Kupovité mraky - husté, jasné bílé mraky během dne s výrazným vertikálním vývojem. Souvisí s rozvojem konvekce v dolní a částečně střední troposféře.

Nejčastěji se kupovité mraky vyskytují ve studených vzduchových masách v zadní části cyklóny, ale často jsou pozorovány v teplých vzduchových masách v cyklónách a anticyklónách (kromě střední části posledně jmenované).

V mírných a vysokých zeměpisných šířkách jsou pozorovány především v teplý čas rok (druhá polovina jara, léto a první polovina podzimu) a v tropech po celý rok. Zpravidla se objevují uprostřed dne a jsou zničeny večer (ačkoli je lze pozorovat nad mořem v noci).

Typy kupovitých mraků:

Kupovité mraky jsou husté a dobře vyvinuté vertikálně. Mají bílé kupolovité nebo kupovité vrcholy s plochou základnou, která je našedlá nebo namodralé barvy. Obrysy jsou ostré, ale se silným nárazový vítr okraje se mohou roztrhnout.

Kupovité mraky se na obloze nacházejí ve formě samostatných vzácných nebo významných nahromadění mraků pokrývajících téměř celou oblohu. Jednotlivé kupovité mraky jsou obvykle rozptýleny náhodně, ale mohou tvořit hřebeny a řetězy. Jejich základny jsou přitom na stejné úrovni.

Výška spodní hranice kupovité oblačnosti silně závisí na vlhkosti přízemního vzduchu a pohybuje se nejčastěji od 800 do 1500 m, v suchých vzduchových hmotách (zejména ve stepích a pouštích) může být 2-3 km, někdy i 4-4,5 km.

Důvody vzniku mraků. Úroveň kondenzace (rosný bod)

Atmosférický vzduch vždy obsahuje určité množství vodní páry, která vzniká v důsledku odpařování vody z povrchu pevniny a oceánu. Rychlost odpařování závisí především na teplotě a větru. Čím vyšší je teplota a čím větší je kapacita páry, tím silnější je odpařování.

Vzduch může přijímat vodní páru až do určité hranice, dokud se nestane bohatý. Pokud se nasycený vzduch ohřeje, získá opět schopnost přijímat vodní páru, tedy znovu se stane nenasycené. Jak se nenasycený vzduch ochlazuje, blíží se k nasycení. Schopnost vzduchu obsahovat více či méně vodní páry tedy závisí na teplotě.

Množství vodní páry obsažené ve vzduchu tento moment(v g na 1 m3), tzv absolutní vlhkost.

Poměr množství vodní páry přítomné ve vzduchu v daném okamžiku k množství, které může pojmout při dané teplotě, se nazývá relativní vlhkost a měří se v procentech.

Okamžik přechodu vzduchu z nenasyceného do nasyceného stavu se nazývá rosný bod(úroveň kondenzace). Čím nižší je teplota vzduchu, tím méně vodní páry může obsahovat a tím vyšší je relativní vlhkost vzduchu. To znamená, že když je vzduch chladnější, rosný bod přichází rychleji.

Na začátku rosného bodu, tedy když je vzduch zcela nasycen vodní párou, když se relativní vlhkost blíží 100 %, kondenzaci vodní páry- přechod vody z plynného skupenství do kapalného skupenství.

Když vodní pára kondenzuje v atmosféře ve výšce několika desítek až stovek metrů a dokonce kilometrů, mraky.

K tomu dochází v důsledku odpařování vodní páry z povrchu Země a jejího vzestupu vzestupnými proudy teplého vzduchu. V závislosti na teplotě se mraky skládají z kapiček vody nebo ledových a sněhových krystalů. Tyto kapičky a krystaly jsou tak malé, že je v atmosféře udrží i slabé vzestupné proudy. Mraky přesycené vodní párou, které mají tmavě fialový nebo téměř černý odstín, se nazývají mraky.

Struktura oblaku cumulus korunující aktivní TVP

Vzduchové proudy v kupovitých oblacích

Tepelné proudění je sloupec stoupajícího vzduchu. Stoupající teplý vzduch je shora nahrazen studeným a podél okrajů proudění vzduchu se vytvářejí zóny pohybu vzduchu směrem dolů. Čím silnější proudění, tzn. čím rychleji teplý vzduch stoupá, tím rychleji dochází k výměně a tím rychleji klesá podél okrajů studený vzduch.

V oblacích tyto procesy samozřejmě pokračují. Teplý vzduch stoupá, ochlazuje a kondenzuje. Kapky vody spolu se studeným vzduchem shora padají dolů a nahrazují teplý. V důsledku toho se vytvoří vír vzduchu se silným vzestupem ve středu a stejně silným pohybem dolů podél okrajů.

Tvorba bouřkových mraků. Životní cyklus bouřkového mraku

Nezbytnými podmínkami pro vznik bouřkové oblačnosti je přítomnost podmínek pro rozvoj konvekce nebo jiného mechanismu, který vytváří vzestupné proudění, zásoba vláhy dostatečná pro tvorbu srážek a přítomnost struktury, ve které část oblaku částice jsou v kapalném stavu a některé jsou v ledovém stavu. Existují frontální a lokální bouřky: v prvním případě je rozvoj konvekce způsoben průchodem fronty a ve druhém případě nerovnoměrným ohřevem podkladového povrchu v rámci jedné vzduchové hmoty.

Dá se zlomit životní cyklus bouřkový mrak do několika fází:

• vznik kupovité oblačnosti a její vývoj v důsledku nestability místní vzduchové hmoty a konvekce: vznik kupovité oblačnosti;
• maximální fáze vývoje oblaku cumulonimbus, kdy jsou nejintenzivnější srážky, bouřkové větry při přechodu bouřkové fronty a také nejsilnější bouřky. Tato fáze je také charakterizována intenzivními pohyby vzduchu směrem dolů;
• destrukce bouřky (destrukce cumulonimby), pokles intenzity srážek a bouřek až do jejich ukončení).

Pojďme se tedy podrobněji zabývat každou z fází vývoje bouřky.

Tvorba kupovitých mraků

Předpokládejme, že v důsledku průchodu fronty nebo intenzivního zahřívání spodního povrchu slunečními paprsky dochází ke konvekčnímu pohybu vzduchu. Když je atmosféra nestabilní, teplý vzduch stoupá vzhůru. Vzduch stoupá vzhůru a adiabaticky se ochlazuje, dosahuje určité teploty, při které začíná kondenzace vlhkosti v něm obsažené. Začínají se tvořit mraky. Při kondenzaci dochází k uvolňování tepelné energie dostatečné k dalšímu stoupání vzduchu. V tomto případě je pozorován vývoj kupovitého oblaku podél vertikály. Rychlost vertikálního vývoje může být od 5 do 20 m/s, takže horní hranice vytvořeného oblaku cumulonimbus i ve zdejší vzduchové hmotě může dosahovat 8 i více kilometrů nad zemským povrchem. Tito. během asi 7 minut může kupovitý oblak vyrůst do výšek řádově 8 km a přeměnit se v kupovitý oblak. Jakmile vertikálně rostoucí kupovitý oblak projde v určité výšce nulovou izotermou (teplotou mrazu), začnou se v jeho složení objevovat ledové krystalky, ačkoli celkový počet kapiček (již podchlazených) dominuje. Je třeba si uvědomit, že i při teplotách minus 40 stupňů se mohou vyskytovat podchlazené kapky vody. Současně začíná proces tvorby srážek. Jakmile začnou srážky z mraku, začíná druhá fáze vývoje bouřky.

Maximální fáze vývoje bouřky

V této fázi již oblak cumulonimbus dosáhl maximálního vertikálního vývoje, tzn. dosáhlo „uzamykací“ vrstvy stabilnějšího vzduchu – tropopauzy. Místo vertikálního vývoje se proto vrchol oblaku začíná vyvíjet v horizontálním směru. Objevuje se tzv. „kovadlina“, což jsou cirry, sestávající již z ledových krystalků. V samotném oblaku tvoří konvektivní proudy vzestupné proudění vzduchu (od základny k horní části oblaku) a srážky způsobují sestupné proudění (směrované z horní části oblaku k jeho základně a poté zcela do povrch Země). Srážky ochlazují okolní vzduch, někdy až o 10 stupňů. Vzduch se stává hustším a jeho pád na zemský povrch se zvyšuje a zrychluje. V takové chvíli, obvykle v prvních minutách lijáku, lze u země pozorovat zesílení bouřlivého větru, nebezpečné pro letectví a schopné způsobit značné škody. Právě jim se někdy při absenci skutečného tornáda mylně říká „tornádo“. Zároveň je pozorována nejintenzivnější bouřka. Srážky vedou k převaze sestupných proudění vzduchu v bouřkové oblačnosti. Přichází třetí, poslední fáze evoluce bouřky – zničení bouřky.

Zničení bleskové bouře

Vzestupné proudy vzduchu v oblaku cumulonimbus jsou nahrazeny proudy sestupnými, a tím blokují přístup teplého a vlhkého vzduchu, který je zodpovědný za vertikální vývoj oblaku. Bouřkový mrak je zcela zničen a na obloze zůstává jen „kovadlina“ složená z cirrů, z hlediska vzniku bouřky naprosto neperspektivní.

Nebezpečí spojená s létáním v blízkosti kupovitých mraků

Jak již bylo zmíněno výše, mraky vznikají kondenzací stoupajícího teplého vzduchu. U spodního okraje kupovité oblačnosti se teplý vzduch zrychluje, protože. okolní teplota klesá a substituce probíhá rychleji. Závěsný kluzák, který nabírá tento teplý vzduchový proud, může promeškat okamžik, kdy je jeho horizontální rychlost ještě vyšší než rychlost stoupání, a může být nasáván do mraku spolu se stoupajícím vzduchem.

V mraku je díky vysoké koncentraci vodních kapek viditelnost téměř nulová, respektive závěsný kluzák okamžitě ztrácí orientaci v prostoru a už nedokáže říct, kde a jak letí.

V nejhorším případě, pokud teplý vzduch stoupá velmi rychle (například v bouřkovém mraku), může se závěsný kluzák náhodně dostat do sousední zóny stoupajícího a klesajícího vzduchu, což povede k kotrmelci a pravděpodobně ke zničení zařízení. . Nebo bude pilot zvednut do výšek se silnou teplotou pod nulou a řídkým vzduchem.

Analýza a krátkodobá předpověď počasí. atmosférické fronty. Vnější známky blížících se studených, teplých front

V předchozích přednáškách jsem mluvil o možnosti předpovídat letové a neletové počasí, přiblížení té či oné atmosférické fronty.

To ti připomínám atmosférická přední strana je přechodná zóna v troposféře mezi sousedními vzduchovými hmotami s různými fyzikálními vlastnostmi.

Při výměně a smíchání jedné hmoty vzduchu s jinou s vynikajícími fyzikálními vlastnostmi - teplota, tlak, vlhkost - různé přírodní jev, které lze použít k analýze a předpovědi pohybu těchto vzduchových mas.

Takže když se přiblíží teplá fronta, objeví se za den její předchůdci, cirry. Plavou jako peří ve výšce 7-10 km. V této době se atmosférický tlak snižuje. Příchod teplé fronty bývá spojen s oteplením a vydatnými, mrholícími srážkami.

S nástupem studené fronty jsou naopak spojeny dešťové mraky stratocumulus, které se vrší jako hory nebo věže a srážky z nich padají ve formě přeháněk s bouřkami a bouřkami. S přechodem studené fronty souvisí ochlazení a zesílení větru.

Cyklony a anticyklóny

Země se otáčí a pohybující se masy vzduchu se také účastní tohoto kruhového pohybu, který se stáčí do spirály. Tyto obrovské atmosférické víry se nazývají cyklóny a anticyklóny.

Cyklón- atmosférický vír obrovského průměru se sníženým tlakem vzduchu ve středu.

Anticyklóna- atmosférický vír se zvýšeným tlakem vzduchu ve středu, s jeho postupným poklesem od centrální části k periferii.

Změnou počasí můžeme také předpovídat nástup cyklónu nebo anticyklóny. Cyklon tedy s sebou přináší zatažené počasí s deštěm v létě a sněhem v zimě. A anticyklóna - jasné nebo zatažené počasí, klid a nedostatek srážek. Je zde ustálený charakter počasí, tzn. v čase se výrazně nemění. Z hlediska letů nás samozřejmě více zajímají anticyklóny.

Studená fronta. Struktura oblačnosti ve studené frontě

Vraťme se k frontám. Když říkáme "přichází" studená fronta, máme na mysli, že velká masa studeného vzduchu se pohybuje směrem k teplejšímu vzduchu. Studený vzduch je těžší, teplý vzduch lehčí, takže postupující studená hmota jako by se plazila pod teplou a tlačí ji nahoru. To vytváří silný pohyb vzduchu směrem nahoru.

Rychle stoupající teplý vzduch se ve vyšších vrstvách atmosféry ochlazuje a kondenzuje, objevují se mraky. Jak jsem řekl, vzduch se neustále pohybuje vzhůru, takže mraky, které mají stálý přísun teplého a vlhkého vzduchu, rostou. Tito. studená fronta přináší kupovité, stratokumuly a dešťové mraky s dobrým vertikálním vývojem.

Studená fronta se posouvá, teplá fronta se tlačí nahoru a mraky se přesycují zkondenzovanou vlhkostí. V určitém okamžiku se lije v přeháňkách, jako by shazoval přebytek, dokud síla vzestupného pohybu teplého vzduchu opět nepřekročí gravitaci vodních kapiček.

Teplá fronta. Struktura oblačnosti v teplé frontě

Nyní si představte opačný obrázek: teplý vzduch se pohybuje směrem ke studenému. Teplý vzduch je lehčí a při pohybu se plíží na studený vzduch, klesá atmosférický tlak, protože. opět o sloup více lehký vzduch méně lisuje.

Jak teplý vzduch stoupá, ochlazuje se a kondenzuje. Objeví se oblačno. Ale nedochází k žádnému pohybu vzduchu vzhůru: studený vzduch se již rozšířil níže, nemá co vytlačovat, teplý vzduch je již nahoře. Protože nedochází k žádnému pohybu vzduchu vzhůru, teplý vzduch se ochlazuje rovnoměrně. Oblačnost se ukazuje jako souvislá, bez vertikálního vývoje - cirry.

Nebezpečí spojená s nástupem studené a teplé fronty

Jak jsem již řekl dříve, nástup studené fronty je charakterizován mohutným vzestupným pohybem teplého vzduchu a v důsledku toho nadměrným rozvojem kupovité oblačnosti a bouřkami. Kromě toho prudká změna ve vzestupném pohybu teplého vzduchu a sousední sestupný pohyb studeného vzduchu, který se snaží jej nahradit, vede k silným turbulencím. Pilot to pociťuje jako silnou turbulenci s prudkými náhlými náklony a spouštěním / zvednutím nosu zařízení.

Turbulence v nejhorším případě mohou vést až k kotrmelci, navíc jsou procesy vzletu a přistání zařízení komplikované, létání v blízkosti svahů vyžaduje větší soustředění.

Časté a silné bouřky mohou nepozorného nebo uneseného pilota strhnout a již v mraku dojde k kotrmelci, který se vrhne do velké výšky, kde je zima a není kyslík – a možná smrt.

Teplá fronta je pro dobré plachtění málo užitečná a nepředstavuje žádné nebezpečí, snad kromě nebezpečí zmoknutí.

Sekundární fronty

Nazývá se úsek uvnitř stejné vzduchové hmoty, ale mezi oblastmi vzduchu s různými teplotami sekundární přední. Sekundární studené fronty se nacházejí v blízkosti zemského povrchu v barických korytech (oblastech snížený tlak) v zadní části cyklónu za hlavní frontou, kde dochází ke sbližování větru.

Sekundárních studených front může být několik a každá odděluje studený vzduch od chladnějšího. Počasí na sekundární studené frontě je podobné počasí na studené frontě, ale díky menším teplotním kontrastům jsou všechny povětrnostní jevy méně výrazné, tzn. mraky jsou méně vyvinuté, jak vertikálně, tak horizontálně. Srážkové pásmo, 5-10 km.

V létě převládá na sekundárních studených frontách kupovitá oblačnost s bouřkami, kroupami, bouřkami, silnými turbulencemi a námrazou, v zimě pak obecné vánice, sněhové návaly, které zhoršují viditelnost na méně než 1 km. Vertikálně je fronta vyvinuta do 6 km v létě a do 1-2 km v zimě.

Přední strany okluze

Přední strany okluze vzniklé v důsledku uzavření studené a teplé fronty a vytlačení teplého vzduchu vzhůru. Proces uzavírání nastává v cyklonech, kde studená fronta, pohybující se vysokou rychlostí, předběhne teplou frontu. Teplý vzduch se v tomto případě odtrhává od země a je tlačen vzhůru a fronta u zemského povrchu se v podstatě pohybuje již pod vlivem pohybu dvou studených vzduchových mas.

Ukazuje se, že na vzniku okluzní fronty se podílejí tři vzduchové hmoty – dvě studené a jedna teplá. Pokud je chladná vzduchová hmota za studenou frontou teplejší než studená hmota před frontou, pak při vytlačování teplého vzduchu směrem nahoru zároveň sama proudí na přední, chladnější hmotu. Tato fronta se nazývá teplá okluze(Obr. 1).

Rýže. 1. Čelo teplé okluze na vertikálním řezu a na mapě počasí.

Pokud je vzduchová hmota za studenou frontou chladnější než vzduchová hmota před teplou frontou, pak tato zadní hmota bude proudit jak pod teplou, tak pod přední studenou vzduchovou hmotou. Tato fronta se nazývá studená okluze(obr. 2).

Rýže. 2. Čelo studené okluze na vertikálním řezu a na mapě počasí.

Okluzní fronty procházejí ve svém vývoji řadou fází. Nejobtížnější povětrnostní podmínky na frontách okluze jsou pozorovány v počátečním okamžiku uzavření termální a studené fronty. V tomto období je systém oblačnosti kombinací oblačnosti teplé a studené fronty. Srážky obecného charakteru začínají vypadávat z vrstvené-nimbové a kupovité oblačnosti, v přední zóně přecházejí v přeháňky.

Vítr před teplou frontou okluze zesiluje, po jejím přechodu slábne a stáčí se doprava.

Před studenou frontou okluze se vítr zesiluje na bouřku, po jejím přechodu slábne a prudce se stáčí doprava. Jak je teplý vzduch vytlačován do vyšších vrstev, okluzní fronta postupně eroduje, vertikální síla systému oblačnosti se snižuje a objevují se bezoblačné prostory. Oblačnost Nimbostratus postupně přechází ve stratus, altostratus v altocumulus a cirrostratus v cirrocumulus. Déšť ustává. Přechod starých front okluze se projevuje prouděním vysokokumulativní oblačnosti 7-10 bodů.

Podmínky plavby zónou fronty okluze v počáteční fázi vývoje jsou téměř stejné jako podmínky plavby, respektive při přechodu zóny teplých nebo studených front.

Intramasové bouřky

Bouřky se obecně dělí na dva hlavní typy: hromadné a frontální. Nejběžnějšími bouřkami jsou intramasové (lokální) bouřky, které se vyskytují daleko od frontálních zón a jsou způsobeny charakteristikou místních vzduchových hmot.

intramasová bouřka je bouřka spojená s konvekcí uvnitř vzduchové hmoty.

Trvání takových bouřek je krátké a obvykle nepřesáhne jednu hodinu. Lokální bouřky mohou být spojeny s jednou nebo více buňkami cumulonimby a procházejí standardními vývojovými fázemi: zrození kupovitého oblaku, nadměrný vývoj v bouřku, srážky, rozpad.

Obvykle jsou vnitrohmotné bouřky spojeny s jedinou buňkou, ačkoli existují i ​​vícebuněčné vnitrohmotné bouřky. Při vícebuněčné bouřkové aktivitě vytvářejí sestupné proudy studeného vzduchu „rodičovského“ mraku vzestupné proudy, které tvoří „dceřiný“ bouřkový mrak. Lze tak vytvořit řadu buněk.

Známky lepšího počasí

1. Tlak vzduchu je vysoký, téměř se nemění nebo pomalu stoupá.
2. Denní kolísání teploty je ostře vyjádřeno: přes den je horko, v noci chladno.
3. Vítr je slabý, k poledni zesiluje, večer ustává.
4. Obloha je celý den bez mráčku nebo pokrytá kupovitými mraky, které večer mizí. Relativní vlhkost vzduchu během dne ubývá a v noci přibývá.
5. Přes den je obloha jasně modrá, soumrak krátký, hvězdy se slabě třpytí. Večer je svítání žluté nebo oranžové.
6. V noci silná rosa nebo mráz.
7. Nad nížinami mlha, v noci sílící a přes den mizející.
8. V noci je v lese tepleji než na poli.
9. Z komínů a požárů stoupá kouř.
10. Vlaštovky létají vysoko.

Známky špatného počasí

1. Tlak prudce kolísá nebo trvale klesá.
2. denní kurz teplota je slabě vyjádřena nebo s porušením obecného průběhu (například v noci teplota stoupá).
3. Vítr zesiluje, prudce mění svůj směr, pohyb spodních vrstev mraků se nekryje s pohybem horních.
4. Přibývá oblačnosti. Na západní nebo jihozápadní straně obzoru se objevují mraky cirrostratus, které se rozprostírají po celé obloze. Jsou nahrazeny oblaky altostratus a nimbostratus.
5. Od rána je dusno. Kupovité mraky rostou vzhůru a mění se v cumulonimbus - v bouřku.
6. Ranní a večerní svítání je červené.
7. V noci vítr neutichá, ale zesílí.
8. Světelné kruhy (halo) se objevují v oblacích cirrostratus kolem Slunce a Měsíce. V oblacích středního patra - korun.
9. Neexistuje žádná ranní rosa.
10. Vlaštovky létají nízko. Mravenci se schovávají v mraveništích.

Stacionární vlny

Stacionární vlny- jedná se o typ přeměny horizontálního pohybu vzduchu na vlnu. Vlna může nastat, když se rychle se pohybující vzduchové masy setkají s horskými pásmy značné výšky. Nutná podmínka původem vlny je stabilita atmosféry sahající do značné výšky.

Chcete-li vidět model atmosférické vlny, můžete jít k potoku a podívat se, jak probíhá obtékání ponořeného kamene. Voda, obtékající kámen, stoupá před ním a vytváří jakousi sololitovou desku. Za kamenem se tvoří vlnky nebo série vln. Tyto vlny mohou být v rychlém a hlubokém proudu poměrně velké. Něco podobného se děje v atmosféře.

Když přetéká pohoří, rychlost proudění se zvyšuje a tlak v něm klesá. Proto jsou horní vrstvy vzduchu poněkud redukovány. Po překonání vrcholu proudění snižuje svou rychlost, zvyšuje se tlak a část vzduchu se řítí nahoru. Takový oscilační impuls může způsobit vlnovitý pohyb proudění za hřebenem (obr. 3).

Rýže. 3. Schéma vzniku stacionárních vln:
1 - nerušené proudění; 2 - tok dolů přes překážku; 3 - čočkovitý oblak na vrcholu vlny; 4 - oblak čepice; 5 - rotační oblak na základně vlny

Tyto stacionární vlny se často šíří do vysokých nadmořských výšek. Bylo registrováno vypařování kluzáku ve vlnovém proudu do výšky více než 15 000 m. Vertikální rychlost vlny může dosahovat desítek metrů za sekundu. Vzdálenosti mezi sousedními "hrboly" nebo vlnová délka se pohybují od 2 do 30 km.

Proudění vzduchu za horou je výškově rozděleno na dvě vrstvy, které se od sebe výrazně liší - turbulentní podvlnnou vrstvu, jejíž tloušťka se pohybuje od několika set metrů do několika kilometrů, a vrstvu laminárních vln umístěnou nad ní.

Je možné použít vlnové proudění, pokud je v turbulentní zóně druhý dostatečně vysoký hřeben a taková vzdálenost, že zóna rotoru od první neovlivňuje druhý hřeben. V tomto případě pilot, počínaje druhým hřebenem, okamžitě vstoupí do vlnové zóny.

Při dostatečné vlhkosti vzduchu se na vrcholcích vln objevují čočkovité mraky. Spodní okraj takových mraků se nachází ve výšce nejméně 3 km a jejich vertikální vývoj dosahuje 2 - 5 km. Je také možné vytvořit cap cloud přímo nad vrcholem hory a rotorové mraky za ním.

Navzdory silný vítr(k vlně může dojít při rychlosti větru alespoň 8 m/s), tyto mraky jsou vůči zemi nehybné. Když se určitá „částice“ proudu vzduchu přiblíží k vrcholu hory nebo vlny, vlhkost v ní obsažená zkondenzuje a vytvoří se oblak.

Za horou se vytvořená mlha rozpustí a „částice“ potoka se opět zprůhlední. Nad horou a na vrcholcích vln se rychlost proudění vzduchu zvyšuje.

V tomto případě se tlak vzduchu snižuje. Ze školního kurzu fyziky (plynové zákony) je známo, že při poklesu tlaku a při absenci výměny tepla s životní prostředí teplota vzduchu klesá.

Snížení teploty vzduchu vede ke kondenzaci vlhkosti a tvorbě mraků. Za horou se proudění zpomaluje, tlak v ní stoupá, teplota stoupá. Mrak zmizí.

Stacionární vlny se mohou objevit i nad rovným terénem. V tomto případě může být příčinou jejich vzniku studená fronta nebo víry (rotory), které vznikají při různých rychlostech a směrech pohybu dvou sousedních vzduchových vrstev.

Horské počasí. Vlastnosti změn počasí v horách

Hory jsou blíže slunci, a proto se rychleji a lépe zahřívají. To vede ke vzniku silných konvekčních proudů a rychlé tvorbě oblačnosti včetně bouřek.

Hory jsou navíc výrazně členitou částí zemského povrchu. Vítr procházející přes hory se turbulizuje v důsledku ohýbání kolem mnoha překážek různých velikostí - od metru (kameny) až po několik kilometrů (samotné hory) - a v důsledku míšení procházejícího vzduchu konvekcí. proudy.

Horský terén se tedy vyznačuje silnou termálností v kombinaci se silnou turbulencí, silnými větry různých směrů a bouřkovou činností.

Analýza incidentů a předpokladů souvisejících s meteorologickými podmínkami

Nejklasičtějším incidentem souvisejícím s meteorologickými podmínkami je odfouknutí nebo samostatné vylétnutí aparatury do rotorové zóny v závětrné části hory (v menším měřítku - rotor od překážky). Předpokladem k tomu je odchod spolu s tokem hřebenové linie v malé výšce nebo banální neznalost teorie. Létání v rotoru je plné přinejmenším nepříjemných turbulencí, maximálně salto a zničení aparátu.

Druhý nápadný incident je nasáván do oblak. Předpokladem k tomu je zpracování TVP blízko okraje mraku v kombinaci s roztržitostí, přílišnou odvahou nebo neznalostí letových vlastností svého aparátu. To vede ke ztrátě viditelnosti a orientace v prostoru, v nejhorším případě k saltu a odhození do nepoužitelné výšky.

Konečně třetím klasickým výskytem je „obal“ a pád na svah nebo na zem při přistání v termickém dni. Předpokladem je létání s hozenou holí, tzn. bez rezervy rychlosti pro manévrování.

Meteo. Mraky v podobě hustých bílých klubů ... Slovník mnoha výrazů

Kupovité mraky- (cumulus) Kumulus, oblakový útvar sestávající ze zaoblených tvarů, navršených jeden na druhém kupovitým způsobem ... Země světa. Slovník

Vysoké kupovité mraky, fotografie U.S. National Oceanic and Atmospheric Administration Vysoká kupovitá oblačnost (lat. ... Wikipedia

- (lat. Stratocumulus, Sc) velké šedé hřebeny desek nebo x ... Wikipedie

- (lat. Cirrocumulus, Cc) tenké mraky skládající se z malých vln, vloček nebo vlnek ... Wikipedia

mraky stratocumulus- Mraky nižšího patra (symbol: Sc), většinou vrstevnaté ve formě šedých nebo bílých vrstev a hřebenů ležících proti větru, někdy z nich padají slabé srážky ve formě deště, sněhu nebo mrholení ... Zeměpisný slovník

cirrocumulus mraky- Vrstvy nebo hřebeny tenkých bílých mraků horní troposféry (nad 6000 m) bez stínů, skládající se z malých prvků, které vypadají jako vločky nebo vlnky (symbol: Cc) ... Zeměpisný slovník

Vysoká kupovitá oblačnost- (altocumulus) Altocumulus, oblaka středních vrstev troposféry, představující zaoblené hmoty ve formě vrstev a hřebenů a skládající se z drobných kapek a ledových krystalů ... Země světa. Slovník

cirrocumulus mraky- (cirrocumulus), Cirrocumulus je běžná forma vysokých mraků, sestávajících z malých zaoblených kudrnatých oblaků sousedících vedle sebe. Taková oblačnost se nazývá okřídlená obloha ... Země světa. Slovník

CLOUD, viditelná hmota vodních částic nebo ledových krystalů suspendovaných v nižší atmosféře. Mraky se tvoří, když se voda na zemském povrchu mění v páru procesem VYPAŘOVÁNÍ. Jak pára stoupá do atmosféry, ochlazuje se a... Vědecké a technické encyklopedický slovník

knihy

• Sběratel zázraků
• Sběratel zázraků, Sergeev Leonid Anatolievich. Ve sbírce povídek slavného dětského spisovatele Leonida Sergeeva mluvíme o obyčejných chlapcích a dívkách, o tom, jak utrácejí volný čas co milují, o čem sní. V…

Mraky lze klasifikovat následovně: stratus, cumulus a cirry. stratusová oblačnost jsou pozorovány při pomalém stoupání širokého pásu vzduchu nad povrch teplé fronty.

Kumulová oblaka se tvoří, když se z půdy uvolňuje teplý vzduch nebo když je horní vrstva atmosféry nestabilní kvůli studenému vzduchu. Cirrusová oblaka se naopak objevují, když ledové krystaly nahromaděné v horních vrstvách atmosféry padají dolů a jsou unášeny místními proudy vzduchu. Tyto tři hlavní odrůdy se často kombinují a vytvářejí dlouhou řadu dalších typů oblaků.

Kupovitá oblaka pomalu rostou, jak stále stoupají vzdušné proudy. Pokud jejich růst pokračuje dostatečně dlouho, mohou se proměnit v oblaka cumulonimbus.

Inverzní vrstva zplošťuje mrak

Pokud se nad vyvíjejícím se mrakem vytvoří vrstva teplotní inverze (ve které se teplota zvyšuje s nadmořskou výškou), pak může mrak začít horizontálně růst (dole) a stát se stratocumulem. Pokud se mrak vlivem stratosféry roztáhne, změní se v plochý cumulonimbus. Růst nahoru nebo dovnitř Mraky se také liší v závislosti na výšce jejich polohy nad Zemí: spodní, střední a horní. Horní mraky (zjištěné ve výšce 5-8 km) zahrnují cirry, cirrostratus a cirrocumulus. Střední oblaka, kam patří oblaka altostratus, altocumulus a nimbostratus, se nacházejí ve výšce 2 až 7,3 km. Konečně, mraky, které se tvoří pod 2 km, se nazývají nižší mraky; mezi ně patří stratus a stratocumulus. vertikální mraky vzniká při ohřívání vzduchu sluncem těsné blízkosti z povrchu, jsou kupy a déšť.

Zakřivené mraky

Ledové krystaly z vysokohorských cirrů (vpravo) mohou padat vertikálně, pokud je rychlost proudů vzduchu ve všech výškách stejná. Pokud však existuje rozdíl v rychlosti, mohou se ohnout nebo vrubovat.

Oblaka Altocumulus (dole), která se tvoří mezi vrstvami teplého a studeného, ​​respektive spodního a horního vzduchu, někdy nabývají zaobleného tvaru. Jsou drženy mezi sestupnými vzduchovými proudy horní vrstvy a vzestupnými vzduchovými proudy spodní vrstvy.

Altocumulus mraky

Vrstvené mraky a déšť

Když kapky deště dopadnou na zvláště teplé oblasti zemského povrchu, některé z nich se začnou odpařovat již během pádu (níže). Pokud bude odpařování pokračovat, vzduch se může nasytit a vytvořit stratusovou oblačnost.

Mraky tvořící se ve vlnách

Když se horizontální vzduchové hmoty (dole) rychle pohybují v horních vrstvách atmosféry a pomalu se přibližují k povrchu, jejich rotace vytváří zvlněné mraky.

hřebeny vln

Vlnové mraky (vpravo) lze také vidět v horní části proudů vzduchu, které se pohybují mezi suchou teplou vrstvou nahoře a studenou mokrou vrstvou dole.

Tento článek uvádí a popisuje všechny typy cloudů.

Typy mraků

Mraky horní vrstva vznikají v mírných šířkách nad 5 km, v polárních šířkách nad 3 km, v tropických šířkách nad 6 km. Teplota v této nadmořské výšce je poměrně nízká, takže se skládají převážně z ledových krystalků. Horní mraky jsou obvykle tenké a bílé. Nejběžnější formou horní oblačnosti jsou cirrus (cirrus) a cirrostratus (cirrostratus), které lze obvykle pozorovat za dobrého počasí.

Střední mraky obvykle se nachází v nadmořské výšce 2-7 km v mírných zeměpisných šířkách, 2-4 km v polárních a 2-8 km v tropických šířkách. Skládají se převážně z malých částeček vody, ale při nízkých teplotách mohou obsahovat i ledové krystalky. Nejběžnějšími typy oblaků střední vrstvy jsou altocumulus (altocumulus), altostratus (altostratus). Mohou mít stínované části, což je odlišuje od cirrocumulus mraky. Tento typ oblačnosti obvykle vzniká konvekcí vzduchu a také postupným stoupáním vzduchu před studenou frontou.

Nižší oblačnost nacházejí se ve výškách pod 2 km, kde je poměrně vysoká teplota, takže se skládají převážně z kapiček vody. Pouze v chladném období. Když je povrchová teplota nízká, obsahují částice ledu (kroupy) nebo sněhu. Nejběžnějšími typy nízké oblačnosti jsou nimbostratus (Nimbostratus) a Stratocumulus (stratocumulus) - temné mraky nižší úrovně, doprovázené mírnými srážkami.

Obr. 1. Hlavní typy mraků: Cirrus, Ci), Cirrocumulus (Cirrocumulus, Cc), Cirrostratus, Cs, Altocumulus (Altocumulus, Ac), Altostratus, As, Altostratus translucidus, As trans), Strato-nimbus (Nimbostratus, Ns), Stratus (Stratus, St) , Stratocumulus (Stratocumulus, Sc), Cumulus (Cumulus, Cu), Cumulonimbus (Cumulonimbus, Cb)

Pinnate (Cirrus, Ci)

Skládají se ze samostatných zpeřených prvků v podobě tenkých bílých nití nebo bílých (nebo většinou bílých) chomáčů a protáhlých hřebenů. Mají vláknitou strukturu a/nebo hedvábný lesk. Jsou pozorovány v horní troposféře, ve středních zeměpisných šířkách jejich základny leží nejčastěji ve výškách 6-8 km, v tropických od 6 do 18 km, v polárních od 3 do 8 km). Viditelnost v mraku je 150-500 m. Jsou postaveny z ledových krystalů dostatečně velkých, aby měly znatelnou rychlost pádu; mají tedy značný vertikální rozsah (od stovek metrů po několik kilometrů). Střih větru a rozdíly ve velikosti krystalů však způsobují, že vlákna cirrových mraků jsou nakloněna a deformována. Tyto mraky jsou typické pro náběžná hrana oblačný systém teplé fronty nebo okluzní fronta spojená se skluzem nahoru. Často se také vyvíjejí v anticyklonálních podmínkách, někdy jsou to části nebo zbytky ledových vršků (kovadlin) cumulonimbových oblaků.

Existují různé typy: nitkový(Cirrus fibratus, Ci fibr.), drápovitý(Cirrus uncinus, Ci unc.), ve tvaru věžičky(Cirrus castellanus, Ci cast.), hustý(Cirrus spissatus, Ci spiss.), vločkovitý(Cirrus floccus, Ci fl.) a odrůdy: smíšené(Cirrus intortus, Ci int.), radiální(Cirrus radiatus, Cirad.), páteřní(Cirrus vertebratus, Ci vert.), dvojnásobek(Cirrus duplicatus, Ci dupl.).

Někdy tento rod mraků spolu s popisovanými oblaky také zahrnuje cirrostratus a cirrocumulus mraky.

Cirrocumulus (Cirrocumulus, Cc)

Často se jim říká „jehňata“. Velmi vysoké malé kulové mraky, protáhlé v řadě. Vypadejte jako hřbety makrel nebo vlnky na pobřežním písku. Výška dolní hranice je 6-8 km, vertikální délka do 1 km, viditelnost uvnitř 5509-10000 m. Jsou známkou zvýšení teploty. Často pozorován společně s oblaky cirry nebo cirrostratus. Často jsou předchůdci bouří. S těmito mraky, tzv. "iridizace" - duhové zbarvení okraje mraků.

Cirrostratus, Cs

Na cirrových mracích se vytvořilo halo

Mraky horní vrstvy podobné plachtám, skládající se z ledových krystalů. Mají vzhled homogenního, bělavého závoje. Výška spodní hrany je 6-8 km, vertikální délka se pohybuje od několika set metrů do několika kilometrů (2-6 a více), viditelnost uvnitř oblačnosti je 50-200 m. Cirrostratus mraky relativně průhledné, takže přes ně lze jasně vidět slunce nebo měsíc. Tyto mraky horních vrstev se obvykle tvoří, když velké vrstvy vzduchu stoupají nahoru prostřednictvím víceúrovňové konvergence.

Mraky Cirrostratus se vyznačují tím, že často dávají jevy jako halo kolem Slunce nebo Měsíce. Svatozáře jsou výsledkem lomu světla ledovými krystaly, které tvoří mrak. Mraky Cirrostratus však mají tendenci houstnout, když se blíží teplá fronta, což znamená větší tvorbu ledových krystalů. Výsledkem je, že halo postupně mizí a slunce (nebo měsíc) je méně viditelné.

Altocumulus (Altocumulus, Ac)

Vznik oblaků altocumulus.

Altocumulus (Altocumulus, Ac) - typická oblačnost pro teplé období. Šedé, bílé nebo namodralé mraky ve formě vln a hřebenů, sestávající z vloček a desek oddělených mezerami. Výška dolní hranice je 2-6 km, vertikální délka až několik set metrů, viditelnost uvnitř oblačnosti 50-80 m. Obvykle se nacházejí nad místy obrácenými ke slunci. Někdy dosáhnou stadia mohutných kupovitých oblaků. Oblaka Altocumulus se obvykle tvoří při vzestupu teplých vzduchových hmot a také při postupu studené fronty, která teplý vzduch vytlačuje vzhůru. Proto přítomnost mraků altocumulus za teplého a vlhkého letního rána předznamenává bezprostřední výskyt bouřkové mraky nebo změna počasí.

Vysoce vrstvené (Altostratus, As)

Altostratus mraky

Vypadají jako jednotný nebo slabě vyjádřený vlnitý závoj šedé nebo namodralé barvy, slunce a měsíc většinou prosvítají, ale slabě. Výška dolní hranice je 3-5 km, vertikální rozsah je 1-4 km, viditelnost v oblacích je 25-40 m. Tyto mraky se skládají z ledových krystalů, přechlazených vodních kapek a sněhových vloček. Altostratus mraky mohou přinést silný déšť nebo sníh.

Vysoce vrstvený průsvitný (Altostratus translucidus, As trans)

Altostratus mraky při západu slunce

Altostratus průsvitné mraky. Zvlněná struktura mraku je patrná, sluneční kruh slunce je docela rozlišitelný. Na zemi se někdy mohou objevit docela rozlišitelné stíny. Pruhy jsou jasně viditelné. Závoj mraků zpravidla postupně pokrývá celou oblohu. Výška základny se pohybuje v rozmezí 3-5 km, tloušťka vrstvy As trans oblaků je v průměru asi 1 km, ojediněle až 2 km. Srážky padají, ale v nízkých a středních zeměpisných šířkách se v létě jen zřídka dostanou k zemi.

Nimbostratus (Nimbostratus, Ns)

Oblaka Nimbostratus a silné vzdušné proudy.

Oblaka Nimbostratus jsou tmavě šedá, ve formě souvislé vrstvy. Při srážkách se zdá být homogenní, v intervalech mezi srážkami je patrná určitá heterogenita až určité zvlnění vrstvy. Od stratových oblaků se liší tmavší a namodralou barvou, nehomogenitou struktury a přítomností rozsáhlých srážek. Výška dolní hranice je 0,1-1 km, tloušťka je až několik kilometrů.

Vrstvené (Stratus, St)

Vrstvené mraky.

Vrstvená oblačnost tvoří homogenní vrstvu podobnou mlze, která se však nachází ve výšce stovek nebo dokonce desítek metrů. Obvykle pokrývají celou oblohu, ale někdy je lze pozorovat ve formě rozbitých mraků. Spodní okraj těchto mraků může klesnout velmi nízko; někdy splývají s přízemní mlhou. Jejich tloušťka je malá – desítky a stovky metrů.

Stratocumulus (Stratocumulus, Sc)

Šedá oblaka, skládající se z velkých hřebenů, vln, desek, oddělených mezerami nebo splývajících do souvislého šedého vlnitého krytu. Skládá se převážně z vodních kapiček. Mocnost vrstvy je od 200 do 800 m. Slunce a Měsíc mohou prosvítat pouze tenkými okraji mraků. Srážky většinou neklesají. Z mraků stratocumulus, které nejsou průsvitné, mohou padat slabé, krátkodobé srážky.

Kupovité mraky (Cumulus, Cu)

Kupovité mraky. Pohled shora.

Kupovité mraky jsou husté, přes den jasně bílé mraky s výrazným vertikálním vývojem (až 5 km i více). Horní části kupovitých mraků vypadají jako kupole nebo věže se zaoblenými obrysy. Kupovitá oblaka se obvykle tvoří jako konvekční oblaka v masách studeného vzduchu.

Cumulonimbus (Cumulonimbus, Cb)

Cumulonimbus (Cumulonimbus capillatus incus)

Cumulonimbus - mohutná a hustá oblačnost se silným vertikálním vývojem (až do výšky 14 km), poskytující vydatné srážky se silnými kroupami a bouřkami. Cumulonimbus mraky/oblaky se vyvíjejí z mocných kupovitých oblaků. Mohou tvořit linii zvanou squall line. Nižší úrovně cumulonimbus mraků jsou většinou kapky vody, zatímco vyšší úrovně, kde jsou teploty hluboko pod 0 °C, dominují ledové krystaly.

L. Tarasov

Oblaka podobně jako mlhy vznikají kondenzací vodní páry na kapalné a pevné skupenství. Ke kondenzaci dochází buď v důsledku zvýšení absolutní vlhkost vzduchu, nebo v důsledku snížení teploty vzduchu. V praxi se na tvorbě oblačnosti podílejí oba faktory.

Tvorba mraků v důsledku konvekce.

Tvorba oblačnosti nad teplou atmosférickou frontou.

Tvorba oblačnosti nad studenou atmosférickou frontou.

Snížení teploty vzduchu je způsobeno za prvé vzestupem (vzestupným pohybem) vzduchových hmot a za druhé advekcí vzduchových hmot - jejich pohybem v horizontálním směru, díky kterému může být teplý vzduch nad studeným zemským povrchem. .

Omezíme se na diskusi o tvorbě mraků způsobených poklesem teploty vzduchu při pohybu vzhůru. Je zřejmé, že takový proces se výrazně liší od tvorby mlhy – ostatně mlha prakticky nevystupuje nahoru, zůstává přímo u zemského povrchu.

Co způsobuje stoupání vzduchu? Existují čtyři důvody pro vzestup vzdušných hmot. Prvním důvodem je konvekce vzduchu v atmosféře. V horkém dni sluneční paprsky silně otepluje zemský povrch, předává teplo povrchovým masám vzduchu – a začíná jejich vzestup. Oblaka cumulus a cumulonimbus jsou nejčastěji konvektivního původu.

Proces tvorby mraků začíná tím, že nějaká vzduchová hmota stoupá vzhůru. Jak stoupáte, vzduch se rozpíná. Toto rozpínání lze považovat za adiabatické, neboť vzduch poměrně rychle stoupá, a proto při jeho dostatečně velkém objemu (a na vzniku oblaku se podílí opravdu velký objem vzduchu) dochází k výměně tepla mezi stoupajícím vzduchem a prostředí prostě během vzestupu nestihne nastat. Při adiabatické expanzi vzduch, aniž by přijímal teplo zvenčí, pracuje pouze díky své vlastní vnitřní energii a poté se ochlazuje. Vzduch stoupající vzhůru se tedy ochladí.

Když počáteční teplota T0 stoupajícího vzduchu klesne na rosný bod Tp, odpovídající elasticitě páry v něm obsažené, bude možný proces kondenzace této páry. Za přítomnosti kondenzačních jader v atmosféře (a ta jsou téměř vždy přítomna) tento proces skutečně začíná. Výška H, ​​ve které začíná kondenzace par, určuje spodní hranici tvořícího se oblaku. Říká se tomu úroveň kondenzace. V meteorologii se používá přibližný vzorec pro výšku H (tzv. Ferrelův vzorec):

H \u003d 120 (T0-Tp),

kde H se měří v metrech.

Vzduch, který dále proudí zespodu, překročí kondenzační hladinu a již nad touto hladinou nastává proces kondenzace páry - mrak se začíná vyvíjet do výšky. Vertikální vývoj oblaku se zastaví, když vzduch po ochlazení přestane stoupat. V tomto případě se vytvoří fuzzy horní hranice oblaku. Říká se tomu úroveň volné konvekce. Nachází se mírně nad úrovní, při které se teplota stoupajícího vzduchu rovná teplotě okolního vzduchu.

Druhým důvodem vzestupu vzdušných mas je terén. Vítr vanoucí podél zemského povrchu se může na své cestě setkat s horami nebo jinými přírodními vyvýšeninami. Při jejich překonání jsou vzdušné masy nuceny stoupat vzhůru. Vzniklé mraky se v tomto případě nazývají mraky orografického původu (z řeckého slova oros, což znamená „hora“). Je zřejmé, že taková oblačnost nedostává výrazný výškový vývoj (je omezena výškou převýšení překonávané vzduchem); v tomto případě vznikají oblaka stratus a nimbostratus.

Třetím důvodem vzestupu vzduchových hmot je výskyt teplých a studených atmosférických front. Obzvláště intenzivně dochází k tvorbě oblačnosti nad teplou frontou - kdy je teplá vzduchová hmota, postupující na studenou vzduchovou hmotu, nucena sklouznout po klínu ustupujícího studeného vzduchu. Čelní plocha (plocha studeného klínu) je velmi šetrná - tečna jejího sklonu k vodorovné ploše je pouze 0,005-0,01. Tedy pohyb nahoru teplý vzduch se málo liší od horizontálního pohybu; v důsledku toho se oblačnost, která vzniká nad studeným klínem, vyvíjí slabě do výšky, ale má významný horizontální rozsah. Takové mraky se nazývají upslip clouds. V nižších a středních vrstvách jsou to oblaka nimbostratus a altostratus a v horní vrstvě - cirrostratus a cirrus (je jasné, že mraky horní vrstvy se již tvoří daleko za atmosférickou frontou). Horizontální rozsah vzestupných skluzových mraků lze měřit ve stovkách kilometrů.

K tvorbě oblačnosti dochází i nad studenou atmosférickou frontou – když se postupující chladná vzduchová hmota pohybuje pod hmotou teplého vzduchu a tím ji zvedá. V tomto případě se mohou kromě sesuvných oblaků tvořit i kupovité mraky.

Čtvrtým důvodem vzestupu vzdušných hmot jsou cyklóny. Vzduchové masy, pohybující se po povrchu Země, se stáčejí směrem ke středu prohlubně v cyklonu. Hromadí se tam, vytvářejí pokles tlaku podél vertikály a spěchají nahoru. Intenzivní stoupání vzduchu až k hranici troposféry vede k mohutné tvorbě oblačnosti - objevují se oblaka cyklonálního původu. Může to být vrstevnatá-nimbus, altostratus, cumulonimbus clouds. Ze všech takových mraků padají srážky a vytvářejí deštivé počasí charakteristické pro cyklón.

Podle knihy L. V. Tarasova "Větry a bouřky v zemské atmosféře." - Dolgoprudny:Nakladatelství "Intellect", 2011.
Informace o knihách nakladatelství "Intellect" - na webu