1. Купчасто-дощові «лисі» - Cb calvus (Cb cal). Cb цього вигляду не мають перистоподібної верхньої частини і звичайно є першою стадією утворення. Від Сu cong хмари відрізняються волоконною, згладженою поверхнею своїх вершин (клуби, типові для Сu, пропадають), а також по ознаках грози і початку зливи, смугам падіння (virga).
2. Купчасто-дощові „волохаті” - Cb capillatus (Cb cap). Ці хмари мають добре виражену перистоподібну (волокнисту) структуру верхньої частини. Перистоподібні волокна поступово розповсюджуються по горизонталі і в хмарі, що насувається, мають вид широкого віяла,а при спостереженні з боку – ковадла. В таких випадках хмару визначають як Cb incuc (Cb inc). При розпаді найдовше зберігається ковадло (incuc),яке дає початок щільним перистим хмарам Ci sp та Ci inc.
Фізична будова хмар
Елементи, що складають хмари, діляться на рідкі (водяні краплі) і тверді (льдяні кристали, сніжинки).
Розміри водяних крапель в хмарах спочатку визначали непрямими методами, зокрема, по оптичних явищах, пов'язаних з хмарами. Про величину крапель можна судити за розмірами кольорових кілець (вінців) навкруги світил, за наявності серпанкових хмар. Зараз розміри крапель в хмарах визначають безпосередньо мікрофотографуванням. На мал. 12 представлена мікрофотографія елементів водяної хмари.
Дослідниками встановлено, що розміри водяних крапельок в хмарах різні і коливаються в широких межах. Найдрібніші крапельки, з яких складається хмари в період їх утворення, мають діаметр 0,005-0,05 мм (як і крапельки туману). В процесі розвитку хмари в ньому утворюються крапельки, що повільно падають, діаметр яких складає близько 0,05-0,5 мм (крапельки мряки). Надалі діаметр водяних крапель може збільшитися до 0,5-5 мм (дощові краплі).
Рис.12 Мікрофотографія хмарних крапель
Крижані кристали, які входять до складу хмари, відрізняються як своїми розмірами, так і різноманітністю форм. Форми і розміри крижаних кристалів в значній мірі залежать від температури і відносної вологості повітря.
Основною формою твердого елемента хмари є шестигранна призма. Такі елементи називаються повними кристалами. Вони зберігаються лише в тому випадку, якщо процес сублімації відбувається повільно і спокійно. Шестигранні призми, що мають малу висоту в порівнянні з площею основи, називаються льодяними пластинками (рис.13 а). Кристали, сильно розвинуті у висоту, але з малою площею основи, мають вигляд. витягнутих призм, які називаються льодяні голками (рис. 13 б).
Рис.13 Основні форми кристалів льоду
При інтенсивному процесі сублімації відбувається значне зростання крижаних пластинок на виступаючих кутах. Внаслідок цього виходять різноманітні форми шестипроменевих зірочок, що називають скелетами або сніжинками. На мал. 14 представлені фотографії сніжинок різної форми.
Рис.13 Різні форми сніжинок
В деяких хмарах, сильно розвинутих по вертикалі, окрім вказаних твердих елементів, спостерігаються більш крупні утворення: сніжна крупа, град і сніжні пластівці. Такі елементи відносяться вже до опадів, що випадають з хмар. Всі хмари за елементами, що їх складають, розділяються на льдяні, водяні і змішані.
Хмари верхнього ярусу, тобто перисті (Сі), перисто-купчасті (Сс) і перисто-шаруваті (Cs), відносяться до льдяних. Складаються вони переважно з повних кристалів або сніжинок. В зимову пору року до льодяних хмар можуть відноситися хмари середнього і нижнього ярусів. В Арктиці при лютих морозах льодяні голки можуть спостерігатися біля земної поверхні при безхмарному небі.
До водяних хмар відносяться висококупчасті (Ас), купчасті (Сu), шарувато-купчасті (Sc) і шаруваті (St). Висококупчасті хмари частіше за все складаються з найдрібніших переохолоджених крапельок, але взимку при дуже низьких температурах в них можуть з'являтися льодяні кристали. Шаруваті і шарувато-купчасті хмари складаються з крапельок, які можуть збільшуватися в діаметрі до 0,05-0,5 мм. В зимовий час ці хмари складаються з переохолоджених крапель, а в деяких випадках, при низьких температурах, з кристалів. Купчасті хмари (Сu) звичайно складаються з крапельок однакового розміру.
Змішані хмари складаються з твердих і рідких елементів, тобто зі всіх видів льдяних кристалів і крапельок води різних розмірів. До змішаних хмар відносяться високошаруваті (As), шарувато-дощові (Ns) і купчасто-дощові (Сb).
Високошаруваті хмари складаються з сніжинок в суміші з найдрібнішими крапельками. Шарувато-дощові хмари в нижній частині складаються звичайно з водяних крапель, а у верхній - з суміші водяних крапель і льодяних кристалів. Купчасто-дощові хмари в нижній частині складаються з крупних крапель з діаметром 0,5-5 мм, у верхній - з льодяних кристалів або суміші водяних крапель з льодяними кристалами. В зимову пору року при лютих морозах купчасто-дощові хмари можуть складатися тільки з кристалів. В тропічних країнах купчасто-дощові хмари часто складаються тільки з водяних крапельок.
Водянистістю хмари називається кількість води в грамах, що міститься в 1 м3 хмари. Визначення водянистості хмар раніше проводилося непрямими методами. Зараз розроблений спосіб безпосереднього визначення водянистості хмар, вживаний при польотах на літаку. На підставі спостережень встановлено, що в хмарах, які складаються з дрібних крапель, водянистість не перевищує 1 г/м3 і частіше за все складає 0,2-0,4 г/м3. В центральній частині розвинутих купчастих хмар водянистість досягає 2 г/м3, а в купчасто-дощових хмарах вона може складати 4-5 г/м3. В льодяних хмарах водянистість значно менше і складає (за непрямими даними) 0,01-0,1 г/м3.
Знаючи водянистість хмари і розміри крапельок, можна визначити кількість крапель, що містяться в одиниці об'єму. З розрахунків знайдено, що кількість крапельок в 1 см3 водяної хмари може коливатися від декількох сотень до тисячі. В чисто льдяних хмарах кількість цих часток значно менше і складає приблизно від 0,01 до 1,0 в 1 см3.
Видимість в хмарах залежить від роду часток, їх величини і кількості в одиниці об'єму. У водяних хмарах дальність видимості не перевищує 50 м, а в деяких випадках знижується до 5 м. В льодяних хмарах видимість складає 300-1000 мі більше.
Утворення хмар
Хмари теплової конвекції
Влітку в ясну погоду під дією сонячної радіації відбувається інтенсивний прогрів підстилаючої поверхні. Цей прогрів не однаковий для різних ділянок підстилаючої поверхні. Відкрите поле і пагорби нагріваються сильніше, ніж ліс, річка та ін. В результаті над більш нагрітими ділянками розвиваються висхідні рухи повітря, а над менш нагрітими - низхідні. Таким чином, розвивається термічна конвекція в атмосфері. При конвекції окремі струминки висхідного повітря зливаються разом, і утворюється могутній висхідний потік, який захоплює все більші та більші об'єми повітря.
Внаслідок конвективних рухів в атмосфері утворюються різного роду кучастоподібні хмари (рис. 15), форма яких залежить від інтенсивності конвекції. Інтенсивність розвитку конвекції залежить від ступеня термічної нестійкості атмосфери.
Рис. 15 Утворення конвективних хмар
Якщо під дією радіаційного прогрівання ґрунту в нижніх шарах повітря (нижче за рівень конденсації) збільшується вертикальний температурний градієнт і створюється нестійкий стан атмосфери, а в більш високих шарах зберігається малий або навіть від’ємний вертикальний температурний градієнт (інверсія, ізотермія), то конвективні струми, що розвиваються, не можуть досягти рівня конденсації і хмари не утворюються.
У разі, коли рівень конвекції знаходиться вище за рівень конденсації, утворюються конвективні хмари, вертикальна потужність, яких залежить від перевищення рівня конвекції над рівнем конденсації.
Якщо нестійкий або волого-нестійкий стан атмосфери має місце в порівняно невеликому шарі повітря над рівнем конденсації, а вище за цей рівень розташований затримуючий шар, утворюються купчасті хмари гарної погоди Cu hum (рис. 16а ). За відсутності затримуючого шару купчаста хмара продовжує розвиватися по вертикалі, придбавши більш різкі контури і перетворюючись на потужно-кучеву хмару з куполоподібною верхівкою Cu cong (рис. 16б)
Рис. 16 Утворення купчастих та купчасто-дощових хмар
Якщо вологовміст повітря великий і є сприятливі умови для подальшого розвитку конвекції, то потужно-купчаста хмара швидко росте у вертикальному і горизонтальному напрямах. Коли вона верхньою своєю частиною досягне рівня льодяних ядер, то починається обмерзання її верхівки. Тут хмарні елементи отримують кристалічну структуру.
Зміна структури хмари робить вплив на його зовнішній вигляд. Біле забарвлення хмари темніє і приймає з тіньової сторони свинцевий відтінок. Верхівка отримує розпливчасту волокнисту структуру (рис. 16с).Така хмара називається купчасто-дощовою Cb. Процес вертикального розвитку купчасто-дощової хмари відбувається до тих пір, поки температура повітря, що підіймається, не зрівняється з температурою навколишнього повітря. Особливо різко припиняється зростання Cb, якщо її вершина потрапляє в шар з сильною температурною інверсією.
Слід зазначити, що при великому запасі енергії висхідних струмів купчасто-дощова хмара може проникнути через шар інверсії. На рівні пробитої інверсії залишаються смуги висококупчастих чечевицеподібних хмар. Іноді верхівка Cb, досягнувши шару інверсії, не проникає в нього, а розтікається у вигляді покриву перистоподібних хмар. У такому разі верхівка хмари приймає форму ковадла (рис. 17). При розпаді купчасто-дощових хмар залишки ковадла, що розірвані вітром, візуально схожі на перисті хмари.
Нестійкий стан атмосфери часом спостерігається на висоті більше 2 км, тоді як в нижніх шарах атмосфера стійка. При цьому в середньому ярусі виникають купчастоподібні хмари, висококупчасті пластівцеподібні — Ас floccus (Ас floc) і висококупчасті баштоподібні — Ас castellatus(Ас саst). Вони з'являються частіше за все влітку в ранкові години і за звичай розкидані у вигляді окремих пластівців або баштоподібних виступів, що зростають угору.
Пластівцеподібні і баштоподібні хмари часто є передвісниками грози. Особливо в цьому відношенні характерні Ас саst. Пояснюється це тим, що в денні години в результаті прогрівання нижніх шарів повітря порушується їх стійкість.
Конвективні струмені, що розвиваються далі, досягають рівня хмар середнього ярусу і потрапляють в умови, сприятливі для свого подальшого бурхливого розвитку. Так виникають купчасто-дощові хмари і пов'язані з ними грозові явища. При нестійкому стані атмосфери у верхньому ярусі (вище 6км) можуть утворитися перисто-купчасті хмари.
Рис. 17 Купчасто-дощова хмара з ковадлом
Хвилясті хмари
Утворення хвилястих хмар пов'язане з шаром різкої інверсії. Нижня межа теплого інверсійного шару є як би горизонтальною поверхнею розділу між щільним холодним повітрям і вище розміщеним менш щільним теплим повітрям. На такій поверхні розділу розвиваються хвилі, подібні хвилям на поверхні води. Висота і довжина хвиль залежать від різниці щільності та швидкості руху в повітряних масах. В середньому довжина їх дорівнює декільком сотням метрів, а висота 20-50 м. Повітря, що підіймається в гребенях хвиль адіабатично охолоджується, і тут відбувається конденсація водяної пари. В долинах хвиль повітря опускається і віддаляється від стану насичення (рис.18).
Рис. 18 Утворення хвилястих хмар
Таким чином, в гребенях хвиль утворюються хмари, а в долинах — просвіти голубого неба. При цьому в середньому ярусі утворюються висококупчасті хмари (Ас), а в нижньому ярусі— шарувато-купчасті (Sc).
Аналогічні явища мають місце на фронтальних поверхнях з дуже малим кутом нахилу. Якщо під шаром інверсії хмари існували раніше, то в результаті хвильових рухів в гребенях хвиль вони ущільнюються, а в долинах хвиль тануть або стають менш щільними.
У тому випадку, коли нижня межа інверсії розділяє два потоки повітря, направлені один до одного під деяким кутом, виникають системи хвиль, розташовані в двох напрямах. В результаті взаємодії цих систем порушується правильність хвиль, а хмари розбиваються на окремі пластини (або гальки), розташовані поряд або в шаховому порядку.
При обтіканні повітрям великих підвищень, що межуються з долинами, в атмосфері утворюються вимушені хвильові рухи. Якщо на деякій висоті є шар, інверсії, то над підвищеннями він підводиться. За наявності сприятливих умов вологості під інверсійним шаром утворюються тонкі хмари, витягнуті у вигляді чечевиці (чечевицеподібні).
Чечевицеподібні хмари (Ас lent)часто спостерігаються в гірських місцях. Розташовуються вони залежно від висоти інверсійного шару в різних ярусах (переважно в середньому ярусі). Іноді такі хмари на горах мають вид нерухомого вимпела, мов прикріпленого до вершини. Насправді така хмара в передній своїй частині безперервно розпадається, а в тиловій поповнюється все новими порціями водяної пари.
Шарові хмари
Шарові хмари, як і хвилясті, утворюються під шаром інверсії в результаті турбулентних рухів. На відміну від хвилястих вони виникають при дуже низькому рівні конденсації. Вертикальна потужність їх досягає декількох сотень метрів. Нижня основа шаруватих хмар знаходиться на висоті 300 - 600 мі має вид одноманітного сірого шару. При великій відносній вологості повітря ці хмари закривають підвищення і переходять в туман.
Верхня межа шаруватих хмар має хвилясту форму. В цьому можна переконатися під час польоту над хмарами. Іноді над верхньою межею шарових хмар виявляються відбитки рельєфу місцевості.
При тихій стійкій погоді шаруваті хмари утворюються в результаті радіаційного випромінювання шару повітря з великим змістом водяної пари і пилу. Вони розташовуються звичайно під шаром інверсії, де створюються найсприятливіші умови для скупчення водяної пари і пилу. Процес утворення цих хмар протікає спокійно, внаслідок чого вони набувають вигляд суцільного шару, що покриває все небо. Такі хмари утворюються частіше всього в холодну пору року, вночі або під ранок. Вдень під впливом радіаційного прогрівання вони тануть.
Шаруваті хмари іноді можуть виникати в результаті змішування двох мас повітря, близьких до стану насичення і мають різну температуру. Так як змішування, що відбувається на межі двох шарів повітря, як правило, не охоплює велику товщу, то хмари, які утворюються при цьому не досягають значної вертикальної потужності.
В літній час шаруваті хмари можуть виникати після сходу Сонця. Утворення їх пов’язано з підведеним туманом. В ранні години, після сходу Сонця, розвиваються турбулентні рухи, і поземний туман, що утворився вночі, поступово підводиться. Якщо при цьому на невеликій висоті зберігається шар інверсії, то під ним туман затримується і представляє собою шаруваті хмари. Вертикальна потужність таких хмар дуже мала - лише декілька десятків метрів. Ці хмари не існують довго. При нагріванні повітря інверсія руйнується і вони розриваються. З розвитком конвекції шаруваті хмари перетворюються на купчасті.
Фронтальні хмарні системи
Великі хмарні системи, що покривають небо на площі сотень, іноді декількох тисяч кілометрів, пов'язані з поверхнями розділу між теплими і холодними повітряними масами, тобто атмосферними фронтами. Фронтальні хмари утворюютьсяв результаті висхідних рухів теплого повітря по клину холодного повітря.
У разі теплого фронту тепле повітря спокійно підіймається уздовж фронтальної поверхні, витісняючи вгору вище розміщені шари. Внаслідок адіабатичного охолоджування теплого повітря, що підіймається, над поверхнею розділу утворюється ціла система хмар, що є в розрізі вузьким і довгим клином, направленим вістрям у бік руху (мал. 19). Нижня межа такої хмарної системи співпадає з поверхнею розділу. Верхня межа майже горизонтальна і розташована зазвичай вище рівня льодяних ядер. Ширина хмарної системи вимірюється сотнями кілометрів, а довжина може досягати декількох тисяч кілометрів. Найбільша вертикальна потужність хмарності спостерігається поблизу лінії фронту. Тут основа хмар співпадає з рівнем конденсації і знаходиться за звичай на висоті декількох сотень метрів від землі, а
Рис. 19 Хмарність теплого фронту
верхівка досягає рівня льодяних ядер або шару замерзання. Ця частина хмарної системи, що займає зону шириною 300 - 400 кмперед фронтом, і є шарувато-дощові хмари (Ns), з яких випадають обложні опади. У бік холодного повітря висота основи хмар збільшується, а вертикальна потужність їх зменшується і хмари переходять у високошаруваті (Аs). Шар Аs починається приблизно на відстані 600 кмперед фронтом. Між Ns і Аs хмарами різкої межі не існує, перехід одного роду хмар в іншій скоюється поступово. З Аs хмар в зимовий час випадають опади у вигляді снігу. В літній час ці опади випаровуються, не доходячи до земної поверхні. При подальшому віддаленні від лінії фронту хмарна система переходить в хмари верхнього ярусу, що складаються з льодяних кристалів, тобто в перисто-шаруваті хмари (Сs). Розташовуються вони на деякій висоті над фронтальною поверхнею. Їх утворення пов'язане з витісненням догори більш високих шарів повітря, яке викликане висхідним рухом теплого повітря по фронтальній поверхні.
Перисто-шарові хмари в передній частині хмарного клину переходять в перисті гачкоподібні хмари (Ci unc). Таким чином, з наближенням теплого фронту на відстані 800 – 900 кмз'являються перисті гачкоподібні хмари (Сi unc), які поступово переходять в Сs. На відстані 600 кмвід фронту спостерігаються Аs хмари, далі слідують Ns.
Інша система хмарності спостерігається у разі холодного фронту. Холодне повітря клином підтікає під тепле повітря, вимушуючи його підійматися вгору по поверхні розділу. Рухаючись, фронтальна поверхня зазнає тертя об земну поверхню, і нижня її частина відстає від верхньої. В результаті цього поверхня холодного фронту в нижній частині має крутий нахил, а у верхній частині нахил приймає нормальне положення.
Розрізняють два типи холодних фронтів: холодний фронт першого роду і холодний фронт другого роду. Головна причина відмінності цих чинників - різний ступінь нестійкості та вологовмісту теплого повітря. Додатковою причиною може бути і швидкість зсуву фронту.
Холодний фронт першого роду характеризується спокійним висхідним ковзанням теплого повітря по фронтальній поверхні до значних висот. Хмарна система такого фронту аналогічна системі хмар теплого фронту, але проходить вона у зворотному порядку (рис. 20). Перед самою лінією
Рис. 20 Хмарність холодного фронту першого роду
фронту в результаті великої крутизни фронтальної поверхні виникають бурхливі висхідні рухи повітря. Внаслідок цього передня частина системи хмар холодного фронту першого роду складається з купчасто-дощових хмар, що супроводжуються грозами і шквалами. За лінією фронту хмарна система переходить в Ns, потім по мірі віддалення від фронту в Аs і Сs. Особливість холодного фронту другого роду полягає в тому, що висхідне ковзання повітря уздовж фронтальної поверхні розповсюджується до висоти 2 - 3 км. Вище за цей рівень відбувається низхідний рух теплого повітря (рис. 21). Підйом повітря відбувається тут у вузькій смузі, поблизу лінії
Рис. 21 Хмарність холодного фронту другого роду
фронту. Тому хмарна система холодного фронту другого роду представляє собою порівняно вузьку смугу. Стрілки на рис. 19, 20, 21 показують рух повітря фронту, що відносно переміщається. На лінії фронту утворюються купчасто-дощові хмари, розтягнуті потужнім валом на сотні кілометрів. Верхня частина Cb захоплюється загальним потоком теплого повітря і витягується на велику відстань перед фронтом у вигляді перисто-шаруватих і перисто-купчастих хмар. В середньому ярусі утворюється покрив висококупчастих хмар, які під впливом низхідних потоків попереду хмарної системи розриваються на окремі чечевицеподібні хмари (Ас lent). Ці хмари є передвісниками наближення холодного фронту другого роду.
Перед лінією фронту хмарний вал переходить в Sс ор і Ас ор, що закінчуються різкою межею на невеликій відстані від лінії фронту.
Слід зазначити, що при малій вертикальній потужності холодної маси і низької відносній вологості теплого повітря холодний фронт другого роду нерідко характеризується розмитою хмарною системою, а іноді абсолютною відсутністю хмар.
