Cloud physics

chlazení vzduchu na jeho rosný bodeditovat

přehrát média

vývoj cloudu za méně než minutu.

pozdní letní bouřka v Dánsku. Téměř černá barva základny označuje hlavní oblak v popředí pravděpodobně cumulonimbus.

adiabatické chlazení: stoupající pakety vlhkého vzduchu

jak se voda odpařuje z oblasti zemského povrchu, vzduch nad touto oblastí se zvlhčí. Vlhký vzduch je lehčí než okolní suchý vzduch, což vytváří nestabilní situaci. Když se nahromadí dostatek vlhkého vzduchu, veškerý vlhký vzduch stoupá jako jediný paket, aniž by se mísil s okolním vzduchem. Jak se na povrchu vytváří vlhčí vzduch, proces se opakuje, což má za následek řadu diskrétních paketů vlhkého vzduchu, které stoupají a vytvářejí mraky.

k tomuto procesu dochází, když jeden nebo více ze tří možných zdvihacích činidel-cyklonické / čelní, konvektivní nebo orografické-způsobí, že vzduch obsahující neviditelnou vodní páru vzroste a ochladí na svůj rosný bod, teplotu, při které se vzduch nasytí. Hlavním mechanismem tohoto procesu je adiabatické chlazení. Atmosférický tlak klesá s nadmořskou výškou, takže stoupající vzduch expanduje v procesu, který spotřebovává energii a způsobuje ochlazení vzduchu, což způsobuje kondenzaci vodní páry do oblaku. Vodní pára v nasyceném vzduchu je obvykle přitahována ke kondenzačním jádrům, jako jsou částice prachu a soli, které jsou dostatečně malé, aby byly udržovány ve vzduchu normální cirkulací vzduchu. Kapičky vody v oblaku mají normální poloměr asi 0,002 mm (0,00008 in). Kapičky se mohou srazit a vytvořit větší kapičky, které zůstávají nahoře, pokud je rychlost stoupajícího vzduchu v oblaku rovna nebo větší než koncová rychlost kapiček.

pro nekonvektivní oblak se Nadmořská výška, ve které začíná kondenzace, nazývá zvednutá úroveň kondenzace (LCL), která zhruba určuje výšku oblačné základny. Volné konvektivní mraky se obvykle tvoří v nadmořské výšce úrovně konvektivní kondenzace (CCL). Vodní pára v nasyceném vzduchu je obvykle přitahována ke kondenzačním jádrům, jako jsou částice soli, které jsou dostatečně malé, aby byly udržovány ve vzduchu normální cirkulací vzduchu. Pokud dojde ke kondenzaci pod úrovní mrazu v troposféře, jádra pomáhají transformovat páru na velmi malé vodní kapičky. Mraky, které se tvoří těsně nad úrovní mrazu, se skládají většinou z podchlazených kapiček kapaliny, zatímco ty, které kondenzují ve vyšších nadmořských výškách, kde je vzduch mnohem chladnější, mají obecně podobu ledových krystalů. Absence dostatečného množství kondenzačních částic na a nad úrovní kondenzace způsobuje, že stoupající vzduch je přesycen a tvorba mraků má tendenci být inhibována.

čelní a cyklonový zvedák

čelní a cyklonový zdvih se vyskytují ve svých nejčistších projevech, když stabilní vzduch, který byl vystaven malému nebo žádnému povrchovému ohřevu, je nucen nahoře na frontách počasí a kolem Center nízkého tlaku. Teplé fronty spojené s extratropickými cyklóny mají tendenci vytvářet převážně cirriformní a stratiformní mraky na široké ploše, pokud není blížící se teplá vzduchová hmota nestabilní, v takovém případě budou mraky cumulus congestus nebo cumulonimbus obvykle vloženy do hlavní srážecí cloudové vrstvy. Studené fronty se obvykle pohybují rychleji a vytvářejí užší řadu mraků, které jsou většinou stratocumuliform, cumuliform, nebo kumulonimbiform v závislosti na stabilitě hmoty teplého vzduchu těsně před frontou.

Convective liftEdit

dalším činidlem je vznášející se konvektivní pohyb vzhůru způsobený významným denním slunečním ohřevem na úrovni povrchu nebo relativně vysokou absolutní vlhkostí. Příchozí krátkovlnné záření generované sluncem je znovu emitováno jako dlouhovlnné záření, když dosáhne zemského povrchu. Tento proces ohřívá vzduch nejblíže k zemi a zvyšuje nestabilitu vzdušné hmoty vytvořením strmějšího teplotního gradientu od teplého nebo horkého na úrovni povrchu po studený nahoře. To způsobí, že se zvedne a ochladí, dokud se nedosáhne teplotní rovnováhy s okolním vzduchem nahoře. Mírná nestabilita umožňuje tvorbu kumulovaných mraků střední velikosti, které mohou vytvářet lehké sprchy, pokud je vzduchová hmota dostatečně vlhká. Typické konvekční proudy mohou umožnit, aby kapičky rostly do poloměru asi 0.015 milimetrů (0.0006 in), než se vysráží jako sprchy. Ekvivalentní průměr těchto kapiček je asi 0,03 milimetrů (0,001 palce).

pokud se vzduch v blízkosti povrchu stane extrémně teplým a nestabilním, jeho pohyb nahoru se může stát docela výbušným, což má za následek tyčící se kumulonimbiformní mraky, které mohou způsobit nepříznivé počasí. Jako malé částice vody, které tvoří skupinu mraků dohromady a vytvářejí kapičky deště, jsou gravitační silou přitahovány k zemi. Kapičky by se normálně odpařovaly pod úrovní kondenzace, ale silné updrafts tlumí padající kapičky a mohou je udržovat ve vzduchu mnohem déle, než by jinak. Prudké stoupání může dosáhnout rychlosti až 180 mil za hodinu (290 km / h). Čím déle dešťové kapičky zůstávají nahoře, tím více času musí růst do větších kapiček, které nakonec padají jako silné sprchy.

dešťové kapky, které jsou neseny vysoko nad úrovní mrazu, se nejprve podchladí a poté zmrazí na malé krupobití. Zmrzlé ledové jádro může zachytit 0.5 palce (1.3 cm) ve velikosti cestování přes jeden z těchto updrafts a může procházet několika updrafts a downdrafts před nakonec stává tak těžké, že padá na zem jako velké krupobití. Řezání krupobití na polovinu ukazuje cibulovité vrstvy ledu, což naznačuje odlišné časy, kdy prošel vrstvou superchlazené vody. Byly nalezeny krupobití o průměru až 7 palců (18 cm).

konvektivní zdvih se může vyskytnout v nestabilní vzdušné hmotě, která je daleko od čel. Kolem front a nízkotlakých Center však může být přítomen také velmi teplý nestabilní vzduch, který často vytváří kumuliformní a kumulonimbiformní mraky v těžších a aktivnějších koncentracích kvůli kombinovaným čelním a konvektivním zvedacím činidlům. Stejně jako u non-frontálního konvektivního výtahu, zvyšující se nestabilita podporuje vzestupný vertikální růst mraků a zvyšuje potenciál pro nepříznivé počasí. V poměrně vzácných případech může být konvektivní výtah dostatečně silný, aby pronikl do tropopauzy a tlačil vrchol mraku do stratosféry.

Orografický liftEdit

třetím zdrojem výtahu je cirkulace větru, která nutí vzduch přes fyzickou bariéru, jako je hora (orografický výtah). Pokud je vzduch obecně stabilní, nevytvoří se nic jiného než lentikulární čepice. Pokud se však vzduch stane dostatečně vlhkým a nestabilním, mohou se objevit orografické sprchy nebo bouřky.

Větrný večerní soumrak umocněný slunečním úhlem, může vizuálně napodobit tornádo vyplývající z orografického výtahu

Neadiabatické ochlazeníeditovat

spolu s adiabatickým chlazením, které vyžaduje Zvedací činidlo, existují tři další hlavní mechanismy pro snížení teploty vzduchu na jeho rosný bod, které se vyskytují v blízkosti hladiny povrchu a nevyžadují žádné zvedání vzduchu. Vodivé, radiační a odpařovací chlazení může způsobit kondenzaci na úrovni povrchu, což vede k tvorbě mlhy. Vodivé chlazení probíhá, když vzduch z relativně mírné zdrojové oblasti přichází do styku s chladnějším povrchem, jako když se mírný mořský vzduch pohybuje po chladnější ploše. K radiačnímu chlazení dochází v důsledku emise infračerveného záření, buď vzduchem, nebo povrchem pod ním. Tento typ chlazení je běžný v noci, kdy je obloha jasná. Odpařovací chlazení se děje, když se do vzduchu přidává vlhkost odpařováním, což nutí teplotu vzduchu vychladnout na teplotu mokré žárovky nebo někdy až do bodu nasycení.

přidání vlhkosti do vzduchuedit

existuje pět hlavních způsobů, jak lze do vzduchu přidávat vodní páru. Zvýšený obsah par může být důsledkem konvergence větru nad vodou nebo vlhkou půdou do oblastí pohybu nahoru. Srážení nebo virga padající shora také zvyšuje obsah vlhkosti. Denní vytápění způsobuje odpařování vody z povrchu oceánů, vodních útvarů nebo mokré půdy. Transpirace z rostlin je dalším typickým zdrojem vodní páry. A konečně, chladný nebo suchý vzduch pohybující se nad teplejší vodou bude vlhčí. Stejně jako u denního vytápění, přidání vlhkosti do vzduchu zvyšuje jeho obsah tepla a nestabilitu a pomáhá uvést do pohybu ty procesy, které vedou k tvorbě oblačnosti nebo mlhy.

Přesyceníedit

množství vody, které může existovat jako pára v daném objemu, se zvyšuje s teplotou. Když je množství vodní páry v rovnováze nad rovným povrchem vody, úroveň tlaku par se nazývá saturace a relativní vlhkost je 100%. V této rovnováze existuje stejný počet molekul odpařujících se z vody, protože kondenzují zpět do vody. Pokud je relativní vlhkost vyšší než 100%, nazývá se přesycená. K přesycení dochází v nepřítomnosti kondenzačních jader.

protože tlak saturačních par je úměrný teplotě, má studený vzduch nižší bod nasycení než teplý vzduch. Rozdíl mezi těmito hodnotami je základem pro tvorbu mraků. Když se nasycený vzduch ochladí, nemůže již obsahovat stejné množství vodní páry. Pokud jsou podmínky správné, přebytečná voda kondenzuje ze vzduchu, dokud není dosaženo nižšího bodu nasycení. Další možností je, že voda zůstává ve formě páry, i když je za bodem nasycení, což vede k přesycení.

přesycení více než 1-2% vzhledem k vodě je v atmosféře zřídka pozorováno, protože jádra kondenzace mraků jsou obvykle přítomna. Mnohem vyšší stupně přesycení jsou možné na čistém vzduchu a jsou základem cloudové Komory.

neexistují žádné přístroje pro měření přesycení v oblacích.

Podchlazeníeditovat

kapičky vody obvykle zůstávají jako kapalná voda a nemrznou, dokonce i hluboko pod 0 °C (32 °F). Ledová jádra, která mohou být přítomna v atmosférické kapičce, se stávají aktivními pro tvorbu ledu při specifických teplotách mezi 0 °C (32 °F) a -38 °C (-36 °F), v závislosti na geometrii a složení jádra. Bez ledových jader mohou kapičky podchlazené vody (stejně jako jakákoli extrémně čistá kapalná voda) existovat až do -38 °C (-36 °F), v tomto okamžiku dochází k spontánnímu zmrazení.

Collision-coalescenceEdit

jednou z teorií vysvětlujících, jak chování jednotlivých kapiček v oblaku vede k tvorbě srážek, je kolizní koalescenční proces. Kapičky zavěšené ve vzduchu budou vzájemně interagovat, a to buď srážkou a odrazem od sebe, nebo kombinací a vytvořením větší kapičky. Nakonec se kapičky stanou dostatečně velkými, aby padaly na Zemi jako srážky. Proces kolizní koalescence netvoří významnou část tvorby mraků, protože kapičky vody mají relativně vysoké povrchové napětí. Kromě toho je výskyt kolizní koalescence úzce spjat s procesy strhávání a míchání.

Bergeron processEdit

primární mechanismus tvorby ledových mraků objevil Tor Bergeron. Bergeronův proces poznamenává, že tlak saturační páry vody, nebo kolik vodní páry může daný objem obsahovat, závisí na tom, s čím pára interaguje. Konkrétně je tlak saturačních par vzhledem k ledu nižší než tlak saturačních par vzhledem k vodě. Vodní pára interagující s kapičkou vody může být nasycena při 100% relativní vlhkosti při interakci s kapičkou vody, ale stejné množství vodní páry by bylo přesyceno při interakci s ledovou částicí. Vodní pára se pokusí vrátit do rovnováhy, takže další vodní pára kondenzuje na led na povrchu částice. Tyto ledové částice končí jako jádra větších ledových krystalů. Tento proces probíhá pouze při teplotách mezi 0 °C (32 °F) a -40 °C (-40 °F). Pod -40 °C (-40 °F) se kapalná voda spontánně nukleuje a zamrzne. Povrchové napětí vody umožňuje, aby kapička zůstala tekutá hluboko pod normální teplotou tuhnutí. Když k tomu dojde, je nyní podchlazená kapalná voda. Bergeronův proces se opírá o super chlazenou kapalnou vodu (SLW) interagující s ledovými jádry za vzniku větších částic. Pokud existuje jen málo ledových jader ve srovnání s množstvím SLW, kapičky se nebudou moci tvořit. Proces, při kterém vědci osivo mrak s umělými ledovými jádry na podporu srážení je známý jako cloud setí. To může pomoci způsobit srážky v oblacích, které jinak nemusí pršet. Cloud setí přidává přebytek umělých ledových jader, které posouvá rovnováhu tak, že existuje mnoho jader ve srovnání s množstvím super chlazené kapalné vody. Nadočkovaný oblak bude tvořit mnoho částic, ale každý bude velmi malý. To lze provést jako preventivní opatření pro oblasti, které jsou ohroženy krupobitím.