Vzhled oblaků se odvíjí od mnoha faktorů, z nichž nejdůležitějším je jejich vnitřní struktura. Ta je ovlivněna vývojem od okamžiku vzniku oblaku až po jeho rozpad. Elementy, které oblaky tvoří, dělíme na pevné (ledové krystalky) a kapalné (vodní kapičky). Ty ale nevznikají vždy a za všech okolností, ale pouze za podmínek umožňujících kondenzaci vodní páry přítomné v ovzduší nebo její „vymrznutí“ – desublimaci. Aby došlo k požadovanému snížení teploty vodní páry, je nutné, aby uvolnila latentní teplo, které v sobě nese. V tomto případě musí tedy nutně dojít k přenosu energie z páry do vnějšího prostředí. Ale co donutí páru, aby se tímto způsobem ochladila? Procesy spojené s dynamikou proudění a dále nečistoty přítomné v ovzduší, jež mohou působit jako kondenzační nebo ledová jádra. Kdyby se atmosféra nacházela v termodynamické rovnováze, nemohlo by k žádným proměnám v oblačnosti vůbec docházet. Oblačnost by jednou vznikla a dále by se již výrazněji neměnila, protože k transferu energie nutné k její přeměně by chyběl potřebný impulz.

Tři druhy ochlazování

Oblaky v naší atmosféře nikdy nevznikají spontánní kondenzací přesycené vodní páry, tj. vzájemným spojováním molekul vody, neboť tento děj je sám o sobě energeticky mnohem náročnější než kondenzace na kondenzačních jádrech. Nad povrchem kondenzačních jader totiž vzniká lokální přesycení vodní páry, což vede ke vzniku koncentračního gradientu, usnadňujícího další „nabalování“ molekul vody na jejich povrch. Tento proces nazýváme koalescence. Většina kondenzačních jader má velikost v rozmezí 10-7 až 10-9 m.
 V 1 cm3 vzduchu jich nad volnou krajinou můžeme napočítat řádově tisíce až desetitisíce,
 v průmyslových oblastech a ve městech pak ještě desetkrát až stokrát víc. Nad oceány jich bývá ale méně, přibližně desetitisíce v 1 cm3.
 K ochlazení vzduchu dochází vyzářením energie v podobě dlouhovlnného záření, při zvětšení objemu vzduchu, nebo přenosem tepla do okolního prostředí prostřednictvím promíchávání vzduchu se vzduchem studenějším. Poslední zmíněný postup se uplatňuje více méně jen v okrajových případech, jako například při vzniku kondenzačních pruhů za letadly. Ochlazování vyzařováním se odehrává při vzniku přízemních (radiačních) mlh, vrstevnaté inverzní oblačnosti nebo poměrně vzácně se vyskytujících oblaků tvaru castellanus. Dominantním procesem při vzniku oblaků tak je ochlazování vzduchu při jeho výstupu a rozpínání. K výstupu může docházet nejrůznějšími pochody – termicky podmíněným výstupem (termika), výstupem podél frontální plochy nebo nuceným výstupem podél terénních překážek (orografický efekt). Při výstupu se teplota vzduchu snižuje a pára v něm obsažená začne postupně kondenzovat. Ochladí-li se vystupující vzduch na teploty nižší než 0 °C, může stejným způsobem dojít ke vzniku ledových krystalků. Jsou-li takto vzniklé oblačné elementy dostatečně malé a nedorostou-li až do rozměrů dešťových kapek, které se již v oblacích neudrží, jde o pochody vratné. Vzniklé kapičky nebo krystalky se tedy mohou snadno vypařovat, resp. sublimovat. Nedojde-li ke změně vnějších podmínek, množství vody v plynné formě a množství vody v podobě drobných kapiček nebo ledových krystalků se tak udržuje v rovnováze, a lze tedy hovořit o určitém „nasycení“ vzduchu kapičkami nebo krystalky.

Největší kapičky jsou v Nimbostratu

Ačkoli mohou kapičky v některých oblacích narůstat až do velikosti dešťových kapek (řádově až milimetry), drtivá většina kapiček má velikost v určitém rozpětí okolo tzv. středního průměru. Tato hodnota souvisí s fyzikálními podmínkami panujícími uvnitř oblaku a odráží zmíněnou rovnováhu. Velikosti kapiček v jednotlivých druzích oblaků nejsou stejné. Větší průměrné velikosti kapiček můžeme nalézt v oblacích s vertikálním vývojem (Cumulus congestus, Cumulonimbus) a v dešťových oblacích (Nimbostratus). Ve spodní části nimbostratu byly naměřeny velikosti kapiček od 10 do 42 μm a v horní části oblaku až 100 μm. Menší velikosti kapiček, a to 6 až 40 μm, byly zjištěny ve vrstevnatých oblacích (Stratus) a nejmenší v oblacích Altostratus a Stratocumulus.

A jak je to s krystalky?

Vznik ledových krystalků může probíhat mrznutím vodních kapek, nebo narůstáním ledových částic desublimací na ledových jádrech. Ovšem mrznutí oblačných kapiček je v reálných podmínkách opět děj energeticky náročný, a proto kapky zůstávají v kapalné fázi i velmi hluboko pod bodem mrazu (existence kapiček byla v oblacích prokázána až k teplotám –42 °C).
 Podobně jako pro kondenzaci, také pro zmrznutí je potřeba, aby v kapičce existovalo nebo se vytvořilo jádro, které působí jako centrum krystalizace. Pokud takové krystalizační jád-
 ro kapička obsahuje, dojde k jejímu zmrznutí prakticky ihned, jakmile teplota v oblaku poklesne na –4 °C. Pokud jádro není, je ke vzniku krystalku třeba určitého impulzu, jako například tření anebo další ochlazení. Se snižující se teplotou jejich počet skokově narůstá, přičemž ve výšce nad 9 km, kde panují teploty nižší než –42 °C, se vyskytují pouze ledové krystalky.
 Vznik oblačných elementů, potažmo celých oblaků, na frontálních rozhraních, stejně tak jako termickou konvekcí nebo orograficky, jsou obecně dobře známé. Ovšem v atmosféře se vyskytují také některé vzácné oblaky, jejichž vznik je podmíněn specifickými meteorologickými podmínkami. Jedná se například o perforované oblaky nazývané Hole-Punch Cloud, podivuhodné, až hrůzu nahánějící oblačné stěny Morning Glory, nejrůznější brízové oblaky či oblaky tvaru Kelvin-Helmholtz, o nichž pohovoříme v některém z příštích dílů. Samostatnou skupinu pak tvoří nádherná stratosférická a mezosférická oblaka v podobně nádherně zbarvených irizujících ploch či hedvábných nitek, jejichž vznik je dodnes obestřen záhadami.

Pozor na námrazu

Jsou-li kapičky v oblaku v přechlazeném stavu, může i sebemenší vnější impulz vést k jejich mrznutí. Tímto impulzem může být i tření způsobené průletem letadla. Při něm mohou vodní kapičky snadno namrzat zejména na náběžných hranách křídel nebo vrtulí, což vede často k nebezpečným důsledkům. Každý pilot by proto měl velmi pozorně sledovat teplotu okolního vzduchu a zároveň správně identifikovat druh oblaku, kterým prolétá nebo prolétat bude. Jedná-li se pak o oblak tvořený výlučně kapičkami (např. Cumulus, Cumulonimbus, Nimbostratus) a venkovní teplota je hluboko pod bodem mrazu, je vysoká pravděpodobnost, že po průletu oblakem dojde ke vzniku námrazy v podobě ledovky. Zvlášť silná ledovka vzniká po průletu těmi částmi oblaků, kde se nacházejí největší kapičky tvořené přechlazenou vodou. Často to jsou právě centra vzniku srážek.
 Při sestupu letadla z vyšších hladin do teplejšího vlhkého vzduchu se může na celém jeho povrchu vytvářet námraza v podobě jinovatky. Je-li sestup příliš rychlý, nestačí se teplota povrchu letadla vyrovnávat s teplotou okolního vzduchu a na relativně chladnějším povrchu letadla tak začne docházet k nárůstu ledových krystalků. Zvláštním případem námrazy je zrnitá námraza, která je tvořena částicemi sněhu a zmrzlých vodních kapek, které letadlo srážejí při průletu oblastí srážek. Její struktura je zpočátku kašovitá, po zmrznutí pak připomíná houbu. Podobně jako jinovatka se může během letu postupně odlupovat, čímž dochází ke vzniku nehomogenit v aerodynamice letadla, vzniku vibrací na vrtulích apod. Vznik námrazy lze nejčastěji očekávat při průletu oblačným systémem teplé fronty nebo oblaky Cumulus congestus a Cumulonimbus. V tomto směru lze největší nebezpečí vzniku námrazy očekávat ve výškách od cca 1,5 do 6 km. Naproti tomu oblaky středního patra (Altocumulus a Altostratus), tvořené převážně vodními, avšak velmi malými kapičkami, a dále také oblaky vysokého patra, tvořené výlučně ledovými krystalky (Cirrus, Cirrostratus a Cirrocumulus), nepředstavují z tohoto hlediska žádné nebezpečí.