Obieg wody w przyrodzie Znaczenie wody w atmosferze: Tworzenie chmur i opadów (pogodę) Wpływ na bilans radiacyjny Ziemi Wpływ na termodynamikę i równowagę pionową atmosfery poprzez parowanie i kondensację Oczyszczanie atmosfery wymywanie i wychwytywanie Tworzenie środowiska dla reakcji chemicznych

Obieg wody w przyrodzie

Para wodna w atmosferze Źródłem wilgoci dla atmosfery jest powierzchnia Ziemi. Dlatego największą zawartość pary wodnej notuje się w dolnej części troposfery. Zawartość pary wodnej w powietrzu przy powierzchni Ziemi wynosi średnio (w stosunku do objętości powietrza suchego): ok. 0.2% w szerokościach polarnych ok. 2.5% na równiku W poszczególnych przypadkach może się wahać od 0 do 4%

Zmiany zawartości pary wodnej wraz z wysokością Powyżej warstwy przyziemnej zawartość pary wodnej maleje w przybliżeniu wykładniczo (szybciej niż innych składników). Na wysokości 13-20 km w średnich szerokościach geograficznych jej zawartość jest rzędu 10-6 (masy pary wodnej na jednostkę masy powietrza suchego). Powyżej 20 km zawartość pary wodnej wzrasta nieznacznie z wysokością do 23-50 km, gdzie obserwowane są obłoki perłowe złożone z kryształków lodu. Powyżej 70 km rozpadają się cząsteczki wody pod wpływem promieniowania słonecznego o długości 0.1657 m i zawartość pary wodnej spada do 10-8 . Śladowe ilości pary wodnej obserwuje się jeszcze na wysokościach ok. 90 km.

Prężność (ciśnienie) pary wodnej Para wodna, jako gaz będący składnikiem powietrza, wywiera pewne ciśnienie (prężność) – oznaczane najczęściej e. Całkowite ciśnienie wywierane przez powietrze jest sumą ciśnień składników. Prężność pary wodnej mierzona jest w jednostkach ciśnienia - najczęściej w hPa, kPa lub mb. Największe wartości prężności pary wodnej notuje się wokół równika. Na wysokości 2 m średnio przekraczają one tam 20 hPa czasami nawet 40 hPa Niskie ciśnienie pary wodnej notuje się przy biegunach w porze zimowej – z reguły nie przekracza ono 2 hPa. Rekordowo niskie wartości notowane są na Syberii w Wierchojańsku (biegun zimna), gdzie zimą prężność pary wodnej wynosi zaledwie 0.03 hPa

Przemiany fazowe wody parowanie / skraplanie (Lp=2462·103 J ·kg-1) zamarzanie / topnienie (Lt = 334·103 J ·kg-1) sublimacja / resublimacja (Ls=2834·103 J ·kg-1) ciepło właściwe wody: 4·103 J ·kg-1

Stan nasycenia i prężność pary wodnej nasyconej Każdej temperaturze odpowiada pewna maksymalna chłonność pary wodnej – prężność pary wodnej nasyconej, E. Jeżeli prężność pary wodnej staje się wyższa od prężności pary wodnej nasyconej to zachodzi skraplanie. Aby ten proces mógł nastąpić muszą istnieć jądra kondensacji. Dlatego czasami e > E. Prężność pary wodnej nasyconej jest: wyższa dla powierzchni wypukłych niż płaskich niższa dla roztworów soli niż dla czystej wody

Prężność pary wodnej nasyconej prężność pary wodnej nasyconej jest większa dla przechłodzonej wody niż dla lodu.

Prężność pary wodnej nasyconej Zależność prężności pary wodnej nasyconej od temperatury bezwzględnej, T, określa równanie Clausiusa-Clapeyrona: gdzie E0=6.11 hPa, T0=273 oK. Stosunek L/Rv jest różny dla wody przechłodzonej (5423oK) i dla lodu (6139oK) (różnice w wartości ciepła parowania i sublimacji). Dlatego prężność pary wodnej nasyconej jest większa dla wody przechłodzonej niż dla lodu.

Wilgotność względna Wilgotność względna, f, to iloraz aktualnej prężności pary wodnej e w danej temperaturze przez ciśnienie pary wodnej nasyconej E w tej temperaturze: Wilgotność względna jest najczęściej podawana w procentach wtedy:

Wilgotność względna temperatura Wilgotność względna wskazuje, w jakim stopniu powietrze jest nasycone parą wodną. Nasycenie może zostać osiągnięte, gdy dostarczymy do powietrza więcej wilgoci lub oziębimy je. Temperaturą punktu rosy nazywamy temperaturę, do której trzeba ochłodzić powietrze, by osiągnęło stan nasycenia (f=100%).

Wilgotność bezwzględna Wilgotność bezwzględna, , to masa pary wodnej zawarta w jednostce objętości – gęstość pary wodnej (dla ciśnienia pary wodnej podanego w hPa i temperatury w oK) Jednostką wilgotności bezwzględnej jest g·m-3.

Wilgotność bezwzględna Wilgotność bezwzględna określa masę pary wodnej w jednostce objętości powietrza. masa pary wodnej wilgotność bezwzględna objętość Dla określonej masy pary wodnej w powietrzu, wilgotność bezwzględna zmienia się w miarę zmiany objętości (przy wznoszeniu i osiadaniu powietrza).

Wilgotność właściwa Wilgotność właściwa q jest to stosunek masy pary wodnej, mv, do masy powietrza wilgotnego, md+ mv, w danej objętości gdzie: Rd=287.05 J·kg-1·K-1 – stała gazowa dla powietrza suchego Rv=461.51 J·kg-1·K-1 – stała gazowa dla pary wodnej Jednostką wilgotności właściwej jest g/g lub g/kg (ilość gramów pary wodnej na gram, lub częściej na kilogram, powietrza wilgotnego)

Wilgotność właściwa masa powietrza masa pary wodnej wilgotność właściwa Dla określonej masy pary wodnej w powietrzu, wilgotność właściwa nie zmienia się w miarę zmiany objętości (przy wznoszeniu i osiadaniu powietrza).

Stosunek zmieszania Stosunek zmieszania r jest to stosunek masy pary wodnej, mv, do masy powietrza suchego, md, w danej objętości (stosunek gęstości) gdzie: Rd=287.05 J·kg-1·K-1 – stała gazowa dla powietrza suchego Rv=461.51 J·kg-1·K-1 – stała gazowa dla pary wodnej Jednostką stosunku zmieszania jest g/g lub g/kg (ilość gramów pary wodnej na gram, lub częściej na kilogram, powietrza suchego).

Stosunek zmieszania a wilgotność właściwa Stosunek zmieszania r i wilgotność właściwa q są powiązane wzajemnymi relacjami: oraz Ponieważ z reguły r,q < 0.04 więc r  q

Inne charakterystyki wilgotności Niedosyt wilgotności, d, to różnica między maksymalnym w danej temperaturze ciśnieniem pary wodnej E a ciśnieniem aktualnym e: d = E – e Temperatura punktu rosy,  (lub Td), to temperatura do której należy oziębić powietrze aby, aby para wodna w nim zawarta stała się nasycona względem płaskiej powierzchni wody. Deficyt punktu rosy, , to różnica między aktualną temperaturą powietrza T a temperaturą punktu rosy Td :  = T – Td Temperatura wirtualna, Tv, to temperatura do której należałoby ogrzać powietrze suche aby jego gęstość była równa gęstości powietrza wilgotnego pod tym samym ciśnieniem: Tv = (1 + 0.61q) · T

Roczny przebieg precipitable water dla środkowej Polski Ważnym wskaźnikiem ogólnej zawartości wody w atmosferze jest grubość warstwy wody jaka powstałaby na powierzchni ziemi gdyby cała woda ze słupa powietrza skropliła się na powierzchni. Wielkość ta nazywa się wodą osadzoną (ang. precipitable water) lub zapasem wilgoci. Podawana jest w kg·m-2 lub w mm. Roczny przebieg precipitable water dla środkowej Polski

Precipitable water styczeń Wartości średnie precipitable water z lat 1958-2003 w [kg/m2] ([mm]) lipiec

Dobowy przebieg wilgotności Dobowy przebieg wilgotności względnej jest odwrotny do przebiegu temperatury z jednym minimum i jednym maksimum. W dobowym przebiegu prężności pary wodnej, wilgotności właściwej i bezwzględnej obserwuje się dwa maksima i dwa minima: Minimum poranne jest wynikiem zależności E od temperatury. Minimum popołudniowe spowodowane jest rozwojem konwekcji. Minimum to nie występuje nad morzem i w górach. Dobowy przebieg różnych charakterystyk wilgotności na stacji Łódź-Lublinek – wartości uśrednione z 74 letnich dni z pogodą radiacyjną

Roczny przebieg wilgotności Roczny przebieg prężności pary wodnej (podobnie jak wilgotności bezwzględnej, wilgotności właściwej i stosunku zmieszania) jest równoległy do rocznego przebiegu temperatury; w lecie zawartość pary wodnej w powietrzu jest największa, w zimie najmniejsza co jest wynikiem zależności E od temperatury. Roczny przebieg wilgotności względnej jest odwrotny do przebiegu temperatury. Jednak na obszarach monsunowych wilgotność względna jest większa w lecie podczas napływu powietrza morskiego i występowania deszczów monsunowych, a mniejsza w zimie podczas przenoszenia suchych mas powietrza znad lądu.

Wilgotność właściwa na kuli ziemskiej Ciepłe powietrze może zawierać więcej pary wodnej niż chłodne, zatem wilgotność właściwa jest największa na równiku i spada w kierunku biegunów. Jednakże powietrze pustynne (okolice 30°) nie jest bardziej nasycone niż to nad biegunami.

Wilgotność względna na kuli ziemskiej Wilgotność względna, jako wskaźnik nasycenia, pokazuje, że powietrze w obszarach pustynnych jest dalekie od nasycenia, a powietrze w wysokich szerokościach geograficznych jest bliskie stanu nasycenia.

Parowanie Parowaniem nazywamy proces przechodzenia ciała ze stanu ciekłego do stanu gazowego. Zachodzi on w każdej temperaturze. Parowanie zachodzi z powierzchni wodnych, z gleby – ewaporacja (parowanie fizyczne), z szaty roślinnej – transpiracja. Suma transpiracji i ewaporacji to parowanie całkowite. W procesie parowania mamy do czynienia dwoma zjawiskami: - w wyniku dopływu energii cieplnej z otoczenia następuje odrywanie się cząsteczek od powierzchni parującej i przedostawanie się ich do powietrza atmosferycznego, - jednocześnie trwa zjawisko przechodzenia cząsteczek cieczy parującej z atmosfery do powierzchni parującej.

Rodzaje i prędkość parowania parowanie potencjalne to maksymalne możliwe parowanie, nie ograniczone zapasami wilgoci parowanie rzeczywiste to faktyczna ilość wyparowanej w danych warunkach wody Szybkość parowania (strumień wilgoci), Fw, (mierzona w kg·m-2·s-1 lub mm·dzień-1): - jest proporcjonalna do niedosytu wilgotności (E-e), - jest odwrotnie proporcjonalna do ciśnienia atmosferycznego p, - zależy od kształtu powierzchni parującej (współczynnik A), - zależy nieliniowo od prędkości wiatru (funkcja f(v))

Szybkość parowania a strumień ciepła utajonego Szybkość parowania determinuje strumień ciepła utajonego w bilansie cieplnym powierzchni czynnej. Strumień ciepła utajonego, QE, jest równy iloczynowi ciepła parowania wody, Lp, i ilości wody wyparowanej z jednostki powierzchni w jednostce czasu, Fw,(strumień wilgoci): gdzie: Lp=2462·103 J ·kg-1.

Chmury Ahrens, C.D., (1991), Meteorology today, West Publishing Company, New York. Chromow, S.P., (1973), Meteorologia i klimatologia, PWN, Warszawa. Kłysik, K., Kożuchowski, K., Tarajkowska, M., (1990), Przewodnik do ćwiczeń terenowych z meteorologii i klimatologi, Wyd. UŁ, Łódź. Iribarne, J.V., Cho, H.R., (1988), Fizyka atmosfery, PWN, Warszawa. Kożuchowski 2005, Meteorologia i klimatologia, PWN, Warszawa Woś, A., (1996), Meteorologia dla geografów, PWN, Warszawa. Bogusz,M.,(2002), Poradnik obserwacji chmur, http://www.astronomia.ozone.pl/ Atlas chmur (polska wersja za zgodą Der Karlsruher Wolkenatlas), http://meteo.ids.pl/chmury

Definicja: wg Słownika Meteorologicznego: Chmura, to widzialny wynik kondensacji lub krystalizacji pary wodnej zawartej w powietrzu, głównie w troposferze; zawiesina drobnych kropelek wody, kryształków lodu lub mieszaniny jednych i drugich. Kryteria podziału: budowa sposób powstawania wygląd

Kryterium budowy: Chmury wodne składają się wyłącznie z kropelek wody. Chmury wodne występują nie tylko przy dodatniej temperaturze, ale również wtedy, gdy temperatura jest nieco niższa od zera. Chmury lodowe składają się wyłącznie z kryształków lodu. Występują przy bardzo niskich temperaturach, zwykle poniżej -40°C. Chmury mieszane zbudowane są z mieszaniny kryształków lodu i kropelek wody. Chmury mieszane występują przy temperaturze ujemnej, lecz wyższej niż -40°C

Kryterium wyglądu zewnętrznego: Według Międzynarodowej Klasyfikacji Chmur wyróżniamy dziesięć podstawowych rodzajów chmur, są one podzielone na trzy piętra, w zależności od wysokości podstawy chmury oraz wydzieloną grupę chmur o budowie pionowej, które mogą mieć podstawy w różnych piętrach. Klasyfikacja ta wyróżnia ponadto gatunki i odmiany chmur. Podstawy klasyfikacji opracował Howard około 150 lat temu, jej ostateczna wersja przyjęta została przez Światową Organizację Meteorologiczną w połowie XX wieku.

chmury o budowie pionowej Rodzaje chmur Cirrus (Ci) - pierzasta Cirrostratus (Cs) - pierzasto-warstwowa Cirrocumulus (Cu) – pierzasto-kłębiasta Altostratus (As) – średnia-warstwowa Altocumulus (Ac) – średnia-kłębiasta Nimbostratus (Ns) – deszczowo-warstwowa Stratocumulus (Sc) – warstwowo-kłębiasta Stratus (St) – warstwowa Cumulus (Cu) – kłębiasta Cumulonimbus (Cb) – kłębiasto-deszczowa piętro wysokie piętro średnie piętro niskie chmury o budowie pionowej

Wysokość występowania podstawy chmur poszczególnych rodzajów (w km) w zależności od szerokości geograficznej: polarna umiarkowana między-zwrotnikowa piętro wysokie 3 - 8 5 - 13 6 - 18 piętro średnie 2 - 4 2 - 7 2 - 8 piętro niskie < 2 < 2

Rodzaje chmur

CIRRUS - pierzaste chmury piętra wysokiego, zbudowane z kryształków lodu, cienkie, nie zasłaniają Słońca, nie dają cienia, nie dają opadu, ale mogą zasiewać chmury niżej położone przyspieszając ich wzrost

GATUNKI CHMUR CIRRUS fibratus (Ci fib – włóknisty) – posiadający wyraźny włóknisty wygląd; uncinus (Ci unc – haczykowaty) - w kształcie zagiętego ku górze przecinka, podobne do narty; spissatus, (Ci spis – zagęszczony) –o zwartej strukturze, występujący często w ławicach, przy nieuwadze może być wzięty za chmury średnie lub niskie; castellanus (Ci cas – zamkowy) – pączkujący, w kształcie wieżyczek lub baszt; floccus (Ci flo – kosmyk, włókno) – w postaci postrzępionych kłaczków; nothus (Ci not – fałszywy) – określamy również jako „fałszywy”, będący pozostałością górnej, zlodowaciałej części chmury Cb;

CIRROCUMULUS pierzasto-kłębiaste Chmury piętra wysokiego, złożone z kryształków lodu, nie przesłaniają Słońca i nie dają cienia. Występują w postaci ławicy delikatnych kłębuszków. Nie dają opadu

GATUNKI CHMUR CIRROCUMULUS stratiformis (Cc fib) – ułożone w warstwie; lenticularis (Cc len – soczewkowaty) - w kształcie podobnym do soczewki; castellanus (Cc cas – zamkowy) – pączkujący, w kształcie wieżyczek lub baszt. floccus (Cc flo – kosmyk, włókno) – w postaci postrzępionych kłaczków

CIRROSTRATUS – pierzasto-warstwowe Chmury piętra wysokiego, zbudowane z kryształków lodu. Nie przesłaniają Słońca, nie dają cienia. Czasami tworzą jedynie mleczną zasłonę na niebie. Nie dają opadu. Często ich obecność na niebie można stwierdzić tylko dzięki zjawisku halo, które wywołują

GATUNKI CHMURY CIRROSTRATUS nebulosus (Cs neb – mglisty, mętny) – mglista, zupełnie równomierna zasłona, niekiedy tak cienka, że jest ledwie widoczna, niekiedy zaś dość gęsta, ale zawsze bez wyraźnych szczegółów budowy i powodująca występowanie zjawiska halo; fibratus (Cs fib – włóknisty) – posiadający wyraźny włóknisty wygląd – biała zasłona w kształcie mniej lub więcej prostoliniowych, albo też nieregularnie zakrzywionych i nie łączących się ze sobą nitek o końcach bardzo delikatnych

ALTOSTRATUS średnia-warstwowa Chmury pietra średniego o budowie mieszanej – złożone z kropelek i kryształków. Występują w postaci płatów lub warstw o dużej rozciągłości poziomej, czasem z wyraźnie włóknistą strukturą. Powstają najczęściej podczas powolnego wznoszenia warstwy powietrza, np. na powierzchni frontowej. Nie wyróżniamy gatunków

ALTOCUMULUS – średnie-kłębiaste Chmury piętra średniego o budowie mieszanej (kryształki lodu i kropelki wody). Występują w postaci ławic lub wałów chmur. Rozmiary kłaczków są wyraźnie większe niż u chmur Cc. Między poszczególnymi fragmentami chmury prześwituje niebo. Czasem dają opady.

GATUNKI CHMUR ALTOCUMULUS stratiformis (Ac fib) – ułożone w warstwy; lenticularis (Ac len – soczewkowaty) - w kształcie podobnym do soczewki; castellanus (Ac cas – zamkowy) – pączkujący, w kształcie wieżyczek lub baszt; floccus (Ac flo – kosmyk, włókno) – w postaci postrzępionych kłaczków

NIMBOSTRATUS – deszczowo-warstwowa Zaliczana do piętra średniego, choć ich podstawa często leży w dolnym piętrze. Zbudowana z kropelek wody i kryształków lodu gruba, ciemnoszara warstwa chmur zasłaniająca całkowicie Słońce. Daje długotrwały opad deszczu lub śniegu. brak gatunków

STRATOCUMULUS warstwowo-kłębiasta Chmury piętra niskiego, mieszane, występują w postaci płatów lub ławic. Chmura o różnych odcieniach od jaskrawobiałego do ciemnoszarego. Czasem daje opad deszczu o niedużym natężeniu

GATUNKI CHMURY STRATOCUMULUS stratiformis (Sc fib) – w postaci warstwy; lenticularis (Sc len – soczewkowaty) - w kształcie podobnym do soczewki; castellanus (Sc cas – zamkowy) – pączkujący, w kształcie wieżyczek lub baszt;

STRATUS warstwowa Jednorodna szara chmura często zasłaniająca całe niebo. Jej podstawa jest bardzo nisko nad ziemią, czasem przypomina mgłę. Nie daje deszczu, ale czasem wypada z niej mżawka.

GATUNKI CHMURY STRATUS nebulosus (St neb – mglisty, mętny) – mglista, zupełnie równomierna zasłona, bez wyraźnych szczegółów budowy; fractus (St fra – postrzępiony) – chmury o nieregularnych kształtach i wyraźnie postrzępionym wyglądzie

CUMULUS - kłębiaste Kłębiaste, białe chmury o, wyraźnych zarysach. Oświetlone Słońcem wierzchołki są zwykle lśniąco białe, a pozostające w cieniu podstawy ciemnoszare. Niektóre gatunki nigdy nie dają opadu, inne przynoszą opad krótkotrwały, lecz dość intensywny

GATUNKI CHMURY CUMULUS humilis (Cu hum – mały, płaski) – chmury spłaszczone, w kształcie tzw. „baranków” pięknej pogody; mediocris (Cu med – średni) – chmury średnio wypiętrzone; congestus (Cu con – wznosić, budować) – chmury silnie wypiętrzone, rozbudowujące się; fractus (Cu fra – postrzeępiony) – chmury o nieregularnych kształtach i wyraźnie postrzępionym wyglądzie, są oznaką złej pogody

CUMULONIMBUS kłębiasto-deszczowe kłębiasto-deszczowe chmury burzowe, ostatni etap rozwoju chmur cumulus. Wierzchołek często rozmywa się pod tropopauzą przyjmując kształt kowadła. Podstawa jest ciemna i poszarpana przez padający deszcz. Chmury cumulonimbus mają dużą rozciągłość pionową, daja intensywny choć krótkotrwały opad. Mogą przynosić burze, błyskawice i opady gradu.

GATUNKI CHMURY CUMULONIMBUS calvus (Cb cal – łysy) – bez wyraźnej włóknistej części górnej, zatracające jednak zarysy chmur kłębiastych; capilatus (Cb cap – owłosiony) – chmury których górna część posiada włóknistą lub prążkowaną strukturę, często w formie kowadła

ODMIANY chmur Undulatus (und) – chmury w postaci sfalowanych ławic, płatów lub warstw; Vertebratus (ve) – chmury kształtem przypominające żebra, kręgosłup lub szkielet ryby; Intortus (in) – chmury Cirrus o nieregularnie powyginanych włóknach sprawiających wrażenie chaotycznie poplątanych; Radiatus (rad) – równoległe pasma chmur, wskutek perspektywy pozornie zbiegające się do jednego punktu horyzontu (lub do dwóch przeciwległych punktów); Lacunosus (la) – ławice, płaty lub warstwy chmur, ułożone sposób, wyglądem przypominający sieć lub plaster miodu; Duplicatus (du) – ławice, płaty lub warstwy chmur, ułożone jedna nad drugą na nieco różnych poziomach, niekiedy częściowo połączone ze sobą; Perlucidus (pe) – ławica, płat lub warstwa chmur o wyraźnych, przerwach między członami przez które widoczne są Słońce, Księżyc, błękit nieba lub wyżej położone chmury; Opacus (op) – ławica, płaty lub warstwa chmur, których większa część jest na tyle nieprzeświecająca, że całkowicie zasłania Księżyc lub Słońce.

Zjawiska towarzyszące chmurom Incus (inc) – górna część chmury Cb, rozpostarta w kształcie kowadła o gładkim, włóknistym lub prążkowanym kształcie. Mamma (mam) – określenie to stosuje się do wszystkich chmur, w których poniżej dolnej podstawy zwisają wypukłości w kształcie wymion. Odmiana ta występuje zwłaszcza przy chmurach Sc i Cb u ich podstawy lub, jak to ma najczęściej miejsce u Cb, w dolnej części kowadła. Virga (vi) – pionowe lub ukośne smugi opadu, które wychodzą z dolnej powierzchni chmury i nie dosięgają ziemi. Praecipitatio (pra) – opad (deszcz, mżawka, śnieg, ziarna lodowe, grad itp.) padający z chmury i dochodzący do powierzchni ziemi. Arcus (arc) – gęsty, poziomy wał o mniej lub bardziej postrzępionych brzegach, znajdujący się na czole dolnych części niektórych chmur i przy dużej długości przyjmujący wygląd ciemnego, groźnego łuku. Tuba (tub) – kolumna lub lej, wyrastające z podstawy chmur. Zjawisko to wskazuje na istnienie mniej lub bardziej silnego wiru.

Chmury powstają, gdy powietrze osiągnie stań przesycenia. W rzeczywistych warunkach dochodzi do tego w wyniku ochłodzenia powietrza podczas wznoszenia. Wznoszące się masy powietrza rozprężają się i ich temperatura spada. W miarę spadku temperatury wzrasta wilgotność względna, aż do momentu, gdy osiągnie 100%. Przy dalszym wznoszeniu i ochładzaniu część pary wodnej ulega skropleniu lub krystalizacji. Para wodna ulega skropleniu lub krystalizacji na drobniutkich cząsteczkach aerozolu, jeżeli aerozol ten ma właściwości higroskopijne kropelki lub kryształki mogą tworzyć się gdy wilgotność powietrza jest mniejsza od 100%.

procesy prowadzące do osiągnięcia przesycenia

Chmury konwekcyjne

Chmury konwekcyjne powstające w wyniku konwergencji

Chmury orograficzne

Chmury orograficzne – falowe powietrze wilgotne powietrze suche poziom kondensacji 3 powietrze wilgotne powietrze suche poziom kondensacji 2 poziom kondensacji

Chmury frontowe 500-1000 km Ci Cs As Ns

Typy mgieł radiacyjne adwekcyjne orograficzne z parowania

Jak powstają kropelki ? Kiedy powietrze jest nasycone, rozpoczyna się proces kondensacji pary wodnej na jądrach kondensacji (~ 0.2 μm) i powstają drobniutkie kropelki. Zatem kropelki powstają dzięki kondensacji. Czy kondensacja wystarczy, by kropelki urosły do rozmiarów kropli deszczowych? NIE! Ponieważ chmura składa się z miliardów malutkich kropelek, które pochłonęły całą dostępną wodę. Proces wzrostu do rozmiarów kropli deszczowych trwałby kilka dni! Kondensacja nie jest wystarczająco efektywna!

Dlaczego z niektórych chmur pada deszcz a z innych nie ? kropelki chmurowe mają niewielkie rozmiary 20 μm Niewielki prąd wstępujący utrzymuje je wewnątrz chmury. Te, które opuszczą chmurę wyparują przed dotarciem do Ziemi Although all clouds contain water, why do some produce precipitation and others not? This seemly simple question perplexed meteorologists for many years. First cloud droplets are very tine, averaging under 20 micrometers in diameter. For comparison, human hair is about 75 micrometers in diameter. Second, because of their small size, the rate at which cloud droplets fall is incredibly slow. An average cloud droplet falling from a cloud base at 1000 m would require several hours to reach the ground. However, it would never complete its journey. This cloud droplet would evaporate before it fell a few meters from the cloud base into the unsaturated air below. How large must a droplet grow in order to fall as precipitation? A typical raindrop has a diameter of about 2000 micrometers or 100 times larger than the diameter of cloud droplets. The volume of a typical raindrop is a million times that of a cloud droplet. Thus, for precipitation to form, cloud droplets must grow in volume by roughly one million times. Jak duże muszą być kropelki by dotrzeć do Ziemi przed całkowitym wyparowaniem? Typowa kropla deszczu ma średnicę 2000 μm, 100 razy większy niż typowa kropla chmurowa. Aby powstał opad kropelki muszą powiększyć swe rozmiary około milionkrotnie.

Jak w takim razie powstaje opad?

Powstawanie deszczu w ciepłych chmurach W ciepłych chmurach (gdy temperatura powietrza na wszystkich poziomach jest dodatnia), kropelki dorastają do rozmiarów kropli deszczowych w wyniku zderzeń i koalescencji zderzenie – mała kropelka przyłącza się do dużej w wyniku przypadkowego zderzenia koalescencja – duża szybciej opadająca kropla wymywa mniejsze wolno spadające kropelki chmurowe znajdujące się na drodze spadku

Wzrost kropelek w ciepłych chmurach – zderzenia i koalescencja Spadające kropelki zderzają się ze sobą łącząc się lub rozpadając (aby kropelki mogły się zderzać muszą mieć promień 19 μm). Wzrost kropel nad drodze zderzeń nazywa się koalescencją Proces jest bardziej efektywny dla większych kropel; zależy również od intensywności turbulencji, ładunków elektrycznych kropel itp.

Proces koalescencji

Wzrost kropelek w ciepłych chmurach – zderzenia i koalescencja Wzrastając kropelki w chmurach mają różne wielkości Kropelki większe spadają szybciej, mniejsze wolniej (prędkość opadania wynika z prawa Stokesa: w=k1R2)

Prędkość opadania kropli Krople opadają z prędkością zależną od ich wielkości. Ponieważ po wypadnięciu z chmury znajdują się one w powietrzu nienasyconym – parują. Krople o różnej wielkości mogą przebyć różną drogę zanim wyparują. Rodzaj średnica [cm] prędkość opadania [m/s] droga przebyta przed wyparowaniem [m] jądra kondensacji typowa kropla chmurowa duża kropla chmurowa mżawka mała kropla deszczu typowa kropla deszczu duża kropla deszczu 0.00002 0.002 0.01 0.02 0.1 0.2 0.5 0.0000001 0.27 0.70 4.0 6.5 9.0 - 1 25 70 400 650 900

rozmiary kropli deszczu zależą od: wodności chmury – więcej wody, większe krople deszczowe rozkładu rozmiarów kropel – większe różnice rozmiarów, większe krople deszczowe grubości chmury – grubsza chmura – większe krople deszczowe siły prądu wznoszącego - większy prąd – większe krople deszczowe łądunku elektrycznego niesionego przez kropelki ładunki przeciwne – większe krople

Opad z chmur ciepłych Kropelka wody wznoszona i opadająca przez ciepłą chmurę może urosnąć na drodze zderzeń i koalescencji i wypaść z chmury jako duża kropla deszczu.

Powstawanie opadu w chmurach mieszanych Ciśnienie pary wodnej nasyconej nad powierzchnią wody jest większe niż nad lodem. Oznacza to, że nasycenie, nad lodem pojawia się, gdy nad wodą powietrze może być jeszcze nienasycone

Typowy rozkład wody i lodu w chmurze Cumulonimbus strefa chłodna tylko lód Kropelki wody w temperaturach ujemnych nazywa się przechłodzonymi kropelkami. Jeden kryształek lodu przypada na milion kropelek wody strefa mieszana woda i lód strefa ciepła tylko woda

Wzrost kryształków Wzrost kryształków jest dominującym procesem powstawania opadu w chmurach nimbostratus i cumulonimbus

Spadające płatki śniegu wymywają przechłodzone kropelki

Procesy powstawania opadów w chmurach o budowie mieszanej Proces koalescencji może doprowadzić do wzrostu kropelek w chmurach ciepłych. W umiarkowanych szerokościach geograficznych dla powstawania opadów kluczowe znaczenie mają procesy zachodzące w chmurach o budowie mieszanej i procesy nukleacji kryształków lodu.

Nukleacja kryształków lodu Istnieją różne procesy prowadzące do nukleacji kryształków lodu: 1. spontaniczne bądź homogeniczne zamarzanie – poniżej -40oC kropelki wody zamarzają spontanicznie. zamarzanie kropelek wody zawierających już kryształki lodu (możliwe w temperaturach wyższych od -40oC) zamarzanie kontaktowe przy uderzaniu przechłodzonej kropelki wody o jądro kondensacji bezpośrednia resublimacja na jądrach kondesacji – jest możliwa dla cząstek o rozmiarach 0.1 μm i mniejszych i zależy od kształtu kryształków

Proces Bergerona-Findeisena Prężność pary wodnej nasyconej dla wody przechłodzonej jest wyższa niż dla lodu. Dlatego dla temperatur, przy których różnice te są największe, kropelki wody szybko parują (powietrze nie jest dla nich nasycone) a kryształki lodu szybko przyrastają (para przesycona). Dzięki temu transferowi wilgoci mogą wzrosnąć do rozmiarów umożliwiających opad.

Procesy wzrostu kryształków - proces Bergerona-Findeisena

Procesy wzrostu kryształków

Kształty kryształków Z powodu heksagonalnej struktury lodu aerozole o takim kształcie są dobrymi jądrami kondensacji przy resublimacji. Później ewoluują na drodze różnych procesów

Powstawanie gradu Budowa gradzin sugeruje, iż wielokrotnie wznosiły się one i opadały w chmurze burzowej. Towarzyszyło temu topienie a następnie zamarzanie zewnętrznych warstw połączone z przyrastaniem na drodze zderzeń z płatkami śniegu.

Typy opadów – Virga Virga – opad, który wypadł z chmury, ale wyparował przed dotarciem do powierzchni Ziemi

Typy opadów – opady stałe Śnieg – opad stały składający się z kryształków lodu o w różnych formach. Krupa śnieżna – opad w postaci pozlepianych, nierozpuszczonych płatków śniegu o średnicy do 5 mm. Marznący deszcz – opad w postaci przechłodzonych kropelek deszczu (lub mżawki) zamarzających przy zetknięciu z przedmiotami na powierzchni ziemi. Grad – kawałki lodu o różnych wielkościach od małych do wielkości piłki golfowej. Znajdywano również gradziny o średnicy 14 cm!

Gradziny

ROSA ROSA – zbiór kropel wody tworzących się na powierzchni przedmiotów, na ziemi lub w pobliżu ziemi, wskutek kondensacji pary wodnej zawartej w otaczającym przezroczystym powietrzu. Rosa powstaje gdy powierzchnie oziębiają się poniżej temperatury punktu rosy powietrza otaczającego. ROSA BIAŁA – biały osad zmarzniętych kropel rosy

NALOT CIEKŁY NALOT CIEKŁY – błonka z kropelek wody, tworząca się na zimnych przeważnie pionowych, powierzchniach podczas pochmurnej i wietrznej pogody ZAMRÓZ – składa się z drobnych kryształków gęsto gęsto i zwarcie osadzonych na powierzchni; może występować również w postaci cienkiej warstwy gładkiego, przezroczystego lodu. Powstaje on jak nalot ciekły lecz jeśli przedmioty na których powstaje mają temperaturę ujemną

SZRON SZRON – osad lodu o wyglądzie krystalicznym, przybierający najczęściej kształt łusek, igieł, piór lub wachlarzy. Szron powstaje w podobny sposób jak rosa, lecz przy temperaturze poniżej 0° C.

SZADŹ SZADŹ – osad lodu, utworzony z ziarenek mniej lub więcej rozdzielonych pęcherzykami powietrza, ozdobiony niekiedy rozgałęzionymi kryształkami. Szadź powstaje przy nagłym zamarzaniu bardzo małych, przechłodzonych kropelek wody (mgły lub chmury), narastając niekiedy do stosunkowo znacznych grubości. Na gruncie i w pobliżu gruntu szadź osadza się na przedmiotach po stronie nawietrznej, na ich krawędziach i miejscach ostro zakończonych.

GOŁOLEDŹ GOŁOLEDŹ – Osad lodu na ogół jednorodny i przezroczysty, powstały wskutek zamarznięcia przechłodzonych kropelek mżawki lub kropel deszczu na powierzchniach o temperaturze niższej lub nieco wyższej od 0o C. Gołoledź może się tworzyć również wskutek zamarzania nieprzechłodzonych kropelek mżawki lub kropel deszczu, bezpośrednio po zderzeniu się z powierzchniami o temperaturze poniżej 0o C. Jest ona obserwowana na powierzchni ziemi, gdy krople deszczu padają przez dostatecznie grubą warstwę powietrza o temperaturze niższej od temperatury zamarzania. W atmosferze swobodnej gołoledź występuje jako zwarty i gładki typ oblodzenia (lód szklisty).

Wzrost opadu w chłodnych chmurach Agregacja – proces, w którym kryształki łączą się na skutek zderzeń Akrecja – proces w którym kryształki rosną przez przyłączanie przechłodzonych kropelek wody , które natychmiast zamarzają