Woda w atmosferze ziemskiej

Wilgotność powiertrza

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

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

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

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

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

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

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

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

Pionowe i poziome zmiany wilgotności powietrza

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

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

Dobowy i roczny przebieg wilgotności powietrza

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

Zjawisko parowania

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

Warunki kondensacji pary wodnej

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

Rodzaj i natężenie opadów atmosferycznych

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Inne podziały:

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

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

Dobowy oraz roczny przebieg opadów

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

Osady atmosferyczne

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

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

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

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

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

Mgły

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

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

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

Chmury

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

1. ogrzewanie się powietrza skutkiem wypromieniowania energii cieplnej z powieszchni Ziemi nagrzanej przez promienie słoneczne. Zjawisko to występuje podczas silnego nasłonecznienia, przy istnieniu w atmosferze równowagi chwiejnej, wówczas strugi ogrzanego powietrza wznoszą się do góry, oziębiają się na drodze adiabatycznego rozprężania i w wyniku kondensacji powstają grube, pojedyńcze chmury kłębiaste o dużej rozciągłości pionowej;
2. wtargnięcie masy chłodnego powietrza, która w sposób mechaniczny wypycha ciepłe powietrze w górę, w wyniku czego powstają silnie rozbudowane pionowe chmury kłębiaste; chmury kłębiaste, skupione w większe zespoły, powstają również podczas napływu chłodnego wilgotnego powietrza nad ciepłe podłoże;
3. łagodne wślizgiwanie się ciepłego powietrza po pochyłej powieszchni powietrza chłodnego, wskutek czego tworzą się rozległe ławice chmur warstwowych pokrywających całe niebo;
4. wznoszenie się powietrza nad przeszkodami terenowymi - górami, wysokimi wzniesieniami.

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

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


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

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

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

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

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

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

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

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

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

Zachmurzenie

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

Autor: kabak