• A légkör összetétele, szerkezete
• A légköri ózon
• A Nap és napsugárzás
• Meteorológiai elemek
• Általános légkörzés
• Időjárási frontok
• Az éghajlat

A légkör összetétele, szerkezete

A légkör (atmoszféra) Földünket vékony gázrétegként veszi körül. Létünket ennek a gázburoknak köszönhetjük, hiszen ebben a rétegben találhatjuk az élővilág számára fontos lételemet az oxigént.
A légkör tömege: 5,2x10¹⁵ tonna, túlnyomó része az alsó 10-15 km-es zónában foglal helyet. A légkörben a gáz halmazállapotú anyagok mellett folyékony és szilárd halmazállapotban lévő anyagok is találhatók. A gázok összetételének tekintetében megkülönböztetünk állandó összetételű-, változó mennyiségű-, és erősen változó mennyiségű gázokat. A légkörben több hidrológiai ciklus és folyamat zajlik, úgymint: a párolgás, a vízgőz-szállítás, a csapadékképződés és az elfolyás.

A légkör kialakulása

Kutatók szerint a Föld 4,6 milliárd évvel ezelőtt alakult ki. Az ősbolygó (protoplanéta) légköre hidrogénből, héliumból, metánból, ammóniából, vígőzből és kén-hidrogénből állt. Ezek a kozmikus gázok a Föld anyagának szilárd alkotóelemeivel kémiai reakcióba léptek, és disszipálódtak, elillantak az őslégkörből. A változásba jelentős szerepet játszott a szélmozgás is. A Föld elsődleges atmoszférája eltűnt. Kutatók szerint a Föld a Holdhoz hasonlítható légkör nélküli égitest volt. Bolygónk másodlagos atmoszférája a vulkáni működések során felszabaduló gázokból és vízgőzből tevődött össze. Főként szén-dioxid, vízgőz, kén, nitrogén és hidrogén került a levegőbe. Ezeknek a gázoknak a keveréke vékony réteget alkotva felhalmozódott a Föld felszíne fölé. A gázréteg, elnyelte a Föld által kibocsátott hosszúhullámú sugárzást. A földkéregből kisugárzott hővel és a vulkánok működésével nemcsak a légkör CO² tartalma, hanem a hőmérséklet is emelkedni kezdett. A földfelszín hőmérséklete 3,5 - 3,6 milliárd évvel ezelőtt elérte a 0 °C -ot. A vízgőztartalom emelkedésével megindult a víz útjának folyamatos körforgása, és a földfelszín mélyedéseiben összegyűlt csapadékból kialakultak az ősóceánok. Az ősóceánokban az első puhatestű többsejtűek 1 milliárd évvel ezelőtt keletkeztek. A Napból érkező veszélyes ultraibolya sugárzás akadálytalanul juthatott a víz felszínére, hiszen a légkör akkor még kevés oxigént és ózont tartalmazott. Csak a vizek olyan mély rétegeiben alakulhatott ki élet, ahova az ultraibolya sugárzás már nem juthatott le. Közel 10 méteres vízréteg már kellő biztonságot nyújt a sugárzás ellen. Az egyes fajok, élőlények kialakulásához szükséges fény ebben a rétegben rendelkezésre állt. A fotoszintetizáló élőlények anyagcseréjének köszönhetően a légkörben egyre több oxigén gyűlt össze, amely lehetővé tette a szárazföldi élet kialakulását is.
A Föld légkörébe érkező ulraibolya sugárzás az oxigén molekulák egy részét ózonná (három atomos oxigén) akakította át. Az oxigénszint növekedésével erősödött az ózonréteg és kialakult a Földünket körülvevő, védelmet nyújtó ózonpajzs.

A légkör szerkezete

Az atmoszférát is különböző rétegekre bonthatjuk. A szférákat elválasztó rétegeket pauzák különítik el egymástól. A Földtől felfele haladva a következő rétegeket különböztetjük meg:

• Troposzféra  (0-12 km-es magasságban helyezkedik el)
• Tropopauza  (megközelítőleg 12 km-es magasságban helyezkedik el)
• Sztratoszféra vagy ozonoszféra (12-50 km-es magasságban helyezkedik el)
• Sztratopauza  (megközelítőleg 50 km-es magasságban helyezkedik el)
• Mezoszféra  (50-85 km-es magasságban helyezkedik el)
• Mezopauza  (megközelítőleg 85 km-es magasságban helyezkedik el)
• Termoszféra  (85-1000 km-es magasságban helyezkedik el)
• Termopauza  (megközelítőleg 1000 km-es magasságban helyezkedik el.)
• Exoszféra  (1000 km feletti rétegek)

A különböző szféráknak az elhatárolódási alapja a hőmérséklet magasság szerinti viselkedése.

A légkör összetevői

Az atmoszférát állandó és változó összetételű gázok, cseppfolyós és szilárd anyagok alkotják. A szilárd- és cseppfolyós anyagokat aeroszol részecskéknek nevezzük. A levegő összességéhez mérten mennyiségük azonban igen csekély. A szakemberek a gázokat két fő szempont szerint csoportosítják: a légkörben való tartózkodási idejük, mennyiségük és térfogaton belüli arányuk szerint.
Azokat a gázokat, amelyek mennyisége hosszú távon változatlan marad állandó gázoknak nevezzük.
Azokat a légköri gázokat pedig, amelyek viszonylag rövid időn belül, néhány hónap/év vagy évtizeden belül változnak, azokat változó gázoknak hívjuk. Erősen változó gázok pedig néhány nap alatt is képesek változtatni mennyiségükön.
A változó gázok tartózkodási ideje a légkörben hozzávetőlegesen 4 hónaptól 15 évig terjedhet. Az erősen változó gázok jelenléte a légkörben nem tart tovább 14 napnál.
A levegőtérfogat 99,998%-át az alábbi fő összetevők alkotják:

A légkör összetételének fennmaradó százaléktöredékét az aeroszol részecskék és a nyomgázok alkotják. A változó összetevő gázok kis mennyiségük ellenére igen fontos szerepet játszanak a légköri folyamatok kialakításában. Az ózon kis mennyiségben van jelen, mégis életfontosságú szerepet tölt be. A légköri aeroszolok gyengítik a Föld felszínére érkező sugárzást.

A légköri ózon

A légkörben természetes módon a napsugárzás hatására a levegő oxigénjéből fotokémiai reakciókkal három oxigén atomos ózonmolekula keletkezik. Bár az ózongáz a légkörben elenyésző mennyiségben van jelen, jelentősége az élő rendszerekre káros ultraibolya sugárzás elnyelése következtében óriási. A légkörben lefelé haladva egyre több oxigén áll rendelkezésre az ózon képződéséhez, így az alsóbb rétegekben az ózon nagyobb koncentrációban lesz jelen. A légkörben lévő ózon túlnyomó része a 10-50 km közötti magasságokban, a legnagyobb koncentrációban azonban a 15 és 25 km-es magasságok között található. Ezt a réteget nevezzük ózonpajzsnak, ózonrétegnek. A troposzférában, vagyis a légkör alsó 10 km-es rétegében az összes ózon csupán 10%-a található.

Az ózon mértékegysége: Dobson Egység

Jele: DU (Dobson Unit)

Az ózonpajzs jelenléte alapvető a földi élet kialakulása szempontjából, mivel elnyelő képessége miatt kiszűri az élővilág számára végzetes UV-B (UV/ultraibolya) tartományt, és jelentősen csökkenti az UV-C sugárzás erősségét. Az ózonréteg vékonyodásával nő a leérkező UV-B sugárzás erőssége, valamint a felszínt olyan nagy energiájú rövidebb hullámhosszúságú sugárzás is elérheti, amely korábban nem. A légköri ózon a Napból érkező UV-B sugárzás 90%-át kiszűri. 

A Nap és napsugárzás (albedo, üvegházhatás)

A légköri folyamatok fő energiaforrása a Napból érkező részecskesugárzás és elektromágneses sugárzás.
A részecskesugárzás elemei lehetnek ionok, elektromos töltésű részecskék, és töltetlen neutronok. A részecskesugárzás az elektromágneses sugárzáshoz képest csak kis hányadát teszi ki a Nap sugárzó energiájának. Az elektromágneses sugárzás zérus nyugalmi tömegű részecskék, azaz fotonok árama. A Napból származó energia táplálja a légkör fizikai folyamatait.

A napsugárzás energiaforrása nem más, mint atommag reakció, amely a Nap belső részeinek rendkívül magas hőmérsékletén (akár 20-50 millió fokot is elérheti) és az ottani nagy nyomáson megy végbe. Ennek során a Nap tömegének 98%-át kitevő hidrogén atomjai héliumatomokká alakulnak át. A folyamat közben felszabaduló energia szétszóródik, majd többszöri átalakulás után eljut a Nap felszínére és innen elektromágneses sugárzás formájában a világűrbe.
A légkörbe hatoló napsugárzás a légkör anyagával kölcsönhatásba kerülve jelentősen módosul; a légkör alkotórészei egyrészt különböző hullámhosszokon elnyelik (elnyelés/abszorpció), másrészt az eredeti haladási iránytól eltérítik (szórják) a napsugárzást. A szórás valójában a nappali világosságot jelenti. Ezeknek a mechanizmusoknak a hatására a földfelszínt elérő napsugárzás jelentősen gyengül, és spektrális összetétele is változik a légkör tetejére beérkezőhöz képest. A légkör egyes alkotóinak abszorbeáló hatása alapvető fontosságú a földi élet szempontjából, mivel kiszűrik az élővilág számára káros hullámhosszúságú sugárzást.
A Nap felszínéből kilépő elektromágneses sugárzás tehát nem más, mint a hullámok formájában tovaterjedő elektromágneses energia. Minél rövidebb a sugárzás hullámhossza, annál nagyobb az energiája.

A rövidebb hullámhossztól a hosszabb felé haladva a következő elektromágneses sugárzásokat különböztetjük meg:

• Gamma-sugárzás
• Röntgensugárzás
• Ultraibolya sugárzás
• Látható fény
• Infravörös sugarak
• Rádióhullámok

A Nap sugárzó energiájának 7%-a az ultraibolya és röntgen tartományba tartozik, 46%-a a látható fény-, a további 47% pedig az infravörös tartomány része.
Az infravörös tartományba tartozó sugarak főként hőhatásukkal tűnnek ki, ezért ezt a sugárzást hősugárzásnak nevezzük. 
Az emberi szem a napsugárzás legintenzívebb tartományára érzékeny. Ezt a tartományt hívjuk látható tartománynak (0.4-0.7 mikron).
A Napból a Föld felszínére érkező sugárzás különböző színekből áll. Az emberi szem a számára is látható fényt, a vízcsepp színeire bontja, így láthatóvá válnak a vörös-, narancs-, sárga-, zöld-, kék- és ibolyaszínű összetevők. 
Azt a napsugárzás mennyiséget, ami a légkör felső határán 1 m²; felületre 1 másodperc alatt esik, napállandónak nevezzük, értéke pedig különböző műszerek mérései alapján 1364 és 1372 W/m² (Watt/m²) közé esik.

Albedo és üvegházhatás

A légkör tetejét elérő sugárzásnak kevesebb, mint a fele éri el a talajfelszínt. A felszínt elérő sugárzás egy része elnyelődik, másik része visszasugárzódik a légkörbe.
A levegő felmelegedése tehát "alulról történik", ami azt jelenti, hogy a felszín felmelegíti a fölötte elhelyezkedő levegőt. A levegő saját sugárzáselnyelő hatása miatti felmelegedése kicsi, így a beeső sugárzás felmelegíti a felszínt, és a felszín melegíti fel a közeli levegőréteget. A napsugárzásnak hozzávetőlegesen a fele éri el a Föld felszínét. Ennek jelentős részét a talaj elnyeli. A napsugárzástól felmelegedett talaj hőt bocsát a levegő legalsó rétegeibe. Ezzel megkezdődik a levegő melegedése. A napsugarak egy része a világűr felé távozik, egy része pedig veszendőbe megy. Legnagyobb részét azonban a levegő szén-dioxid és vízgőztartalma nyeli el, majd hővé alakítva visszasugározza a Földbe.
A különböző felszínek fényvisszaverő képességét albedo-nak, a légkör hővisszatartó tulajdonságát pedig üvegházhatás-nak nevezzük.
Az albedo-t, azaz az adott felület által visszavert sugárzás és a felületre érkező sugárzás arányát %-ban mérjük. Minél kisebb egy táj albedo-ja, a talaj annál több napsugarat ver vissza a levegőbe, így az adott területen nagyobb melegedésre számíthatunk.
Az üvegházhatás a kertekben található üvegházakban lezajló melegedési folyamatokhoz hasonlítható. Az üvegház fala átengedi a Napból érkező sugarakat. Ezek egy része a talajban elnyelődik és hővé alakul. A talaj a hő másik részét a levegőnek adja át felmelegítve vele a talaj közeli levegőt. A fennmaradó hő vagy kisugárzás útján az üvegház levegőjébe jut, vagy a víz elpárologtatásában vesz részt. A hő az üvegházból nem tud kijutni, hiszen a talajfelszínből származó kisugárzást az üveg elnyeli és visszasugározza az üvegházba.
A különféle felszínek különbözőképpen verik vissza a napsugárzást. Szántóföld fölött például nagyobb a melegedés mértéke, mert viszonylag keveset ver vissza a napsugárzásból, alig 15 %-ot. Az erdős és vízzel borított felszínek fölött a mérsékelt 30 %-os albedo a jellemző. A hó-, illetve jég felszín a ráeső sugárzás nagy részét, közel 60% -90 %-át visszaveri. Ezért e tájak fölött a felmelegedés csekély.

A felmelegedés mértékét befolyásoló tényezők:

• A napsugarak beesési-, hajlásszöge
• A napsugárzás intenzitása
• A napsugárzás időtartama
• A domborzat
• A felszín színe
• A felhőzet mennyisége
• A légáramlás sebessége

Meteorológiai elemek: hőmérséklet, légnyomás, szél, felhőzet, csapadék

A hőmérséklet és a magassággal történő változása

Alapvetően a napsugárzást elnyelő felszín melegíti a légkört. A légkör saját elnyelése csak csekély melegedést okoz, ezért mondjuk azt, hogy a légkör alulról melegszik fel. Ez a melegedés főként függőleges légáramlásokkal történik. A troposzférában a légkör alulról történő melegedése okozza a hőmérséklet magassággal történő csökkenését. Általános megállapítás, hogy a magasság növekedésével csökken a hőmérséklet. Az átlagos hőmérsékletcsökkenés 100 méterenként a száraz levegőben 1°C, a nedves levegőben 0,65 °C.

A troposzférában a hőmérséklet a magassággal általában csökken, előfordul azonban olyan eset, amikor a hőmérséklet a magassággal növekszik. Ez a jelenség, ha közvetlenül a talaj közelében jelentkezik; a talaj menti inverzió. Kialakulásának feltétele a szélcsend és a derült, felhőtlen éjszaka. Ekkor a földfelszín kisugárzása nagy, emiatt a talaj közelében erős a lehűlés. A talaj menti inverzió, amely gyakran sűrű köddel jár, a nappali felmelegedés és megerősödő szél hatására a következő nap délelőttjén rendszerint feloszlik.

Maximumhőmérséklet:
A maximumhőmérséklet az adott időszakban várható vagy már megfigyelt legmagasabb hőmérsékletet jelenti.

Minimumhőmérséklet:
A minimumhőmérséklet az adott időszak várható, illetve mért legalacsonyabb hőmérsékletét mutatja.

Napi középhőmérséklet: a hőmérséklet napi középértéke.

A légnyomás

A légkör vastagsága nehezen meghatározható, a levegő részecskék sűrűsége a Föld tömegvonzása miatt a felszín közelében a legnagyobb, felfelé gyorsan ritkul. Egy területegység fölött elhelyezkedő légoszlop ezért nyomást gyakorol a felszínre, ezt a nyomást nevezzük légnyomásnak. Mivel a levegő sűrűsége fizikai hatások, elsősorban a hőmérsékletváltozás következtében változik, egy levegőoszlop tömege, tehát a légnyomás sem állandó, hanem folyamatosan változó a légkörben, a nyomásváltozás pedig mozgató rúgója a légkör hullámzásainak, áramlásainak. A légnyomás mértékegysége a hPa (hectopasquall). Az átlagos légnyomás a földfelszínen 1013 hPa. 10 km magasságban a légnyomás már csak 225 hPa, azaz a felszíni légnyomás 1 része, 80 km magasságban pedig mindössze 0,01 hPa, azaz a felszíni nyomás tízezred része. 800 km magasságban kezdődik az a réteg, ahol egyes levegőrészecskék már kiszabadulnak a Föld tömegvonzásából és távoznak a világűr felé, de még 1000 km-es magasságban is kimutathatók levegőrészecskék. Ezért nehéz meghatározni légkörünk felső határát.
A tengerszintre átszámított légnyomás megadja, hogy mekkora lenne a légnyomás az észlelési pont alatt a tenger szintjében, 0 méteren, ha a közbeeső teret levegő töltené ki. Ez egy megállapodáson alapuló fiktív érték, alkalmazására azért van szükség, mert a meteorológiai állomások különböző magasságokban mérnek, és az összehasonlíthatóság érdekében a légnyomás értékét 0 °C-ra és tengerszintre számítják át.
A légnyomásnak napi menete van. Délelőtt és éjfél körül nő, délután pedig csökken. Ezt a jelenséget a Nap és a Hold állása okozza, és csak állandó időjárási körülmények között figyelhető meg.
A légnyomás területi eloszlásának rendszerét légnyomási vagy bárikus mezőnek hívjuk. Az egyenlő nyomású pontokat összekötve a térképeken kirajzolódnak a bárikus mezők. A bárikus mezőkben láthatók a légnyomási képződmények, köztük a ciklonok, anticiklonok.
A szakemberek a légnyomás alakulását időjárási térképeken jelölik.
A légnyomás mérésére a barométert használjuk.
A barométer a megfigyelés helye fölötti légoszlop nyomását mutatja. A hideg levegő nehéz, ilyenkor a műszer magas légnyomást mutat. A meleg levegő könnyebb a hidegnél, így az érzékelő csökkenő légnyomást jelez.

Szél

A légkör állandó mozgásban van, ritka eset, amikor nincsenek vízszintes és függőleges légáramlások. A vízszintes légáramlást nevezzük szélnek.
A felszínen különböző áramlási és termikus okból jelenlevő vízszintes irányú nyomáskülönbségek kiegyenlítődésre törekszenek, az így meginduló, kiegyenlítődésre törekvő tömegáramlás a szél. A szél a magas nyomás felől az alacsony nyomású terület felé fúj, azonban a Föld forgásából származó eltérítő erő miatt ettől az iránytól az északi féltekén jobbra tér el. A nyomáskülönbség és a szél erőssége egyenesen arányos, ez azt jelenti, hogy ha nagyobb a nyomáskülönbség, erősebb szél fúj.
1805-ben Beaufort 12 kategóriából álló tapasztalati skálát állított fel a szélsebesség meghatározására. A szél erősségét a szél által kiváltott természeti jelenségek alapján osztályozta.
Ezt a tapasztalati skálát a vitorlázók ma is használják. A meteorológiában a szélsebességet általában m/s-ban (méter/secundum), a köznapi életben inkább km/h-ban (kilóméter/óra) mérjük. Az angol nyelvterületeken mérföld/órában vagy csomó-ban (knot) mérik a szél sebességét.
1 m/s = 3,6 km/óra = 2,237 mérföld/óra
A talajfelszínnel és a tereptárgyakkal való súrlódás, valamint a helyi hőmérsékleti különbségek miatt a légáramlás sosem egyenletes, hanem lökésszerű. A széllökés általában 20-40 %-kal haladja meg a szél átlagsebességét. Éjjel a szél gyengébb és kevésbé "lökéses", mint nappal.

Szélirány

A szél irányát égtájjal jelöljük, mindig ahonnan fúj. Az égtájak nevei szerint a szél négy főiránya a következők lehetnek:

	Észak (É) = North (N) 
	Dél (D) = South (S) 
	Kelet (K) = East (E) 
	Nyugat (Ny) = West (W) 
	

A négy főirány mellett 12 mellékirányt különböztetünk meg.
Az ábrázolásoknál a szakemberek és a repülősök a szél irányát gyakran fokokban fejezik ki, ezt vagy a fő/mellékirányok (égtájak) vagy az északi iránnyal jobbforgással bezárt szög megnevezésével adják meg. A szinoptikus meteorológiai, repülésmeteorológiai és többnyire a környezetvédelmi gyakorlatban a fokokat használják, 10 foknyi tartományokra kerekítve azokat (tehát 36 fokozatú szélirány-skálát alkalmaznak).

Szélfajták

A szél nem csak térben nagy- , hanem egészen kis területeken is megjelenhetnek. Ezek az úgynevezett helyi szelek. Ezek különböző felszínek, különböző mértékben való felmelegedése révén alakulnak ki, amelynek oka a felszínek különböző napsugárzás elnyelő képességben rejlik. A felszínek sugárzás elnyelő képességéről a Napsugárzás című fejezetben már olvashattunk.
A tavi-, tengeri szél - a tó-, tengerpartokon tapasztalható - napszakosan váltakozó irányú szél. Nappal a szárazföld gyorsan és intenzíven melegszik, így melegebb lesz, mint a tó vagy a tenger felszíne. Emiatt a levegő a felszín közelében a hidegebb, magasabb nyomású vízfelszín felől a melegebb, alacsony nyomású szárazföld felé áramlik. A magasban aztán záródik a kör, és a szárazföld felől áramlik a levegő a víz felé. Éjjel a helyzet fordított. A tenger, óceán nehezebben hűl le, ezért éjszaka a vízfelszín lesz a melegebb és a levegő a hidegebb szárazföld felől áramlik a melegebb tenger felé, és a magasban záródik a kör.
Ezt a jelenséget nevezzük parti-, szárazföldi szélnek. Ilyen szelekkel találkozunk a Balatonnál is.
Főn- és bukószelek a magas hegyvidékeknél alakulnak ki. A hegység felé áramló levegőt a szél a magasba kényszeríti. A hegycsúcson, a főn a levegő irányt vált, és a völgy felé veszi az útját. Az emelkedés közben a levegőre egyre kisebb nyomás hat, ezért a hőmérséklet 100 méterenként közel 1 °C-ot csökken. Ezt hívjuk adiabatikus lehűlésnek. A felemelkedett levegő azonban még tartalmaz vízpárát, amely a lehűléssel felhővé alakul és csapadék formájában lehull. A felszabaduló hő felmelegíti a levegőt, és közel 100 méterenként hozzávetőlegesen 0,5 °C -kal csökkenti a lehűlést.
A hegyvidéki szél napszaktól függő irányú helyi szél. Nappal a hegyoldalakon a domborzat hatása miatt a levegő jobban felmelegszik, mint a völgyekben. Emiatt a levegő a völgyekből áramlik a hegycsúcsok irányába (völgyi szél), éjjel viszont a hegycsúcsokon hűvös levegő megindul a völgyek felé. Ezek a hegyi szelek.
A helyi szelek természetesen csak akkor figyelhetők meg, ha egyébként nagyobb térségű légköri folyamat nem zavarja meg kialakulásukat.
Léteznek olyan helyek, ahol bizonyos irányú szelek nagyobb gyakorisággal, bizonyos rendszerességgel fordulnak elő, és jellegzetes időjárási jellemzőkkel bírnak.
A legismertebb helyi szelek az alábbiak:
A légkör függőleges légáramlásai kialakulhatnak egyrészt valamilyen akadállyal való találkozás miatti kényszerpályán való áramlással, például egy hegység emelőhatásakor. Emelkedő áramlások alakulhatnak ki továbbá a felmelegedés következtében előálló hőmérséklet- és sűrűségkülönbség miatt is. Ilyenkor a levegő szabadon emelkedik a magasba. Ezeket termiknek hívjuk.
A troposzféra és a sztratoszféra határán hozzávetőlegesen 8-12 km közötti magasságokban a 30°-40° szélességek környékén erőteljesen megnövekszik a szélsebesség. Ezt a jelenséget és légtömeget futóáramlásnak, angolul jet stream-nek nevezzük. A futóáramlás körbehálózza az egész Földet. Nyáron a 40° szélességi fok fölött található, télen az Egyenlítő felé a 32° szélességi fok felé húzódik.

Csapadék- és felhőképződés

A víz három halmazállapotban is jelen van a légkörben: légnemű halmazállapotban vízgőz formájában, folyadékállapotban az esőcseppek formájában, és szilárd halmazállapotban a jégszemek, vagy a jégtűk formájában.
A különböző halmazállapotok között halmazállapot-változások zajlanak le. A szilárd és a folyadék állapot között megy végbe az olvadás és a fagyás. A folyékony és a légnemű állapot között a párolgás és lecsapódás, a szilárd és a légnemű között a szublimáció(a jég vízgőzzé alakulása) és a depozíció(a vízgőz jégkristályokká alakulása). Ezek az átalakulások egy része energiát termel, míg más részéhez energia kell. Energia kell a párolgáshoz, olvadáshoz, szublimációhoz, viszont energia szabadul fel a fagyáskor, a lecsapódáskor, illetve a depozíció során.

Egy adott levegőtérfogat a hőmérsékletétől függően különböző mennyiségű vízgőzt képes csak magába foglalni. Akkor mondjuk egy levegőtérfogatra, hogy telített, ha az adott hőmérsékleten már magába több vízgőzt nem képes befogadni. Minél magasabb egy levegő hőmérséklete, annál több vízgőzt képes magába foglalni. Ha egy telítetlen levegőtérfogatot elkezdünk lehűteni, egy idő után elérjük a harmatpontot, azt a hőmérsékleti értéket, amelyre lehűtve a levegő telítetté válik, további hűtéskor a felesleges nedvesség folyékony víz formájában kicsapódik.

Azt a maximális vízgőzmennyiséget, amelyet 1m³ levegő adott hőmérsékleten befogadni képes telítési abszolút nedvességnek nevezzük, mértékegysége g/m³. A relatív nedvesség pedig azt fejezi ki, hogy az aktuálisan jelenlevő vízgőzmennyiség hány százaléka az adott hőmérsékleten maximálisan lehetséges vízgőzmennyiségnek. A telített levegő relatív nedvessége 100%.

Csapadékfajták

A csapadék cseppfolyós vagy szilárd halmazállapotú víz, amely a légkörből (többnyire felhőkből) hull a talajra vagy vízfelületre. Nem csapadék a felhő, a köd, a harmat, a dér, a zúzmara, mert ezek nem "hullanak". Csapadék viszont a ködszitálás és a hulló jégtű.
A csapadék mennyisége az a vízréteg vastagság, amely a teljesen sima és vízszintes talajfelszínen alakulna ki, a csapadékhullás után, zérusnak tekintve az elfolyásból, (be)szivárgásból és párolgásból adódó veszteségeket.
Hó esetében a hóvastagságot átszámítjuk "olvadékmagassággá". Hozzávetőlegesen 1 cm vastag hóréteg 1 mm csapadékkal egyenértékű.
A csapadékmennyiséget mm-ben fejezik ki és 0,1 mm-es pontossággal mérik.

Felhőzet

A leírás a Felhők osztályozása oldalunkon olvasható.

A köd

A köd kialakulása

A Föld felszínén kialakult felhő a köd. A lehűlés oka szerint kisugárzási- (a talaj hűt), áramlási- (a lehűlt talaj fölé meleg légtömeg érkezik) és lejtőködről (lejtők mentén emelkedő levegő) beszélnek.
A gyakorlatban akkor beszélünk ködről, ha a levegő nedvességtartalma olyan magas, hogy a látástávolság 1 km alá csökken. Köd minden évszakban előfordulhat, de télen gyakoribb. Ködképződéskor a levegő nedvességtartama már annyira telített, hogy nem tudja megtartani a felesleges nedvességet, ezért az kicsapódik. Ez a magas nedvességtartalom 3 féle módon alakulhat ki: bepárolgással (valamilyen módon plusz nedvesség kerül a levegőbe), lehűléssel (a telítetlen levegő a harmatpont hőmérséklete alá hűl), valamint két különböző, de közel telített levegő keveredésével (a melegebb, nedvesebb levegő a közös hőmérsékletre hűlve már telített lehet).

A leggyakoribb ködfajták

A párolgási köd kialakulásában az játszik szerepet, hogy a levegőnél melegebb vízfelszínről nedvesség párolog be a levegőbe, és ez hozza létre a telítettséget. Meleg álló- és folyóvizek, fölázott talaj, mocsár fölötti hűvösebb levegőbe való bepárolgás esetén fordul elő. Főleg ősszel jellemző, amikor a vizek még melegek, de a levegő már le tud hűlni.

A kisugárzási köd talajinverzióval jár együtt, tehát derült, szélcsendes éjszakákon alakul ki. Ilyenkor a felszín kisugárzása nagy, emiatt a felszín közeli 10-100 méteres légréteg a harmatpontja alá hűl, és a felesleges nedvesség kicsapódik. Ez az összes ködfajta közül a leggyakoribb, bármelyik évszakban előfordulhat. Általában a délelőtti besugárzás hatására feloszlik, akárcsak az inverzió.

Az áramlási köd légáramlással kapcsolatos hűlés miatt alakul ki. Ha az enyhe, magas nedvességtartalmú levegő hideg felszín fölött áramlik, lehűl, telített lesz, köd alakul ki.

Keveredési köd alakul ki, ha a talaj fölötti hideg levegőréteg fölött áramlik meleg nedves levegő, majd a keveredés következtében lehűl, és a felesleges nedvesség kicsapódik.

A lejtőköd akkor alakul ki, ha egy hegyvonulat emelkedésre készteti a levegőt, és az emelkedés következtében lehűl és telített lesz.

A felhőzet és a csapadék mennyiségének mérése

A felhőzet mennyiségét nyolcadokban, oktákban mérik. A szakemberek azt adják meg, hogy az égbolt hány nyolcadát borítja felhő. A csapadék mennyiségét milliméterben adják meg. Ha 1 m² területre 1 mm csapadék hullik, akkor annak a térfogata 1 dm³, vagyis 1 liter folyadékról van szó. Ha a csapadék szilárd halmazállapotú (hó), akkor felolvasztással megkaphatjuk a hó vízegyenértékét. Körülbelül 10 liter hó felel meg 1 liter víznek. A hó és a víz aránya tehát 10:1-hez.

A zivatartevékenység

A zivatar és a zápor fogalma nem tévesztendő össze. A zivatar elektromos jelenséggel kapcsolódik össze, tehát villámlás, mennydörgés tapasztalható.
A légkör mindig gyengén ionizált állapotban van, jelen vannak benne az elektromosan töltött részecskék és ionok. Ezek az ionok a napsugárzás és a kozmikus sugárzás következtében keletkeznek. Az ionok töltésüktől függően szétválnak, elektromos tér jön létre. Ez az elektromos tér időben és térben is változik. Általában a talajfelszín negatív töltésű, míg a légkör pozitív töltésű. Köztük feszültség alakul ki. Bizonyos meteorológiai helyzetekben ez a feszültség nagyon megnövekszik, és ha ez a feszültség egy kritikus értéket meghalad, elektromos kisülés indul meg, amit villámnak nevezünk.

A villám

A villámlás elektromos kisülés. A zivatarfelhő elektromos mezejében keletkezik, ahol a felhők, a felhő és a földfelszín vagy a felhő és a légkör felsőbb rétegei között és a felhőkön belül is potenciál-különbség alakul ki. A szakemberek szerint 1-1 villámlás alkalmával átlagosan 180 kWh energia szabadul fel. A villámlások villámcsatornákon mozognak. Megkülönböztetünk vonalvillámokat, felületi- és gömbvillámokat. A leggyakoribb a vonalvillám, ilyenekkel akár naponta találkozhatunk.
A felületi villám közvetlenül nem látható, csak a felhőket világítja meg.
A villám kékes-lila színét az oxigén emisszió (kibocsátó) vonalai okozzák.
A gömbvillámokra még nincs egyértelmű magyarázat. Több lehetséges megoldás is létezik. Elképzelhető, hogy a villámcsatornában felhalmozódott ionizált gáztömegről vagy elektromos porfelhőkről van szó.
A gömbvillámok színe általában narancssárga színű.
Általános az a vélemény, miszerint a villámlás után eső várható. A kisülés után az elektromos mező már nem tartja magasban az esőcseppeket és a jégdarabokat, így azok aláhullanak.

Kialakulhatnak száraz zivatarok is, ilyenkor a csapadék elpárolog a melegebb légtömegekből.
A zivatar többféle időjárási helyzetben is keletkezhet. Szélcsendes időben, rekkenő hőségben nyáron kezdetben kialakul egy kis gomolyfelhő. Ha a légköri viszonyok engedik, továbbfejlődve egyre nagyobb gomoly lesz belőle, majd a tropopauzát elérve szétterül és a teteje eljegesedik. Ezt onnan figyelhetjük meg, hogy amíg még csak folyékony cseppek vannak a felhőben, addig a teteje határozott éles körvonalakat mutat, de amikor az eljegesedés megindul, a körvonalai elmosódnak. Zivatar kialakulhat olyan terület fölött is, amely fölé korábban hideg levegő érkezett. Ha ekkor a talaj közeli rétegek erősen átmelegednek, a feláramlások következtében zivatarok alakulhatnak ki. Zivatarfelhőből eshet jégeső is. Fontos tudni, hogy még ha kezdetben borsó nagyságú jég hullik is, pillanatokon belül eshet tojás nagyságú is. A zivatar általában 0,5-1 óra időtartamú.

Általános légkörzés

A Föld légköre állandó mozgásban van, amit alapvetően négy erő szabályoz: a nehézségi erő, az eltérítő erő (Coriolis-erő), nyomási gradiensi erő, súrlódási erő. A nehézségi erőnek két összetevője van; a Föld középpontja felé mutató gravitációs erő és a forgó mozgásból származó centrifugális erő. A kettő összege a tényleges nehézségi erő.
Az eltérítő erő a Földhöz képest mozgó levegőre hat. A földforgás centrifugális erejének hatása a mozgást eredeti irányától eltéríti. Ha a légáramlás nyugatról kelet felé irányul, az eltérítés déli, ellenkező esetben északi irányú lesz. Délről észak felé történő áramlásnál keleti, ellenkező esetben nyugati irányú lesz az eltérítés. Az eltérítő erőt Coriolis-erőnek nevezzük (jele: C).
A légnyomás egyenlőtlen eloszlása hozza létre a nyomási gradiens erőt. A légnyomási gradiens két izobár vagy izohipsza(azonos magasságú pontokat összekötő vonal) között a csökkenő nyomás irányába mutató merőleges egyenesre eső légnyomás vagy geopotenciális magasság különbsége. Minél sűrűbbek az izobárok vagy izohipszák, annál nagyobb a gradiens erő és ennek megfelelően a szél sebessége.
A súrlódási erő létét az inhomogén földfelszín és a légkör belső súrlódása okozza. Hatása a felszín közeli súrlódási rétegben (1000-1200 m-ig) jelentős, e fölött a szabad légkörben hatása már elhanyagolható.
A négy erő a valós légköri mozgásoknál nem egyenlő mértékben érvényesül. Az erők egyensúlya hozza létre az egyensúlyi mozgásokat. A már említett Coriolis-erő a légkörben örvényeket alakít ki, azaz létrehozza a légkör áramlási rendszereit, más szakmai kifejezéssel: a légnyomási képződményeket, köztük a legjellegzetesebbeket, az időjárás legfontosabb hordozóit, a ciklonokat és az anticiklonokat.

Időjárási frontok

A norvég Bjerknes "dinasztia" (apa és fia) 1920 körül fedezte fel az időjárási frontok szerepét.

Időjárási front ott alakul ki, ahol az áramló levegőben fizikai tulajdonságaikban — elsősorban hőmérsékletében — egymástól jelentősen eltérő levegőtömegek kerülnek igen közel egymáshoz. Az időjárási frontok a ciklonok, főként a fiatal ciklonok jellegzetes "tartozékai". A ciklon keletkezésének időszakában ugyanis az örvényben a hideg és meleg levegő jól elkülönül egymástól, közel fele-fele arányban. Az időjárási front az a keskeny zóna, ahol érintkezve keverednek. Ez a keskeny érintkezési zóna itt az északi féltekén az óramutató járásával ellentétes irányban, a ciklonnal együtt forog. A az örvénylő mozgás ami a hideg levegőt a korábban meleg levegővel borított területre hajtja a hidegfront. Fordítva, ahol a meleg levegő hódít teret a hideg rovására, az a melegfronti szakasz. A hidegfront jár általában a hevesebb időjárási jelenségekkel, záporral, zivatarral, markáns szélirány-fordulással, szélviharral. A melegfront leggyakoribb kísérője a csendes eső. A ciklon örvénylése során a hideg levegő gyorsabban mozog, ezért először a középpont közelében, majd távolabb is utoléri a melegfrontot, azaz a két front "záródik". Ezt a záródott frontszakaszt nevezi a szakma okkluziós frontnak, melynek mentén akár hidegfront jellegű, akár melegfront jellegű időjárási folyamatok is előfordulhatnak. Magyarországon a frontológia a 30-as évek közepén vonult be az időjárás-előrejelzés napi gyakorlatába. Az időjárási frontok jelentősen befolyásolják az emberek közérzetét, egészségi állapotát. Sokunk érzékeny valamelyik, legrosszabb esetben mindkét frontra. Az időjárás hatását az emberre az orvosmeteorológia kutatja.

Az éghajlat

Éghajlati övek

A Föld különböző pontjainak időjárását más és más periodikusan visszatérő jellemzők determinálják.
Az éghajlat állandó alakulását főként a földrajzi szélességekhez igazodó napsugárzás befolyásolja, de meghatározó szerepe van a felszín anyagösszetételének, a domborzatnak, a tenger- és széláramlásoknak, az általános földi légkörzésnek és az emberi tevékenységnek is. Az állandó változás mellett mégis meghatározhatók egyes térségek általános időjárási jellemzői. Az időjárás változásának szabályszerűségeit, együttesét nevezzük éghajlatnak, klímának.
Az éghajlat nem más, mint a légkör periódusos, környezetétől függő állapotváltozásainak folyamata.
A Föld éghajlatai nagyon változatos jellemzőkkel bírnak. A különböző területekre, térségekre jutó napsugárzás (a napsugárzás beesési szöge szerint) statisztikai adatai alapján szoláris klímaöveket különböztetünk meg. Ezek a: meleg/forró vagy trópusi, a mérséklet, és a hideg övek.

A napsugárzás szerinti vagy szoláris övbeosztás

1. A napsugarak csak a térítőkörök között érkezhetnek merőlegesen a keringő Földre, a Ráktérítővel és a Baktérítővel a legtöbb hősugárzásban részesülő forró vagy trópusi övezet határai jelölhetők ki.
2. A térítőkörökkel és a sarkkörökkel határolt északi- és déli mérsékelt övezet kevesebb napsugárzást kap, mint a forró-, de többet, mint a hideg övezet. Itt a napsugarak hajlásszöge már 90 foknál csak kisebb lehet, de még minden nap felkel és lenyugszik a Nap.
3. A sarkkörökkel határolt sarkvidékek kapják a legkevesebb meleget, mert ezekre a területekre a napsugarak legkisebb hajlásszöggel érkeznek. és ezeken a tájakon napokig, hetekig, vagy hónapokig állandó éjszaka van.

Módosított éghajlati övezetek

A napsugarak hajlásszöge alapján meghatározott éghajlati övezetek határait főleg a tengeráramlások és az uralkodó szelek módosítják. Ezek miatt az egyes övezeteken belül az éghajlat területenként részben eltérő lehet. Az eltérések éghajlati területeket alakítottak ki. A Föld éghajlatát az alábbi csoportokba osztják: