Mechanizm cyrkulacji atmosferycznej

Powietrze nad powierzchnią Ziemi jest w nieustannym ruchu i przemieszcza w różnych kierunkach, dlatego wyróżniamy ruchy powietrza:

• poziome (wiatr),

• pionowe (konwekcja),

• nieregularne (turbulencje).

Wiatr to poziomy ruch powietrza w dolnej warstwie troposfery, spowodowany różnicą ciśnienia atmosferycznego. Przyczyną tego zjawiska jest nierównomierne nagrzewanie się powierzchni Ziemi. Wiatr zawsze wieje z ośrodka o wysokim ciśnieniu do tych o niskim. Prędkość wiatru wyrażana jest w k/h lub m/s, zależy ona od różnicy między ciśnieniami – im jest ona większa, tym wiatr jest silniejszy, prędkość wiatru mierzy się w skali Beauforta, od 0 do 12 stopni. Na kierunek wiatru mają wpływ dwa główne czynniki: wzajemne położenie dwóch ośrodków barycznych oraz siła Coriolisa. Nazwa wiatru bierze się z kierunku, z którego on wieje, nigdy odwrotnie.

Wiatry stałe

Pasaty

Pasaty są ciepłymi i suchymi wiatrami stałymi, powstającymi w wyniku różnicy ciśnienia pomiędzy równikiem a zwrotnikami. Wieją od wyżów zwrotnikowych ku równikowej strefie ciszy. Na kierunek pasatów wpływa oddziaływanie siły Coriolisa, dlatego na półkuli północnej wieją one z kierunku północno‑wschodniego, a na półkuli południowej – z kierunku południowo‑wschodniego.

RBZ556PPTCSN2

Ilustracja przedstawia fragment kuli ziemskiej od zwrotnika Raka do zwrotnika Koziorożca. Odwrócono ją tak, że przez środek fragmentu kuli ziemskiej z góry na dół przechodzi równik. Na równiku opisano niż. Nad równikiem jest chmura z widocznym opadem deszczu. Na lewo i prawo od chmury są wiejące wiatry. Kierunek wiatrów wskazują niebieskie i czerwone strzałki. Nad równikiem na wysokości chmury strzałki rozchodzą się poziomo na lewo i na prawo. To antypasaty. Strzałki skręcają w stronę powierzchni Ziemi na wysokości zwrotników, gdzie opisano wyż. Przy powierzchni Ziemi strzałki skierowane są poziomo w stronę równika. Opisano je jako pasaty. Strzałki wskazują stałą cyrkulację wiatru od równika i ponownie w kierunku równika.

Ciekawostka

Pasaty zbiegają się w okolicach równika w tzw. międzyzwrotnikowej strefie konwergencji. W ciągu roku miejsce to zmienia swoje położenie, przesuwając się na południe lub północ wraz ze zmianą kąta padania promieni słonecznych.

Międzyzwrotnikowa strefa konwergencji

Międzyzwrotnikowa strefa konwergencji (ITCZ) jest miejscem, w którym występuje zbieżność pasatów. ITCZ znana jest również jako strefa ciszy ze względu na monotonną, bezwietrzną pogodę. Strefa ta występuje między 3° a 10°N szerokości geograficznej. Jej położenie jest zmienne w ciągu roku oraz uzależnione od pory roku i szerokości geograficznej górowania Słońca w zenicie. Często ITCZ jest utożsamiane z równikiem termicznymrównik termicznyrównikiem termicznym. Międzyzwrotnikowa strefa konwergencji na zdjęciach satelitarnych widoczna jest w postaci pasa chmur, które otaczają kulę ziemską. Z uwagi na to, że pojemność cieplna oceanów jest większa niż lądów, zmiana położenia ITCZ jest bardziej widoczna na obszarze kontynentów niż nad oceanem.

Strefa konwergencji - galeria grafik

Skutkami przesuwania się ITCZ są:

• występowanie pory suchej i deszczowej w strefie równikowej,

• cyrkulacja monsunowa i występowanie cyklonów tropikalnych,

• upalne i suche lata oraz deszczowe zimy w rejonie basenu Morza Śródziemnego.

R1MDLFB7EK7N7

Zdjęcie ukazuje fragment kuli ziemskiej. Na Pacyfiku na wysokości Ameryki Środkowej chmury układają się w postaci poziomego pasa.

R1QRGUFO1PZZV

Mapa świata przedstawia zmiany w międzyzwrotnikowej strefie konwergencji. Kontynenty na ilustracji są w kolorze szarym, natomiast morza i oceany w kolorze białym. Przez mapę biegną dwie nieregularne, grube linie. Pierwsza, czerwona linia podpisana July ITCZ biegnie poprzez południowe obszary Ameryki Północnej, północną część Ameryki Południowej, środkową część Afryki aż po południową część Azji. Niebieska linia podpisana jako January ITCZ ciągnie się przez środkową część Ameryki Południowej, środkową część Afryki i Madagaskar oraz przez wyspy znajdujące się ponad kontynentem australijskim.

Wiatry zachodnie

Od pasa wyżów zwrotnikowych powietrze odpływa w stronę niżów umiarkowanych szerokości geograficznych. Są to wiatry zachodnie, dlatego że są modyfikowane przez siłę Coriolisa. Pomiędzy równoleżnikami 40°S a 50°S na obszarach wód oceanicznych występują silne wiatry zachodnie, powodujące ogromne sztormy.

Wiatry wschodnie

Zimne i ciężkie masy powietrza na biegunach osiadają, tworząc obszary wysokiego ciśnienia. Od biegunów powietrze przemieszcza się w stronę niżów strefy umiarkowanej, tworząc w ten sposób zimne wiatry wschodnie, których kierunek jest skutkiem oddziaływania siły Coriolisa.

Wiatry okresowe

Globalna cyrkulacja atmosferyczna modyfikowana jest przez wiele czynników o charakterze regionalnym i lokalnym. Jednym z nich jest kształtująca się sezonowo cyrkulacja monsunowa. Powstaje tam, gdzie sąsiadują ze sobą duże powierzchnie lądowe i oceaniczne. Ze względu na różne tempo ogrzewania się tych powierzchni okresowo zmieniają się kształtujące się nad nimi układy baryczne oraz związane z nimi kierunki wiatrów. Nazywane są monsunami. Są to ruchy powietrza o stałych dla określonej pory roku cechach i wyraźnych zmianach kierunków na przeciwny lub zbliżony do przeciwnego, na przełomie półrocza letniego i zimowego.

W porze letniej kontynent ogrzewa się znacznie szybciej niż ocean. Rozgrzane od podłoża powietrze atmosferyczne unosi się, a nad lądem powstaje niż baryczny. Ocean w tym samym czasie jest znacznie chłodniejszy, co powoduje osiadanie zimnego powietrza i kształtowanie się ośrodka wysokiego ciśnienia atmosferycznego. Znad oceanu chłodne i wilgotne powietrze przemieszcza się, powodując powstanie wiatru nazywanego monsunem letnim. Nad lądem powietrze rozgrzewa się od podłoża i unosi. Zawarta w nim para wodna ulega skropleniu, w efekcie czego powstają opady atmosferyczne.

R766J5PZMXELM

Zdjęcie przedstawia pola tarasowe, na których rośnie ryż. Ryż przypomina trawę. Tarasy są częściowo zalane wodą. W tle stoi mały dom i rośna drzewa, w tym palmy.

Zimą cyrkulacja atmosferyczna zmienia kierunek. Kontynent wychładza się szybko, a powietrze zalegające nad jego powierzchnią osiada, tworząc układ wysokiego ciśnienia. Cieplejsze wody oceanu rozgrzewają masy zalegającego nad nim powietrza, które zaczyna się unosić. Kształtuje się tu niż baryczny. W jego kierunku znad lądu przemieszcza się suche powietrze, czyli monsun zimowy.

Ghaty Zachodnie - galeria fotografii

RK75G3XJJR6J51

Zdjęcie przedstawia pasmo górskie. Zbocza w nieznacznym stopniu porasta roślinność. Kolor stoków jest brązowo‑pomarańczowy.

RADERLU9ACSJR1

Zdjęcie przedstawia pasmo górskie. Zbocza są zielone, porasta je roślinność.

RBXNGZRSASJO9

Ilustracja przedstawia dwa fragmenty mapy Indii - jedna mapa przedstawia monsun zimowy grudzień‑luty, druga letni czerwiec‑sierpień. W przypadku monsunu zimowego wiatry wieją od lądu, gdzie jest wyż, w kierunku oceanu. Podczas monsunu letniego odwrotnie - od oceanu, gdzie jest wyż, w kierunku lądu, gdzie jest niż. W porównaniu do monsunu zimowego letni przynosi znacznie więcej opadów - aż powyżej 1200 milimetrów na północy Indii, w centrum, na zachodzie oraz na południu Sri Lanki. Podczas zimowego tak wysoki opad jest tylko w północno‑wschodniej części Sri Lanki.

Cyrkulacja monsunowa wpływa na pogodę i klimat, a także inne elementy środowiska przyrodniczego. Wraz z sezonową zmianą kierunku wiatru następuje zmiana pogody. Monsunowi zimowemu towarzyszy pogoda sucha o małym zachmurzeniu, z rzadka występującymi opadami, a letniemu – deszczowa o dużym zachmurzeniu. Opady mogą być bardzo intensywne, co często prowadzi do wezbrań w rzekach, a nawet powodzi. W wielu obszarach monsunowych roczne sumy opadów przekraczają 1000 mm, a większość z nich występuje w półroczu letnim (do 90%). Z rozkładem opadów związana jest gospodarka rolna, a zwłaszcza uprawa ryżu, która odbywa się na polach zalewanych wodą deszczową.

Cyrkulacja monsunowa występuje na wielu obszarach kuli ziemskiej, ale szczególnie  stabilnie i regularnie zaznacza się w Azji Południowo‑Wschodniej, w wyniku sąsiadowania dużego kontynentu azjatyckiego z Oceanem Indyjskim. Występuje także w północnej Australii i wschodniej części Afryki, obejmując Półwysep Somalijski i Wyżynę Wschodnioafrykańską, oraz kilku innych miejscach na świecie.

Wiatry lokalne

Wiatry lokalne czyli  wiatry powstające miejscowo, zwykle o małym zasięgu oddziaływania, są charakterystyczne dla niewielkich obszarów. Mogą być wynikiem powstawania  o niewielkim zasięgu, niezależnej od cyrkulacji globalnej, na przykład w wyniku miejscowych różnic w ogrzewaniu się powierzchni lądowych i wodnych cy na skutek orografiiorografiaorografii terenu. W różnych miejscach na świecie wyodrębniono ponad 2 tysiące wiatrów lokalnych. Są to najczęściej wiatry o takiej samej genezie, przebiegu, różniące się jedynie miejscem występowania.

Bryza

Bryza jest lokalnym wiatrem wiejącym na wybrzeżu morskim, który zmienia swój kierunek w cyklu dobowym wskutek różnic w nagrzewaniu się lądu i morza. Mechanizm powstawania bryzy jest analogiczny do powstawania monsunów, jednak z tą różnicą, że zasięg działania bryzy dotyczy bezpośrednich okolic wybrzeży.

Bryza dzienna

Różnica ciśnienia atmosferycznego między morzem a lądem wynika z nierównomiernego nagrzewania się obu powierzchni. W słoneczny dzień ląd szybko się ogrzewa, co powoduje spadek ciśnienia. W tym samym czasie morze nagrzewa się znacznie wolniej, panuje nad nim zatem wyższe ciśnienie. Różnica ciśnienia powoduje ruch orzeźwiającego powietrza od strony morza w kierunku lądu. Ponieważ bryza w ciągu dnia wieje znad morza, powoduje na wybrzeżu uczucie świeżości. Dlatego też na plaży zwykle odczuwa się znacznie niższą temperaturę niż w głębi lądu. Bryza przynosi również porwane przez wiatr cząsteczki soli (z czubków fal). 

RVERTDR69CMHU

Schemat przedstawia powstawanie bryzy dziennej. Widać fragment wody na której jest napis: chłodna woda. Po prawej stronie znajduje się brązowy pagórek, podpisany ciepły ląd. Nad wodą i lądem widoczne jest błękitne niebo oraz żółta kula Słońca. W kierunku wody skierowane są trzy niebieskie strzałki z napisem: chłodne powietrze oraz podpisane: wyż. W kierunku Słońca skierowane są trzy czerwone strzałki z napisem: ciepłe powietrze oraz podpisem niż. W ciągu dnia ląd nagrzewa się szybciej od wody, więc nad lądem powstaje niż baryczny, a nad wodą wyż. Wiatr zawsze wieje z obszarów wyżowych w kierunku niżowych, więc bryza dzienna wieje od wody, do lądu.

Bryza nocna

W nocy wiatr wieje od strony wychłodzonego lądu w kierunku morza, co sprawia, że jest to wiatr suchy. W nocy powietrze nad lądem szybko się ochładza i panuje tam wyższe ciśnienie niż nad cieplejszym morzem. Wiatr wieje od strony obszaru o podwyższonym ciśnieniu, dlatego można zaobserwować ruch powietrza znad lądu w kierunku morza.

R3AC1GDCBZX44

Schemat przedstawia powstawanie bryzy nocnej. Widać fragment wody na której jest napis: ciepła woda. Po prawej stronie znajduje się brązowy pagórek, podpisany chłodny ląd. Nad wodą i lądem widoczne jest ciemne niebo oraz żółta okrągły księżyc. Nad powierzchnią wody widoczne są trzy czerwone strzałki skierowane w górę z napisem: ciepłe powietrze oraz podpisane: niż. W kierunku lądu skierowane są trzy niebieskie strzałki z napisem: chłodne powietrze oraz podpisem wyż. W nocy ląd oddaje ciepło szybciej niż woda, więc nad lądem powstaje wyż baryczny, a nad wodą niż. Wiatr zawsze wieje z obszarów wyżowych w kierunku niżowych, więc bryza nocna wieje od lądu, do wody.

Ciekawostka

Charakter podobny do bryzy ma cyrkulacja powietrza w otoczeniu wysp ciepła nad obszarami wielkomiejskimi. Nad aglomeracjami miejsko‑przemysłowymi tworzą się tzw. miejskie wyspy ciepła. Nagrzewają się one silnie w dzień i stają się ośrodkami niskiego ciśnienia, do których napływają masy powietrza z otaczających terenów o wyższym ciśnieniu. Powstaje słaby wiatr lokalny zwany bryzą miejską.

R1O26PDX55PBL

Ilustracja przedstawia aglomerację miejsko‑przemysłową, miejską wyspę ciepła. W centrum obrazka są zabudowania miasta - niższe i wysokie budynki. Spoza obszaru zabudowanego w kierunku zabudowań porysowano strzałki.

Wiatry fenowe

Inną przyczyną występowania wiatrów lokalnych jest miejscowa zmiana cyrkulacji powietrza atmosferycznego na skutek orografii terenu. Taką genezę ma fen – ciepły wiatr wiejący od szczytów gór w kierunku dolin. Powstaje, gdy pasmo górskie rozdziela masy powietrza o różnym ciśnieniu. Wywołuje to ruch powietrza od wyżu do niżu barycznego, które przemieszcza się nad górami. Zstępujący ruch fenu po stronie zawietrznej wzniesienia powoduje ocieplanie się powietrza. Ponieważ jest ono pozbawione pary wodnej, która uległa kondensacji po stronie dowietrznej, jest to wiatr suchy i zwykle bardzo porywisty. Może występować przez kilka godzin, a nawet kilka dni. Wiatry typu fenowego występują w wielu pasmach górskich na kuli ziemskiej. Przykładami wiatrów typu fenowego występujących na świecie są:

• halny – Tatry,

• chinook – Góry Skaliste,

• föhn – Alpy,

• puelche – Chile (Andy),

• zonda – Argentyna (Andy),

• austrul – Karpaty Rumuńskie.

R1O84GSRBO362

Zdjęcie przedstawia pasmo górskie przykryte chmurami. Chmury przybierają kształt kopuły. Nad chmurami jest niebieskie niebo.

R1U7EVTO2M68M

Ilustracja przedstawia górę o wysokości 1600 metrów nad poziomem morza. U podnóża góry jest 400 metrów nad poziomem morza oraz po lewej stronie 15,2 stopnia Celsjusza, po prawej stronie stoku 20 stopni. Na szczycie góry jest temperatura 8 stopni Celsjusza. Po lewej stronie góry jest chmura z deszczem, po prawej bezchmurne niebo. Po lewej stronie wzdłuż zbocza góry jest niebieska strzałka skierowana w stronę szczytu z napisem: spadek temperatury oraz z literą W. Po prawej czerwona strzałka biegnie od szczytu w dół z napisem: wzrost temperatury, litera N.

R1EAFCXQS4T1X

Ilustracja przedstawia adiabatyczne zmiany temperatury powietrza. Na ilustracji jest wzniesienie o wysokości 3500 metrów nad poziomem morza. Po lewej stronie wzniesienia jest niebieska strzałka biegnąca wzdłuż zbocza góry na szczyt, gdzie staje się czerwona. Na początku strzałki jest litera W. Ta część ilustracji pokazuje gradient wilgotnoadiabatyczny. Po prawej stronie zbocza jest strzałka skierowana w dół w kolorze czerwonym. Na dole strzałki jest litera N. Ta część ilustracji pokazuje gradient suchoadiabatyczny. Gradient wilgotnoadiabatyczny opisano: w powietrzu wilgotnym następuje rozprężenie powietrza w czasie wznoszenia się. Temperatura maleje wraz ze wzrostem wysokości w zakresie: 0,6 stopnia Celsjusza do 0,8 stopnia Celsjusza/100 metrów. W obliczeniach stosujemy zwykle wartość gradientu wynoszącą 0,6 stopnia Celsjusza/100 metrów. Po lewej stronie zbocza góry zaznaczono zmianę temperatury oraz wilgotności wraz z wysokością: na wysokości 500 metrów nad poziomem morza temperatura=20 stopni Celsjusza, wilgotność=100%, na wysokości 1000 metrów temperatura=17 stopni Celsjusza, wilgotność 100%, na wysokości 1500 metrów nad poziomem morza temperatura=14 stopni Celsjusza, wilgotność 100%, na wysokości 2000 metrów temperatura=11 stopni Celsjusza, wilgotność 100%, na wysokości 2500 metrów temperatura=8 stopni Celsjusza, wilgotność 100%, na wysokości 3000 metrów nad poziomem morza temperatura=5 stopni Celsjusza, wilgotność 100%, na szczycie góry na wysokości 3500 metrów temperatura=2 stopnie Celsjusza, wilgotność 100%. Wzdłuż niebieskiej strzałki prowadzącej na szczyt są chmury z kroplami deszczu. Chmury na dole ilustracji są większe, zmniejszają się ku szczytowi. Po prawej stronie ilustracji opisano gradient suchoadiabatyczny: w powietrzu suchym następuje sprężenie powietrza w czasie opadania. temperatura wzrasta wraz ze spadkiem wartości o 1 stopień Celsjusza co 100 metrów. Wzdłuż czerwonej strzałki skierowanej wzdłuż prawego zbocza są następujące wartości: od szczytu góry - na wysokości 3000 metrów nad poziomem morza temperatura=7 stopni Celsjusza, wilgotność 90%, na wysokości 2500 metrów temperatura=12 stopni Celsjusza, wilgotność 64%, na wysokości 2000 metrów temperatura=17 stopni Celsjusza, wilgotność 48%, na wysokości 1500 metrów temperatura=22 stopnie Celsjusza, wilgotność 32%, na wysokości 1000 metrów temperatura=27 stopni, wilgotność 18%, na wysokości 500 metrów temperatura=32 stopnie Celsjusza, wilgotność 10%. Po prawej stronie ilustracji jest słońce.

Wiatry lokalne - film edukacyjny

R92LUQL8RQXMX

Nagranie filmowe lekcji dotyczące wiatrów lokalnych.

Nagranie filmowe lekcji dotyczące wiatrów lokalnych.

Film dostępny pod adresem /preview/resource/R92LUQL8RQXMX

Nagranie filmowe lekcji dotyczące wiatrów lokalnych.

Skąd się biorą osady i opady atmosferyczne?

Parowanie (ewaporacja) to proces przechodzenia wody (w stanie ciekłym) w parę wodną (woda w stanie gazowym). Proces ten jest związany z pochłanianiem dużej ilości ciepła. Zachodzi głównie z powierzchni wód, roślinności (transpiracja) i gleb (parowanie z gleb i roślinności to ewapotranspiracja). Natomiast przechodzenie lodu (np. z powierzchni lodowców) bezpośrednio w stan gazowy to sublimacja.

Chmura to widoczne gołym okiem zgrupowanie kropelek wody (chmura wodna) lub kryształków lodu (chmura lodowa), ewentualnie jedynych i drugich (chmura mieszana) w atmosferze.

RD7PGR6ORAZFQ

Na zdjęciu znajdują się chmury typu (Cumulus humilis), kłębiaste, jakby spłaszczone, rozciągnięte na błękitnym niebie. U dołu zdjęcia widoczne jest pastwisko pokryte suchą trawą.

Opady atmosferyczne

Powstawanie opadów atmosferycznych czyli spadającej wody w stanie ciekłym lub stałym z chmur i dochodzącej do powierzchni ziemi, zależy od procesów zachodzących w chmurze. Procesy te podlegają oddziaływaniu podłoża, nad którym się rozwijają.

Mechanizm powstawania opadów atmosferycznych:

• pod wpływem promieniowania słonecznego powierzchnia ziemi paruje, a powietrze staje się coraz bardziej bogate w parę wodną,

• pod wpływem dostarczonego ciepła powietrze rozpręża się, unosi, następnie wraz z wysokością ochładza się, nasyca parą wodną i osiąga temperaturę punktu rosy,

• para wodna ulega kondensacji (lub resublimacji),

• powstają chmury złożone z małych, bardzo lekkich kropel wody i lodu osadzonych na jądrach kondensacji,

• w chmurach wodnych krople zderzają się i pochłaniają mniejsze, a kiedy są już zbyt ciężkie, pokonują opór powietrza i opadają w postaci deszczu; w chmurach mieszanych krople wody zwiększają swoją objętość poprzez krzepnięcie, a także przez łączenie się kropel i lodu, a następnie zaczynają opadać pod wpływem ciężaru w postaci deszczu lub – gdy temperatura powietrza poniżej chmur jest ujemna – w postaci śniegu, natomiast gdy chmury są bardziej rozbudowane w pionie – w postaci krupy śnieżnej czy nawet gradu.

Rodzaje opadów - opisy do rozwinięcia

R4NHBM6UTC2G8

Grafiki przedstawiają typy opadów atmosferycznych. Pierwsza przedstawia opady konwekcyjne. Strzałki są umieszczone od dołu i schodzą się na górze. Z chmur pada deszcze oraz występują wyładowania atmosferyczne. Druga przedstawia opady frontalne. Strzałki wsuwają się pod górę w przerwie pomiędzy chmurami a opadami. Trzecia przedstawia opady orograficzne. Strzałka wspina się po zboczu góry, gdzie występują opady. Następnie opada po drugiej stronie.

Roczna suma opadów atmosferycznych to zsumowanie miesięcznych sum opadów atmosferycznych w danym roku, czyli ilość opadów, jaka spadła na danym obszarze w ciągu roku. Średnia roczna suma opadów na świecie wynosi około 850 mm.

Czynniki wpływające na ilość opadów atmosferyczne

Ilość opadów jest zróżnicowana w czasie i przestrzeni. Rozkład opadów na kuli ziemskiej jest związany z szerokością geograficzną, odległością od oceanów i mórz, występowaniem prądów morskich, rzeźbą terenu i wysokością nad poziomem morza.

W miarę oddalania się od mórz i oceanów, które są źródłami pary wodnej, opady maleją. Ważną rolę odgrywa jednak kierunek cyrkulacji powietrza. Jeżeli ma ona kierunek od oceanu w stronę lądu, to opady mogą występować na obszarach położonych daleko w głębi lądu. Jeżeli zaś ma kierunek przeciwny – to nawet w strefie wybrzeża będą bardzo skąpe. Na obszarach nadbrzeżnych na ilość opadów mają wpływ także prądy morskie. Na obszarach położonych w bliskiej odległości od prądu ciepłego notuje się wzrost opadów. Odwrotny wpływ ma prąd chłodny – powoduje on osuszanie terenu i stabilność atmosfery.

R1DXZCVDFNEXJ

Mapa świata przedstawia rozkład rocznej sumy opadów. Wartości powyżej 3000 mm występują w Indonezji i w północno zachodniej części Ameryki Południowej. Wartości od 2000 do 3000 mm występują w Azji Południowo Wschodniej oraz w północno zachodniej Ameryce Południowej. Wartości od 1000 do 2000 mm występują we wschodniej Ameryce Południowej, wschodniej Ameryce Północnej, północnej Europie, środkowo zachodniej Afryce, wschodniej Azji. Wartości od 500 do 1000 mm występują w zachodniej Ameryce Południowej, wschodniej Ameryce Północnej, w Europie w tym w Polsce, w południowo wschodniej Afryce, we wschodniej Azji i wschodniej Australii. Wartości od 250 do 500 mm występują w środkowej Ameryce Północnej, w zachodniej Antarktydzie, w środkowej Azji i środkowej Australii. Wartości od 100 do 250 mm występują na Grenlandii, w północnej Azji i północnej Ameryce Północnej. Wartości poniżej 100 mm występują na Antarktydzie, w północnej Grenlandii, w północnej Afryce.

Opady atmosferyczne zazwyczaj wzrastają wraz z wysokością nad poziomem morza. W górach na ilość opadów wpływa nie tylko wysokość nad poziomem morza, lecz także ekspozycja stoków. Na stokach dowietrznych, na których zachodzi wymuszone wznoszenie powietrza, następuje jego adiabatyczne ochładzanie. Jeżeli jest ono dostatecznie wilgotne, może stworzyć chmury będące źródłem opadów. Po drugiej stronie bariery orograficznej spływa jako ciepły, suchy i porywisty wiatr. Obszary w zasięgu takiego powietrza otrzymują małe ilości opadów – to zjawisko cienia opadowego. Na rozmieszczenie opadów atmosferycznych ma wpływ również globalna cyrkulacja atmosferyczna. Bardzo wysokie sumy opadów notuje się w strefie równikowej, gdzie występują deszcze zenitalne, a także w Azji Południowo‑Wschodniej podczas cyrkulacji monsunowej.

Osady atmosferyczne

Osady atmosferyczne to produkty kondensacji pary wodnej osiadające na roślinach i przedmiotach oraz produkty krzepnięcia deszczu na wychłodzonej powierzchni.

Mgła to zawiesina kropelek wody, która zmniejsza widoczność poniżej 1 km. Jej podstawa styka się z podłożem. Natomiast zamglenie to zawiesina kropelek wody, która zmniejsza widoczność powyżej 1 km. Występuje ono zwykle w początkowych i końcowych stadiach rozwoju mgły.

R52HLBFXG5432

Zdjęcie przedstawia warstwę delikatnej mgły unoszącej się nad polami. Na polu znajduje się zielona trawa, gdzieniegdzie leżą baloty słomy. W dali widać kilka wysokich drzew, a na linii horyzontu las. Na niebie widoczne są barwy zachodu słońca - czerwień i niebieski.