Déšť nebo sníh na něm. Sníh, plískanice, déšť nebo mrznoucí déšť? Když padá mráz

Charakter srážek a jejich typ úzce souvisí s tvarem a strukturou oblačnosti. Podle charakteru srážek se atmosférické srážky dělí na vydatné, souvislé a mrholící.

Velmi intenzivní, ale krátkodobé. Náhlost začátku a konce spadu je pro ně velmi charakteristická. Pozorováno na malé ploše. Vypadává z cumulonimby jako velké kapky popř velké vločky sníh. Vydatné srážky mohou spadnout i ve formě plískanic, krupobití, sněhu nebo ledových pelet.

Vydatné srážky jsou mírné, trvají několik hodin až několik dní. Obvykle vypadávají z oblaků nimbostratus, někdy z oblaků altostratus, stratocumulus, stratus a dalších oblaků před přechodem teplé fronty nebo okluzní fronty teplého typu; zachycují rozsáhlé oblasti široké až 400 km a více podél fronty.

Srážky mrholí- jedná se buď o srážky ve formě velmi malých kapiček, téměř neviditelných pro oko (mrholení), nebo velmi malých sněhových vloček; Obvykle vypadávají ze šikmých hustých vrstevnatých mraků nebo z mlhy.

Déšť a sníh

Pokud při oblačném počasí se srážkami občas padá déšť nebo sníh a je dost silný, je to známka zlepšení počasí.

Slábnutí deště nebo sněžení ve večerních hodinách předznamenává zlepšení počasí.

Silný déšť nebo sníh v noci nebo brzy ráno slabý vítr nebo klid nejčastěji věští slunečný den (vyjasnění nastává obvykle kolem poledne).

Ráno vydatný déšť nebo sněžení se silným popř bouřkový vítr- známka špatného počasí na celý den.

Pokud přestane pršet nebo sněžit po poledni nebo večer, aniž by se vyjasnila obloha, pak druhý den počítejte s větším deštěm nebo sněhem.

Teplý déšť nejčastěji padá, když atmosférický tlak klesá, a studený déšť, když stoupá.

Nejsilnější sněžení a silné vánice se obvykle vyskytují při teplotách blízkých 0°. Jak silnější mrazy méně pravděpodobné sněžení a vánice.

Pokud je déšť před větrem, musíme počkat na další zesílení větru.

Liják se sluníčkem znamená, že zítra bude zase pršet.

Nejčastěji padají kroupy na krátkou dobu a na omezená oblast, obvykle ve formě úzkého pruhu nebo dvou rovnoběžných pruhů. Kroupy jsou pozorovány pouze při kladných teplotách z oblaků cumulonimbus.

Pád krup je téměř vždy spojen s přechodem studené fronty nebo okluzní fronty studeného typu a je doprovázen bouřkami, přeháňkami a bouřkami, které se odehrávají především na severní a jižní polokouli ze západní strany obzoru.

rosa a mráz

Za jasné noci, se slabým větrem nebo bezvětří, v důsledku tepelných ztrát zářením, se zemský povrch a s ním přilehlá vrstva vzduchu silně ochlazuje. Když teplota podkladového povrchu a teplota povrchové vrstvy vzduchu klesne pod rosný bod, dojde ke kondenzaci vodní páry, pokud je rosný bod nad 0°, nebo k sublimaci, pokud je rosný bod pod 0°. V prvním případě na povrch Země a předměty, včetně na horní palubě lodí, se tvoří kapky vody - rosa, ve druhé - ledové krystaly - mráz.

Vzhled rosy a jinovatky podporuje bezmračné klidné počasí, dlouhá noc, velká absolutní a relativní vlhkost vzduch.

Hojná rosa nebo jinovatka, která se tvoří po západu slunce a mizí až po východu slunce, je známkou anticyklonálního počasí. Současně, pokud je po východu slunce pozorován klidný nebo slabý vítr, pak lze očekávat, že anticyklonální počasí bude trvat 12 hodin nebo více, ale pokud je pozorován mírný vítr, pak takové počasí ustane na 6 hodin nebo déle.

Rosa nebo jinovatka, která se tvoří po západu slunce a mizí před východem slunce, je známkou přechodu do cyklonálního počasí, často během následujících 12 hodin.

Silná večerní rosa (nebo jinovatka) je známkou dobrého počasí, ale pokud se tvoří během mlhy, pak to naznačuje nadcházející změnu počasí na cyklonální.

Klidná jasná noc bez rosy nebo jinovatky je znamením přechodu v následujících 6-12 hodinách do cyklonálního počasí se srážkami.

Tekutý a pevný plak

Tvorba kapalných nebo pevných usazenin na vertikálních objektech, nejčastěji pozorovaná v chladném období, je známkou šíření teplé, stabilní vzduchové hmoty do oblasti; déletrvající oblačno s nízkou vrstevnatou oblačností, mlhami, mrholícími srážkami a světlem lze očekávat větry.

Tvorba tekutého plaku v teplý čas rok, který se stává zřídka, je známkou silného deště, někdy bouřky.

mlhy

Mlha je kondenzace vodní páry v povrchové vrstvě vzduchu, při které je horizontální viditelnost objektů menší než 0,6 kbt. Zřídkatá mlha, ve které je horizontální viditelnost od 06 kbt do 6 mil, se nazývá opar.
Podle podmínek vzniku se mlhy dělí na tři typy: radiační, vznikající v důsledku nočního ochlazování zemského povrchu, advektivní, vznikající při pohybu teplé vzduchové hmoty na studený podkladový povrch; odpařovací mlhy se tvořily v chladném období nad teplou vodní hladinou.

Vznikají radiační mlhy pobřežní pás moře a na břehu v nízkých a vlhkých místech, rozprostírajících se v bílém závoji; po východu slunce se takové mlhy rozptýlí.

Advekční a vypařovací mlhy se od radiačních mlh liší dlouhou dobou existence a enormní velikostí jejich rozšíření, nad oceány a moři jsou pozorovány jak v pobřežních, tak v otevřených oblastech.

K předpovídání nadcházejícího počasí nejvyšší hodnotu mají radiační mlhy.

1. Přízemní radiační mlha (nízká mlha - do 2 m), která se tvoří po západu slunce a rozptýlí se až po východu slunce, je známkou toho, že anticyklonální počasí s klidným a slabým větrem bude trvat 12 hodin i déle.
2. Přízemní radiační mlha, která se tvoří po západu slunce a před východem se rozptýlí, je známkou přechodu do cyklonálního počasí v následujících 6-12 hodinách.
3. Souvislá radiační mlha (mlha, ve které není vidět obloha), která se tvoří po západu slunce při klidném nebo slabém větru a rozptýlí se ráno nebo před polednem, je známkou toho, že anticyklonální počasí bude trvat 12 hodin nebo déle.
4. Souvislá mlha, která se tvoří kdykoli během dne s mírným větrem na moři, často se jeví jako stěna pohybující se po větru, je známkou toho, že takové počasí bude trvat 6 hodin nebo déle.
5. Během noci jsou údolí často vyplněna silnou vrstvou husté mlhy, která ráno stoupá a mění se v nízkou stratusová oblačnost a postupně se rozptýlí.Někdy ráno z mraků spadne mrholení. Taková mlha je známkou přetrvávání klidného anticyklonálního počasí po dobu jednoho dne nebo déle.

DÉŠŤ
voda vzniklá při kondenzaci vodní páry, padající z mraků a dosahující zemského povrchu ve formě kapiček kapaliny. Průměr dešťových kapek se pohybuje od 0,5 do 6 mm. Kapky menší než 0,5 mm se nazývají mrholení. Kapky větší než 6 mm se při pádu na zem silně deformují a lámou. Podle množství srážek spadajících za určité období se intenzitou rozlišují slabé, mírné a silné (dešťové přeháňky) deště. Intenzita slabého deště se pohybuje od zanedbatelné do 2,5 mm/h, mírný déšť - od 2,8 do 8 mm/h a silný déšť - více než 8 mm/h, nebo více než 0,8 mm za 6 minut. Dlouhotrvající nepřetržité deště se souvislou oblačností na velké ploše bývají slabé a skládají se z malých kapek. Deště, které padají sporadicky na malých plochách, bývají intenzivnější a skládají se z větších kapek. Na jednu silnou bouřku trvající pouze 20-30 minut může spadnout až 25 mm srážek.
Koloběh vody (cyklus vlhkosti). Voda se vypařuje z povrchu oceánů, řek, jezer, bažin, půdy a rostlin (v důsledku transpirace). Hromadí se v atmosféře ve formě neviditelné vodní páry. Rychlost odpařování a transpirace je dána především teplotou, vlhkostí vzduchu a silou větru, a proto se velmi liší místo od místa a v závislosti na meteorologických podmínkách. Většina atmosférické vodní páry pochází z teplých tropických a subtropických moří a oceánů. Průměrná rychlost odpařování na celé zeměkouli je cca. 2,5 mm za den. Obecně je to vyváženo hodnotou průměrného globálního množství srážek (asi 914 mm/rok). Celkové množství vodní páry v atmosféře odpovídá přibližně 25 mm srážek, takže se v průměru obnovuje každých 10 dní. Vodní pára je unášena vzhůru a distribuována v atmosféře vzduchovými proudy různých velikostí – od lokálních konvektivních proudů až po globální větrné systémy (západní doprava nebo pasáty). Jako teplé vlhký vzduch stoupá, v důsledku poklesu tlaku ve vysokých vrstvách atmosféry se rozšiřuje a ochlazuje. V důsledku toho relativní vlhkost vzduchu stoupá, dokud vzduch nedosáhne stavu nasycení vodní párou. Jeho další stoupání a ochlazování vede ke kondenzaci přebytečné vlhkosti na nejmenších částicích suspendovaných ve vzduchu a ke vzniku mraků skládajících se z kapiček vody. Uvnitř mraků jsou tyto kapky jen cca. 0,1 mm padá velmi pomalu, ale ne všechny jsou stejně velké. Větší kapky padají rychleji, předbíhají menší kapky, které na své cestě potkávají, srážejí se a splývají s nimi. Větší kapky tedy rostou díky přidávání menších. Pokud kapka v mraku urazí vzdálenost cca. 1 km, může ztěžknout a vypadnout z něj jako dešťová kapka. Déšť se může tvořit i jinak. Kapky v horní, studené části mraku mohou zůstat kapalné i při teplotách hluboko pod 0 °C, což je obvyklý bod mrazu pro vodu. Takové kapky vody, nazývané přechlazené, jsou schopny zmrznout pouze tehdy, pokud se do nich vnesou speciální částice, nazývané jádra tvorby ledu. Zmrzlé kapky vyrostou do ledových krystalů a několik ledových krystalů se může spojit a vytvořit sněhovou vločku. Sněhové vločky procházejí mrakem a dovnitř chladné počasí dostat se na zem ve formě sněhu. Nicméně, v teplé počasí tají a dostávají se na povrch ve formě dešťových kapek.

Množství srážek, které se v daném místě dostane na zemský povrch ve formě deště, krup nebo sněhu, se odhaduje podle tloušťky vodní vrstvy (v milimetrech). Měří se speciálními přístroji - srážkoměry, které jsou obvykle umístěny ve vzdálenosti několika kilometrů od sebe a zaznamenávají množství srážek za určitou dobu, obvykle 24 hodin. Jednoduchý srážkoměr se skládá z vertikálně uloženého válce s kulatým trychtýřem. Dešťová voda vstupuje do nálevky a stéká do odměrného odměrného válce. Plocha odměrného válce je 10x menší než plocha nálevky, takže 25 mm silná vrstva vody v odměrném válci odpovídá 2,5 mm srážek. Sofistikovanější měřicí přístroje průběžně zaznamenávají množství srážek na pásku připevněnou na bubínku hodinového stroje. Jeden z těchto přístrojů je vybaven malou nádobkou, která se automaticky překlopí a vyprázdní vodu a také sepne elektrický kontakt, když množství vody v měřidle odpovídá vrstvě srážek 0,25 mm. Poměrně spolehlivý odhad intenzity deště na velké ploše je dán použitím radarové metody. Průměrné roční srážky na celém povrchu Země jsou cca. 910 mm. V tropických oblastech jsou průměrné roční srážky nejméně 2500 mm, in mírných zeměpisných šířkách- OK. 900 mm a v polárních oblastech - cca. 300 mm. Hlavní důvody rozdílů v rozložení srážek jsou zeměpisná poloha daný region, jeho nadmořskou výšku, vzdálenost od oceánu a směr převládajících větrů. Na horských svazích obrácených k oceánským větrům je množství srážek obvykle vysoké a v oblastech chráněných před mořem vysoké hory, je velmi málo srážek. Maximum ročních srážek (26 461 mm) bylo zaznamenáno ve městě Cherrapunji (Indie) v letech 1860-1861 a největší denní srážky (1618,15 mm) byly v Baguio na Filipínách ve dnech 14.-15. července 1911. srážky byly zaznamenány v Arique (Chile), kde průměrná roční hodnota za 43leté období byla pouze 0,5 mm, a v Iquique (Chile) po dobu 14 let nespadl jediný déšť.
Umělý déšť. Protože se u některých mraků předpokládá, že dostávají malé nebo žádné srážky kvůli nedostatku kondenzačních jader schopných iniciovat růst sněhových krystalů nebo dešťových kapek, probíhají pokusy o vytvoření „umělých dešťů“. Nedostatek kondenzačních jader může být nahrazen rozptýlením látek, jako je suchý led (zmrzlý oxid uhličitý) nebo jodid stříbrný. K tomu použijte granule suchého ledu o průměru cca. 5 mm je vrženo z letadla na horní plochu přechlazeného mraku. Každá granule před odpařením ochlazuje vzduch kolem sebe a vytváří asi milion ledových krystalků. K „osetí“ velkého dešťového mraku stačí jen pár kilogramů suchého ledu. Stovky experimentů provedených v mnoha zemích prokázaly, že setí kupovité mraky suchý led v určité fázi svého vývoje může stimulovat déšť (navíc neprší ze sousedních mraků, které takovým zpracováním neprošly). Množství „umělých“ srážek je však obvykle malé. Pro zvýšení množství srážek na velké ploše se páry jodidu stříbrného rozprašují z letadla nebo ze země. Ze země jsou tyto částice unášeny proudy vzduchu. V mracích se mohou spojovat s podchlazenými kapkami vody a způsobit jejich zamrznutí a růst do sněhových krystalů. Zatím neexistují žádné skutečně přesvědčivé důkazy, že je možné dosáhnout výrazného nárůstu (nebo poklesu) srážek pro velké plochy. Může se stát, že v některých případech bylo možné dosáhnout malých změn (o 5-10 %), ale většinou je nelze odlišit od přirozených meziročních výkyvů.
LITERATURA
Drozdov O.A., Grigorieva A.S. cirkulaci vlhkosti v atmosféře. L., 1963 Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorologie a klimatologie. M., 1994

Collierova encyklopedie. - Otevřená společnost. 2000 .

Antonyma:

Podívejte se, co je „RAIN“ v jiných slovnících:

déšť déšť, já... Ruský pravopisný slovník

déšť- déšť/… Morfemický pravopisný slovník

DÉŠŤ, rain, dozhzh, dozhzhik, dozhik man. voda v kapkách nebo proudech z mraků. (Starověký dezhg; dezhgem, déšť; dezhgevy, déšť; degiti, déšť). Sitníček, nejlepší déšť; liják, přívalový, nejtěžší; šikmé, kostice, šikmé ... ... Slovník Dalia

- (déšť, déšť), liják, liják; rozbředlý sníh; (prostý.) titnik, smetí, šikmo. Houbový déšť, velký, jemný, rozsáhlý, přívalový, tropický, častý. Prší, mrholí, kape, leje (lije, leje jako z kýble), nepřestává ... Slovník synonym

Exist., m., použití. často Morfologie: (ne) co? déšť co? déšť, (vidět) co? déšť co? déšť, co? o dešti; pl. co? déšť, (ne) co? déšť k čemu? déšť, (vidět) co? déšť co? déšť, co? o dešti 1. Déšť jsou srážky ... Slovník Dmitrijeva

I; m. 1. Atmosférické srážky padající z mraků ve formě vodních kapek. Teplá letní vesnice. Silná vesnice. Vesnice v úžině (velmi silná). Houbová vesnice (déšť se sluncem, po kterém, po lidová znamení, houby bujně rostou). D. přichází. D. mrholí, leje...... encyklopedický slovník

- (1): Další den, velmi časné krvavé svítání poví světu; černé mraky přicházejí z moře, chtějí zakrýt slunce a modré miliony se v nich třesou. Buď velký hrom, dešťové šípy z Velkého Donu. Ten s kopií prilamati, ten se šavlí ... ... Slovník-příručka "Příběh Igorovy kampaně"

RAIN, rain (rain, rain), manžel. 1. Druh srážek ve formě vodních kapek. Liják. 2. přel. Proud malých částic se rozsypal v množství (kniha). Déšť jisker. Hvězdný déšť. || trans. Mnoho, nepřetržitá hojnost (kniha). ... ... Vysvětlující slovník Ushakova

Mraky se skládají z velmi malých kapiček vody nebo ledových krystalků vznášejících se ve vzduchu. Tyto kapičky a krystaly jsou tak malé, že vlivem gravitace jen pomalu klesají.

Lze je přirovnat k nejmenším prachovým částicím vznášejícím se ve vzduchu, které vidíme v ostrém světle. sluneční paprsek, pronikající oknem tlumeně osvětlené místnosti.

Když mrak klesne a krystaly se zvětší a stanou se těžšími, začnou padat rychleji a z mraku padá déšť nebo sníh.

Při teplotách nad 0° se oblak samozřejmě skládá pouze z kapek vody: při této teplotě taje led. Ve velmi chladném vzduchu se oblak obvykle skládá z ničeho jiného než z ledových krystalků bez kapiček vody.

Při slabém mrazu se však mrak může skládat ze směsi kapiček vody a ledových krystalků: právě z takových mraků obvykle padají srážky.

V každém mraku je vodní pára v nasyceném stavu, tedy v prostoru uvnitř mraku obsahuje největší počet vodní páry, což je při dané teplotě možné.

Pokud by tomu tak nebylo, pak by se kapky, které tvoří oblak, okamžitě vypařily a oblak by roztál.

Co se stane v oblaku složeném pouze z kapiček vody, pokud se do něj z nějakého důvodu dostanou ledové krystalky? Díky vlastnosti ledu přitahovat vlhkost začnou růst ledové krystaly, množství vodní páry v oblaku se sníží, vzduch přestane být nasycený a kapky vody se začnou odpařovat. Krystaly tedy postupně rostou snižováním kapiček a proměnit ve sněhové vločky. Vyrostlé sněhové vločky padají z mraku, sníh začíná padat.

Zdálo by se, že takový proces může způsobit pouze sněžení a déšť nijak nevysvětluje. nicméně tohle je ne tímto způsobem. V V troposféře teplota s výškou klesá a dokonce i v nejteplejším dni vládne ve výšce několika kilometrů mráz. Proto téměř každý letní déšť (nejprve se nahoře jeví jako sníh a teprve poté, padající a padající do nižších teplých vrstev, sněhové vločky tají a dostávají se na zemský povrch již ve formě dešťových kapek.

Vzduchové hmoty přinášejí oteplení a ochlazení

Jak již víme, v našich zeměpisných šířkách a v polárních zemích se vzduch v obrovských proudech (často až tisíc kilometrů v průměru) nepřetržitě pohybuje kolem středů cyklón a anticyklon.

Tyto vzdušné proudy nám z nich přinášejí teplo nebo chlad zemí odkud se stěhují.

Náhlé oteplení je způsobeno příchodem teplé vzduchové hmoty, která se přesouvá z teplejších oblastí do chladnějších. Teplá vzduchová hmota, pohybující se do chladnějších oblastí, se ukazuje být mnohem teplejší než zemský povrch, nad nímž. ona se pohybuje. Od kontaktu s tímto povrchem zespodu se nepřetržitě ochlazuje. Někdy mohou být vzduchové vrstvy přiléhající k zemi ještě chladnější než horní vrstvy.

Ochlazení teplé vzduchové hmoty přicházející zespodu Země způsobuje kondenzaci vodní páry v nejspodnějších vrstvách vzduchu a v důsledku toho se tvoří mraky a padají srážky. Tyto mraky jsou nízké. Často sestupují k Zemi a mění se v souvislé mlhy.

Tloušťka vrstvy oblačnosti je malá: obvykle nepřesahuje několik set metrů.

Ve spodních vrstvách teplé vzduchové hmoty jsou všechna roční období poměrně teplá (v zimě nám to přináší tání) a ledové krystalky se zde většinou nevyskytují. Nízká oblačnost teplé vzduchové hmoty se proto obvykle skládá pouze z kapiček vody a nemůže vydat silné srážky.

Občas spadne jen jemný, mrholí, dokonce ani nesmáčí střechy domů.

Mraky teplé vzduchové hmoty pokrývají celou oblohu rovnoměrnou nebo mírně zvlněnou pokrývkou a táhnou se stovky a tisíce kilometrů. Říká se jim stratifikované (pokud jsou sudé) nebo stratocumulus (pokud jsou zvlněné).

Přesný opak teplé vzduchové hmoty je studený. letecký hmotnost. Přesouvá se z chladných oblastí do teplých a přináší chlad. Pohybem na teplejší zemský povrch se chladná vzduchová hmota zespodu nepřetržitě ohřívá. Při zahřátí nejen že nedochází ke kondenzaci, ale ani k výsledné již mraky a mlhy by se měly odpařit. Obloha se ale nestává bez mráčku, jen mraky v tomto případě vznikají ze zcela jiných důvodů než v teplé vzduchové hmotě. Vzpomeňte si, co se stane s vodou v nádobě, když ji zapálíte. Proudy teplé vody stoupají ze dna plavidla a proudy klesají ke dnu. studená voda. Něco podobného se děje ve studeném vzduchu. Hmotnost zahřátý teplým zemským povrchem. Při zahřívání se navíc všechna tělesa roztahují a jejich hustota klesá. Když se nejnižší vrstva vzduchu zahřeje a roztáhne, stane se více světlo a jakoby vystupuje ve formě samostatných bublin nebo trysek. Na jeho místě sestupují těžší vrstvy studeného vzduchu.

Vzduch, jako každý plyn, se při stlačení ohřívá a při expanzi se ochlazuje. Když vzduch stoupá, dostává se do stavu nižšího tlaku, as Atmosférický tlak s výškou slábne. Za těchto podmínek se vzduch musí rozpínat a následně ochlazovat. Jeho teplota se každých 100 m stoupání sníží o 1°. Jak vzduch stoupá výš a výš, ochlazuje se, až nakonec pro některé určitý nadmořská výška, kondenzace a tvorba oblačnosti v něm nezačne.

Klesající proudy vzduchu vstupují do vrstvy se silnějším tlakem a zahřívají se stlačením. Nejen, že v nich nedochází ke kondenzaci, ale ty části mraků, které byly tímto sestupným prouděním uneseny, se dokonce vypařují a rozptylují.

Oblaka studených vzduchových mas jsou proto izolovanými kluby nebo „hromadami“ mraků, nahromaděných do výšky, s mezerami mezi nimi. Takové mraky se nazývají cumulus nebo cumulonimbus. Oblaka studené vzduchové hmoty jsou ve všech směrech opakem mraků teplé vzduchové hmoty. Nikdy neklesají k Zemi a neproměňují se v mlhy a jejich tloušťka od základny k vrcholu může být velmi velká - až -8 km. Tyto mraky zřídka pokrývají celý viditelné nebeská klenba a mezi nimi jsou obvykle mezery modré oblohy.

Takové mraky pronikají mnoha vrstvami atmosféry zdola nahoru. Stoupající proudy vzduchu s sebou unášejí kapky vody do těch vysokých studených vrstev, ve kterých jsou vždy tenké ledové krystalky. Jakmile mrak vyroste do vrstvy s ledovými krystalky, jeho vršek se okamžitě začne mlžit, ztratí svou charakteristický tvar„květák“ a mrak se promění v cumulonimbus. Od té chvíle začnou z oblačnosti prudce padat srážky – vydatné letní přeháňky a vydatné zimní sněžení.

V létě jsou takové přeháňky často doprovázeny bouřkami a kroupami a na podzim a na jaře občas z cumulonimbusů vypadávají obiloviny – ledové koule menší než kroupy. Srážky studené vzduchové hmoty, ač silné, netrvají dlouho, protože oblak cumulonimbus zakrývá oblohu jen na malé ploše; rychle ji nese vítr a brzy se obloha vyjasní. Proto je počasí ve studené vzduchové hmotě velmi nestabilní: padá hustý déšť nebo hojný sníh, pak svítí jasné slunce.

Obvykle pod přirozenou přírodní zdroje rozumí pouze minerálům těženým z útrob Země. Nicméně, v minulé roky vědci začali věnovat velkou pozornost „bohatství atmosféry“, konkrétně dešti a sněhu. Zprávy o nedostatku vody přicházejí stále častěji z různých částí světa. Tento jev je charakteristický zejména pro aridní a polosuché oblasti. Bohužel se neomezuje pouze na tato místa. V souvislosti s nárůstem počtu obyvatel Země se zavlažování více využívá v zemědělství, roste, šíří se po celém zeměkoule, průmysl. A to každým rokem zvyšuje potřebu čerstvé vody. V řadě oblastí je nedostatek levné vody nejdůležitějším faktorem omezení ekonomického růstu.

V současnosti existují pouze dva hlavní zdroje čerstvou vodu: 1) akumulovaná voda v jezerech a podzemních vrstvách, 2) voda v atmosféře ve formě deště a sněhu.

V V poslední době Velké úsilí bylo vynaloženo na vývoj prostředků pro odsolování vody v oceánech. Takto získaná voda je však stále příliš drahá na to, aby mohla být využívána pro zemědělské a průmyslové účely.

Vody jezer mají pro okolí velký význam osad. Pokud jsou však jezera vzdálena několik set kilometrů od sídel, jejich význam se téměř úplně ztrácí, protože pokládka potrubí, instalace a provoz čerpadel příliš prodražují náklady na dodávanou vodu. Může se zdát překvapivé, že během období dlouhotrvajícího horkého počasí s nízkými srážkami trpí některá předměstí Chicaga vážným nedostatkem vody, přestože je jich méně než 80 km z jednoho z největších úložišť sladké vody voda - jezera Michigan.

V některých oblastech, jako je jižní Arizona, velká část vody používané pro zavlažování a městské využití pochází z podzemních akviferů. Bohužel vodonosné vrstvy jsou jen okrajově doplňovány prosakující dešťovou vodou. Voda, která se v současnosti těží z podzemí, je velmi starověkého původu: zůstala tam od dob námrazy. Množství takové vody, nazývané reliktní, je omezené. Při intenzivním čerpání vody pomocí čerpadel přirozeně její hladina neustále klesá. Celkové množství podzemní vody je nepochybně poměrně velké. Nicméně s čím velké hloubky voda se vyrábí, tím je dražší. Pro některé oblasti je proto nutné hledat jiné, cenově výhodnější zdroje sladké vody.

Jedním z těchto zdrojů je atmosféra. V důsledku vypařování z moří a oceánů existuje v atmosféře velké množství vlhkosti. Jak se často říká, atmosféra je oceán s nízkou hustotou vody. Vezmeme-li sloupec vzduchu sahající od povrchu země do výšky 10 km, a kondenzovat veškerou vodní páru v něm obsaženou, pak se tloušťka výsledné vodní vrstvy bude pohybovat od několika desetin centimetru do 5 cm. Nejmenší vrstva vody dává studený a suchý vzduch, největší - teplý a vlhký. Například v jižní Arizoně je v červenci a srpnu tloušťka vodního sloupce obsaženého v atmosférickém sloupci v průměru více než 2,5 cm. Na první pohled se toto množství vody zdá malé. Pokud však vezmete v úvahu celkovou plochu, kterou zabírá stát Arizona, dostanete velmi působivé číslo. Je třeba také poznamenat, že zásoby této vody jsou prakticky nevyčerpatelné, protože během větrů je vzduch Arizony neustále nasycen vlhkostí.

Přirozeně vzniká vitálně důležitá otázka: kolik vodní páry může v dané oblasti spadnout ve formě deště nebo sněhu? Meteorologové tuto otázku formulují trochu jinak. Ptají se, jak efektivní jsou procesy tvorby deště v oblasti. Jinými slovy, jaké procento vody nad daným povrchem jako pára skutečně dosáhne země? Účinnost procesů tvorby deště se liší v různé části zeměkoule.

V chladných a vlhkých oblastech, jako je poloostrov Aljaška, se účinnost blíží 100 %. Na druhou stranu v suchých oblastech, jako je Arizona, je účinnost během letního období dešťů pouze asi 5 %. Pokud by bylo možné zvýšit účinnost i o velmi malé množství, řekněme o 6 %, srážky by se zvýšily o 20 %. Bohužel zatím nevíme, jak toho dosáhnout. Tento úkol- problém proměny přírody, který se vědci po celém světě snaží vyřešit již řadu let. Pokusy o aktivní ovlivnění procesů tvorby deště začaly již v roce 1946, kdy Langmuir a Schaefer ukázali, že je možné uměle vyvolat srážky z určitých typů mraků tím, že je oséváme jádry suchého ledu. Od té doby došlo k určitému pokroku v metodách ovlivňování oblačnosti. Zatím však neexistují dostatečné důvody se domnívat, že množství srážek z jakéhokoli cloudového systému lze uměle zvýšit.

Hlavním důvodem, proč meteorologové v současnosti nedokážou změnit počasí, je neznalost procesů tvorby srážek. Bohužel ne vždy v různých případech známe povahu tvorby deště.

LETNÍ PŘEHRÁVKY A HROMY

Není to tak dávno, co meteorologové věřili, že všechny srážky se tvoří ve formě pevných částic. Vstupování do teplý vzduch v blízkosti zemského povrchu tají ledové krystaly nebo sněhové vločky a mění se v kapky deště. Tato myšlenka vycházela ze základního Bergeronova díla, které vydal na počátku 30. let 20. století. V tuto chvíli jsme přesvědčeni, že proces srážení popsaný Bergeronem ve většině případů skutečně probíhá, ale není jediný možný.

Je však také možný jiný proces známý jako koagulace. V tomto procesu dešťové kapky rostou tak, že se srážejí a spojují s menšími částicemi mraků. Pro tvorbu deště v důsledku koagulace již není nutná přítomnost ledových krystalků. Naopak, v tomto případě by měly existovat velké částice, které padají rychleji než ostatní a způsobují mnoho srážek.

Radar sehrál důležitou roli v potvrzení skutečnosti, že proces koagulace v oblacích konvektivního vývoje probíhá velmi efektivně. konvektivní mraky připomínající květák, někdy se vyvinou v bouřky. Radary s vertikálně snímajícími anténami mohou pozorovat vývoj takových mraků a zaznamenávat, v jakých výškách se objevují první částice srážek.

Studium růstu oblasti velkých částic nahoru a dolů lze provést pouze nepřetržitým pozorováním stejného oblaku. Tato metoda byla použita k získání řady pozorování, z nichž jedno je znázorněno na Obr. 20. Série se skládá z 11 různých radarových pozorování ilustrovaných fotogramy v intervalech 10 až 80 sekund.

Jak je vidět z toho znázorněného na Obr. Po 20 sériích pozorování se primární rádiové echo rozšířilo do výšky asi 3000 m, kde teplota byla 10 ° C. Dále se rádiová ozvěna rychle rozvíjela nahoru i dolů. Nicméně, i když dosáhl své maximální velikosti, jeho vrchol nepřesáhl 6000 m, kde byla teplota kolem 0°C. Je zřejmé, že není důvod se domnívat, že by déšť v tomto mraku mohl vzniknout z ledových krystalků, protože srážková zóna vznikla v oblasti kladných teplot.

Velké množství takových radarových pozorování bylo provedeno v různých oblastech USA, Austrálie a Anglie. Taková pozorování naznačují, že proces koagulace hraje roli při tvorbě vydatných srážek. vedoucí role. Nabízí se otázka, proč tomu tak je důležitý fakt nebyl instalován před použitím radaru. Jeden z Hlavními důvody vysvětlujícími tuto okolnost je, že není možné určit, kde a kdy se v oblaku objeví první částice srážek. Je třeba poznamenat, že když prší, může se vrchol mraku roztáhnout do výšky několika tisíc metrů a dosáhnout oblasti s teplotami -15 °C a níže, kde je mnoho ledových krystalků. Tato okolnost vedla dříve k mylnému závěru, že ledové krystaly jsou zdrojem srážek.

V současné době bohužel ještě neznáme relativní roli obou mechanismů tvorby deště. Podrobnější studium této problematiky pomůže meteorologům úspěšněji rozvíjet metody umělého ovlivňování oblačnosti.

NĚKTERÉ VLASTNOSTI KONVEKČNÍCH OBLAKŮ

Radarová pozorování umožnila podrobněji studovat konvektivní mraky. Pomocí různých typů radarů vědci zjistili, že v některých případech se jednotlivé „věže“ rádiových ozvěn vyvinou do velmi vysokých nadmořských výšek. Takže například v některých případech mraky o průměru 2-3 km, prodloužit až na 12-13 km.

Silné bouřky se obvykle vyvíjejí postupně. Nejprve roste jedna z rádiových echo věží a dosahuje výšky asi 8000 m, pak klesá. O několik minut později se vedle této věže začíná táhnout nahoru další, která dosahuje větší výšky - asi 12 km. Postupný růst rádiového echa pokračuje, dokud bouřkový mrak nedosáhne stratosféry.

Každou rádiovou echo věž lze tedy považovat za samostatnou cihlu ve společné budově nebo za jedinou buňku celého systému – bouřkový mrak. Byers a Breham tehdy předpokládali existenci takových buněk v bouřkovém mraku na základě výsledků analýzy velkého počtu meteorologických pozorování různých charakteristik bouřek. Byers a Breham navrhli, že bouřkový mrak se skládá z jedné nebo více těchto buněk, jejichž životní cyklus je velmi krátký. Ve stejné době skupina anglických výzkumníků vedená Scorerem a Ludlamem předložila svou teorii vzniku bouřek. Věřili, že v každém bouřkovém mraku jsou velké bubliny vzduchu stoupající ze země do horních vrstev. Navzdory rozdílům v teoriích vzniku bouřky obě tyto teorie stále předpokládají, že vývoj bouřkového mraku probíhá v krocích.

Studie ukázaly, že průměrná rychlost růstu rádiových echo věží v konvektivních oblacích je mezi 5 a 10 slečna, a v některých typech bouřkové mraky mohou být dvakrát až třikrát větší. Je jasné, že v tomto případě letadla vstupující do takových mraků zažívají značné turbulence a g-síly v důsledku silných vzestupných proudů a intenzivní turbulence.

Každý, kdo čekal na bouřku, ví, že může trvat hodinu i déle. Životnost jednotlivé věže nebo buňky je přitom velmi krátká: jak ukazují radarová pozorování, asi 23 minut. Je zřejmé, že ve velkém bouřkovém mraku může být mnoho buněk, které se vyvíjejí postupně jedna po druhé. V tomto případě může od okamžiku, kdy se objeví déšť, do jeho konce uplynout výrazně déle než 23 minut. Během bouřky, která může trvat několik hodin, nezůstává intenzita deště konstantní. Naopak buď dosahuje maxima, nebo klesá až téměř do úplného vymizení deště. Každé takové zvýšení intenzity deště odpovídá vývoji další buňky nebo věže. Výše uvedené si není těžké sami ověřit, pokud budete s hodinkami v ruce sledovat střídání maxim a minim v intenzitě prudkého deště.

ZIMNÍ DÉŠŤ

V teplém období padá značná část srážek z přeháněk a bouřkových mraků. Jednotlivá oblačnost zasahující do vysokých nadmořských výšek dává srážky v podobě lokálních přeháněk. Při tvorbě srážek z takových mraků hraje důležitou roli proces koagulace. Jednotlivé mraky mají zpravidla malé průřezové plochy, vyvíjejí se v nich mohutné vzestupné a sestupné proudy a doba jejich existence nepřesahuje hodinu.

Většina srážek, které spadnou chladné období, dejte mraky jiného druhu. Místo místních mraků v zimní čas Zdá se, že cloudové systémy se rozprostírají na obrovské ploše a neexistují už hodiny, ale dny. Takové oblačné systémy vznikají díky velmi pomalému vertikálnímu pohybu vzduchu (při rychlosti menší než 1 slečna, v některých případech i 10 cm/s).

Mraky, ze kterých padá většina srážek, se nazývají nimbostratus. Jejich tvar je způsoben pomalými, ale nepřetržitými vzestupnými pohyby vzduchu v cyklonech, které vznikají ve středních zeměpisných šířkách a pohybují se západními proudy. Déšť z takových oblačných systémů se běžně označuje jako záplatové deště. Mají jednotnější strukturu než deště z konvektivních mraků. Nicméně, když jsou takové systémy pozorovány radarem v oblastech, kde by se očekávalo rovnoměrné rozložení srážek, jsou nalezeny skvrny s vyšší intenzitou srážek. Jsou pozorovány takové oblasti, kde rychlosti vzestupných proudů výrazně převyšují průměrné hodnoty.

Na Obr. 21 ukazuje fotogram typického radarového snímku zimních srážek. Fotogram byl získán na McGill University (Kanada) pomocí radaru s pevnou vertikální anténou. Tato metoda pozorování poskytla průřez celým cloudovým systémem, který nad stanicí procházel. Výše uvedený fotogram byl získán expozicí filmu pomalu se pohybujícího před obrazovkou všestranného indikátoru pozorování, na kterém byl pouze jeden svislá čára skenuje s jasem měnícím výšku v místech, kde byla zaznamenána radiová ozvěna. Výsledný vzor rádiového echa na fotogramu lze tedy považovat za součet okamžitých vzorů, sestávající z mnoha blízko sebe umístěných vertikálních čar.

Na fotogramu je to vidět ve výšce přes 2500 m jsou pozorovány šikmé streamery přecházející do vertikálních a pravidelně umístěných jasných buněk. Skupina výzkumníků z McGill University, vedená Marshallem, navrhla, že světlé buňky představují oblasti, ve kterých se tvoří ledové krystaly, a nakloněné streamery představují padající pásy srážek.

Pokud se rychlost větru s výškou nemění, pak je rychlost padajících částic srážek také konstantní. V tomto případě není těžké odvodit jednoduchý vztah popisující dráhu padajících částic. K výpočtu rychlostí spadu částic použil Marshall metodu pozorování se záznamem vzoru rádiového echa na pomalu se pohybující film. Po analýze jednoho z nejjasněji zaznamenaných případů a zjištění, že průměrná rychlost padajících částic byla asi 1,3 slečna, Marshall navrhl, že částice jsou konglomeráty ledových krystalů.

Při zkoumání jasné radiové echo čáry (na fotogramu se jedná o pásmo ve výšce cca 2000 m) je zřejmé, že částice jaderného sedimentu, alespoň z větší části, jsou pevné. Světlý pás se objevuje poněkud pod úrovní tání, blízko izotermy 0°С. Jev jasného pásma rádiového echa na fotogramech zimních srážek zaznamenalo mnoho výzkumníků a v poslední době byl podrobně studován.

Reid byl první, kdo poskytl uspokojivé vysvětlení tohoto jevu. Jeho hypotéza, vypracovaná v roce 1946, je stále považována za správnou; později do něj zavedli některá vylepšení jiní badatelé.

Ride jako první ukázal, že když jsou rozměry reflexních částic mnohem menší než vlnová délka, jejich odrazivost v kapalném stavu je asi pětkrát vyšší než v pevném stavu. K prudkému nárůstu intenzity rádiového echa pod úrovní nulové izotermy dochází v důsledku rychlého tání padajících pevných částic. Po roztavení se částice rychle změní na kulovité vodní kapky, které padají rychleji než sněhové vločky. Zvýšení rychlosti pádu částic pod izotermu 0 °C as tím spojený pokles jejich počtu na jednotku objemu vzduchu, a následně i uvnitř objemu osvětleného radarovým paprskem, vedou ke snížení intenzity radiového echa pod tavící vrstva. Na Obr. 21 ukazuje, že pásma rádiového echa umístěná pod jasnou čarou jsou poněkud strmější než pásma rádiového echa umístěná nad ní. Větší strmost pásů dopadu v oblasti pod úrovní tání ukazuje, že částice zde padají rychleji.

Na základě analýzy takových pozorování lze usoudit, že deště spadající z některých forem zimních mraků se vyskytují při velmi nízkých teplotách. I v dokonale izolovaných oblacích se tvoří ledové krystaly, které mohou růst a zvětšovat se, dokud nevypadnou. Když se srazí, krystaly se spojí do sněhových vloček, které se pohybují po trajektorii určené jejich rychlostí pádu a větrem. Sněhové vločky pronikající do spodních vrstev se mohou dostat do mraků, skládajících se z malých podchlazených kapiček, a pokračovat ve svém růstu v důsledku srážky s nimi. Sama o sobě taková oblaka nemůže být detekována většinou moderních radarů kvůli malé velikosti kapiček. Jakmile pevné částice projdou úrovní nulové izotermy, rychle se roztaví a zvýší rychlost svého pádu. Když se takové částice dostanou do mraků nižší úroveň pokračují ve svém růstu v důsledku kolizí a splynutí s kapkami mraků. Pokud je teplota na zemském povrchu pod 0°C, srážkové částice zůstanou ve formě sněhových vloček.

Ne všechny rozšířené cloudové systémy však mají dobře definované streamery nad úrovní mrazu, jako jsou ty znázorněné na obr. 22. V některých případech mraky produkují pouze zřetelná a jasná rádiová ozvěna pásma, nad nimiž nejsou žádné znatelné odrazy. Tento vzor je pravděpodobně způsoben skutečností, že ledové krystaly nad jasným pásem jsou příliš malé na to, aby vytvořily detekovatelné rádiové echo. Když takové krystaly vstoupí do oblasti tání, jejich odrazivost se zvýší jak v důsledku změny fázového stavu, tak v důsledku dalšího zvětšení jejich velikosti v důsledku splynutí s menšími kapkami.

Radarová pozorování vedla k řadě důležitých závěrů. Bylo pevně stanoveno, že z většiny mraků padá déšť zimní formy a dosahující povrchu země, se tvoří ve vysokých nadmořských výškách ve formě ledových krystalů. Na druhou stranu, srážky z konvektivních mraků se často vyskytují v nepřítomnosti ledových krystalků.

Když se výzkumníkům podaří prokázat roli pevné fáze a procesu koagulace při tvorbě srážek z tohoto typu mraků, bude reálná příležitost je aktivně ovlivňovat za účelem umělého vyvolání srážek. Není pochyb o tom, že dříve nebo později se člověk naučí ovládat mraky. Meteorologové po celém světě spojují své síly, aby tento úkol urychlili. Tím, že se naučí řídit proces sedimentace, budou schopni přispět k řešení globálního problému vodní zdroje. Nezbývá než doufat, že až bude možná umělá regulace srážek, najdou se prostředky pro jejich efektivnější využití.

Svrchní vrstvy oblaků cumulonimbus a altostratus, kde je teplota hluboko pod bodem mrazu, jsou tvořeny převážně ledovými krami.

Vzhledem k tomu, že teplota ve středních vrstvách je poněkud vyšší, ledové krystaly přítomné ve stoupajících a klesajících proudech vzduchu se srážejí s podchlazenými vodními kapkami. Při kontaktu tvoří velké krystaly, dostatečně těžké na to, aby směřovaly dolů, navzdory stoupajícím proudům vzduchu.

Jak padají, krystaly se srážejí s jinými částicemi mraků a zvětšují se. Pokud je teplota pod bodem mrazu, padají k zemi ve formě sněhu. Pokud je nad půdou teplý vzduch, mění se v kapky deště. Pokud jsou vzestupné proudy vzduchu v mraku dostatečně silné, mohou ledové krystaly několikrát stoupat a klesat, dále růst a nakonec velmi ztěžknou a vypadnou ve formě krup. Jedna z největších zaznamenaných krup spadla v Coffeeville v Kansasu v roce 1970. Byla téměř 15 cm široká a vážila 700 g.

Déšť, sníh nebo kroupy

Většina vrstev mraků s nejvíce nízké teploty(levý graf) jsou ledové částice. Při mírně zvýšené teplotě ve spodních vrstvách se led mísí s kapkami vody a tvoří krystaly dostatečně velké na to, aby padaly jako déšť, sníh nebo za vhodných podmínek i kroupy.

Tvorba srážek

Tento model formování kupovité oblačnosti (vpravo) ukazuje cestu vzduchových proudů, které přenášejí teplý, zapařený vzduch do chladnějších vrstev a vracejí se jako déšť, sníh nebo kroupy.