Zjawiska i procesy fizyczne, którymi zajmuje się meteorologia, zachodzą w atmosferze. Atmosfera jest to warstwa gazów otaczająca kulę ziemską, przy czym zwykliśmy ją dzielić na następujące części:
· troposferę, sięgającą do wysokości około 11 km,
· stratosferę, sięgającą do około 80 km,
· termosferę (zwaną również jonosferą) sięgającą do około 800 km
· egzosferę występującą powyżej 800 km.
Te części atmosfery nie są od siebie wyraźnie oddzielone, a ich wysokość zależy od miejsca nad kulą ziemską i od pory roku. Dla przykładu: nad równikiem troposfera sięga do wysokości około 16 000 m, zaś nad biegunami tylko do około 8000 m.
W naszych dalszych rozważaniach będą nas interesowały przede wszystkim fizyczne własności troposfery, a to: jej temperatura, ciśnienie i wilgotność powietrza. Czynniki te wpływają w zasadniczy sposób na ruch powietrza i na tworzenie się chmur. Dla szybownictwa ruch powietrza ma wielkie znaczenie nie tylko jako wiatr, ale przede wszystkim jako prądy pionowe. Zachmurzenie pozwala pilotowi naocznie ocenić, czy i z jakimi prądami pionowymi się spotka. Zanim do tego dojdziemy omówimy pokrótce wymienione czynniki meteorologiczne.
Temperatura powietrza w troposferze stopniowo maleje do około -56°C (średnio około 0,6°C na każde 100 m wysokości). Na większych wysokościach utrzymuje stałą wielkość, aby następnie po przejściowym wzroście i spadku nadal wzrastać. Temperatura ulega zmianom wskutek dopływu energii cieplnej do atmosfery dzięki promieniowaniu słonecznemu i wskutek jej odpływu poprzez wypromieniowanie ziemi.
Ciśnienie atmosferyczne maleje z wysokością. Jego przebieg ilustruje rysunek l. Dla nas większe jednak znaczenie ma poziomy rozkład ciśnienia, który powoduje powstawanie i zanikanie wyżów i niżów barometrycznych, tj. "układów barometrycznych kształtujących pogodę".
Wilgotność powietrza zależy od ilości pary wodnej zawartej w jednostce objętości powietrza. Zwykle posługujemy się dwoma określeniami:
· wilgotność bezwzględna, tj. ciśnienie pary wodnej przy danej temperaturze powietrza (podane w jednostkach ciśnienia) lub ilość pary na jednostkę objętości powietrza (w g/m3);
· wilgotność względna, tj. stosunek ciśnienia pary wodnej zawartej w powietrzu przy danej temperaturze do tego ciśnienia, które wywierałaby ilość pary wodnej nasycająca powietrze przy tej samej temperaturze.
Skoro znamy już fizyczne własności atmosfery ziemskiej (powietrza), zastanówmy się nad tym, co powoduje jego ruch. Otóż przyczyną powstawania poziomego ruchu powietrza jest nierównomierny rozkład ciśnień (w poziomie). Ten nierównomierny rozkład ciśnień powstaje w wyniku nierównomiernego nagrzewania się powierzchni ziemi (powietrze nagrzane jako lżejsze - wznosi się, powietrze zimne - jako cięższe - opada). Oczywiście inaczej nagrzewa się ziemia w okolicach równika, a inaczej w pobliżu biegunów. Również niejednakowo nagrzewa się ląd i woda. Gdy więc powstanie różnica temperatur, a więc i różnica ciśnień (w poziomie), cząstki powietrza będą dążyć do przemieszczania się od obszaru podwyższonego ciśnienia ku obszarom niższego ciśnienia.
Niestety, zagadnienie to nie przedstawia się aż tak prosto, jak mogłoby się na pierwszy rzut oka wydawać. Ponieważ powietrze porusza się względem obracającej się Ziemi, więc obrót Ziemi wpływa na ruch powietrza pod postacią siły odchylającej (siły Coriolisa), przy czym odchylenie od pierwotnego kierunku ruchu następuje w prawo na półkuli północnej, w lewo zaś na półkuli południowej.
To jednak jeszcze nie wszystko. Tarcie powietrza o powierzchnię ziemi powoduje dalsze zmiany kierunku ruchu powietrza. W ostatecznym wyniku wiatry w rejonach obniżonego ciśnienia, tzw. niżach, wieją przeciwnie do ruchu wskazówek zegara z odchyleniem w lewo, tj. ku środkowi niżu. W rejonach podwyższonego ciśnienia, tzw. wyżach, wiatry wieją zgodnie z ruchem wskazówek zegara z odchyleniem również w lewo, tj. na zewnątrz układu (rys. 2 i 3) Na półkuli południowej kierunki wiatrów w niżu i wyżu barometrycznym są odwrotne, lecz odchylenia nadal pozostają ku środkowi niżu i od środka wyżu.
Teraz, gdy już wiemy co powoduje ruch powietrza i jak on powstaje, rozpatrzmy to zagadnienie dla całej kuli ziemskiej, biorąc pod uwagę, że strefa równika jest pod względem nagrzewania silnie uprzywilejowana, natomiast okolice biegunów mają stały niedobór ciepła. Naturalną konsekwencją tego byłoby stale unoszenie się rozgrzanego powietrza nad równikiem i stałe opadanie powietrza nad biegunami. Oczywiście uniesione nad równikiem ciepłe powietrze przemieszczałoby się górą ku biegunom, aby po ochłodzeniu i opadnięciu w rejonie biegunów wracać na małej wysokości ku równikowi stopniowo się ogrzewając.
Niestety, ten obraz krążenia powietrza nad powierzchnią Ziemi z dwóch zasadniczych przyczyn ulega poważnym komplikacjom. Pierwszą z tych przyczyn jest obrót Ziemi, drugą niejednorodność jej powierzchni. Rozpatrzmy je kolejno.
Unoszące się nad równikiem ciepłe powietrze skierowuje się na większych wysokościach ku północy. Wskutek odchylającego wpływu obrotu Ziemi (na naszej półkuli w prawo) kierunek tego powietrza stopniowo się zmienia na zachodni (tj. z zachodu - a więc ku zachodowi). Całkowita zmiana kierunku ruchu powietrza z południowego na zachodni następuje w okolicy 30 równoleżnika. Warto tu zwrócić uwagę, że obwód Ziemi wzdłuż 30 równoleżnika jest o przeszło 10% mniejszy niż wokół równika, co powoduje w omawianym przypadku skupienie powietrza, podwyższenie ciśnienia, prąd opadający, a w wyniku - powrót powietrza na małych wysokościach ku równikowi. Powracające powietrze znów podlega odchyleniu w prawo, więc jego początkowy północny kierunek (z północy ku południowi) ulega zmianie na wschodni (ze wschodu na zachód). I tak zamyka się pierwszy ze stałych obwodów krążącego powietrza (patrz rys. 4).
Drugi podobny obwód powstaje pomiędzy pasem wysokiego ciśnienia w okolicy 30 równoleżnika oraz pasem niskiego ciśnienia w okolicy 60 równoleżnika. W oparciu o podane wyżej zasady rozkład zasadniczych kierunków wiatrów przedstawia się tu następująco: dołem wieją wiatry o przeważających kierunkach południowo-zachodnich (z południowego zachodu), górą natomiast przeważają kierunki północno-wschodnie.
I wreszcie trzecia strefa - w pobliżu bieguna - charakteryzuje się podwyższonym ciśnieniem, a więc prądami opadającymi nad biegunem i wstępującymi (wznoszącymi) w obszarze niższego ciśnienia w okolicach 60 równoleżnika.
W wyniku ogólnej cyrkulacji w atmosferze masy powietrza pozostają przez dłuższy czas w rejonach podwyższonego ciśnienia nad jednym i tym samym obszarem oraz nabierają jednakowych cech fizycznych. W rezultacie, zależnie od geograficznego położenia tych obszarów, następuje podział mas powietrza na: masy powietrza zwrotnikowego zalegające obszar pomiędzy równikiem i 30 równoleżnikiem, masy powietrza arktycznego zalegające nad biegunami oraz masy powietrza polarnego zalegające obszar pośredni.
Pozostaje jeszcze do omówienia wpływ niejednorodności powierzchni Ziemi, który pozwala masom powietrza zalegającym te obszary geograficzne na przyjmowanie określonych cech fizycznych różniących poszczególne masy między sobą.
Niejednorodność powierzchni Ziemi polega na podziale na kontynenty i oceany, których powierzchnie niejednakowo się nagrzewają. Każda więc z wymienionych wyżej mas powietrza może dodatkowo zostać nazwana morską lub kontynentalną, zależnie od tego nad jakim podłożem zalega. I tak dochodzimy do podziału mas powietrza w naszym układzie europejskim na (patrz również rys. 15):
· powietrze arktyczno-morskie (PAm), kształtujące się między Grenlandią i Szpiebergen;
· powietrze arktyczno-kontynentalne (PAk), kształtujące się na północnych obszarach Europy w okolicach Morza Barentsa;
· powietrze polarno-morskie (PPm), kształtujące się nad Północnym Atlantykiem;
· powietrze polarno-kontynentalne (PPk), kształtujące się nad obszarami Syberii;
· powietrze zwrotnikowo-morskie (PZm), kształtujące się w rejonie Azorów;
· powietrze zwrotnikowo-kontynentalne (PZk), kształtujące się nad obszarami Bliskiego Wschodu.
Pozostaje jeszcze do omówienia sprawa bardzo ważna w meteorologii. Chodzi mianowicie o istnienie warstw powstających na granicach dwóch różnych mas powietrza. Warstwę taką nazywamy powierzchnią frontową lub w skrócie frontem. Zetknięcie się mas powietrza o różnych własnościach fizycznych powoduje wskutek wzajemnego oddziaływania powstawanie chmur, a raczej układów chmur charakterystycznych dla poszczególnych rodzajów frontów.
Fronty mogą być rozmaite. Ich charakter i nazwa zależą od tego, które z mas powietrza je kształtują, a także od tego czy napływające powietrze jest cieplejsze, czy też chłodniejsze od powietrza zalegającego w miejscu nadejścia frontu. Tak wie w oparciu o geograficzną klasyfikację mas powietrza front powstały na granicy powietrza arktycznego i polarnego nosi nazwę frontu arktycznego; zaś front powstały na granicy powietrza polarnego i zwrotnikowego nosi nazwę frontu polarnego.
Jeżeli front przemieszcza się od powietrza cieplejszego ku chłodniejszemu, to nosi on wówczas nazwę frontu ciepłego. Inaczej można powiedzieć, że jest to taki front, w którym powietrze ciepłe napływa w kierunku powietrza chłodniejszego. Ciepłe powietrze odznaczające się przy tym mniejszą gęstością wślizguje się nad powietrze chłodne tworząc powierzchnię frontu. To nachylenie jest bardzo małe, gdyż wyraża się wielkością 0,5 do 1%. Wskutek tak małego nachylenia pionowa składowa prędkości wślizgującego powietrza jest znikoma, co decyduje o warstwowym charakterze chmur towarzyszących frontowi ciepłemu. Oczywiście tak małe pionowe prędkości powietrza oraz towarzyszące im chmury warstwowe są niesprzyjające dla szybownictwa.
Zupełnie inaczej przedstawia się sytuacja, gdy napływa chłodne powietrze, tzn. gdy front przemieszcza się w kierunku od chłodnego powietrza ku powietrzu cieplejszemu. Chłodne powietrze jako gęstsze wciska się pod powietrze cieplejsze, a podczas dość szybkiego przemieszczania się (wskutek zahamowania w wyniku tarcia o powierzchnię Ziemi) powierzchnia frontu uwypukla się.
Jeśli przemieszczanie się frontu chłodnego nie następuje zbyt szybko, to wypierane powietrze ciepłe wznosi się do góry i wślizguje po powierzchni nasuwającego się powietrza chłodnego. Ten typ frontu nazywa się frontem chłodnym opóźnionym (rys. 6).
Inaczej przedstawia się sytuacja, gdy przemieszczanie się powietrza chłodnego jest szybsze. Powierzchnia frontu wówczas uwypukla się jeszcze bardziej, wypieranie powietrza ciepłego w górę jest energiczniejsze, ale jednocześnie powietrze ciepłe zalegające nad chłodnym ześlizguje się z jego powierzchni. Tam gdzie spotyka się powietrze wznoszące z powietrzem opadającym, powstaje inwersja (warstwa w której temperatura powietrza z wysokością rośnie - o czym będzie mowa dalej), która zmienia obraz przekroju tego frontu. Taki front nazywa się frontem chłodnym przyspieszonym (rys. 7).
Po zapoznaniu się z frontem ciepłym i chłodnym będzie już łatwo zrozumieć trudniejszą - bo bardziej złożoną - formę frontu zokludowanego lub w skrócie okluzji. Wyobraźmy sobie, że front chłodny posuwa się szybko naprzód (wieloletnie obserwacje wykazują, że średnia prędkość przemieszczania się frontów chłodnych wynosi około 50 km/h, frontów ciepłych natomiast tylko 25 km/h), tak że "dogania" znajdujący się przed nim front ciepły. Gdy to nastąpi, sytuacja przedstawi się następująco: z przodu znajduje się powietrze chłodne "ustępujące" przed frontem ciepłym i z tyłu znajduje się powietrze chłodne "doganiającego" frontu. Cieple powietrze znajduje się jedynie w wycinku pomiędzy tymi dwoma frontami. To właśnie jest front zokludowany, czyli okluzja (rys. 8).
Na tym jednak nie koniec. Okluzja może przedstawiać się rozmaicie, zależnie od tego czy powietrze przedfrontowe (chłodne powietrze przed frontem ciepłym) i powietrze zafrontowe (chłodne powietrze za frontem chłodnym) mają temperatury równe, czy różne. Jeśli te temperatury są równe, to okluzja ma charakter neutralny. Jeżeli chłodne powietrze przedfrontowe ma temperaturę niższą niż chłodne powietrze zafrontowe, to okluzja ma charakter frontu ciepłego. Nie trudno się teraz zorientować, że gdy jest odwrotnie, tzn. gdy chłodne powietrze zafrontowe ma temperaturę niższą niż chłodne powietrze przedfrontowe, to okluzja ma charakter frontu chłodnego.
Dokładniejsze opisywanie procesów zachodzących w poszczególnych rodzajach okluzji byłoby niecelowe, gdyż w partiach stykających się poszczególnych mas powietrza powtarzają się w zasadzie zjawiska opisane przy omawianiu frontu ciepłego i chłodnego. W rzeczywistości charakter frontu zokludowanego jest bardziej skomplikowany i może przybrać postać bardziej złożoną.
Wiemy doskonale, że wraz ze zmianami pogody w pierwszym rzędzie - zauważalnymi nawet dla laika - zmienia się zachmurzenie. Obserwując przekroje frontów atmosferycznych widzieliśmy również, że występowały tam różne rodzaje i układy chmur. Chmury występują nie tylko na powierzchniach frontowych, ale i w poszczególnych masach powietrza. Jednak aby zrozumieć kiedy, jak, dlaczego i jakie chmury mogą się tworzyć, musimy zapoznać się z niezwykle ważnym zagadnieniem - zagadnieniem wody w atmosferze.
Woda występuje w atmosferze pod trzema postaciami: jako gaz (para wodna), jako ciecz i jako ciało stałe (śnieg, lód). Ustawicznie przechodzi ona z jednego stanu skupienia w drugi, przy czym decydującą rolę odgrywa tu energia cieplna słońca. To pod jego wpływem paruje woda ze zbiorników, jakimi są oceany, morza, jeziora i rzeki. Również pod wpływem słońca woda paruje z powierzchni gruntu i z roślinności. W ten sposób woda przechodzi w stan gazowy, aby po ochłodzeniu skroplić się - tj. przejść w stan ciekły (chmury, deszcz), a przy dalszym ochłodzeniu zamarznąć - tj. przejść w stan stały. Możliwe jest również przejście wody ze stanu gazowego wprost w stan stały. Zjawisko takie nazywa się sublimacją.
Z kolei zjawiska wspomniane wyżej mogą zachodzić w odwrotnej kolejności, tzn. lód topnieje, woda paruje i tak w nieskończoność.
Zjawiska parowania, skraplania, krzepnięcia i topnienia znane są z podstawowej fizyki, jednak warto na chwilę wrócić do nich i przypomnieć sobie niektóre z podstawowych wiadomości. Chodzi mianowicie o warunki, w których następuje skraplanie, oraz o zagadnienie wymiany ciepła podczas zmian stanów skupienia. Obydwa te zagadnienia mają dla naszych meteorologicznych rozważań pierwszorzędne znaczenie.
A więc pierwsze zagadnienie - skraplanie się pary wodnej.
W jednostce objętości powietrza może pomieścić się tylko pewna ilość pary wodnej. Jeżeli będziemy usiłowali dostarczyć jej jeszcze więcej, to nadmiar wydzieli się w postaci kropelek wody, a więc nastąpi skroplenie. Zauważymy jednak, że ilość pary wodnej, która może pomieścić się w jednostce objętości powietrza nie jest zawsze taka sama i zależy od temperatury. Im niższa jest temperatura powietrza, tym mniej pary wodnej mieści się w jednostce objętości. Jeśli więc zaczniemy pewną ilość powietrza oziębiać, to w miarę spadku temperatury okaże się, że dojdziemy do stanu, gdy istniejąca aktualnie ilość pary wodnej okaże się maksymalnie możliwa do pomieszczenia w tym powietrzu. Mówimy wówczas, że osiągnięty został stan nasycenia i że wilgotność względna osiągnęła 100%. Dalsze ochładzanie spowoduje skroplenie się nadmiaru pary wodnej, a więc jej kondensację. Temperaturę zaś, przy której to nastąpiło nazywamy temperaturą punktu rosy.
W praktyce zagadnienie to wygląda następująco. Powietrze przy ziemi ogrzewa się, powiększa swoją objętość, a więc zmniejsza gęstość i jako lżejsze zaczyna się unosić. W miarę wznoszenia się powietrze rozpręża się i ochładza. Gdy zostanie osiągnięta temperatura punktu rosy, rozpoczyna się kondensacja, tzn. wydzielają się kropelki wody... powstaje chmura.
Aby być zupełnie ścisłym, trzeba jeszcze dodać, że dla rozpoczęcia procesu kondensacji muszą istnieć tzw. jądra kondensacji, tj. zawiesiny gazowe, płynne lub stałe, na których osadzają się powstające kropelki wody. Tych jąder kondensacji jest zwykle w powietrzu pod dostatkiem, tak że kondensacja następuje z reguły zaraz po osiągnięciu temperatury punktu rosy.
Warto dodatkowo wspomnieć, że ruch powietrza w górę może być spowodowany nie tylko poprzez ogrzanie się powietrza od powierzchni ziemi (wznoszenie konwekcyjne), ale również wskutek wznoszenia dynamicznego, a więc np. przy wślizgiwaniu się powietrza nad przeszkodę, jak to ma miejsce w przypadku napotkania na zbocza górskie.
Wróćmy teraz na krótko do drugiego ze wspomnianych zagadnień towarzyszących zmianom stanu skupienia wody - do zagadnienia wymiany ciepła. Chodzi o to abyśmy pamiętali, że podczas parowania wody trzeba jej dostarczyć pewną ilość ciepła - tzw. utajonego ciepła parowania. Ta ilość ciepła zostaje zwrócona, gdy zjawisko przebiega odwrotnie, tj. zostaje oddana podczas kondensacji - skraplania. W meteorologii ma to ogromne znaczenie, gdyż wyjaśnia powstawanie chmur o rozwoju pionowym. Rozpoczęty proces kondensacji w pewnych warunkach nie tylko nie ustaje, ale nawet przybiera na sile. Czynnikiem wpływającym na rozwój chmury w górę jest właśnie ta dodatkowa porcja energii cieplnej uwolniona pod postacią oddanego w czasie kondensacji, a pobranego uprzednio utajonego ciepła parowania.
Chmury będące jednym z widzialnych efektów kondensacji lub sublimacji pary wodnej w atmosferze składają się z maleńkich kropelek wody w stanie ciekłym lub stałym, które w sprzyjających warunkach mogą się powiększać i po przekroczeniu pewnej wielkości zaczynają opadać na powierzchnię ziemi: albo w postaci ciekłej - mżawki i deszczu, albo w postaci stałej - śniegu, krupy i gradu.
Rodzaje chmur mogą być rozmaite, tak jak rozmaite są procesy ich powstawania oraz okoliczności, w których powstają. Wiemy już na przykład, że jedna chmura może powstać w wyniku kondensacji pary wodnej, druga - w wyniku sublimacji. Będą to oczywiście różne od siebie chmury. Ale rodzaj chmury zależy także od tego czy powstaje ona w wyniku unoszenia się rozgrzanego powietrza, czy. też w wyniku ochładzania powietrza napływającego na przykład nad chłodne podłoże, albo też wskutek zmiany ilości pary wodnej zawartej w powietrzu.
Zanim przejdziemy do kolejnego omówienia chmur, zapoznajmy się z ich dwoma stosowanymi podziałami. Pierwszy podział uwzględnia rodzaj chmury. Mamy więc chmury pierzaste, warstwowe i kłębiaste. Drugi podział zależy od wysokości, na której chmury się znajdują. A zatem mogą być chmury: wysokie, średnie, niskie oraz chmury o rozwoju pionowym.
Chmura pierzasta - Cirrus (Ci). Jest to chmura wysoka. Jej podstawa zaczyna się nie niżej niż na wysokości 6000 m. Składa się z igiełek lodu. Chmura ta ma budowę włóknistą. Oglądana z ziemi - jest biała, przy czym wyglądem przypomina tzw. "włosy anielskie". Kształtem przypominać może pojedyncze maźnięcia pędzlem, pióra, kreski lub haczyki (Cirrus uncinus). Jest na ogół pierwszym zwiastunem pogarszania się pogody. Nie daje żadnego opadu.
Chmura kłębiasto-pierzasta - Cirrocumulus (Cc). Jest to chmura wysoka, która od opisanej chmury Cirrus różni się tym, że przybiera kształt ławicy składającej się z pączków lub płatków ułożonych w drobne fale. Na ogół występuje z innymi chmurami pierzastymi. Laicy często nazywają ją "barankami". Chmura ta nie daje żadnego opadu.
Chmura warstwowo-pierzasta - Cirrostratus (Cs). Należy ona do tej samej rodziny chmur wysokich, a różni się od wyżej opisanych warstwową budową. Zalega ona znaczną część nieboskłonu, zasłaniając mniej lub bardziej grubym woalem. Chmura ta nie przesłania całkowicie słońca czy księżyca, lecz powoduje załamywanie się promieni świetlnych dająca w efekcie tzw. "halo". Pojawienie się tego rodzaju chmur, zwłaszcza jeśli grubieją one ku zachodniemu krańcowi nieboskłonu, zapowiada zbliżanie się strefy opadów - zwykle nadejście frontu ciepłego.
Chmury pierzaste - omówione wyżej - nie mają dla szybownictwa większego znaczenia, gdyż nie towarzyszą im prądy wznoszące możliwe do wykorzystania przez szybowce. Składają się na to dwie przyczyny: chmury te są bardzo wysokie, a więc z reguły nie osiągalne w normalnych lotach szybowcowych, a ponadto prądy wznoszące towarzyszące chmurom pierzastym są słabe i o małym zasięgu - a więc nie wystarczają do ich praktycznego wykorzystania. Jedynym znaczeniem chmur pierzastych może być fakt sygnalizowania o zbliżaniu się frontu ciepłego, a więc o zmianie pogody (dotyczy to zwłaszcza chmur Cs), oraz fakt, że większe ławice chmur Cc lub Cs zmniejszają skuteczność promieniowania słonecznego, a więc utrudniają powstawanie prądów wznoszących na mniejszych wysokościach i przy ziemi.
Chmura średnia kłębiasta - Altocumulus (Ac). Jest to chmura występująca na wysokościach 2-6 km, nieco przypominająca Cc, jednak o bardziej "grubej" budowie. "Baranki" chmury Altocumulus są większe. Daje ona niekiedy słaby opad śniegu. Chmury te występują w postaci charakterystycznych pasm i fałd jako cienkie ławice (translucidus) albo jako gruba powłoka pokrywająca niebo (opacus).
Chmura średnia warstwowa - Altostratus (As). Wysokość podstawy tej chmury wynosi również 2000 - 6000 m. Przypomina ona nieco grubą chmurę warstwowo-pierzastą Cs, jest jednak grubsza i nie tak przejrzysta. Słońce nie zawsze przez nią prześwieca lub prześwieca tylko niewyraźnie nie dając przy tym zjawiska "halo". Z chmury tej może padać nawet dość obfity śnieg, deszcz natomiast słaby ze względu na to, że wyparowuje przed spadnięciem na ziemię.
I te chmury mają dla szybownictwa prawie wyłącznie negatywne znaczenie. Polega ono - tak jak w przypadku chmur wysokich - na jeszcze silniejszym osłabieniu promieniowania słońca, co hamuje powstawanie prądów wznoszących. Wyjątek stanowi jedynie odmiana chmury Ac lenticularis, przypominająca swym kształtem soczewki (często ustawione w piętrach), wskazuje ruchy falowe powietrza wymuszone przeszkodami terenowymi lub czasem przy okazji frontów atmosferycznych. Ac lent. wymuszone przeszkodami terenowymi (np. pasmem górskim) tkwią prawie nieruchomo nad terenem pomimo bardzo ostrych nieraz wiatrów. Ten typ chmury znają wszyscy szybownicy marzący o przewyższeniach ponad 5000 m.
Chmura kłębiasto-warstwowa - Stratocumulus (Sc). Jest to chmura niska (poniżej 2000 m), która występuje w formie warstw lub ławic składających się ze zbitych ze sobą kłębów, przy czym często pomiędzy tymi kłębami prześwieca błękit lub przynajmniej można rozróżnić jaśniejsze miejsca. Grubość tej chmury może być różna: mniejsza - jeśli występuje lokalnie, gruba powłoka - przed frontami. Chmura ta daje niekiedy słaby opad w postaci śniegu.
Tego typu chmury zakrywają często cały nieboskłon (przed frontami) tworząc niesprzyjające warunki dla lotów szybowcowych. Rzadko tylko i to tuż pod podstawą chmury udaje się wykorzystać niewielkie i nieregularne prądy wznoszące.
Chmura niska warstwowa - Stratus (St). Jest to nisko zalegająca, ale nie dosięgająca powierzchni ziemi, jednolicie szara warstwa chmur. Występuje ona lokalnie albo przy napływaniu ciepłego powietrza nad chłodne podłoże. Chmura ta może dać opad w postaci mżawki lub drobnego śniegu.
Stratus nie tylko uniemożliwia wykonywanie termicznych lotów szybowcowych, ale często ze względu na niską podstawę chmury uniemożliwia wykonywanie lotów w ogóle.
Chmura warstwowa deszczowa - Nimbostratus (Ns). Podobnie jak Stratus jest to nisko zalegająca warstwa chmur o ciemnoszarym jednostajnym wyglądzie. Jej grubość sięga jednak poziomu chmur pierzastych. Chmura ta daje opad ciągłego deszczu lub śniegu. Występuje przede wszystkim we frontach: ciepłym oraz w okluzji o charakterze frontu ciepłego. Poniżej podstawy chmury Nimbostratus występują na ogół porozrywane chmury Fractostratus lub Fractocumulus.
I ten rodzaj chmur nie sprzyja wykonywaniu lotów, a w szczególności lotów szybowcowych.
Chmura kłębiasta - Cumulus (Cu). Ten rodzaj chmury należy według przyjętego podziału do chmur o rozwoju pionowym. Chmury tego typu, będące nieomylną odznaką prądów wznoszących, widzimy często w pogodne dni cieplejszej pory roku.
Pojedyncza chmura Cumulus stanowi rozwijający się pionowo pojedynczy kłąb lub zbiór kłębów o płaskiej podstawie. Rozbudowany Cumulus oglądany z boku wygląda jak kalafior. Zresztą trudno dokładnie opisać kształt Cumulusa, bowiem zmienia się on dość szybko wraz ze stadium rozwoju chmury. We wczesnych godzinach przedpołudniowych lub w suchym powietrzu Cumulusy mogą mieć kształt pojedynczych płaskich placków. Bardziej rozwinięte chmury tego typu "rosną" ku górze i przechodząc przez stadium "kalafiora" rozrastają się do olbrzymich rozmiarów osiągając bardzo duże wysokości.
Chmury kłębiaste płaskie noszą nazwę Cumulus humilis. Chmury kłębiaste wypiętrzone nazywają się Cumulus congestus. Warto wspomnieć jeszcze o jednej odmianie chmury Cumulus, a mianowicie o Cumulus castelatus. Jest to szereg złączonych podstawami dość płaskich chmur, z których wystrzelają pojedyncze wieżyce. Jest to nieomylny znak sprzyjających warunków dla przeradzania się w późniejszych godzinach chmur Cumulus w burzowe Cumulonimbus.
Chmura kłębiasta deszczowa - Cumulonimbus (Cb). Jest to dalsze stadium rozwoju chmury Cumulus congestus, a więc również chmury o rozwoju pionowym. Gdy osiągnie ona dużą wysokość, jej górna część przybiera budowę włóknistą i jeśli dalszy rozwój zostanie zahamowany przez warstwę inwers...
loopyx