszego rozwiazania, przyrzad mozna ustawic na dachu budynku, umieszczajac go na wysokosci co najmniej 6 m. nad dachem i z d ala od kominow.
W miejscu odleglym od wysokich przedmiotow co najmniej o 10-krotna ich wysokosc przyrzad umieszczamy na wysokosci 10 m. nad gruntem; w mniej korzystnych warunkach otoczenia - odpowiednio wyzej. Wysokosc umieszczenia przyrzadu zawsze powinna przewyzszac p obliskie budynki i inne wysokie przedmioty przynajmniej o 6 m.
Stosuje sie slupy (maszty) kratowe z metalu, zelbetowe oraz rurowe. Slupy lzejsze trzeba usztywniac odciagaczami, ktore powinny byc stale napiete, co regulujemy skreceniem sciagaczy w okresie letnim i rozkreceniem w okresie zimowym. Do slupa powinny byc przymocowane wlazy. Slup i pionowa czesc zainstalowanego na nim przyrzadu powinna stac pionowo.
Zamocowana na slupie nieruchoma czesc przyrzadu powinna byc prawidlowo zorientowana, tzn. jej pret kierunkowy (lub odpowiadajacy mu znak) powinien byc zwrocony ku polnocy. Przyrzad orientujemy podczas instalowania go, przy czym wykonamy to najdokladniej poslugujac sie linia poludnika. Trzeba wyznaczyc ja osobno dla kazdego wiatromierza (anemografu).
W celu wytyczenia linii poludniowej obliczamy na ktora godzine i minute czasu, wedlug ktorego idzie zegarek obserwatora, przypada prawdziwe poludnie sloneczne. Z zegarkiem i uprzednio przygotowanym palem stajemy na cieniu slupa ustawionego pionowo i w mo mencie prawdziwego poludnia wbijamy w ziemie pal posrodku jego szerokosci. Linia poludnikowa przechodzi przez srodki cienia i pala. Na jej przedluzeniu z poludniowej strony slupa wbijamy drugi pal.
W celu zorientowania przyrzadu stajemy na linii poludnikowej przy palu z poludniowej strony slupa. Pionowa czesc przyrzadu powinna zaslaniac jego pret kierunkowy.
Prowizorycznie przyrzad mozna zorientowac poslugujac sie polowym kompasem lub busola i uwzgledniajac zbocze igly magnetycznej. Szkolne kompasy sa nieprzydatne.
Przyrzad umieszczony na slupie nalezy uziemic w celu zabezpieczenia sie przed skutkami wyladowan atmosferycznych podczas burzy. Uziemienia wykonuja zaklady majace wymagane uprawnienia.

Wiatromierz Wilda Wiatromierz Wilda nalezy do najprostszych przyrzadow sluzacych do pomiaru kierunkow i predkosci wiatru. Chwilowe polozenie jego wskaznikow odpowiadaja chwilowym kierunkom i predkosciom wiatru. Dla uzyskania srednich wartosci za przyjety czas obserwator u stala wzrokowo srednie polozenie wskaznikow przyrzadu.

Pomiary wiatromierzem Wilda

Kierunek wiatru. Stajemy przy slupie wiatromierza pod przeciwwaga choragiewki i w ciagu 2 min sledzimy jej ruchy wzgledem pretow rozy wiatrow, oceniamy srednie polozenie przeciwwagi i zapisujemy wlasciwym skrotem kierunek odpowiadajacy temu poloze niu. Jezeli wyjatkowo wiatromierz umieszczony jest na dachu budynku, to kierunek wiatru okreslamy z takiej odleglosci, aby przyrzad byl dobrze widoczny.
Predkosc wiatru. Nalezy odejsc kilka metrow od slupa wiatromierza w kierunku prostopadlym do choragiewki, w ciagu 2 min sledzic wahania plytki wzgledem zebow na luku, zauwazyc srednie wychylenie plytki w czasie tych 2 min, tj. numer zeba okolo kt orego, srednio biorac, plytka wznosila sie i opadala albo numery dwoch sasiednich zebow, gdy srednie wychylenie plytki przypadlo w poblizu srodka miedzy nimi. Predkosc wiatru odpowiadajaca numerowi zeba lub numerom dwoch sasiednich zebow podaje tabela. Gdy wiatr jest porywisty, nalezy zauwazyc rowniez wieksze wychylenie plytki w ciagu tych samych 2 min i odpowiadajaca mu predkosc zanotowac jako maksymalny poryw wiatru.
Poslugujac sie wiatromierzem Wilda trzeba uwazac, aby nie zostal zanotowany numer zeba zamiast odpowiadajacej mu predkosci wiatru. Nie mozna przy tym podawac takich predkosci, ktorych nie zawiera tabela, tj. nastepujacych: 11, 13, 15, 16, 18, 19, 21 i wi ecej m/s.

Predkosci wiatru odpowiadajace wychyleniom plytki wiatromierza Wilda wzgledem jego zebow

Plytka	Nr zeba	Predkosc wiatru (m/s)
zwisa pionowo przy zebie lub waha sie okolo tego zeba	1	0
waha sie miedzy zebami	1 - 2	1
waha sie okolo zeba	2	2
waha sie miedzy zebami	2 - 3	3
waha sie okolo zeba	3	4
waha sie miedzy zebami	3 - 4	5
waha sie okolo zeba	4	6
waha sie miedzy zebami	4 - 5	7
waha sie okolo zeba	5	8
waha sie miedzy zebami	5 - 6	9
waha sie okolo zeba	6	10
waha sie miedzy zebami	6 - 7	12
waha sie okolo zeba	7	14
waha sie miedzy zebami	7 - 8	17
waha sie okolo zeba	8	20

Wiatry lokalne

 
 Bryza morska

 Bryza lądowa

 Wiatry górskie (katabatyczne)

 Wiatry dolinne (anabatyczne)

 Wiatry fenowe

 Zmiany temperatury w czasie wiatru fenowego

Charakter powierzchni Ziemi zmienia się istotnie. Oceany, pustynie, pola śnieżne, lasy, jeziora, stepy, miasta itp. Porywają różne części jej powierzchni. Na lądzie również wysokość powierzchni Ziemi zmienia się w różnych miejscach, przechodząc we wzgórza, doliny, góry itp. W dowolnym miejscu na cechy przepływu atmosferycznego oddziałuje podłoże, nad którym powietrze przepływa, oraz zmiany wysokości powierzchni Ziemi.

Bryza morska

W pobliżu wybrzeża, późnym rankiem często powstaje wiatr wiejący od morza, osiągający swoje maksimum koło południa i zamierający wieczorem. Siła wiatru jest większa w dni gorące, lecz przy dużym zachmurzeniu może być osłabiona. Wiatr ten nazywa się bryzą morską. Podstawowym powodem przepływu powietrza jest różna szybkość nagrzewania powierzchni lądu i morza przez padające na nie promieniowanie słoneczne. Można się przek onać, że w ciągu dnia temperatura morza nie podnosi się tak szybko, jak temperatura powierzchni lądu. Dolne warstwy powietrza nad powierzchnią lądu stają się więc cieplejsze niż nad morzem. Ciepłe powietrze nad lądem rozszerza się i unosi do góry. Część powietrza wypełnia obszar nad wierzchołkiem kolumny.

 Ciśnienie na tej wysokości staje się wyższe niż ciśnienie na tym samym poziomie nad morzem. W rezultacie, powietrze na górnym poziomie zaczyna przepływać w stronę wierzchołka kolumny chłodniejszej. Na poziomie morza ciśnienie nad morzem jest wyższe niż ciśnienie nad lądem na skutek przenoszenia powietrza górą. Zaczyna się więc przepływ powietrza od morza w stronę lądu, tj. rozwija się bryza morska. Krąg cyrkulacji zamyka się, gdy chłodne powietrze nad morzem zaczyna osiadać, by zastąpić powietrze przepływające w stronę lądu.

W obszarach, których szerokość geograficzna jest większa od 20 siła Coriolisa staje się na tyle duża, by istotnie zaburzyć kierunek bryzy morskiej, gdy rozwinie się cyklon.

W obszarach zwrotnikowych kontrast temperatury lądu i morza jest dość wyraźny. Występuje tam większa tendencja do rozwoju chwiejności pionowej nad ogrzewanym lądem. Tak więc bryzy morskie w tych obszarach są silniejsze. Jeśli powietrze nad lądem jest wilgotne i ma równowagę chwiejną, to po rozpoczęciu bryzy morskiej mogą nawet rozwijać się burze.

W niektórych sytuacjach synoptycznych wiatr gradientowy może mieć przeciwny kierunek niż bryza morska. Powoduje to zamieranie rozwoju bryzy morskiej, a w niektórych przypadkach uniemożliwia jej osiągnięcie lądu. I przeciwnie, jeśli wiatr gradientowy ma w przybliżeniu kierunek bryzy morskiej, to wypadkowa prędkości wiatru się zwiększa. Niekiedy wiatr wypadkowy może przyjmować kierunek pośredni między kierunkiem wiatru gradientowego a kierunkiem bryzy morskiej. Ponieważ różnica temperatury staje się większa wczesnym popołudniem, lokalny gradient ciśnienia między morzem a lądem staje się bardziej stromy. Składowa siły bryzy morskiej wzrasta. Następuje wzmocnienie siły Coriolisa i bryza morska może przybrać kierunek bardziej równoległy do wybrzeża.

Podobne procesy w pobliżu dużych jezior prowadzą do rozwoju bryzy jeziornej. Mają one oczywiście mniejszą skalę niż bryzy morskie.

Bryza lądowa

W nocy w rejonach przybrzeżnych mogą rozwijać się bryzy lądowe. W dolnych warstwach mają one kierunek od lądu do morza, gdyż wychładzanie powierzchni lądu przez promieniowanie jest szybsze niż wychładzani e powierzchni morza. W końcu temperatura lądu staje się niższa niż temperatura morza. Powietrze w dolnych warstwach atmosfery nad lądem ochładza się szybciej niż nad morzem, zmniejsza swą objętość i osiada. Ciśnienie w górze nad lądem staje się niższe niż ciśnienie na tym samym poziomie nad morzem, w wyniku czego powietrze na górnych poziomach zaczyna przesuwać się od morza w stronę lądu. Na poziomie morza sytuacja jest odwrotna. Ciśnienie nad morzem jest mniejsze niż nad lądem na skutek przemieszczania się powietrza górą. W konsekwencji powietrze w dolnych warstwach zaczyna poruszać się od lądu ku morzu, to jest zaczyna się rozwijać bryza lądowa.

 Bryzy lądowe nie są zwykle tak silne, jak bryzy morskie. Różnice w nagrzaniu są mniejsze i lokalne gradienty ciśnienia są słabsze. Są one, gdy już się rozpoczną, rozwinięte bardziej zauważalne w obszarach tropikalnych, gdzie mogą niekiedy zmusić się do wznoszenia się chwiejne powietrze wilgotne, co powoduje rozwój burz nad morzem, z dala od brzegu, które trwają do świtu.

Wiatry górskie (katabatyczne)

W bezchmurne noce, powietrze często zaczyna spływać wzdłuż zboczy gór i wzgórz. Te prądy zstępujące stają się szczególnie widoczne, gdy powietrze porusza się ku dnu dolin rzecznych. Ten typ przepływu powietrza nazywa się wiatrem górskim (katabatycznym, grec. iść w dół). Wiatr rozwija się w nocy, gdy powierzchnia lądu traci ciepło przez wypromieniowanie. Gęstość powietrza ochłodzonego przez zetknięcie się z chłodną powierzchnią lądu staje się większa niż gęstość powietrza z otoczenia. Siła grawitacji działająca na nie jest względnie większa i stacza się ono na dół na niższy poziom.

 Rysunek ukazuje, jak rozwija się wiatr górski AB oznacza zbocze wzgórza. Punkt C jest położony na wzgórzu, a D jest punktem na tym samym poziomie w powietrzu. Ochładzanie przez promieniowanie w bezchmurną noc obniża temperaturę podłoża w punkcie C. Powietrze stykając się z podłożem ochładza się przez przewodnictwo. Powietrze w pobliżu punktu C ma większą gęstość niż w punkcie D i wzdłuż zbocza w dół, zaczyna się grawitacyjny przepływ powietrza. Powietrze w trakcie opadania spręża się, ponieważ na niższych poziomach panuje wyższe ciśnienie. Gdyby był to jedyny skutek, powietrze zaczęłoby się ogrzewać, a przepływ zanikać. Powietrze w dalszym ciągu traci jednak ciepło stykając się z zimną powierzchnią gruntu. Proces ten powstrzymuje adiabatyczne ogrzewanie, co prowadzi do podtrzymywania przepływu.

Wiatry górskie są na ogół dość słabe. Jednak w niektórych sytuacjach mogą uzyskać dość dużą prędkość, jeśli zbocze jest strome i gładkie. Przypadek ten najczęściej występuje wówczas, gdy powierzchnia zbocza jest pokryta śniegiem lub lodem. Jeśli wzgórza leżą w pobliżu wybrzeża, to wiatr górski może być wzmocniony przez nocną bryzę lądową. Może to prowadzić do dość silnych wiatrów wiejących ku morzu.

Wiatry dolinne (anabatyczne)

Wiatry dolinne (anabatyczne) są wytwarzane przez proces odwrotny do procesu generującego wiatr górski (katabatyczny, grec. iść w górę). Wiatr dolinny jest łagodnym strumieniem wstępującym wzdłuż zboczy wzgórz w piękny, ciepły dzień. W ciepły, bezchmurny dzień zbocza wzgórz ogrzewane przez promienie słoneczne osiągają wyższą temperaturę niż powietrze. Jednak powietrze w pobliżu powierzchni zbocza, przez styczność ze zboczem staje się cieplejsze niż powietrze na tym samym poziomie w atmosferze. Równowaga powietrza ciepłego staje się chwiejna, zaczyna się ono wznosić i jest zastępowane chłodniejszym o większej gęstości powietrzem z otoczenia. W miarę ruchu w górę zbocza, powietrze rozpręża się, gdyż wyżej panuje niższe ciśnienie. Adiabatyczne ochładzanie prowadzi do powstrzymania ruchów wstępujących. Jeśli nie jest równoważone ciągłym ogrzewaniem powietrza przez kontakt z cieplejszym zboczem.

Wiatry dolinne są na ogół dość słabe. Gradienty ciśnienia wytwarzane w wyniku różnic nagrzewania w ciepły słoneczny dzień mogą być duże. Jednak ruch powietrza w górę zbocza jest skierowany przeciwnie do siły ciężkości. Ogranicza to prędkość ruchu wstępującego po zboczu wzgórza.

Wiatry fenowe

Fenem meteorolodzy przyjęli nazywać ciepłe i suche wiatry rozwijające w obszarach górskich. Przy napotkaniu bariery górskiej, powietrze jest zmuszone do wznoszenia się i następuje ochładzanie adiabatyczne . Jeśli wilgotność powietrza jest wystarczająco duża, to para wodna może ulec kondensacji tworząc kropelki wody. W niektórych przypadkach, jeśli temperatura jest wystarczająco niska i występują jądra zamarzania, mogą powstać kryształki lodu. W trakcie tworzenia chmury ciepło utajone zostaje uwolnione i proces ten częściowo ogranicza adiabatyczne ochładzanie wznoszonego się powietrza. Następnie temperatura powietrza obniża się wolniej, zgodnie z wilgotno-adiabatycznym gradientem temperatury. Uwolnienie ciepła utajonego jest jednym z podstawowych procesów prowadzących później do rozwoju wiatrów fenowych. W czasie wznoszenia się powietrza w chmurze orograficznej po nawietrznej stronie góry może wystąpić opad w postaci deszczu lub śniegu. Wypadnięcie deszczu zmniejsza wilgotność powietrza kontynuującego przepływ na górę. Ten proces jest również istotny dla odpowiedniego rozwoju wiatru fenowego.

W trakcie wznoszenia się powietrza przy barierze górskiej zachodzą więc dwa istotne procesy. Ciepło utajone wyzwolone przy tworzeniu się chmury podtrzymuje energię cieplną wznoszącego się powietrza. Wypadnięcie kropelek wody lub kryształków lodu w postaci opadu czyni powietrze bardziej suchym niż było przed rozpoczęciem wznoszenia.

 Powietrze spływające po zawietrznej stronie góry ogrzewa się na skutek adiabatycznego sprężania. Niektóre kropelki wyparowują i ochładzają powietrze, częściowo przeciwdziałając adiabatycznemu ogrzewaniu. Podstawa chmur po stronie zawietrznej występuje wyżej niż po nawietrznej stronie góry. Powietrze spływające poniżej poziomu chmury ogrzewa się z “szybkością” równą gradientowi sucho-adiabatycznemu. Temperatura w trakcie przepływu powi etrza od wysokości podstawy chmury do podnóża zbocza szybko wzrasta. Obecnie powietrze u podnóża zbocza ma temperaturę wyższą niż miało przed rozpoczęciem przepływu przez górę. Ponieważ chmura po nawietrznej stronie gór y miała większą grubość, wobec tego więcej ciepła utajonego się tam uwolniło niż zostało później pochłonięte w czasie krótkiego okresu parowania przy opadaniu. Powietrze jest również bardziej suche, ponieważ pewna część pary wodnej przekształciła się w opad. Dlatego też wiatry fenowe osiągające niższe zbocza po stronie zawietrznej gór są wiatrami ciepłymi i suchymi.

Zmiany temperatury w czasie wiatru fenowego

W celu zobrazowania zmian temperatury mogących zajść w czasie rozwoju wiatru fenowego przyjmijmy, że powietrze wznosi się na wysokość 3 km . Przyjmijmy, że podstawa chmury po stronie nawietrznej znajduje się na wysokości 1 km nad powierzchnią gruntu. Przypuśćmy, że podczas wznoszenia się powietrza występuje opad, i że podstawa chmur po stronie zawietrznej jest o 1 km wyżej niż po stronie nawietrznej góry. Przyjmijmy, że początkowa temperatura powietrza wynosi 20C, gradient sucho-adiabatyczny Y_a=10 Ckm^-1, a gradient wilgotno-adiabatyczny Y_w=6 Ckm^-1. Wówczas rysunek ilustruje zachodzące zmiany temperatury.

 Nie wszystkie wiatry górskie wytwarzają efekt fenu. Jeśli powietrze jest zbyt suche by powstały chmury, to wznosi się ono ochładza zgodnie z gradientem sucho-adiabatycznym. Ogrzewanie przy spływie jest równe ochładzaniu przy wznoszeniu i temperatura osiąga z powrotem tę samą wartość. Jeśli powstaną chmury, lecz nie wystąpi opad, to podstawa chmur może być taka sama z obu stron góry. Jeżeli jednak wystąpił opad przy wznoszeniu się powietrza, to zmiany temperatury będą od wrotne do tych, jakie zachodzą przy wznoszeniu się powietrza. Temperatura końcowa będzie więc taka sama jak temperatura początkowa i wiatr fenowy nie powstanie.

Wiatry lokalne różnych typów są odpowiedzialne za wiele charakterystycznych cech pogody w miejscach, gdzie powierzchnia Ziemi nie jest jednorodna. Ich wpływy są często dość znaczne, szczególnie jeśli prowadzą do zapoczątkowania procesów atmosferycz nych.

Analiza map synoptycznych

	Rodzaje map synoptycznych
	Mapa synoptyczne dolna (na średnim poziomie morza)
	Układy izobar na mapach dolnych
	Antycyklony i kliny wysokiego ciśnienia
	Niże i zatoki
	Inne układy ciśnienia na mapach dolnych
	Układy frontów dolnych
	Masy synoptyczne powierzchni izobarycznych (górne)
	Analiza linii prądu
	Układy linii prądu
	Analiza izotach
	Izotachy w węzłach
	Pogoda związana z układami synoptycznymi
	Cyrkulacja powietrza w pobliżu powierzchni Ziemi
	Wyże
	Kliny
	Niże
	Zatoki
	Siodła
	Pogoda w strumieniu powietrza
	Układy linii prądu i izotach

 

Meteorologów interesują procesy atmosferyczne o różnych skalach przestrzennych i czasowych. Mogą oni na przykład badać procesy zachodzące wewnątrz małej objętości powietrza otaczającego rosnące zboże. Stosują wtedy specjalne techniki badania tego problemu mikroskalowego. Mogą oni również zajmować się badaniem procesów oddziałujących na większym obszarze. Procesy mezoskalowe, takie jak burze i trąby, często bada się za pomocą obserwacji radarowych czy elektronicznych, odpowiednich do szczegółowych badań układów pogody tego rodzaju. Inni meteorolodzy badają duże cyklony (niże), antycyklony (wyże) i inne układy oddziałujące na pogodę nad kontynentami i oceanami. Do poznania procesów w skali synoptycznej konieczne są dane z dużej części obu półkul i z odpowiedniej liczby poziomów w atmosferze. Współcześni meteorolodzy uważają za pożądane informacje z całej atmosfery. W tym celu Światowa Organizacja Meteorologiczna powołała Światową Służbę Pogody (World Weather Watch - WWW).

Aby umożliwić badania i interpretację danych w skali synoptycznej, wszyscy obserwatorzy meteorologiczni w różnych częściach świata dokonują swych obserwacji jednocześnie. Depesze meteorologiczne są następnie wysyłane do dużych ośrodków meteorologic znych, gdzie informacje te są nanoszone na mapy synoptyczne.

 

Rodzaje map synoptycznych

  Do analizy danych meteorologicznych, zarówno przyziemnych, jak i z górnych poziomów atmosfery stosuje się różnego rodzaju mapy synoptyczne. Niekiedy obserwacje ze wszystkich stacji są odnoszone do t ego samego poziomu lub wysokości i dane są rysowane na mapie stałego poziomu. Najpowszechniej stosowaną mapą stałego poziomu jest mapa synoptyczna dolna (na średnim poziomie morza).

Do analizy informacji o atmosferze swobodnej, zwykle wygodniejsze są dane otrzymywane z takich punktów atmosfery, w których ciśnienie ma określoną wartość. Obserwacje meteorologiczne na przykład mogą być uzyskane z punktów, w których ciśnienie jest równe 500 hPa. Dane są następnie nanoszone na mapę o stałym ciśnieniu. Do analizy procesów zachodzących w okolicach środkowej troposfery meteorolodzy często używają mapy synoptycznej 500 hPa.

Po naniesieniu danych na mapę synoptyczną są one analizowane graficznie. W ten sposób uzyskuje się analizę mapy synoptycznej. Na analizowanych mapach synoptycznych można dostrzec charakterystyczne układy.

Mapa synoptyczne dolna (na średnim poziomie morza)

  Pierwszymi mapami synoptycznymi były mapy ukazujące rozkład ciśnienia atmosferycznego na średnim poziomie morza. Ciśnienie na średnim poziomie morza w danej chwili może być określone dla dużej liczby pu nktów. Wartości te mogą być wykreślane na mapie synoptycznej dolnej. Linie łącząca miejsca o jednakowym ciśnieniu nazywa się izobarami. Izobary są zwykle rysowane co 2 hPa. Po analizie mapy synoptycznej na średnim pozio mie morza można ujrzeć różnorodne układy ciśnienia.

Na mapę synoptyczną dolną nanosi się również dane obserwacyjne o pogodzie. Na takiej mapie są przedstawiane: temperatura, wiatr przyziemny, aktualna pogoda, rodzaje chmur itp. Informacja ta pozwala meteorologom śledzić rozwój pogody i lokalizować f ronty. Przeanalizowane mapy synoptyczne dolne przedstawiają zarówno ciśnienie, jak i układy frontów.

Układy izobar na mapach dolnych

Niektóre układy izobar są bardzo złożone. Jednakże wszystkie są kombinacją prostych układów podstawowych, często występujących na dolnych mapach synoptycznych. Dla prostoty układy ciśnienia przedstawia się w postaci dość symetrycznej. Każdy podstawowy układ ciśnienia ma typowe dla siebie charakterystyki pogody. Umożliwia to meteorologowi identyfikację układów.

Antycyklony i kliny wysokiego ciśnienia

  Obszar względnie wysokiego ciśnienia atmosferycznego nazywa się wyżem lub antycyklonem. Największe ciśnienie występuje w jego centrum, otoczonym jedną lub kilkoma zamkniętymi izobarami. W pobliżu centru m wyżu zwykle panuje ładna pogoda i występują słabe wiatry.

Na półkuli północnej cyrkulacja powietrza w wyżu ma kierunek zgodny z ruchem wskazówek zegara. Na półkuli południowej jest odwrotnie, powietrze przemieszcza się w kierunku przeciwnym do ruch wskazówek zegara. Siły tarci a w pobliżu powierzchni Ziemi powodują jednak odchylenie wiatru lekko na zewnątrz izobar. Klin wysokiego ciśnienia jest wydłużonym obszarem podwyższonego ciśnienia. Uwidacznia się poprzez zaokrąglone izobary rozciągające się na zewnątrz antycyklonu, co um ożliwia wydzielanie osi klina. Ciśnienie w punkcie leżącym na osi klina jest względnie wyższe niż w sąsiednich punktach po obu stronach osi.

Niże i zatoki

  Obszar względnie niskiego ciśnienia jest nazywany niżem lub depresją. Najniższe ciśnienie występuje w centrum układu i jest zamknięte przez jedną lub więcej zamkniętych izobar. Układ tego typu jest niek iedy zwany cyklonem. Tak się nieszczęśliwie składa, że w mowie potocznej ta nazwa jest często stosowana do określenia specjalnego typu pogody burzowej połączonej z silnymi wiatrami. Natomiast w niżu silne wiatry występu ją często, lecz nie jest to reguła.

Na półkuli północnej cyrkulacja w układzie niskiego ciśnienia odbywa się w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara. Na półkuli południowej ruch jest odwrotny, zgodny z ruchem wskazówek zegara. W pobliżu powierzchni Ziemi siły tarcia powodują odchylenie kierunku wiatru lekko do wewnątrz izobar. Zatoka niskiego ciśnienia jest określona przez izobary rozciągające się na zewnątrz obszaru niskiego ciśnienia. Związana z nią oś zatoki jest często zaznaczana na map ach synoptycznych. Ciśnienie w punkcie leżącym na osi zatoki jest względnie niższe niż w dowolnym sąsiednim punkcie z obu stron osi. Zbieżność na dolnym poziomie może być związana ze wstępującym ruchem powietrza w niżu lub zatoce. Jeśli powietrze jest wilgotne i ma równowagę chwiejną, to mogą wystąpić chmury i opady.

Inne układy ciśnienia na mapach dolnych

  Siodło jest obszarem między dwoma wyżami i dwoma niżami. Centrum siodła jest położone w punkcie przecięcia się osi zatoki z osią klina. Gradienty ciśnienia w przekroju poprzecznym przez siodło stopniowo zmieniają się i przyjmują odwrotny kierunek. W pobliżu centrum obszaru siodłowego gradient ciśnienia jest bardzo słaby, co powoduje bardzo słabe wiatry o zmiennym kierunku. Inny złożony układ występuje, gdy układ niski ego ciśnienia tworzy się obok lub wewnątrz istniejącego niżu pierwotnego. Jest on zwany niżem wtórnym i jest początkowo połączony z cyrkulacją niżu początkowego (pierwotnego). Później może sam rozwinąć się w niż pierwot ny. Izobary tworzą niekiedy układ fal zawierający ciąg zatok i klinów. Fale te często rozciągają się na duże odległości w przybliżeniu wzdłuż kręgów szerokości geograficznej i są nazywane falami zachodnimi lub falami wschodnimi.

Układy frontów dolnych

  Strefa przejściowa między dwiema masami powietrza o różnej gęstości jest zwana strefą frontową lub prościej frontem. Jeśli front jest wyraźny, to nachylona powierzchnia frontu styka się z powierzchnią Z iemi na obszarze mogącym mieć tylko kilka kilometrów szerokości. W przypadku frontu rozmytego strefa frontowa może mieć setki kilometrów szerokości. W skali stosowanej na mapach synoptycznych dolnych ( na średnim poziom ie morza) front w zasadzie przedstawia się za pomocą linii. Jednym z najważniejszych czynników wpływających na gęstość powietrza jest temperatura. Masy powietrza rozdzielone frontem mają zwykle różną temperaturę. Często z frontem są związane różnice wilgotności, równowagi pionowej, warunków tworzenia się chmur i rodzaju opadów. Często w jednorodnej masie powietrza powstaje zatoka niskiego ciśnienia. W tym przypadku nie jest ona związa na z frontem. Natomiast z frontem przemieszczającym się zawsze jest związana zatoka. Wówczas obejmuje ona 2 różne masy powietrza. Gdy front przemieszcza się w stronę powietrza cieplejszego (tj. powietrze chłodne zastępuje ciepłe) jest on zwany frontem chłodnym. Na mapie synoptycznej front chłodny jest przedstawiony za pomocą linii z ząbkami zwróconymi w kierunku jego ruchu. Front ciepły porusza się w stronę powietrza chłodniejszego (tj. powietrze cieplejsze zastępuje po wietrze chłodne). Jest on przedstawiony za pomocą linii z półokręgami wskazującymi kierunek ruchu.

Front, który nie przemieszcza się, nazywa się frontem stacjonarnym. W tym przypadku wiatr wieje równolegle do strefy frontowej, nie występuje zatoka ciśnienia i front zajmuje położenie równoległe do izobar. Ząbki wskazują kierunek od powietrza chło dnego do ciepłego, a półokręgi od powietrza ciepłego do chłodnego. W praktyce występują niewielkie ruchy frontu. Taki front nazywa się frontem quasi-stacjonarnym. Przedrostek “quasi” pochodzi z łaciny i oznacza prawie. Przy normalnym cyklu rozwoju fali cyklonicznej front chłodny dogania front ciepły. W miarę przesuwania się wycinka ciepłego coraz dalej w górę zachodzi okluzja. Front okluzji jest zaznaczony linią z naprzemiennymi ząbkami i półokręgami kierunku ruchu frontu.

Masy synoptyczne powierzchni izobarycznych (górne)

Pomiary radiosondażowe dostarczają danych o temperaturze i wilgotności dla stałych poziomów ciśnienia w atmosferze swobodnej. Dlatego przyjęto kreślenie map synoptycznych dla stałego ciśnienia na poziomach st andartowych takich, jak: 1000, 850, 700, 500, 300, 200 i 100 hPa.

Jest możliwe rysowanie linii na mapach stałego ciśnienia łączących punkty znajdujące się w przybliżeniu na tej samej wysokości nad średnim poziomem morza. Nazywa się je izohipsami. Na mapach stałego ciśnienia w atmosferze swobodnej można dostrzec r óżne układy izohips, takie jak: wyże, niże, fale, zatoki itp.

Analiza linii prądu

  W analizie synoptycznej kluczowymi zmiennymi są poziome składowe wiatru. Analizę wiatru w obszarach pozazwrotnikowych ułatwia fakt występowania tam przybliżonej równowagi między siłą gradientu ciśnienia a siłą Coriolisa. Cyrkulację u wierzchołka warstwy tarciowej (tj. ok. 1 km ) można w przybliżeniu określić z mapy synoptycznej dolnej na podstawie układów ciśnienia. Cyrkulację w pozazwrotnikowych strefach w warstwach górnych można w podobny sposób określić na podstawie izohips na mapach powierzchni izobarycznych. Do określenia prędkości wiatru w pobliżu prostoliniowych izobar i prostoliniowych izohips stosuje się skalę wiatru geostroficznego.

Natomiast w niskich szerokościach geograficznych siła Coriolisa jest względnie mała. Wiatry wieją tam poprzecznie do izobar lub izohips i skala wiatru geostroficznego przestaje być użyteczna. Dlatego do analizy pola wiatru dla szerokości geograficz nych 20 mapy izobaryczne stają się nieprzydatne. W celu ominięcia tych trudności w obszarach zwrotnikowych stosuje się analizę linii prądu. Technika ta może być zastosowana na wszystkich pozi omach. Na mapie synoptycznej można narysować linię przedstawiającą kierunek wiatru w danej chwili. Jedynym warunkiem jest żądanie, by kierunek wiatru był styczny do linii w dowolnym jej punkcie. Taka linia nazywa się ki erunkową linią prądu lub prościej linią prądu. Odmiennie niż w przypadku izobar i izohips, odstęp między liniami prądu jest tylko kwestią umowy. Odstęp nie jest związany z prędkością wiatru.

Układy linii prądu

  Na synoptycznych mapach linii prądu stwierdzono wiele charakterystycznych układów. Prąd odśrodkowy (rozpływ) i prąd dośrodkowy (wciąganie) odpowiadają cyrkulacji związanej odpowiednio z wyżami i niżami na izobarycznych mapach dolnych. Punkt obojętny odpowiada centrum siodła. Punkty osobliwe są izolowanymi punktami, w których obserwuje się wszystkie kierunki wiatru jednocześnie. Prędkość wiatru w punkcie osobliwym jest zerowa (tj. przeważa cisza). Punkty osobliwe są położone w centrum prądu dośrodkowego, prądu odśrodkowego i w centrum wirów. Występują one również w punktach obojętnych.

Analiza izotach

  Linia prądu nie określa prędkości wiatru. Do graficznego uzyskania pola prędkości wiatru stosuje się inną technikę. Nosi ona nazwę analizy izotach. Mapa izotach składa się z linii łączących o jednak owej prędkości wiatru. Taka linia nazywa się izotachą (nazwa pochodzi z greckiego i oznacza “o jednakowej prędkości”). Prędkości wiatru nanosi się na mapę (przeważnie w węzłach), a następnie wykreśla izotachy. Przyjęto powszechnie oznaczać izotachy liniami przerywanymi.

Izotachy w węzłach

  Niekiedy analizę izotach prowadzi się oddzielnie na mapach izotach. Częściej jednak linie prądu i izotachy przedstawia się na tej samej mapie. Nazywa się ona mapą linii prądu i izotach. Równie często do prognozy pogody stosuje się wiele innych rodzajów analiz, lecz poprzez prześledzenie już omówionych map można uzyskać znaczny zasób informacji.

Pogoda związana z układami synoptycznymi

  Do układów synoptycznych zaliczamy układy ciśnienia, fronty i inne obiekty prezentowane na mapach synoptycznych. Na pogodę związaną z tymi układami może wpływać wiele czynników. Należą do nich: prądy pi onowe, wytwarzane przez fronty, orografia, zbieżność strumienia przepływu itp. oraz rozwój rozległych, powolnych ruchów wstępujących powietrza w trakcie przemieszczania się strumienia nad powierzchnią Ziemi. Mapy synopt yczne dają ogólny obraz w określonej chwili. W obszarach pozazwrotnikowych mapy izobar ukazują przybliżony kierunek wiatru i jego prędkość poprzez kierunek izobar i odstęp miedzy nimi. Mapy linii prądu i izotach dają po dobną informację, przy czym linie prądu wskazują kierunek wiatru, a izotachy jego prędkość.

Cyrkulacja powietrza w pobliżu powierzchni Ziemi

  Do określenia cyrkulacji powietrza w pobliżu powierzchni Ziemi w obszarach pozazwrotnikowych stosuje się mapy izobar, dolne. Ponieważ siły tarcia powodują przepływ poprzeczny do izobar, izobary są bardziej reprezentatywne dla cyrkulacji u wierzchołka warstwy tarciowej (na wys. ok. 1 km ). Jeśli wiatry są wiatrami gradientowymi (tj. są poziome i mają stałą prędkość), to izobary mogą być uważane w przybliżeniu za linie prądu. W obszarach o szerokościach geogr aficznych poniżej 20, na skutek mniejszej siły Coriolisa wiatry gradientowe występują rzadko. W tych obszarach izobary i linie prądu wyraźnie różnią się od siebie. Droga cząstki powietrza (jej trajektoria) niekoniecznie musi przebiegać wzdłuż izobar lub linii prądu. Jeśli układ ciśnienia jest stacjonarny, a wiatry są wiatrami gradientowymi, to trajektoria może przebiegać wzdłuż izobar. Taka sytuacja zachodz i jednak bardzo rzadko. Układy izobar i linii prądu stopniowo zmieniają się w miarę upływu czasu. Układy synoptyczne przemieszczają się, niekiedy stają się bardziej intensywne, kiedy indziej słabną. Powstają nowe układy i przechodzą różne stadia rozwoju. Możliwa jest duża różnorodność sytuacji pogodowych.

Wyże

  Te układy synoptyczne występują na mapach dolnych. Pod wpływem tarcia w pobliżu powierzchni Ziemi następuje odchylenie przepływu powietrza skierowane na zewnątrz poprzecznie do izobar. Jeśli na skutek z bieżności na górnym poziomie ciśnienie na średnim poziomie morza wzrasta, to ten proces łączy się z ubywaniem powietrza na górze (osiadaniem). Pionowy rozkład temperatury powietrza staje się bardziej stały i rozwija się inwersja. Pionowa równowaga powietr za jest najbardziej stabilna w pobliżu centrum wyżu (antycyklonu). Jeśli powietrze jest suche, to przy bezchmurnym niebie mogą występować słabe i zmienne wiatry. W nocy może tworzyć się rosa lub szron. Jeśli powietrze j est wilgotne, to w zimie wczesnym rankiem występuje zamglenie lub mżawka. W ciągu dnia może rozwinąć się inwersja turbulencyjna, prowadząca do pokrycia nieba chmurami Stratus lub Stratocumulus. Może również wystąpić słaba mżawka. W miastach, inwersja w środkowej części antycyklonu ogranicza pionowe rozchodzenie się zanieczyszczeń atmosferycznych. Słabe wiatry również sprzyjają pozostawaniu zanieczyszczeń w pobliżu ich źr ódła. W silnie zanieczyszczonym powietrzu i przy zachmurzonym niebie panują warunki przygnębiające, ponure. Stąd powstało określenie “pochmurny wyż”. Z dala od centrum antycyklonu, w miarę zbliżania się do obszarów nisk iego ciśnienia warunki zmieniają się. Wiatry stają się silniejsze, a równowaga pionowa powietrza mniej stała. Pogoda wówczas zależy głównie od rodzaju podłoża, nad którym powietrze przepływa. Cechy podłoża wpływają na równowagę pionową i wilgotność powiet rza w dolnych warstwach. Osiadanie powietrza w górze może jednak w dalszym ciągu ograniczać rozwój chmur. Kliny

  Powietrze w klinach wysokiego ciśnienia, na skutek osiadania, ma również równowagę względnie stałą. Ogólne charakterystyki pogody związanej z wyżami odnoszą się również do klinów.

Niże

  Spadek ciśnienia wiąże się ze wznoszeniem powietrza. Taka sytuacja wynika z rozbieżności (dywergencji) strumienia powietrza na górnych poziomach i jest związana z przepływem poprzecz nym skierowanym do wewnątrz niżu, w poprzek izobar przy powierzchni Ziemi. Niże frontowe zwykle powstają w wyniku rozwoju fali na istniejącym froncie. Tworzenie się i późniejszy rozwój fali niżowej (tj. fali cykloniczne j) omówiono już wcześniej. Warunki pogody w obszarze frontu chłodnego, ciepłego i okluzji również rozpatrzono poprzednio. Należy jednak pamiętać, że pogoda w każdym niżu zależy od przeważających w danym okresie warunków . Z reguły można do nich stosować tylko pewne ogólne schematy pogody. Niektóre niże nie rozwijają się na froncie. Są one zwane niżami pozafrontowymi. Pogoda w różnych miejscach takiego niżu zależy od cech różnych strumieni. Warunki pogody są jednak zaburz one przez wstępujące ruchy powietrza występującego w niżu. Niektóre niże pozafrontowe powstają w wyniku silnego ogrzewania lądu. Są one zwane niżami w wyniku nagrzania. Te niże często nie są niczym więcej, jak cyrkulacj ą wiatru, gdyż mała zawartość pary wodnej w powietrzu uniemożliwia znaczny rozwój chmur. Innemu typowi niżu pozafrontowego towarzyszy często deszcz na dużym obszarze. Silna dywergencja na poziomach górnych w troposferze może prowadzić do spadku ciśnienia przy powierzchni Ziemi. Niż uwidacznia się na mapie synoptycznej dolnej tam, gdzie występują rozległe, powolne ruchy wstępujące powietrza. Proces ten zmniejsza stabilność równowagi pionowej powietrza i jeśli powietrze j est wilgotne, sprzyja rozległemu rozwojowi chmur i wystąpieniu opadu.

Zatoki

  Zatoki są często związane z frontami. Układy pogody dla frontów były omówione we wcześniejszych rozdziałach. Zatoki bardzo często występują bez powiązania z frontami. Te zatoki pozafrontowe są obszarami względnie niskiego ciśnienia. Zbieżność w warstwie przyziemnej i wznoszenie powietrza często prowadzi do rozwoju zachmurzenia i złej pogody.

Siodła

  Siodło jest obszarem o bardzo słabych wiatrach. Pogoda zależy od charakterystyki konkretnej masy powietrza. Bieg dobowy elementów ma często silny wpływ na pogodę.

Pogoda w strumieniu powietrza

  Chłodny strumień występuje wówczas, gdy masa powietrza na dolnych poziomach jest chłodniejsza od podłoża, nad którym przepływa. Strumień jest więc ogrzewany od spodu i jego równowaga pionowa staje się m niej stała. Grubość warstwy, w której rozprzestrzenia się chwiejność zależy od takich czynników, jak ogrzewanie i początkowa równowaga powietrza. Charakterystyczną chmurą w chłodnym strumieniu powietrza jest Cumulus, który często przekształca się w Cumulonimbus. W strumieniu chłodnym opady przelotne są zjawiskiem powszechnym. Strumienie ciepłe rozwijają się, gdy powietrze pozostaje przez pewien czas nad ciepłą powierzchn ią, a następnie nad chłodne podłoże. Traci ono wówczas ciepło ogrzewając podłoże, a równowaga pionowa staje się bardziej stała. Jeśli strumień powietrza przepływa nad powierzchnią oceanu, to jego dolne warstwy stają się nasycone. Wówczas mogą tworzyć się mgły lub niskie chmury Stratus.

Układy linii prądu i izotach

  Zbieżność powietrza w dolnej troposferze połączona z rozbieżnością w górze jest związana ze wznoszeniem się powietrza. Ruchy wstępujące mogą prowadzić do tworzenia się chmur i opadów. I odwrotnie, rozbieżność w pobliżu powierzchni Ziemi połączona ze zbieżnością w górnej troposferze jest powiązana z ruchami zstępującymi powietrza. Osiadanie prowadzi do wzrostu stabilności równowagi pionowej i ogranicza rozwój chmur. Dlatego ważna jest umiejętność rozpoznawania obszarów zbieżności na każdym poziomie. Zwykle konieczna jest do tego łączna analiza izotach i linii prądu.

Meteorolodzy stosują specjalne metody określania miejsc zbieżności lub rozbieżności strumienia powietrza. Niekiedy pogoda sama daje użyteczną wskazówkę o polu wiatru. Na przykład zła pogoda związana z wstępującymi ruchami powietrza i chmury Cumulus są oznakami zbieżności przy powierzchni Ziemi i rozbieżności w górze.

Masy powietrza i fronty

 Definicja masy powietrza

 Obszary źródłowe

 Klasyfikacja mas powietrza

Symbole do oznaczania mas powietrza

 Transformacja mas powietrza

 Ogólne cechy frontów

 Klasyfikacja frontów

 Pogoda związana z wyidealizowanymi frontami

Wyidealizowany front ciepły

 Wyidealizowany front chłodny

 Cyklony ekstratropikalne

 Niż powstały na fali frontowej

 Teoria baroklinowa

  Pogoda związana z dojrzałym cyklonem powstałym na fali frontowej

 Fronty okluzji

 Pogoda związana z frontami zokludowanymi

Powietrze pozostając nad dużą i jednorodną powierzchnią Ziemi przez kilka dni lub tygodni przyjmuje cechy podłoża. Jeśli powietrze jest chłodniejsze od podłoża, to ogrzewa się i ciepło od powierzchni Ziemi może przenosi ć się w górę w warstwie o grubości do kilku kilometrów. Podobnie powietrze pozostające nad powierzchnią oceanu stopniowo staje się bardziej wilgotne.

Tak więc, temperatura i wilgotność powietrza dążą do osiągnięcia stanu równowagi, zharmonizowanego ze stanem podłoża. To, jak bardzo ostatecznie zbliżą się do tego stanu, zależy od wielu czynników, w tym także od czasu pozostawania nad obsza rem jednorodnym.

Definicja masy powietrza

Powietrze o jednorodnych cechach na dużym obszarze nazywa się masę powietrza. Na każdym poziomie, nawet w dość odległych od siebie miejscach, jego temperatura i wilgotność są w przybliżeniu takie s ame.

Obszary źródłowe

Warunkiem uzyskania przez powietrze jednorodnych cech jest jego pozostawanie w mniejszym lub większym bezruchu przez wiele dni. Na to, aby można było je uznać za masę powietrza, musi ono zalegać nad dużym obszarem Ziemi, na którym podłoże jest w miarę jednorodne. Taki obszar nazywa się obszarem źródłowym masy powietrza.

Bezruch powietrza jest najczęściej związany z dużymi stacjonarnymi lub wolno poruszającymi się antycyklonami (wyżami). Gradienty ciśnienia w pobliżu ośrodka obszarów o wysokim ciśnieniu są słabe, nad dużymi rejonami powierzchni Ziemi przeważa cisza lub słabe wiatry. Takie warunki są najczęstsze na każdej półkuli w pobliżu podzwrotnikowego pasa wysokiego ciśnienia. Powietrze może również pozostawać odpowiednio długo w innych miejscach, np. w zimie duże obszary wys okiego ciśnienia występują często nad kontynentami.

Klasyfikacja mas powietrza

Uproszczony obraz ogólnej cyrkulacji atmosfery niekiedy ukazuje pojedynczy front na każdej półkuli - front polarny. W zasadzie front polarny na każdej półkuli okala Ziemię w umiarkowanych szerokościach ge ograficznych. Jednakże może on tworzyć zakola (meandrować) wygięte w stronę równika i w kierunku bieguna, na kształt szeregu fal wokół każdej półkuli.

Ciepłe powietrze po tej stronie frontu polarnego, która jest odwrócona do równika jest nazywane masą zwrotnikową powietrza. Oczywiście, często może to być powietrze zarówno z obszarów podzwrotnikowych, jak i obszarów zwrotnikowych. Powietrze po str onie frontu polarnego zwróconej ku biegunowi jest chłodne i często jest nazywane masą polarną powietrza. Nie musi ono koniecznie pochodzić z okolic bieguna, lecz może się również tworzyć w obszarach podbiegunowych. Ten prosty obraz uwzględnia tylko 2 typy mas powietrza - ciepłą masę zwrotnikową i chłodną masę polarną. Taki opis atmosfery jest w przybliżeniu prawdziwy w środkowej i górnej troposferze. W dolnej troposferze obraz ten jest znacznie bardziej skomplik o wany.

Komplikacje w dolnej troposferze wynikają z dwóch przyczyn. Po pierwsze, na dolnych poziomach cyrkulacja jest znacznie bardziej złożona. Rozwija się wiele istniejących krótko lub przejściowych typów mas powietrza rozdzi elonych osobnymi frontami, które są też często krótkotrwałe. Po drugie, kontynenty i oceany przekazują różne cechy leżącej nad nimi atmosferze. Wytwarzają się zróżnicowane masy powietrza. Kontrasty między nimi są bardz i ej zauważalne w dolnej troposferze niż na poziomach górnych.

Jedną z zasad klasyfikacji mas powietrza jest branie pod uwagę ich obszarów źródłowych. Tan sposób często stosuje się w obszarach bliskich obszarom źródłowym masy powietrza. Jednakże, gdy rozważa się dużą część powierzchni Ziemi, nie można zbyt dłu go stosować nazwy obszar źródłowy. Powietrze w końcu zmienia swoje cechy po napłynięciu do odmiennego obszaru. Tak więc nazwa masy źródłowej może odzwierciedlać tylko niedawną przeszłość masy powietrza. Niektórzy meteo r olodzy, w odniesieniu do dolnej troposfery używają jednak uproszczonej klasyfikacji opartej na szerokości geograficznej obszaru źródłowego.

Nazwy te, w kolejności wzrastającej szerokości geograficznej są następujące:

powietrze równikowe,

powietrze zwrotnikowe,

powietrze polarne,

powietrze arktyczne (lub antarktyczne)

Czynnikiem najbardziej zależnym od szerokości geograficznej jest temperatura. Różnica między powietrzem równikowym i powietrzem zwrotnikowym jest często trudna do określenia, ponieważ ostre różnice temperatury rzadk o, utrzymują się przez dłuższy czas w cieplejszych rejonach Ziemi. Jednakże powietrze arktyczne jest wyjątkowo zimne i suche (ponieważ zawiera bardzo mało pary wodnej). Dlatego czasami można stwierdzić istnienie frontu między powietrzem polarnym i powietrzem arktycznym.

W uzupełnieniu tej klasyfikacji bierze się pod uwagę różnicę wilgotności między dwoma masami powietrza. Powietrze pochodzące z nad oceanu zawiera dużo pary wodnej i nazywa się morską masą powietrza. W przeciwieństwie do niej, masa powietrza formują ca się nad powierzchnią lądu jest względnie sucha. Nazywa się ją kontynentalną masą powietrza.

Pomiary radiosondażowe zwykle pozwalają na określenie charakterystycznych cech, uzyskiwanych przez masy powietrza w ich obszarach źródłowych. Masy powietrza można również identyfikować na podstawie różnic występujących między nimi wzdłuż frontów na mapach synoptycznych

Symbole do oznaczania mas powietrza

Najprostsza klasyfikacja, oparta jedynie na obszarach źródłowych, uwzględnia łączny wpływ temperatury i wilgotności. Przyjmuje się, że zwrotnikowe (PZ) i polarne (PP) masy powietrza są odpowiednio ciepłe i chłodne. Masy powietrza morskiego (m) są rozważane jako wilgotne, a kontynentalne (k) jako suche.

Tak więc można wyróżnić 4 masy powietrza ⁾ i niekiedy do ich opisania używa się następujących symboli.

Powietrze zwrotnikowe morskie - PZ_m

Powietrze zwrotnikowe kontynentalne - PZ_k

Powietrze polarne morskie - PP_m

Powietrze polarne kontynentalne - PP_k

Jednak po opuszczeniu swoich obszarów źródłowych masy powietrza zmieniają swoje właściwości, podlegają transformacji. Chłodna masa przepływająca nad ciepłą powierzchnią będzie ogrzewana od spodu. I przeciwnie, ciepła masa utraci ciepło w swoich dolnych warstwach, jeśli napłynie nad chłodniejsze od niej podłoże.

Takie zmiany temperatury zmienią pionowy gradient temperatury w masie, a przez to jej równowagę. Jeśli równowaga powietrza staje się chwiejna, to para wodna może przenosić się na wyższe poziomy. Jednakże rozwój inwersji temperatury może przeszkodzi ć w pionowym przenoszeniu wilgoci.

Tak więc w masach, które są cieplejsze lub chłodniejsze od podłoża, nad którymi przepływają, zachodzą wyraźne przemiany. Pozwala to na dalszą klasyfikację mas powietrza z zastosowaniem następujących symboli:

Powietrze chłodniejsze niż podłoże - _ch^**)

Powietrze cieplejsze niż podłoże - _c

Symbole te można łączyć z symbolami oznaczającymi region źródłowy w następujący sposób:

PPmc

PPms

PPkc

PAs

 

Tak więc PP_m jest polarną masą powietrza, która jest chłodniejsza od podłoża, nad którym przepływa^***).

*) W praktyce polskiej służby synoptycznej wyróżnia się piątą masę - powietrze arktyczne PA

**) W praktyce polskiej służby synoptycznej nie wyróżnia się masy chłodnej, natomiast stosuje się symbol s do oznaczania masy znacznie przetransformowanej, starej.

***) W Polsce, w zimie PP_m jest najczęściej cieplejsze niż podłoże.

Taka sytuacja może wystąpić, jeśli powietrze przemieszcza się w stronę równika nad cieplejszą powierzchnią Ziemi. I odwrotnie, powietrze pochodzące z tego samego obszaru źródłowego (PP_m) może wę drować w stronę bieguna przepływając nad wyjątkowo chłodnym podłożem. Jeśli jest ono cieplejsze od podłoża, to stosuje się przyrostek c, pisząc PP_mc.

Należy zauważyć, że symbole ch i c nie odnoszą się do aktualnej temperatury powietrza, lecz do różnicy między temperaturą powietrza a podłoża. Tak więc chłodnemu powietrzu może być przypisany symbol c, jeśli jest cieplejsze niż chłodna powierzchnia, nad którą przepływa. <

/P

Transformacja mas powietrza

Chłodna masa powietrza przepływając nad powierzchnią od niej cieplejszą ogrzewa się od spodu. W dolnych warstwach równowaga pionowa powietrza staje się chwiejna i chwiejność ta rozprzestrzenia się w górę. Jeśli w powietrzu początkowo występowały inwersje, to zanikną i ustanowi się jednorodny, duży pionowy gradient temperatury w dolnej troposferze. Wilgotność masy powietrza przemieszczającej się nad wodą zwiększa się. Konwekcja przenosi parę wodną na wyż ze poziomy, gdzie zachodzi kondensacja i tworzą się chmury. Rozwijają się chmury kłębiaste - mogą wystąpić małe chmury Cumulus, rozbudowane chmury Cumulus i wreszcie chmury Cumulonimbus. Mogą wystąpić ulewy, a nawet burze. Masa powietrza przemieszczająca się nad lądem pochłania mniej wilgoci. Rozwój chmur konwekcyjnych może być powstrzymywany dopóty, dopóki nagrzewanie od podłoża nie spowoduje zachwiania pionowej równowagi powietrza na znacznie większych wysokościach. I odwrotnie, masa powietrza przemieszczająca się nad chłodniejszym od niej podłożem traci ciepło i równowaga pionowa jej dolnej warstwy staje się coraz bardziej s tała. Może to całkowicie ograniczyć rozwój konwekcji. Ochładzanie od spodu powoduje powstawanie chłodnej przyziemnej warstwy powietrza. Jednakże powietrze powyżej inwersji przeważnie nie ochładza się, nie licząc powolne go ochładzania powodowanego wypromieniowaniem. Ostatecznie powietrze w pobliżu powierzchni Ziemi może być ochłodzone poniżej swojego punktu rosy, co może prowadzić do rozwoju mgły lub chmur Stratus. Widzialność m oże pogorszyć się, a nawet wystąpić mżawka. Na ogół przyjmuje się, że charakterystyki mas powietrza zmieniają się powoli. Na przykład, powietrze polarne przenikające do obszarów zwrotnikowych i pozostające tam, musi d ługo transformować się zanim będz ie mogło być nazwane powietrzem zwrotnikowym.

Ogólne cechy frontów

Nie jest możliwe określenie ostrej granicy pomiędzy dwiema masami powietrza. Raczej występuje między nimi strefa przejściowa, w której cechy jednej masy powietrza stopniowo zmieniają się w cechy drugiej m asy. Znacznie poprawniejsze jest stosowanie terminu strefa frontowa, lecz w meteorologii synoptycznej powszechnie jest używane słowo front.

Strefa frontowa może mieć szerokość kilkudziesięciu kilometrów, lecz na standartowych, synoptycznych mapach pogody zaznacza się ją linią. Gdy jest pożądane podkreślenie własności stopniowej zmiany cech jednej masy w cechy drugiej, to używa się okre ślenia “strefa frontowa”.

W najprostszym znaczeniu strefa frontowa oddziela masy o różnej gęstości. Na mapach synoptycznych w pobliżu stref frontowych można stwierdzić różnice temperatury, a często i wilgotności. Różnice te są wyraźniejsz e niż drobne różnice występujące w znacznych odległościach od frontu, wewnątrz jednej masy powietrza.

Klasyfikacja frontów

Niże frontowe (depresje), należą do nich niże frontu polarnego rozwijające się wzdłuż frontu rozdzielającego masy powietrza zwrotnikowego i polarnego. Dla prostoty przyjmijmy, że front polarny jest powier zchnią płaską. Nie jest ona pionowa, lecz nachylona w kierunku bieguna od miejsca swego zetknięcia się z powierzchnią Ziemi. W niektórych obszarach wzdłuż frontu polarnego chłodne, gęste powietrze posuwa się w kierunku równika, powodując wypychanie ciepłego powietrza w górę ponad nachyloną powierzchnię frontu. Tę część frontu polarnego nazywa się frontem chłodnym. Chłodne powietrze polarne zastępuje ciepłe powietrze zwrotnikowe. W in nych rejonach leżących wzdłuż frontu ciepłe powietrze o mniejszej gęstości porusza się w stronę bieguna nasuwając się na jego nachyloną powierzchnię. Tę część frontu nazywa się frontem ciepłym. Ciepłe powietrze zwrotnik owe zastępuje chłodne powietrze polarne. Front chłodny jest z reguły bardziej nachylony niż front ciepły. Przeważnie nachylenie frontu chłodnego jest takie, że front osiąga wysokość około 1km na odległości poziomej ok. 65km. W przypadku frontu ciepłego nachylenie wynosi około 1:250. Należy z ostrożnością stosować w praktyce podane wyżej uśrednione liczby 1:65 i 1:250, gdyż niekiedy nachylenie frontu chłodnego może być mniejsze niż cie płego.

Pogoda związana z wyidealizowanymi frontami

Pogoda towarzysząca frontom zależy od wielu czynników, między innymi takich jak: charakterystyki mas powietrza i sposób, w jaki oddziałują na siebie. Meteorolodzy jednak opracowali wyidealizowane modele f rontu chłodnego i ciepłego.

Omówimy pogodę związaną z tymi uproszczonymi frontami; lecz należy pamiętać, że w praktyce mogą wystąpić różne odchylenia. Na przykład, jeśli powietrze ciepłe jest suche i ma równowagę stałą, to rozwój chmur może być ograniczony i opad może nie wys tąpić.

Wyidealizowany front ciepły

Jeśli ciepłe powietrze jest wilgotne, to pierwszą oznaką zbliżania się frontu ciepłego jest obecność chmur Cirrus lub Cirrostratus w postaci ciągle gęstni ejącej warstwy. Jeśli nasuwające się powietrze ma równowagę chwiejną i panuje w nim turbulencja, to może być widoczny Cirrocumulus (niebo usiane “zmarszczkami”). W miarę zbliżania się frontu, ciepłe powietrze zn a jduje się coraz niżej. Rozwijają się chmury średniego piętra, takie jak Altostratus i Altocumulus. Pierwszy opad deszczu lub śniegu może wystąpić wówczas, gdy chmury Altostratus osiągną swoją największą gęstość. Niekiedy jednak hydrometeory wyparowują przed osiągnięciem gruntu i poniżej głównej podstawy chmur można zobaczyć zjawisko virga. Opad nasila się w miarę rozwoju chmur < /FONTNimbostratus. Również w powietrzu chłodnym często pojawiają się chmury niskiego piętra. Do rozwoju chmur niskiego piętra prowadzi parowanie kropel deszczu i wody opadowej na powierzchni gruntu połączon a z turbulen cją.

Aktualne warunki pogody związane z frontem ciepłym zależą głównie od charakterystyk powietrza ciepłego przed wyniesieniem go do góry. Ponadto, wskutek wolnego tempa wznoszenia się powietrza po względnie łagodnie nachylonej powierzchni, większość pr zypadków silnego deszczu można wyjaśnić tylko obecnością silnej konwekcji wewnątrz powietrza ciepłego. Tak więc powietrze to musi być w równowadze chwiejnej.

Wyidealizowany front chłodny

Nachylenie powierzchni frontu chłodnego jest często dość strome. Przyczynia się to do gwałtowniejszego wytwarzania chmur i opadu, w miarę jak chłodne powietrze zastępuje ciepłe powietrze wilgotne. Cha rakterystycznymi cechami frontu mogą być chmury Cumulonimbus, turbulencyjne porywy wiatru, silny deszcz i niekiedy burze. Przy oddziaływaniu frontu chłodnego z powietrzem wilgotnym o równowadze chwiejnej, może w y stąpić linia szkwałów połączona z nagłymi ulewami i silnymi podmuchami wiatru. Stromy front chłodny wytwarza na bardzo małej odległości takie samo wznoszenie, jakie zachodzi nad szerszą strefą przed frontem ciepłym. Jest on więc związany ze znacznie węż szym pasem chmur i opadów niż front ciepły. Jego działanie jest krótkie, lecz gwałtowne.

Cyklony ekstratropikalne

W pobliżu frontu polarnego występuje znaczne nagromadzenie energii potencjalnej. Jednakże natura wytworzyła mechanizm prowadzący do uwolnienia tej energii. Nosi on nazwę cyklonu lub niżu powstałego na fali frontowej. Ponieważ zjawisko to zachodzi w obszarach leżących poza obszarami zwrotnikowymi, nazwano je cyklonem ekstratropikalnymi. Cyklony ekstratropikalne mogą się niekiedy rozwijać i przy braku frontu. Jednakże cyklon rozwijający się na froncie jest związany z podobnym fali zaburzeniem frontu. .

Niż powstały na fali frontowej

Teoria cyklonów frontu polarnego zakłada, że cyklony ekstratropikalne mogą rozwijać się na froncie polarnym. Potem odkryto, że mogą się również tworzyć inne fronty, z których każdy ma możliwość tworze nia cyklonów. Cyklony te tworzą się na, podobnym do fali, wygięciu się frontu. Niektóre z tych fal zmieniają się bardzo niewiele lub są nieznaczne, a wreszcie zanikają. Są one znane jako fale stabilne. Jednakże niekiedy amplituda fal rośnie dopóty, dopóki duże masy powietrza polarnego lub zwrotnikowego nie zostaną odsunięte od swych obszarów źródłowych. W końcu te masy powietrza zaczynają się transformować i mieszać ze sobą. Fale tego typu są zwane falami niestabilnymi. Amplituda fal niestabilnych wzrasta dopóty, dopóki fale te nie załamią się, podobnie jak fale oceaniczne.

Frontalna szkoła cyklonów, nosząca często nazwę szkoły norweskiej został sformułowana przy końcu pierwszej wojny światowej przez Wilhelma Bjerknesa, jego syna Jakuba i grupę ich najbliższych współpracowników. Zgodnie z tą teorią cyklon powstaje na fron cie stacjonarnym, wg często obserwowanego na mapach synoptycznych schematu. Gdy powietrze chłodne przesunie się nieco na południe a sąsiednie ciepłe na północ, na froncie tworzy się zafalowanie. W procesie tym energia p otencjalna przekształca się w kinetyczną , gdy chłodne, ciężkie powietrze za frontem opada, a ciepłe, lekkie wznosi się przed frontem. Gdy fala się pogłębia, w ciepłym wznoszącym się powietrzu następuje kondensacja, tworzą się chmury i może występować opad. W wierzchołku fali ciśnienie spada, co wytwarza zafalowany cyklon zawierający front ciepły i chłodny. Front chłodny porusza się szybciej od frontu ciepłego w rezultacie czego wycinek ciepłego powietrza staje się cora z węższy. Ruch powietrza wokół cyklonu na półkuli północnej odbywa się w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara, a prędkość wiatru w wycinku ciepłym jest większa niż prędkość frontu ciepłego. W rezultacie ciepłe powietrze wznosi się nad klinem powietrza chłodnego i tworzy rozległe układy chmur. Wzdłuż przedniego skraju przesuwającego się frontu chłodnego wznosi się w sposób gwałtowny, ciepłe i wilgotne powietrze. W warunkach gd y jest odpowiednio chwiejne możliwe jest wystąpienie burz. W miarę rozwoju cyklonu przemieszczający się front chłodny dogania front ciepły tworząc front zokludowany. Pod okluzją mamy mieszaninę powietrza chłodnego, któr e poprzednio było poniżej zarówno frontu ciepłego jak i chłodnego. Rozwijająca się okluzja powoduje rozmywanie się cyklonu.

Czas życia cyklonu waha się od 1 dnia do 1 tygodnia w zależności od stopnia jego rozwoju. Pierwsze stadia rozwojowe mogą trwać tylko kilka godzin. Gdy już powstanie jeden cyklon bardzo prawdopodobne jest powstanie następnego na tym samym froncie stacjo narnym. W konsekwencji możemy mówić o tworzeniu się tzw. rodziny niżów

Teoria baroklinowa

Teoria frontalna była bardzo pożyteczna i synoptycy przez wiele lat używali jej do prognozowania. Okazało się jednak, że niemożliwe jest stworzenie za jej pomocą teorii wyjaśniającej tworzenie się cyklonu na pochyłej powierzchni frontu.

Pod koniec lat 40-tych sformułowano w MIT (USA) baroklinową teorię cyklogenezy. Atmosfera jest baroklinowa jeśli powierzchnie izobaryczne nie są równoległe do powierzchni stałej gęstości powietrza. W przeciwnym wypadku mówimy, że atmosfera jest barotro powa. Ze względu na fakt, że gęstość zależy od temperatury, w atmosferze baroklinowej temperatura powierzchni izobarycznej nie wszędzie jest jednakowa. W typowej troposferze temperatura maleje z południa na północ. W ty m przypadku gradient ciśnienia w kierunku północ-południe oraz składowa strefowa wiatru rosną wraz ze wzrostem wysokości. Gdy wzrost prędkości wiatru z wysokością jest duży i są spełnione pewne dodatkowe warunki, powsta je chwiejność baroklinowa i może tworzyć się cyklon. Teoria ta mówi, że w typowych warunkach w średniej szerokości geograficznej przy wzroście wiatru z wysokością południkowe zakłócenie kierunku wiatru jest niekiedy nie stabilne tzn., że jeśli pewne zaburzenie się już rozpocznie to jego amplituda szybko rośnie. Zgodnie z teorią baroklinową południkowym zaburzeniom prędkości wiatru towarzyszą ruchy pionowe. Podczas wznoszenia się powiet rza musi zachodzić jego zewnętrzny dopływ, aby zasilić prądy wstępujące. Zbiegające się powietrze wytwarza cyklonalny ruch wirowy o narastającej prędkości wskutek wpływu ruchu obrotowego ruchu Ziemi. Zgodnie z zasadą zachowania momentu pędu, gdy masy wirującego układu zbliżają się do osi obrotu prędkość wirowania wzrasta. Z kolei w obszarze osiadania powietrze się rozbiega (następuje dywergencja), a prędkość wirowania maleje i niekiedy tworzy się cyrkulacja antycyklonal na. Na półkuli północnej jest to ruch zgodny z ruchem wskazówek zegara, odbywający się wokół centrum wysokiego ciśnienia.

Podczas narastania fali zaburzenia prąd wznoszący wzmacnia się oraz zwiększa kondensację i uwalnianie ciepła kondensacji. To natomiast intensyfikuje i koncentruje spadek ciśnienia do niewielkiej części zaburzenia. W wyniku powstaje obszar zamkniętych p rawie kołowych izobar, co charakteryzuje cyklon.

Teoria baroklinowa wyjaśnia mechanizm tworzenia się cyklonów bez odwoływania się do istnienia powierzchni frontalnej oddzielającej chłodne i ciepłe masy powietrza. Jej istotną zaletą jest rozpatrywanie cyklonów i antycyklonów jako części ogólnej cyrkul acji atmosfery. Tworzą się one w zachodnim spływie na średnich szerokościach geograficznych, gdyż inne mechanizmy wymiany południkowej są niewystarczające do przenoszenia energii ku biegunom. Gdy południkowy gradient te mperatury wzrasta, przepływ mas powietrza na średnich szerokościach staje się niestabilny. Rozpada się on na fale cyklonalne i antycyklonalne przenoszące energię ku biegunowi.

Pogoda związana z dojrzałym cyklonem powstałym na fali frontowej

Zastanówmy się nad warunkami pogody, jakich możemy doświadczyć, gdy niż będący w stadium swojego rozwoju zbliża się i przechodzi nad stacją. Załóżmy, że badamy, co zdarzy się, jeśli front ciepły, ciep ły wycinek i wreszcie front chłodny przejdą nad stacją.

W miarę zbliżania się frontu ciepłego ciśnienie spada, i to tym szybciej, im front jest bliżej. W tym samym czasie wzrasta wilgotność, zachmurzenie i zaczynają się opady. Temperatura przeważnie jest mniej lub bar dziej stała lub powoli obniża się do chwili, gdy powierzchnia frontu nie osiągnie stacji. Następuje wtedy szybki wzrost temperatury, a tempo wzrostu zależy od stopnia kontrastu między masami powietrza po obu stronach frontu. Wraz z przejściem frontu zachmurzenie zmniejsza się lub przejaśnia się całkowicie, gdyż stacja jest teraz w wycinku ciepłym. Obszar między frontem ciepłym a chłodnym, po stronie ciepłej, jest wypełniony powietrzem cieplejszym. Ta część niżu nazywa s ię wycinkiem ciepłym. Zachmurzenie w wycinku ciepłym zależy od ogólnych cech masy powietrza zajmującej ten obszar. Składają się na nie temperatura, wilgotność i pionowe gradienty temperatury. Temperatura pozostaje jedna k względnie wysoka. Barometr jest nieruchomy lub ukazuje początkowo niewielką tendencję spadkową. W miarę zbliżania się frontu chłodnego ciśnienie obniża się szybciej. W miarę zbliżania się stromego, dobrze rozwiniętego frontu chłodnego wiatr w wycinku ciepłym zaczyna się wzmagać, a jeśli powietrze jest wilgotne i ma równowagę chwiejną, to zaczynają powstawać chmury Cumulus. W miarę przybliżania się frontu, podstawa chmur obniż a się i rozwijają się chmury Cumulonimbus wraz ze wzmacniającym się opadem. Przy przejściu frontu chłodnego występują silne szkwały z ostrymi zmianami kierunku wiatru, gdy chłodne powietrze ogarnia stację. Natychmiast po przejściu frontu następuje dostrzegalny wzrost ciśnienia. Zwykle, jeśli nachylenie frontu chłodnego jest strome, następuje dość szybko rozpogodzenie. Jednakże w obszarach górskich lub nad oceanami, jeśli powietrze za frontem jest wilgotne i ma równowagę chwiejną, mogą wystąpić opady przelotne.

Powyższy opis odnosi się do sytuacji wyidealizowanej. Należy pamiętać, że nie wszystkie cyklony powstałe na fali zachowują się zgodnie z przedstawionym obrazem. Charakterystyki zachmurzenia i opadu związane z każdym poszczególnym niżem zależą od temperatury, wilgotności i pionowych gradientów temperatury w masach powietrza.

Fronty okluzji

Gdy front chłodny porusza się szybciej niż front ciepły, to po dogonieniu frontu ciepłego przez front chłodny oba fronty zlewają się, wycinek ciepły zamyka się i wytwarza się front połączony. Ten proc es nazywa się okluzją.

Front utworzony w ten sposób nazywa się frontem okluzji. Powietrze w wycinku ciepłym znajdujące się początkowo przy powierzchni Ziemi jest wypychane w górę. Są możliwe dwa różne rodzaje frontów okluzji, ponieważ chłodne powietrze za frontem chłodny m przebywało w innych warunkach niż chłodne powietrze przed frontem ciepłym. Jeżeli chłodne powietrze za frontem chłodnym jest chłodniejsze niż chłodne powietrze przed frontem ciepłym, to na stąpi odcięcie chłodnego powietrza leżącego pod frontem ciepłym. W ten sposób tworzy się okluzja o charakterze frontu chłodnego. Podobnie tworzy się okluzja o charakterze frontu ciepłego. W tym przypadku z porównania obu chłodnych mas powietrza wynika, że powietrze pod frontem ciepłym jest chłodniejsze niż powietrze napływające za frontem chłodnym. W wyniku tego względnie cieplejsze powietrze za frontem chłodnym nasuwa się na bardzo chłodną masę powietrza.

Pogoda związana z frontami zokludowanymi

W obu tych okluzjach klin ciepłego powietrza jest wypychany w górę od strony wycinka ciepłego. W tym ciepłym powietrzu, w miarę wypychania go przez powietrze chłodne, mogą wystąpić chmury i opady. W wielu przypadkach oddziaływanie dwóch chłodnych mas przy powierzchni Ziemi również powoduje powstawanie chmur i opadów, czemu w dolnych warstwach towarzyszy linia skrętu wiatru. Jednakże aktualny typ pogody związanej z f rontem okluzji zależy od jego struktury i ruchu. Mogą występować niektóre cechy obu frontów, chłodnego i ciepłego, lecz ciąg zjawisk jest bardziej złożony niż przed powstaniem okluzji. W miarę trwania procesu okluzji wycinek ciepły przemieszcza się coraz wyżej. Wreszcie cyklon na dolnych poziomach zostaje całkowicie wypełniony chłodnym powietrzem. Podczas tego procesu masy powietrza bądź transformują się zupełnie, bądź mieszają. Niż słabnie, wypełnia się, aż zniknie całkowicie.

Ogólna cyrkulacja atmosfery

 Uśredniona cyrkulacja w troposferze i dolnej atmosferze < /P>

 Prądy strumieniowe

 Modele ogólnej cyrkulacji atmosfery

 

Jedną z metod badania całej atmosfery jest określenie uśrednionego ruchu atmosfery w ciągu wielu dni. Ten średni ruch nazywa się ogólną cyrkulacją atmosfery. Takie uśrednienie z konieczności prowadzi do wygładzenia wiel u układów cyrkulacji widocznych na codziennych mapach synoptycznych. Daje ono jednak użyteczny punkt wyjścia do badania wielu stałych lub półstałych cech synoptycznych wpływających na pogodę w różnych częściach świata.< /P>

Uśredniona cyrkulacja w troposferze i dolnej atmosferze

Mapy przedstawiające uśrednione ciśnienie na średnim poziomie morza dla stycznia i lipca ukazują, że pas niskiego ciśnienia występuje w okolicach 60 szerokości geograficznej, a pas podwyższonego ciśnienia jest położony w przybliżeniu na 30 szerokości geograficznej. Cechy te występują na obu półkulach i są znane odpowiednio jako niż podbiegunowy oraz wyż podzwrotnikowy. W niskich szerokościach geograficznych jest położony obszar względnie niskiego ciśnienia. Jest to bruzda równikowa. Dokładniejsze badania podbiegunowego pasa niskiego ciśnienia wykazują, że składa się on z kilku komórek. Te ośrodki niskiego ciśnienia każdej półkuli są w lecie położone bliżej bieguna niż w zimie. Podobnie, cechą charakterystyczną podzwrotnikowego pasa podwyższonego ciśnienia na każdej półkuli jest obecność wielu komórek wysokiego ciśnienia. Niektóre z nich występują w wyróżnionych miejscach i są zwane antycyklonami quasi-stacjonarnymi. W lecie na każdej półkuli mogą one również poruszać się w stronę bieguna w miarę zbliżania się Słońca do zeni tu.

Mapy górne powierzchni izobarycznej 700 hPa przedstawiają układy synoptyczne występujące na wysokości ok. 3 km. Średnie mapy wysokości 700 hPa dla stycznia i lipca wykazują, że układy komórkowe obecne na mapach dolnych nie występują na tym poziomie . Zamiast tego, centrum izolinii niskiego ciśnienia leży na biegunie lub w pobliżu bieguna, a obszary wysokiego ciśnienia są przesunięte w stronę równika w stosunku do podzwrotnikowych wyżów na średnim poziomie morza.

Jeśli wiatr wieje wzdłuż równoleżników, to ruch nazywa się przepływem strefowym. W praktyce kierunek wiatru zmienia się w zależności od miejsca, lecz można obliczyć uśrednioną składową wschodnią lub zachodnią wiatru wzdłuż dowolnego równoleżnika.

Składowa taka nazywa się średnim wiatrem strefowym. Środek niżu podbiegunowego na mapie dolnej jest położony w pobliżu 60 szerokości geograficznej. W górze jest on wyraźnie pochylony w stronę bieguna i leży wzdłuż granicy między strumieniem zachodnim a wiatrami wschodnimi wokół bieguna.

Oś pionowa wyżu podzwrotnikowego rozciąga się w górę od ok. 30 szerokości geograficznej przy powierzchni Ziemi i pochyla się w stronę równika, stanowiąc granicę między strefą wiatrów z achodnich a wiatrami wschodnimi strefy międzyzwrotnikowej. Te wiatry wschodnie na poziomach dolnych stanowią oczywiście średnią strefą składową pasatów.

Prądy strumieniowe

Obszar zajmowany przez wiatry zachodnie w górnej troposferze jest rozszerzony w porównaniu z obszarem na poziomie morza. Do poziomu ok. 200 hPa (w przybliżeniu do wysokości 12 km) wzrasta również prędkość zachodniej skł adowej wiatru, by następnie słabnąć wraz ze wzrostem wysokości. Maksymalna prędkość wiatru na średnim przekroju w zimie jest ok. 2-krotnie większa niż w lecie. Tego typu pionowy rozkład prędkości wiatru wskazuje na obecność prądu strumieniowego. Jest to w rzeczywistości szybki strumień powietrza, skupiony we względnie wąskim pasie. Światowa Organizacja Meteorologiczna w następujący sposób określa prąd strumieniowy:

“Prąd strumieniowy jest silnym, wąskim prądem skupionym wzdłuż quasi-poziomej osi w górnej troposferze lub stratosferze, charakteryzującym się silnymi pionowymi i bocznymi przyrostami (gradientami) prędkości wiatru i mającym jedno lub więcej maksimó w prędkości wiatru. Prędkość wiatru musi przekraczać 60 węzłów”.

Prąd strumieniowy uwidoczniony na uśrednionym profilu strefowym jest wynikiem połączonego wpływu dwóch prądów strumieniowych obserwowanych na mapach codziennych. Jednym z nich jest podzwrotnikowy prąd strumieniowy. Ten prąd strumieniowy jest po łożony w pobliżu 200 hPa w pobliżu podzwrotnikowego na 30 szerokości geograficznej. Drugim prądem strumieniowym obserwowanym na mapach codziennych jest pol arny prąd strumieniowy. Występuje tuż powyżej tropopauzy prawie bezpośrednio nad frontem polarnym na powierzchni 500 hPa. Położenie polarnego prądu strumieniowego względem szerokości geograficznej zmienia się wyraźnie na codziennych mapach pogody, wraz z ruchami frontu polarnego w stronę równika lub bieguna. Okresowo łączy się on z podzwrotnikowym prądem strumieniowym, którego położenie jest bardziej stałe. Na średnich profilach strefowych, prądy te występują jako jeden połączony prąd strumieniowy.

Modele ogólnej cyrkulacji atmosfery

Do badania ogólnej cyrkulacji pożyteczne jest uzmysłowienie sobie jej głównych cech. To wyobrażenie jest zwane modelem ogólnej cyrkulacji.

Pierwszy model ogólnej cyrkulacji zaproponował w roku 1736 Hadley. Model składał się z jednej komórki na każdej półkuli. Istnieje wiele naukowych zastrzeżeń dotyczących tego typu cyrkulacji i na pewno nie jest on zgodny z wynikami obserwacji dostęp nymi obecnie.

W 1928r. szwedzki meteorolog T. Bergeron zaproponował na każdej półkuli cyrkulację trójkomórkową. Koncepcję tę zmodyfikował w 1947r. C.G. Rossby. Zaletą modelu Bergerona jest uwzględnienie osiadania i stosunkowo słabych wiatrów w obszarze odpowiada jącym średniemu położeniu podzwrotnikowego pasa podwyższonego ciśnienia. Model tłumaczy również wznoszenie się powietrza i pochmurną, deszczową pogodę w okolicach niżu podbiegunowego i bruzdy równikowej.

W minionych dziesięcioleciach uzyskano znacznie więcej danych o atmosferze swobodnej i meteorolodzy zostali zmuszeni do wprowadzania pewnych zmian do modelu trójkomórkowego. Na przykład w 1952r. E. Palmen wyraził opinię, że mapy średniej cyrkulacji zbyt wygładzają niektóre bardzo ważne cechy cyrkulacji. Komórka pozazwrotnikowa jest bardziej złożona niż komórka zwrotnikowa. Jej obraz komplikuje się na skutek przemieszczeń frontu polarnego. Dodatkowo, średnia cyrku lacja komórki pozazwrotnikowej jest zdecydowanie słabsza niż cyrkulacja komórki zwrotnikowej. Cyrkulacja południowa na północ od 60 szerokości geograficznej nie jest w pełni wyjaśniona. Na po dstawie obserwacji wydaje się, że cyrkulacja południkowa w tych szerokościach jest słabsza niż w szerokościach umiarkowanych i niskich. W sensie średnim prądy wstępujące powinny jednak wystąpić w pobliżu niżu podbiegunowego, zgodnie ze zbieżnością na doln ym poziomie w pobliżu 60 szerokości geograficznej.

Ogólną cyrkulacje określono też doświadczalnie. Użyto modeli hydrodynamicznych, które stanowiły zbiorniki zawierające cienką warstwę wody. Woda jest w nich ogrzewana na brzegach i ochładzana w środku. Następnie zbiornik wprawia się w ruch wirowy, a krople barwnika umożliwiają obserwację powstającej cyrkulacji. W zależności od szybkości obrotu zbiornika stwierdzono różne typy cyrkulacji, a niektóre z nich wykazują pewne cechy podobne do obserwowanych w atmosferze.

W ostatnich dziesięcioleciach do określenia przyszłego stanu atmosfery na podstawie zadanych warunków początkowych, co wymaga wykonania ogromnej liczby obliczeń, zastosowano superkomputery. Model numeryczny zawie ra pewne uproszczenia dotyczące procesów fizycznych zachodzących w atmosferze. Uzyskano jednak realistyczne cechy przepływu i należy oczekiwać, że w przyszłości można będzie uzyskać znacznie bardziej szczegółowy obraz c yrkulacji. Sukces tych badań zależy w dużej mierze od zdolności uzyskania dokładnych danych od obserwatorów meteorologicznych i z automatycznych stacji pomiarowych rozmieszczonych na całym świecie. Światowa Organizacja Meteorologiczna podejmuje działania zmierzające do realizacji tych celów przez Światową Służbę Pogody.

6

2

---