Lehká, nadýchaná a vzdušná oblaka - každý den nám přecházejí nad hlavou a nutí nás zvednout hlavu a obdivovat bizarní tvary a originální postavy. Někdy to přes ně prorazí úžasný výhled duha, a to se stává - ráno nebo večer při západu nebo východu slunce svítí mraky sluneční paprsky, což jim dává neuvěřitelný, dechberoucí odstín. Vědci studují vzdušné mraky a další typy oblaků již dlouhou dobu. Odpověděli na otázky, co je to za jev a co jsou mraky.

Ve skutečnosti není tak snadné poskytnout vysvětlení. Protože se skládají z obyčejných vodních kapiček, které teplý vzduch zvedal z povrchu Země. Největší množství vodní páry vzniká nad oceány (za jeden rok se zde odpaří minimálně 400 tisíc km3 vody), na souši - čtyřikrát méně.

A protože je v horních vrstvách atmosféry mnohem chladněji než dole, vzduch se tam poměrně rychle ochlazuje, pára kondenzuje a tvoří drobné částečky vody a ledu, v důsledku čehož se objevují bílé mraky. Lze namítnout, že každý mrak je jakýmsi generátorem vlhkosti, kterým prochází voda.

Voda v oblaku je v plynném, kapalném a pevném skupenství. Voda v mraku a přítomnost ledových částic v nich ovlivňuje vzhled mraků, jejich tvorbu a také charakter srážek. Právě na typu oblaku závisí voda v oblaku, například sprchové mraky největší počet voda a v nimbostratu je toto číslo 3krát menší. Vodu v oblaku charakterizuje i množství, které je v nich uloženo – vodní rezerva oblaku (voda nebo led obsažený v oblačném sloupci).

Vše ale není tak jednoduché, protože k vytvoření mraku potřebují kapky kondenzační zrna - nejmenší částečky prachu, kouře nebo soli (pokud mluvíme o moři), na které se musí držet a kolem kterých se musí tvořit. . To znamená, že i když je složení vzduchu zcela přesyceno vodní párou, bez prachu se nedokáže proměnit v mrak.

Jakou formu kapky (voda) budou mít, závisí především na indikátorech teploty v horních vrstvách atmosféry:

• pokud teplota vzduchu v atmosféře překročí -10°C, budou se bílé mraky skládat z vodních kapiček;
• -li indikátory teploty atmosféra bude kolísat mezi -10°С a -15°С, poté bude složení mraků smíšené (kapka + krystalické);
• pokud je teplota v atmosféře nižší než -15°C, budou bílé mraky obsahovat ledové krystalky.

Po příslušných transformacích se ukazuje, že 1 cm3 oblaku obsahuje asi 200 kapek, přičemž jejich poloměr bude od 1 do 50 mikronů (průměrné hodnoty jsou od 1 do 10 mikronů).

Klasifikace mraků

Každého jistě napadlo, co jsou mraky? Oblačnost se obvykle tvoří v troposféře, jejíž horní hranice je ve vzdálenosti 10 km v polárních šířkách, 12 km v mírných šířkách a 18 km v tropických šířkách. Často lze vidět i jiné druhy. Například perleť se obvykle nachází v nadmořské výšce 20 až 25 km a stříbro - od 70 do 80 km.

V zásadě máme možnost pozorovat troposférickou oblačnost, která se dělí na tyto typy oblaků: horní, střední a spodní vrstvy a také vertikální vývoj. Téměř všechny (kromě posledního typu) se objevují, když stoupá vlhký teplý vzduch.

Pokud jsou vzduchové hmoty troposféry v klidném stavu, tvoří se cirry, stratusová oblačnost(cirro-stratified, high-stratified a nimbostratus) a pokud se vzduch v troposféře pohybuje ve vlnách, objeví se Kupovité mraky(Cirrocumulus, Altocumulus a Stratocumulus).

Horní mraky

Jedná se o oblaka cirrus, cirrocumulus a cirrostratus. Oblačná obloha vypadá jako peříčka, vlny nebo závoj. Všechny jsou průsvitné a víceméně volně procházejí slunečními paprsky. Mohou být jak extrémně tenké, tak docela husté (pinnately vrstvené), což znamená, že je pro světlo těžší prorazit. Oblačné počasí signalizuje příchod fronty tepla.

Nad mraky se mohou vyskytovat i cirrusové mraky. Jsou uspořádány do pruhů, které protínají nebeskou klenbu. V atmosféře se nacházejí nad mraky. Srážky z nich zpravidla nevypadnou.

Střední zeměpisné šířky mají bílé mraky horní vrstva obvykle v nadmořské výšce 6 až 13 km, v tropech - mnohem vyšší (18 km). V tomto případě se tloušťka mraků může pohybovat od několika set metrů až po stovky kilometrů, které se mohou nacházet nad mraky.

Pohyb mraků horní vrstvy po obloze závisí především na rychlosti větru, takže se může pohybovat od 10 do 200 km/h. Obloha mraku se skládá z malých ledových krystalků, ale počasí mraky srážek prakticky nedává (a pokud ano, pak je v tuto chvíli nelze nijak změřit).

Oblačnost středních vrstev (od 2 do 6 km)

Jedná se o kupovité mraky a stratusové mraky. V mírných a polárních šířkách se nacházejí ve vzdálenosti 2 až 7 km nad Zemí, v tropických šířkách mohou stoupat o něco výše – až 8 km. Všechny mají smíšenou strukturu a skládají se z kapiček vody smíchaných s ledovými krystalky. Vzhledem k tomu, že výška je malá, teplý čas let se skládají hlavně z vody, v chladu - z ledových kapiček. Pravda, srážky z nich se na povrch naší planety nedostanou – vypaří se na silnici.

Kupovité mraky jsou mírně průhledné a nacházejí se nad mraky. Barva mraků je bílá nebo šedé odstíny, místy ztmavlé, mající podobu vrstev nebo rovnoběžných řad zaoblených hmot, šachet nebo obrovských vloček. Zamlžené nebo zvlněné stratusové mraky jsou závojem, který postupně zakrývá oblohu.

Vznikají hlavně tehdy, když studená fronta tlačí nahoru teplou frontu. A přestože srážky nedosáhnou na zem, výskyt mraků střední úrovně téměř vždy (snad s výjimkou věžovitých) signalizuje změnu počasí k horšímu (například bouřku nebo sněžení). To se děje díky tomu, že studený vzduch mnohem těžší než teplý vzduch a pohybuje se po povrchu naší planety, velmi rychle vytlačuje zahřáté vzduchové hmoty nahoru - proto se při prudkém vertikálním vzestupu teplého vzduchu tvoří nejprve bílé mraky střední vrstvy a poté dešťové mraky, na jejichž obloze mraky nesou hromy a blesky.

Nižší oblačnost (do 2 km)

Stratusové mraky, dešťové mraky a kupovité mraky obsahují kapky vody, které během chladného období zamrzají a mění se v částice sněhu a ledu. Jsou umístěny spíše nízko - ve vzdálenosti 0,05 až 2 km a jsou hustou, stejnoměrnou nízkou převislou pokrývkou, vzácně se nachází nad oblačností (jiné typy). Barva mraků je šedá. Stratusové mraky jsou jako velké šachty. Oblačné počasí je často doprovázeno srážkami (slabý déšť, sněžení, mlha).

Mraky vertikálního rozvoje (konvence)

Samotné kupovité mraky jsou poměrně husté. Tvar je trochu jako kupole nebo věže se zaoblenými obrysy. Kupovité mraky v nárazový vítr se může roztrhnout. Nacházejí se ve vzdálenosti 800 metrů od povrch Země a výše je tloušťka od 1 do 5 km. Některé z nich se dokážou přeměnit v kupovité mraky a usadit se nad mraky.

Cumulonimbus mraky mohou být v poměrně vysoké výšce (až 14 km). Jejich spodní úrovně obsahují vodu, horní obsahují ledové krystalky. Jejich vzhled je vždy doprovázen přeháňkami, bouřkami, v některých případech - krupobitím.

Cumulus a cumulonimbus se na rozdíl od jiných mraků tvoří pouze s velmi rychlým vertikálním vzestupem vlhkého vzduchu:

1. Vlhký teplý vzduch extrémně intenzivně stoupá.
2. Nahoře kapky vody zamrzají, horní část mraku ztěžkne, klesá a natahuje se směrem k větru.
3. O čtvrt hodiny později začíná bouřka.

mraky horní atmosféry

Někdy na obloze můžete pozorovat mraky, které jsou ve vyšších vrstvách atmosféry. Například ve výšce 20 až 30 km se tvoří oblaka perleťové oblohy, která se skládá převážně z ledových krystalků. A před západem nebo východem slunce můžete často vidět stříbřité mraky, které jsou ve vyšších vrstvách atmosféry, ve vzdálenosti asi 80 km (je zajímavé, že tyto nebeské mraky byly objeveny až v 19. století).

Mraky v této kategorii se mohou nacházet nad mraky. Například, cap cloud je malý, horizontální a altostratus cloud, který se často nachází nad mraky, konkrétně nad cumulonimbus a cumulus. Tenhle typ mraky se mohou tvořit nad oblakem popela nebo ohnivým oblakem během sopečných erupcí.

Jak dlouho žijí mraky

Životnost mraků přímo závisí na vlhkosti vzduchu v atmosféře. Pokud je malý, vypařují se poměrně rychle (například existují bílé mraky, které žijí ne déle než 10-15 minut). Pokud je jich hodně, vydrží docela dlouho. dlouho, čekat na vytvoření určitých podmínek a spadnout na Zemi ve formě srážek.

Bez ohledu na to, jak dlouho cloud žije, nikdy není v nezměněném stavu. Částice, které ji tvoří, se neustále vypařují a znovu se objevují. I když mrak navenek nemění svou výšku, ve skutečnosti je v neustálém pohybu, protože kapičky v něm klesají, přecházejí do vzduchu pod mrakem a vypařují se.

Cloud doma

Bílé obláčky si doma vyrobíte docela snadno. Například jeden holandský umělec se naučil, jak se to dělá v bytě. K tomu vypustil trochu páry z dýmovnice při určité teplotě, vlhkosti a osvětlení. Mrak, který se ukáže být schopen vydržet několik minut, což bude zcela stačit k vyfotografování úžasného jevu.

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 hlavně v teplé sezóně (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 při silném nárazovém větru se mohou okraje trhat.

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, které je v daném okamžiku obsaženo ve vzduchu (v g na 1 m3), se nazývá 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 relativní vlhkost. 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 studený vzduch podél okrajů.

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 rozbít 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 vrcholu oblaku) a srážky způsobují sestupné proudění (směrované z horní části oblaku k jeho základně a poté zcela k zemskému povrchu). 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 předpovídání letového i neletového počasí, přiblížení té či oné atmosférické fronty.

To ti připomínám atmosférická přední strana je přechodná zóna v troposféře mezi sousedními vzduchovými hmotami s rozdílnými fyzikální vlastnosti.

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. Toho času Atmosférický tlak jde dolů. 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 v podobě 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, že „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 pro plavbu přední okluzní zónou v počáteční fáze vývoj se téměř neliší od podmínek plavby, respektive při přechodu pásma teplé či studené fronty.

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.

Typicky jsou vnitrohmotné bouřky spojeny s jedinou buňkou, ačkoli existují i ​​vícebuněčné vnitrohmotné bouřky. Během vícebuněčné bouřkové aktivity vytvářejí sestupné proudy studeného vzduchu „rodičovského“ oblaku vzestupné proudy, které tvoří „dceřiný“ oblak. 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 klesá a v noci stoupá.
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 průběh teploty je slabě vyjádřen 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 cirrostratus mraky které se šíří po 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. Nezbytnou podmínkou pro vznik 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.

Z povrchu Země se zdá, že všechny mraky jsou přibližně ve stejné výšce. Mezi nimi však mohou být obrovské vzdálenosti, rovnající se několika kilometrům. Ale jaké jsou nejvyšší a nejnižší z nich? Tento příspěvek obsahuje všechny informace, které potřebujete, abyste se stali expertem na cloud!

10. Vrstevnatá oblačnost (průměrná výška - 300-450 m)

Wikipedia info: Stratusové mraky jsou nízkoúrovňové mraky charakterizované horizontálním vrstvením s stejnoměrnou vrstvou, na rozdíl od kupovitých oblaků, které vznikají vzestupnými teplými proudy.

Přesněji řečeno, termín "stratus" se používá k popisu plochých, mlhavých mraků na nízké úrovni, které mají barvu od tmavě šedé po téměř bílou.

9. Kupovitá oblačnost (průměrná výška - 450-2000 m)


Info z Wikipedie: „Cumulus“ v latině znamená „hromada, hromada“. Cumulus mraky jsou často popisovány jako "tučné", "bavlněné" nebo "načechrané". vzhled a mají plochý spodní okraj.

Jako nízké mraky jsou obvykle vysoké méně než 1000 metrů, pokud se nejedná o svislejší formu kupy. Kupovité mraky se mohou objevit samy o sobě, v liniích nebo ve shlucích.

8. Oblačnost Stratocumulus (průměrná výška - 450-2000 m)


Wikipedia Info: Stratocumulus patří k typu mraků charakterizovaných velkými tmavými, zaoblenými hmotami, obvykle ve shlucích, liniích nebo vlnách, jejichž jednotlivé prvky jsou větší než oblaka altocumulus, vznikající v nižší nadmořské výšce, obvykle pod 2400 metrů.

Slabé konvektivní proudění vzduchu vytváří vlivem suššího, klidného vzduchu nad nimi mělké vrstvy oblačnosti, které brání dalšímu vertikálnímu vývoji.

7. Cumulonimbus clouds (průměrná výška - 450-2000 m)


Wikipedia Info: Cumulonimbus mraky jsou husté, tyčící se vertikální mraky spojené s bouřkami a atmosférickou nestabilitou, tvořené vodní párou nesenou silnými vzestupnými proudy.

Oblaka Cumulonimbus se mohou tvořit samostatně, ve shlucích nebo jako vlnobití s ​​bouří podél studené fronty. Tyto mraky jsou schopné produkovat blesky a další nebezpečné hrozny počasí jako je tornádo.

6. Oblačnost Nimbostratus (průměrná výška - 900-3000 m)


Wikipedia info: Oblaka Nimbostratus obvykle generují srážky na rozsáhlé oblasti. Mají difúzní základnu, která se obvykle nachází někde blízko povrchu v nižších úrovních a v nadmořské výšce kolem 3000 metrů ve středních úrovních.

Nehledě na to, že nimbostratus mraky obvykle jsou tmavá barva na základně jsou při pohledu z povrchu Země často osvětleny zevnitř.

5. Oblačnost Altostratus (průměrná výška - 2000-7000 m)


Informace z Wikipedie: Oblaka Altostratus jsou typem oblaků střední vrstvy patřící do fyzikální kategorie podobné vrstvě, která je charakterizována obecně jednotnou vrstvou, jejíž barva se liší od šedé po modrozelenou.

Jsou světlejší než nimbostratus a tmavší než vysoký cirrostratus. Slunce je vidět přes tenké altostratus mraky, ale silnější mraky mohou mít hustší, neprůhlednou strukturu.

4. Oblačnost Altocumulus (průměrná výška - 2000-7000 m)


Wikipedia info: Altocumulus je typ oblaku střední vrstvy, který patří převážně do fyzické kategorie stratocumulus, vyznačující se kulovými hmotami nebo hřebeny ve vrstvách nebo listech, jejichž jednotlivé prvky jsou větší a tmavší než oblaka cirrocumulus a menší. než mraky stratocumulus.

Pokud se však vrstvy stanou vločkovitými v důsledku zvýšené nestability vzdušné hmoty, pak se oblaka altocumulus stanou více kupovitými ve struktuře.

3. Cirrusové mraky (průměrná výška - 5000-13.500 m)


Wikipedia info: Cirrusové mraky jsou typem atmosférického mraku, obvykle charakterizovaného tenkými vláknitými vlákny.

Oblaková vlákna se někdy tvoří do svazků charakteristická forma, známý pod běžné jméno„kobylí ocasy“. Cirrusové mraky mají obvykle bílou nebo světle šedou barvu.

2. Cirrostratus mraky ( průměrná úroveň- 5000-13500 m)


Wikipedia info: Oblaka Cirrostratus jsou typem tenkých, bělavých vrstevnatých oblaků tvořených ledovými krystaly. Je obtížné je detekovat a jsou schopné tvořit halo, když mají podobu tenkého cirrostratusového mlžného oblaku.

1. Oblačnost Cirrocumulus (průměrná výška - 5000-13.500 m)


Wikipedia info: Cirrocumulus je jednou ze tří hlavních odrůd horních troposférických mraků (další dva jsou cirrus a cirrostratus). Jako nižší kupovité mraky, cirrocumulus mraky znamená konvekci.

Na rozdíl od jiných vysokých cirrů a cirrostratus jsou cirrocumulus složeny z malého množství průhledných kapiček vody, i když jsou v podchlazeném stavu.

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

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 ohřívají zemský povrch, předává teplo přízemním vzduchovým hmotám – 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 vzhůru, 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.

Při počáteční teplotě T 0 stoupající vzduch klesne na rosný bod T p 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, při které začíná kondenzace par, určuje spodní hranici tvořícího se oblaku. Říká se tomu úroveň kondenzace. V meteorologii se používá přibližný vzorec pro výšku H(takzvaný Ferrelův vzorec):

H = 120(T 0 −T R),

kde H měřeno v metrech.

Vzduch, který dále proudí zespodu, překročí kondenzační hladinu a proces kondenzace páry nastává již nad touto hladinou - 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 όρος, což znamená „hora“). Je zřejmé, že taková oblačnost nedostává výraznějšího výškového vývoje (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 plochá - tečna jejího sklonu k vodorovné ploše je pouze 0,005–0,01. Proto se pohyb teplého vzduchu směrem vzhůru jen 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 mraky 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).

Dobrý den, přátelé! Mraky, koně s bílou hřívou... Ach, o čem to mluvím🙂Vlastně chci mluvit o tom, jak se tvoří mraky, kde se tvoří a jaké jsou důvody pro to a jaké další typy mraků jsou ...

Masy vodní páry přenášené vzduchem jsou mraky. V každém okamžiku je asi 50 % zemského povrchu pokryto mraky. Cloudy jsou také součástí procesu, který poskytuje čerstvou vodu všechny živé věci na .

Když pára stoupá, ochlazuje se a opět přechází do pevného (led) nebo kapalného (voda) skupenství a tvoří mraky (neviditelné hmoty). Ve formě, kterou odnášejí potoky a řeky, se vlhkost vrací na Zemi a cyklus se opakuje.

Jak se tvoří mraky?

Mraky jsou tvořeny ledem a/nebo vodou. Všude uvnitř je vodní pára, která se vypařuje z oceánů a moří. " Absolutní vlhkost» vzduch určuje množství páry v daném objemu vzduchu. Čím vyšší je teplota, tím více vodní páry může být obsaženo ve vzduchu.

Pokud vzduch obsahuje maximální možné množství vodní páry pro danou teplotu, považuje se za „nasycený“ a jeho „relativní vlhkost“ je 100 %. "Rosný bod" je odpovídající teplota. Proces přeměny vodní páry na pevné nebo kapalné skupenství, ke kterému dochází, když se vzduch obsahující páru ochladí a nasytí, se nazývá kondenzace.

Chlazení vzduchem.

V důsledku stoupání se vzduch může ochlazovat, například když proudí přes kopce. Zároveň s využitím části svého tepla expanduje v důsledku poklesu tlaku („adiabatická expanze“). Mraky se tvoří, když přebytečná vodní pára kondenzuje na vodní kapky, když teplota klesne na určitý bod.

Hlavní příčiny vzestupu vzduchu, které vedou k jeho ochlazování, tvorbě mraků a kondenzaci: první je způsobena prudkou změnou rychlosti a směru větru a vytváří vše potřebné podmínky pro turbulence tvorby mraků.

Druhý - při přechodu přes hory a kopce "pravopisný vzestup" vzduchu. V tomto případě mohou vznikat různé druhy mraků: oblaková čepice, horská mlha, vír, vlajkovitá a čočkovitá oblaka.

Když se ochladí na rosný bod vlhký vzduch, před dosažením vrcholu se objeví horská mlha. Vše je vnímáno jako něco, co spadlo do takového mraku a ulpívá na vrcholu a návětrné straně.

Se spíše suchým vzduchem, který se po vystoupání nad vrchol hory na rosný bod ochlazuje, se tvoří mrak. Zdá se, že mrak nehybně visí nad vrcholem hory, a to i navzdory větru. Nejedná se o stejný oblak, přísně vzato se neustále tvoří na návětrné straně a odpařuje se na závětrné straně.

Praporcovitá vlajková mračna se tvoří nad horskými vrcholy, když je vzduch nucen obtékat vrchol na obě strany a vytváří turbulentní vztlak dostatečný k vytvoření mraků a vírů ve vlhkých proudech vzduchu na závětrné straně hory.

Mrak, který se vytvořil za vrcholem, proudí po větru a nakonec se vypaří. Na hřebenech zvlněných vzdušných proudů, které procházejí nerovným terénem, ​​se často tvoří čočkovité zvlněné mraky.

Může se vytvořit vírový oblak v podobě protáhlého válce, umístěný rovnoběžně s pohořím na jeho závětrné straně v turbulentním víru.

Konvergence.

Uvnitř obrovských povětrnostních systémů – „cyklón“ (oblasti nízkého tlaku), mohou stoupat i vzduchové hmoty.

Když se v „boji“ o volný prostor „sbíhají“ (konvergují) teplé vlhké hmoty s masami studeného vzduchu – tvoří se velké hřebeny mraků. Up vytlačuje lehčí a teplejší vzduch – hustší a chladnější. Často taková „fronta“ přináší dlouhotrvající deště a vydatné srážky.

Povaha pohybu vzdušných hmot směrem vzhůru určuje tvar mraků. Pomalu stoupající vzdušné proudy (5 - 10 cm / sec.) tvoří obvykle stratusovou oblačnost, a teplý vzduch- kupovité, které vystupují z povrchu nejméně 100krát rychleji než oblaka stratus.

Vědci zjistili, že v těchto oblacích mohou vzdušné proudy stoupat rychlostí až 100 km/h a jak vysoko vystoupají, závisí do značné míry na „nestabilitě“ či „stabilitě“ vzduchu, kterým procházejí.

Vzduch v oblaku se ochladí o 1 °C na každých 100 m stoupání.„Stabilní“ podmínky jsou, když teplota okolního vzduchu klesá vysokou rychlostí, zatímco tento proud stále stoupá.

"Nestabilní podmínky" je to kdy okolni vzduch se ochlazuje pomaleji a vzestupné proudy brzy dosáhnou stejné teploty a vzestup se zastaví.

Klasifikace mraků.

Mraky, ovlivněné mnoha procesy, které se podílejí na jejich vzniku, jsou různé tvary, barvy a velikosti. Starověcí vědci, dlouho předtím, než začali chápat důvody vzniku mraků, se snažili klasifikovat a popsat jejich rozmanitost.

Jean Baptiste Lamarck (1744 - 1829), francouzský zakladatel evoluční teorie a zároveň přírodovědec, byl jedním z prvních mezi nimi.

V roce 1802 navrhl klasifikovat mraky do pěti typů a tří úrovní. Lamarck věřil, že mraky se vytvořily v důsledku řady okolností (ačkoli přesně nevěděl co), a ne náhodou.

Anglický chemik Luke Howard ve stejném roce 1802 vyvinul klasifikaci, která zahrnovala tři hlavní typy mraků, a také jim dal latinské názvy: Stratus je stratiformní, Cirrus je zpeřený a Cumulus je kupovitý.

A tyto základní pojmy se používají i dnes. První „mezinárodní atlas mraků“ byl zveřejněn v roce 1896. V té době byly mraky ještě považovány za nevyvíjející se konstantní hmoty. Ale skutečnost, že každý mrak má svůj vlastní životní cyklus, se ukázala ve 30. letech 20. století.

Světová meteorologická organizace (WMO) dnes rozlišuje 10 hlavních typů mraků podle jejich tvaru a výšky. Každý typ má společnou zkratku.

Stoupající výše.

Na horní mraky zahrnují cirrostratus (Cs), cirrocumulus (Cc) a cirrocumulus (Ci). Jsou složeny z ledových krystalků, vyskytují se ve výškách 6 až 18 km a nejsou zdrojem srážek, které padají na Zemi.

Cirrusové mraky mají tvar jednotlivých tenkých bílých chloupků. Vlnité desky nebo bílé skvrny připomínají oblaka cirrocumulus. A na průhledném závoji hozeném k nebi vypadají jako cirrostratus mraky.

Střední mraky - Altostratus (As) a Altocumulus (Ac) - sestávají ze směsi ledových krystalků a kapiček vody a nacházejí se v nadmořské výšce 3 - 6 km. Oblaka Altocumulus vypadají jako bílo-šedé rozbité desky a oblaka altostratus jako šedomodré celé listy. Ze středních mraků padá velmi málo srážek.

Nižší oblačnost (až 3 km vysoké) zahrnují Stratocumulus (Cs), Cumulus (Cu), Stratocumulus (Ns), Stratus (St) a Cumulonimbus (Cb). Cumulus, stratocumulus a stratus jsou tvořeny kapičkami, zatímco stratonimbus a cumulonimbus jsou tvořeny směsí ledu a vody.

Mraky Stratus a stratocumulus vypadají jako šedé plátno, ale první jsou homogenní vrstvou, zatímco druhé jsou více fragmentované. Mohou přijít za mrholení nebo slabého deště. Oblaka Nimbostratus vypadají jako tmavě šedá vrstva, přenášejí sníh nebo silné deště.

Vertikálně stoupající kupovitá oblaka mají jasné obrysy a hustou strukturu. Mohou být doprovázeny přeháňkami. Cumulonimbus jsou tmavé, velké a husté mraky (někdy s plochým vrcholem kovadliny) spojené s bouřkami a silným deštěm.

Nyní, když se podíváte na oblohu, můžete pochopit, jaké jsou tam mraky a jaké počasí by se mělo očekávat...