Karlsruher Wolkenatlas

> Tworzenie się chmur
> Przykłady rodzajów chmur

Tworzenie się chmur

Zmiany wilgotności z wysokością
1. Ze wzrostem wysokości prężność pary wodnej zmniejsza się; zmniejsza się też wilgotność bezwzględna i właściwa. Jest to zupełnie zrozumiałe: wszak ciśnienie atmosferyczne i gęstość powietrza również zmniejszają się wraz ze wzrostem wysokości. Należy zwrócić jednak uwagę że procentowa zawartość pary wodnej w stosunku do zawartości gazów stałych w powietrzu również zmniejsza się z wysokością. Znaczy to, że prężność i gęstość pary wodnej zmniejsza się wraz ze wzrostem wysokości szybciej (nawet znacznie szybciej) niż ogólne ciśnienie i ogólna gęstość powietrza.
Uwarunkowane to jest tym, że para wodna stale przedostaje się do atmosfery od dołu i, rozprzestrzeniając się stopniowo ku górze, ulega w mniej lub bardziej wysokich warstwach atmosfery kondensacji wskutek spadku temperatury. Dlatego w dolnych warstwach atmosfery jest jej więcej w stosunku do powietrza suchego niż w górnych.
W poszczególnych przypadkach zmniejszanie się wilgotności powietrza wraz ze wzrostem wysokości przebiega różnie w zależności od warunków mieszania się powietrza oraz od pionowego rozkładu temperatury. Jednak na ogół prężność pary wodnej, jak było już wspominane, wraz ze wzrostem wysokości maleje. Wraz z prężnością pary wodnej, mniej więcej tak samo szybko, zmniejsza się ze wzrostem wysokości również wilgotność bezwzględna i właściwa. W ten sposób połowa całej pary wodnej przypada na dolne 1,5 km atmosfery i ponad 99% - na troposferę.
W górach zawartość wilgoci w powietrzu jest nieco większa niż na tych samych wysokościach w swobodnej atmosferze, co łatwo wytłumaczyć tym, że tu bliżej znajduje się źródło wilgoci- powierzchnia Ziemi. Istnieją empiryczne wzory do obliczeń zmian prężności pary wodnej i wilgotności właściwej, z wysokością w górach i w swobodnej atmosferze.
2. Wilgotność względna zmienia się z wysokością z mniejszą regularnością niż prężność pary wodnej. Na ogół z wysokością ona się zmniejsza, lecz na tych poziomach, na których tworzą się chmury, wilgotność względna oczywiście jest podwyższona. W warstwach gdzie występują inwersje temperatury gwałtownie ona maleje (wskutek zwiększenia się temperatury).
3. Znając pionowy rozkład wilgotności bezwzględnej można obliczyć, ile pary wodnej zawarte jest w całym słupie powietrza nad jednostką obszaru powierzchni Ziemi. Wartość ta nazywa się wodą osadzoną. Lepiej byłoby ją nazwać zapasem wilgoci w słupie atmosfery. Nad każdym metrem kwadratowym powierzchni Ziemi powietrze zawiera średnio 28,5 kg pary wodnej (należy pamiętać, że ciężar całego powietrza nad każdym metrem kwadratowym powierzchni Ziemi przy średnim ciśnieniu atmosferycznym przekracza 10 t, tj. trzystukrotnie jest większy od ciężaru pary wodnej).
Kondensacja w atmosferze
1. Kondensacja- przejście wody ze stanu gazowego w stan ciekły- odbywa się w atmosferze drogą tworzenia się nadzwyczaj drobnych kropelek o średnicy rzędy kilku mikronów. Większe krople powstają drogą łączenia się drobnych kropelek lub topnienia kryształków lodu.
Kondensacja rozpoczyna się gdy powietrze osiąga stan nasycenia, co najczęściej zdarza się w atmosferze przy spadku jej temperatury. Para wodna, której ilość jest niewystarczająca do nasycenia powietrza, z chwilą spadku temperatury do temperatury punktu rosy staje się nasycona. Przy dalszym obniżeniu temperatury nadmiar pary wodnej, przekraczający ilość potrzebną do nasycenia, przechodzi w stan ciekły. Powstają zarodniki kropelek chmurowych, tj. początkowe zespoły drobin wody, które nadal rosną aż do rozmiarów kropelek, tworzących chmury. Jeżeli temperatura punktu rosy leży znacznie poniżej zera, wówczas powstają początkowo zarodniki, analogiczne do wspomnianych, na których rosną kropelki przechłodzone; lecz następnie te pierwotne kropelki zamarzają i na nich zaczynają się rozwijać kryształki lodu.
2. Ochładzanie powietrza odbywa się najczęściej adiabatycznie na skutek jego rozszerzania się, bez oddawania ciepła otoczeniu. Takie rozszerzanie zachodzi przeważnie przy wznoszeniu się powietrza do góry.
Z rozdziału II wiemy, że do chwili osiągnięcia przez powietrze stanu nasycenia ochładza się ono adiabatycznie o jeden stopień na każde 100m wznoszenia. Wobec tego dla powietrza, którego stan nie jest zbyt daleki od nasycenia, najzupełniej wystarczy wzniesienie się do góry o kilkaset metrów, w skrajnym przypadku o 1 do 2 km, by rozpoczęła się w nim kondensacja.
Mechanizmy takiego wznoszenia się powietrza bywają różne. Powietrze może się wznosić podczas procesu turbulencji w postaci nieuporządkowanych wirów. Może ono się wznosić również w postaci mniej lub bardziej silnych prądów konwekcyjnych. Często zachodzi wznoszenie się dużych ilości powietrza na frontach atmosferycznych, przy czym powstają wówczas układy chmur, pokrywające powierzchnie o setkach tysięcy kilometrów kwadratowych. Wznoszenie się powietrza może się odbywać również w grzbietach fal atmosferycznych, wskutek czego mogą powstawać chmury na tych wysokościach, na których istnieje ruch falowy.
Zależnie od mechanizmu wznoszenia się powietrza powstają różne rodzaje chmur. Przy tworzeniu się mgieł główną przyczynę oziębienia powietrza stanowi już nie jego adiabatyczne wznoszenie, lecz przekazywanie ciepła z powietrza ku powierzchni Ziemi.
W atmosferze zachodzi nie tylko tworzenie się kropelek, lecz również sublimacja- powstawanie kryształków, przechodzenie pary wodnej bezpośrednio w stan stały. Opady stałe, pochodzące z chmur, najczęściej mają wyraźną budowę krystaliczną: wszystkim znane są złożone kształty płatków śniegu- sześciopromienne gwiazdki o licznych rozgałęzieniach.
W chmurach i w opadach występują również kryształki o bardziej prostych kształtach, jak i zamarznięte kropelki wody. Kryształki tworzą się również na powierzchni Ziemi i na przedmiotach przy ujemnych temperaturach (szron, szadź i in.).
Szerzej pojęty termin kondensacja oznacza zwykle “kondensację i sublimację łącznie”.

Jądra kondensacji
1. Powstawanie przy kondensacji kropelek wody w atmosferze odbywa się zawsze na tzw. jądrach kondensacji. Jeżeli zarodnik kropelki powstaje bez jądra, jest on wówczas chwiejny; drobiny łączące się w zespoły natychmiast rozpadają się ponownie. Rola jądra kondensacji polega na tym, że - dzięki swym właściwościom higroskopijnym - zwiększa stabilność powstałego zarodnika kropelki. Gdyby usunąć sztucznie z powietrza jądra kondensacji, to kondensacja nie będzie w nim zachodziła nawet przy przesyceniu powietrza. Jednak jądra kondensacji zawsze są w atmosferze i dlatego nie obserwuje się w niej cokolwiek większych przesyceń. Domieszki aerozoli w powietrzu odgrywają przeważnie jąder kondensacji.
Najważniejszymi jądrami kondensacji są cząstki rozpuszczalnych soli higroskopijnych zwłaszcza soli morskiej , obecność, której można zawsze stwierdzić w wodzie opadowej. Trafiają one do powietrza w dużych ilościach podczas falowania morza i rozpryskiwania się wody morskiej oraz następującego po tym parowaniu kropelek w powietrzu. Na grzbietach fal tworzą się pęcherzyki (,,piana”), które następnie pękają w wyniku czego zachodzi rozpryskiwanie. Przy pęknięciu tylko jednego pęcherzyka powietrza o średnicy 6mm wytwarza
w niej mniej więcej 1000 kropelek. Podczas wiatru o prędkości 15m/s z 1cm2 powierzchni morza w ciągu jednej sekundy trafia do powietrza kilkadziesiąt byczych jąder kondensacji o ciężarze rzewndu10-15 g każde. Solne i w ogóle higroskopijne jądra trafiają do atmosfery również podczas rozpylania się gruntu.
Powstałe tą drogą jądra kondensacji mają rozmiary rzędu dziesiątych i setnych części mikrona (zresztą spotyka się niekiedy również “olbrzymie” jądra o rozmiarach przekraczających jeden mikron). Jądra kondensacji, wskutek swoich małych rozmiarów, nie opadają na Ziemię i przenoszone są prądami atmosferycznymi na duże odległości. Wskutek swoich własności higroskopijnych unoszą się często w atmosferze w postaci nadzwyczaj drobniutkich kropelek nasyconego roztworu solnego. Przy zwiększeniu się wilgotności względnej kropelki zaczynają rosnąć i przy wilgotności ok. 100% przekształcają się w widoczne dla oka kropelki chmur i mgieł.
Kondensacja odbywa się również na higroskopijnych cząstkach stałych i kropelkach, będących produktami spalania lub rozkładu organicznego. Są to: kwas azotowy, kwas siarkowy, siarczan amonu i in. W ośrodkach przemysłowych takich jąder kondensacji w atmosferze jest szczególnie dużo. Prawdopodobnie rolę jąder kondensacji odgrywają również niehigroskopijne, lecz zwilżane dostatecznie duże cząstki.
2. Liczba jąder kondensacji w jednym centymetrze sześciennym powietrza przy powierzchni Ziemi jest rzędu tysięcy i dziesiątków tysięcy cząstek. Wraz ze wzrostem wysokości liczba jąder szybko się zmniejsza; na wysokości 3-4 km liczba jąder kondensacji wynosi zaledwie setki cząstek w 1 cm3 .
Kropelki chmur tworzą się w rzeczywistych warunkach atmosferycznych nie na wszystkich jądrach kondensacji, lecz tylko na największych. Kondensację na pozostałych, mniejszych jądrach można otrzymać w warunkach sztucznych przy mniej lub bardziej znacznym przesyceniu powietrza.
3. Przez pewien czas przypuszczano, że rozwój kryształków lodowych w atmosferze odbywa się na specjalnych jądrach sublimacji. Obecnie istnieją podstawy do przypuszczenia, że kropelki zarodnikowe zawsze początkowo powstają na jądrach kondensacji. Przy temperaturach ujemnych kropelki te znajdują się w stanie przechłodzonym, lecz przy dostatecznie niskich, ujemnych temperaturach elementy kropelkowe zamarzają i dalej na nich rozwijają się kryształki. Stężenie kryształków lodowych w chmurach (ich liczba na jednostkę objętości) jest znacznie mniejsza niż stężenie kropelek wody, a powstają one przy bardzo dużym przesyceniu powietrza względem lodu. Dlatego kryształki szybko rosną na drodze sublimacji, osiągając rozmiary dziesiątków mikronów. Możliwe jest, że bodźcem do zamarzania kropelek są występujące w powietrzu szczególne jądra zamarzania, których jednak natura chemiczna i mechanizm działania są jeszcze nie zupełnie jasne.      



Przykłady rodzajów chmur

Cirrus:
Cirrus (chmury pierzaste), Cirrocumulus (chmury kłębiasto-pierzaste) oraz
Cirrostratus ( chmury warstwowo-pierzaste)-chmury piętra górnego-należą do najwyższych chmur troposfery. Występują przy najniższych temperaturach i składają się z kryształków lodowych. Z wyglądu chmury tych wszystkich trzech rodzajów są białe, na wpół przezroczyste, mało zasłaniające światło słoneczne. Różnice między tymi trzema rodzajami chmur są następujące. Cirrus (pierzaste) wyglądają jak pojedyncze delikatne włókna, ławice lub wąskie pasma o strukturze włókniste. Cirrocumulus (kłębiasto- pierzaste)- są to ławice, płaty lub warstwy o wyraźnie zaznaczonej budowie, składającej się z bardzo drobnych ziarenek, kłaczków, zmarszczek, kędziorków. Często są one podobne do zmarszczek na powierzchni wody lub piasku. Cirrostratus (warstwowo-pierzaste) mają wygląd cienkiej przejrzystej białawej zasłony, pokrywającej niebo całkowicie lub częściowo. Niekiedy można w nich wyróżnić włóknistą strukturę. Chmury te powodują często występowanie zjawisk optycznych, tzw. halo, tj. jasnych lekko zabarwionych pierścieni (kręgów) dookoła tarcz niebieskich ciał świecących (Słońca, Księżyca) o promieniach 22 i 46° albo kombinacji łuków tych kręgów. Zjawiska te powstają wskutek załamania światła w kryształkach lodowych, z których składają się chmury, oraz odbicia światła od ich krawędzi


Cirrocumulus:
Altocumulus (chmury średnie kłębiaste), chmury piętra średniego-są to warstwy lub ławice chmur białych lub szarych (bądź częściowo białych, częściowo szarych). Są one dość cienkie, pomimo to jednak mniej lub bardziej zacieniają Słońce. Te warstwy lub ławice są złożone z płatów, zaokrąglonych brył, walców itd., często ułożonych szeregami. Pozorna szerokość tych elementów chmurowych na sklepieniu niebieskim wynosi 1-5°. Gatunki chmur średnich kłębiastych są bardzo różnorodne. Charakterystycznym dla nich zjawiskiem optycznym są wieńce-barwne pierścienie o stosunkowo (kilka stopni) promieniu, otaczające ciało niebieskie (Słońce, Księżyc). Są one spowodowane ugięciem światła w kropelkach wody, z których składają się chmury. W chmurach średnich kłębiastych można obserwować również iryzację: brzegi chmur zwrócone ku Słońcu mają zabarwienie w kolorach tęczy. Iryzacja wskazuje również, że chmury średnie kłębiaste składają się z bardzo malutkich jednorodnych, przy niskich temperaturach przechłodzonych, kropelek wody.

Cirrostratus:
Cirrostratus (Cs) - chmury warstwowo - pierzaste. Jest to delikatna biała zasłona (lub woal), która nie zaciera konturów słońca lub księżyca, lecz powoduje zjawisko halo1(rys. 58 B). Jest ona niekiedy przejrzysta i nadaje błękitowi nieba tylko mleczną barwę; niekiedy ma budowę włóknistą o pasmach poplątanych. Wysokość występowania 6,5 - 10 km.

Altocumulus:
Altocumulus (Ac) - chmury średnie kłębiaste. Tworzą one warstwę lub ławicę złożoną z płaskich brył lub walców. Najmniejsze warstwy, które są jeszcze regularnie ułożone, są cienkie i miejscami mają cienie. Pojedyncze elementy układają się w grupy, ciągi i zwoje w jednym lub dwu kierunkach. Wysokość występowania 3 - 5.5 km.

Altostratus:
Altostratus (chmury średnie warstwowe) w zasadzie należą również do piętra średniego, jednak ich górne części mogą przenikać i do piętra górnego. Ich pionowa grubość wynosi już kilometry; jest to płat lub warstwa chmur. szarawych albo niebieskawych, pokrywających niebo całkowicie lub częściowo. Przynajmniej w niektórych miejscach tych chmur można widzieć tarczę Słońca lub Księżyca, jednak tylko w postaci rozmazanej plamy, jak gdyby przez matowe szkło. Chmury średnie warstwowe są typowymi chmurami mieszanymi: obok nadzwyczaj drobnych kropelek wody występują w nich również drobne płatki śniegu. Dlatego takie chmury dają opady. Opady te jednak są bardzo słabe i podczas ciepłej pory roku z reguły wyparowują w drodze ku powierzchni Ziemi. W zimie z tych chmur pada często drobny śnieg.

Stratocumulus:
Stratocumulus (chmury kłębiasto - warstwowe) są położone w dolnym piętrze i składają się z ławic lub warstw szarych lub białawych chmur, mających prawie zawsze niektóre części o ciemniejszym zabarwieniu. Chmury te zbudowane są z takich samych elementów jak i chmury średnie kłębiaste: z płatów, zaokrąglonych brył, walców ; jednak człony te są większe niż w przypadku Altocumulus. Człony te są ułożone przeważnie regularnie szeregami. W większości przypadków chmury kłębiasto - warstwowe składają się z drobnych, jednorodnych kropelek, przy ujemnych temperaturach przechłodzonych, i nie dają opadów. Zdarza się jednak, że pada z nich słaba mżawka lub przy niskich temperaturach bardzo drobny śnieg.

Stratus:
Stratus (chmury niskie warstwowe) są również położone w dolnym piętrze atmosfery. Są to chmury najbliższe powierzchni Ziemi: na terenie równinnym ich wysokość nad powierzchnią Ziemi może wynosić zaledwie kilkadziesiąt metrów. Jest to z wyglądu jednorodna, szara warstwa, składająca się z kropelek wody, z której może padać mżawka. Lecz przy dostatecznie niskich temperaturach występują w tych chmurach elementy stałe; wówczas mogą wypadać z nich na Ziemię słupki lodowe, drobny śnieg lub krupa śnieżna. Zjawisko halo w chmurach tych nie występuje; tarcza słoneczna, o ile prześwieca przez chmury , ma wyraźne zarysy. Czasami chmury niskie warstwowe mają postać postrzępionych ławic; wówczas nazywają się Fractostratus (chmury niskie warstwowe, postrzępione).

Nimbostratus:
Nimbostratus ( chmury warstwowe deszczowe ) mają wspólne pochodzenie z Altostratus ( chmurami średnimi warstwowymi ). Tworzą one warstwę o znacznej grubości, dochodzącej do kilku kilometrów, mającej początek w piętrze dolnym i rozprzestrzeniającej się do piętra średniego, a często również i do górnego. W górnej części warstwy budowa tych chmur jest podobna do budowy tych chmur Altostratus ( średnich warstwowych ), natomiast w dolnej mogą one zawierać również duże krople wody oraz płatki śniegu. Dlatego warstwa tych chmur ma wygląd bardziej ciemnoszary; tarcze ciał niebieskich przez nią nie przeświecają. Z tych chmur z reguły pada ciągły deszcz lub śnieg, dosięgający powierzchni Ziemi. Pod warstwą chmur warstwowych deszczowych występują często bezkształtne skupienia niskich poszarpanych chmur, szczególnie " ponurych '' na tle chmur warstwowych deszczowych.

Cumulus:
Cumulus (chmury kłębiaste) - są to oddzielne chmury występujące w piętrach dolnym i środkowym, z reguły gęste, o wyraźnie zarysowanych konturach, rozwijające się w kierunku pionowym w kształcie pagórków, kopuł lub wież, których część przypomina kalafior. Oświetlone przez Słońce części tych chmur są przeważnie lśniąco białe. Ich podstawy są stosunkowo ciemne i mniej lub bardziej poziome. Pod Słońce wydaje się, że chmury są ciemne, otoczone jasną obwódką. Chmury kłębiaste występują często tak licznie, że tworzą ławice. Czasami mają one postrzępione brzegi i wówczas noszą nazwę Fractocumulus (chmury kłębiaste postrzępione). Chmury kłębiaste składają się tylko z kropel wody i zwykle opadów nie dają. Jednak w obszarach zwrotnikowych, gdzie wodność chmur jest duża, wskutek łączenia się poszczególnych kropli, chmury te mogą dawać nieduże deszcze.

Cumulonimbus:
Cumulonimbus (chmury kłębiaste deszczowe) stanowią dalsze stadium rozwojowe chmur kłębiastych. Mają one postać potężnych mas kłębiastych o dużej pionowej rozciągłości w kształcie gór i wielkich wież i sięgają często od piętra dolnego aż do górnego. Przesłaniając Słońce, mają "ponury" wygląd i zmniejszają w dużym stopniu oświetlenie. Ich wierzchołki są spłaszczone mają włóknistą, prążkowaną strukturę i często charakterystyczny kształt kowadła. W górnych częściach chmury kłębiaste deszczowe składają się z kryształków lodu, natomiast w dolnych - z kryształków lodu oraz kropelek wody różnych wielkości, do największych włącznie. Dają one opady przelotne (ulewy); są to deszcze o dużym natężeniu, którym towarzyszy niekiedy grad, a w zimie - obfity, gęsty śnieg i krupa. Związane są z nimi często zjawiska burzowe. Dlatego chmury te nazywane są też chmurami burzowymi. Na ich tle obserwuje się często tęczę. Pod podstawą tych chmur, podobnie jak i pod podstawą chmur warstwowych deszczowych, występują często skupienia chmur postrzępionych (gatunku Fractostratus lub Fractocumulus ).

a_cum.gif (172326 bytes)


Literatura


WMO, International Cloud Atlas, Volume II. Selbstverlag des Deutschen Wetterdienstes, Offenbach 1990
 
Scorer, R. Clouds of the World. Lothian Publishing Co. Ltd, Melbourne 1972
 
Heyer, E. Witterung und Klima: eine allgemeine Klimatologie. BSB Teubner, Leipzig 1988
 
Lauer, W. Klimatologie. Westermann, Braunschweig 1993