Mikrofyzika oblaků

Na stránce mikrofyzika oblaků jsou komplexně vyloženy základní pojmy a objasněny procesy v pod oboru fyzika oblaků a srážek. Procesy, které jsou důležité pro tvorbu oblačných a srážkových částic, jejich tvorbu, růst, naopak rozpad a další chování. Pojednáno jde dále o vlastnostech oblačných a srážkových částic, o jejich velikosti, o tvaru a dalších. Též je zde probráno složení oblaků, struktura ledových krystalků  jejich druhy či pádová rychlost různých částic. Této problematice je věnována větší pozornost. Dále jsou vyloženy další mikrofyzikální procesy v oblacích a to ve vodních i ledových a smíšených oblacích. zejména jde o pojmy nukleace, kondenzace, výpar, difuze, koalescence či koagulace, tříštění vodních kapek, sublimace a depozice či další. Zvláště je v závěru pojednáno o vývoji krup a jejich základních charakteristikách.

V případě výkladu tématu mikrofyzika oblaků se předpokládá od čtenáře základní znalost z oboru meteorologie. Zejména znalosti týkajících se oblaků, atmosférických srážek a základních fyzikálních pojmů. Nastudovat si tyto základy může každý na dalších našich stránkách s teoretickými informacemi. Další text se bude i mírně do hloubky zabývat výše uvedenými tématy – především je tedy určen pro milovníky tématiky. Mikrofyzika oblaků je tematika spadající pod odvětví fyziky oblaků a srážek a je poměrně rozsáhlá. V textu této stránky jsou uvedeny základní informace a pokud možno pouze základní matematické vztahy. Všechna témata odvětví zvaného souhrnně mikrofyzika oblaků pojednávají o oblacích a atmosférických srážkách různého druhu.

Doporučujeme stránky: Oblaky, Atmosférické srážky, Vlhkost vzduchu, Dynamika atmosféry nebo Termodynamika atmosféry. Samozřejmě ale i další z nabídky o meteorologii.

Témata stránky: Mikrofyzika oblaků

Témata stránky: Pojem mikrofyzika oblaků a srážek, oblačné a srážkové částice, vodní kapky, ledové krystalky, charakteristiky krup, pádová rychlost částic, mikrofyzika oblaků, nukleace částic, koalescence a koagulace, kondenzace, depozice, sublimace, tání.

Anglické názvy: Cloud mikrophysics (mikrofyzika oblaků), cloud particle (oblačná částice), precipitation particle (srážková částice), fall velocity (pádová rychlost). Nucleation (nukleace), coalescence/coagulation (koalescence/koagulace), evaporation (výpar), melting (tání), freezing (mrznutí), sublimation (sublimace), deposition (depozice). Condensation (kondenzace), condensation core (kondenzační jádro), ice crystal (ledový krystal), hail (kroupa), snowflake (sněhová vločka). Supercooled water (přechlazená voda), water droplet breakage (tříštění vodních kapek), diffusion growth (difuzní růst), collision efficiency (kolizní účinnost).

OBSAH STRÁNKY MIKROFYZIKA OBLAKŮ

• Mikrofyzika oblaků a srážkových částic – úvod do problematiky
• Oblačné a srážkové částice – definice a druhy
• Velikost kapek
• Tvar a koncentrace ledových částic
• Charakteristiky sněhových vloček a krup
• Pádová rychlost částic – vzorce pro výpočet
• Mikrofyzika částic
• Nukleace – pojem, definice
• Sublimace a depozice ledu
• Agregace a zachytávání kapek
• Další charakteristiky krup
• Produkce a chování krup v oblaku

---

MIKROFYZIKA OBLAKŮ: ZÁKLADY MIKROFYZIKÁLNÍCH PROCESŮ, ZÁKLADNÍ POJMY

Úkolem problematiky mikrofyzika oblaků je oblast fyziky oblaků a srážek zabývající se hlavně jejich vznikem, změnami, růstem či zánikem a tedy rozpadem. Řeč je o různých částicích, od oblačných přes dešťové kapky až po pevné srážky v podobě krup. Procesy mikrofyziky mají určité rozměry, které odpovídají rozměrům různých částic. V případě popisu těchto je možné používat i zjednodušující matematické modely. Ty postihují chování souboru částic a to v oblasti přesahující rozměry takových částic. Obecně se používá souhrnný název pro veškeré druhy, ze kterých je složen oblak nebo které vypadávají z oblaků . Jde o název částice (např. oblačná) nebo element. Ve výkladu bude kladen důraz na procesy, vedoucí k vývoji a růstu těchto částic a případně jejich dalšímu chování.

Existuje souvislost mezi polem proudění vzduchu v oblaku a mikrofyzikálními procesy. Tyto ovlivňují rychlost a trvání a trvání mikrofyzikálních procesů. Toto je základem dynamiky oblaků s aplikací principů dynamiky kapalin na vývoj oblaků. V historii došlo k definici problému v podobě interakce mikrofyzikálních a dynamických procesů v oblacích. Tento problém je řešen i v dnešní době. V dalších kapitolách vykládáme podrobněji témata týkající se oblasti mikrofyziky oblaků.

Oblačné částice

Částice tvořící oblaky, tj. jde o vodní kapky a ledové částice různého druhu. Podle toho rozlišujeme vodní oblaky, které tvoří jen kapky, dále oblaky ledové tvořené jen pevnými částicemi a smíšené oblaky. Ledové částice mají různé druhy a v oblacích se vyskytují v podobě ledových krystalků, malých krupek, sněhových vloček či velkých krup. U těchto částic se rozlišují různé vlastnosti, například rozměr, tvar nebo koncentrace.

Oblačnými částicemi jsou vodní kapky a ledové částice malých velikostí, které mohou být unášeny prouděním v oblaku a možností zanedbání pádové rychlosti vůči rychlosti proudění vzduchu. Též se nazývají jako oblačná voda či oblačný led.

Srážkové částice

Jsou částice nebo-li elementy, které vypadávají z oblaků směrem k zemskému povrchu. Jde stejně jako u oblačných částic o kapalné nebo pevné částice v podobě vodních kapek a ledových částic různých podob.

Srážkové částice jsou tedy vodní kapky a ledové částice větších rozměrů, u kterých nelze zanedbat pádovou rychlost. Označují se obecně jako srážková voda nebo srážkový led.

Vznik a vývoj oblačných i srážkových částic provází mnoho mikrofyzikálních procesů, na jejichž přehled a popis je tato stránka zaměřena. Srážkové částice se vyskytují na povrchu, resp. padají na povrch z oblaků. Oblačné částice se vyskytují převážně ve větších výškách, v oblacích. Pokud připustíme, že mlha je oblakem u zemského povrchu, což potvrzuje teorie, tak se mohou oblačné částice v podobě vodních kapek vyskytnout i u povrchu.

Mikrofyzika oblaků: Vlastnosti oblačných a srážkových částic

Mezi základní vlastnosti částic patří spektrum jejich velikosti. To lze dělit podle druhu částic, tedy zda jde o oblačné částice nebo srážkové částice. Další důležitou vlastností je tvar a koncentrace u ledových krystalků, které mohou nabývat různých tvarů. V dalších odstavcích se budeme zabývat také vlastnostmi krup a zejména pádovou rychlostí částic podle druhu. Růst zárodečných kapek se odehrává zejména difuzí vodní páry a společným shlukováním při srážkách do velikosti oblačných kapek s určitou řádovou velikostí. Jde o velikost o poloměru asi 10¹ až 10² μm.

Kapky o poloměru > 0.1mm (10²μm) se převážně považují za oblačné, větší pak za srážkové.

Poloměry typických částic v atmosféře:

• Kondenzační jádro (0.1μm)
• Oblačná kapka (10μm)
• Velká oblačná kapka (50μm)
• Dešťová kapka (1 000μm)

Definice kapky mrholení

Jako kapky mrholení se označují ty kapky, které mají poloměr do 0.25mm, větší pak jako dešťové kapky. Velké srážkové kapky mají zploštělý tvar, pro jejich velikost se uvádí ekvivalentní poloměr. Ten odpovídá poloměru koule o shodném objemu jako nesférická kapka. Ledové částice mají většinou nesférický tvar. Ekvivalentní velikost ledových částic, které mají také druhy oblačný led a srážkový led, 0.1mm je považována za přechodovou. A to mezi oblačným a srážkovým ledem.

Ledové částice

Ledové srážkové částice dopadající na zemský povrch:

• Sníh
• Sněhová zrna
• Sledové krupky
• Ledové krupky
• Zmrzlý déšť
• Ledové jehličky
• Kroupy

Tyto jsou jako druhy srážek popsány z hlediska vzhledu a procesu vzniku na stránce Atmosférické srážky.

Velikost oblačných kapek

Oblačné kapky jsou kapky o průměru pod 100μm. Tato hodnota průměru vychází z pádové rychlosti částic (viz dále). Pádová rychlost je funkcí velikosti kapek. Střední průměr oblačných kapek má velikost 10-20μm. Zejména v mlhách a vrstevnaté oblačnosti v minulosti proběhlo mnoho měření mikrofyzikálních parametrů a nejvíce měření bylo provedeno v nesrážkové oblačnosti druhu Cumulus prostřednictvím letadel. Spektra velikosti kapek jsou rozličná.

Větší koncentrace kapek se vyskytují v užších spektrech oblaků nad kontinenty. Maritimní oblasti vykazují nižší koncentrace a širší spektra kapek. Mnoho měření dokazuje velkou proměnlivost spekter dle druhu oblaku, jeho stádiu vývoje i dalších faktorech.

Pro vyjádření spektra oblačných kapek se často používá Chrgianovo-Mazinovo rozdělení s využitím rozdělení gama v následujícím tvaru.

Chrgianovo-Mazinovo rozdělení

n_R (R) = AR² exp(-BR)

Vysvětlivky: R = poloměr kapky, n_R(R) je objemová koncentrace kapek o poloměru v intervalu (R, R + dR). Přes A a B je možné vyjádřit prostřednictvím celkové velikosti kapek, jejich středního poloměru či pomocí celkového vodního obsahu. Neurčitý integrál n_R.

Kapalný oblak je jen řídký aerosol. Co se týče otázky vzdálenosti mezi kapkami v oblaku, tak vlivem turbulence v oblaku jsou v něm kapky rozloženy nerovnoměrně . Vzdálenost kapek od sebe je v čase značně proměnlivá. Je možný odhad střední vzdálenosti podle odhadu počtu kapek a vodního obsahu v oblaku.

Velikost dešťových kapek

V minulosti proběhla řada měření velikosti i počtu kapek a to prostřednictvím několika měřících technik v různých oblastech. výsledkem je rozdělení četnosti dešťových kapek s počtem kapek v určitém intervalu velikostí. Jde o spektrum velikosti dešťových kapek. Tvar kapek s rostoucí velikostí přestává být sférický a to zejména vlivem aerodynamického odporu vzduchu. Dále hrají při tomto procesu roli i další faktory, příkladem je vnitřní cirkulace vody v kapce. Uvádí se tedy co se týče velikosti kapky ekvivalentní poloměr či průměr, odpovídající velikosti sféry o objemu nesférické kapky.

Kulové kapky se udržují většinou při průměru ≤ 280μm. A kapky o ekvivalentním průměru větším než přibližně 10mm jsou hydrodynamicky nestabilní a dochází k jejich tříštění na menší kapky.

Větší kapky se při pádu atmosférou deformují a tvar kapek se blíží tvaru zploštělého sféroidu. Více o deformacích a tříštění v kapitole o pádové rychlosti kapek. Nejčastějším vyjádřením spektra velikosti kapek je Marshallovo-Palmerovo rozdělení.

Marshallovo-Palmerovo rozdělení

n_D (D) = N₀ exp(-ΛD)

Autoři výše uvedeného rozdělení odvodili hodnoty parametrů N₀ = 8 000m^-3mm^-1 a Λ = 4.1I_R^-0.21mm-1. Parametry rozdělení je možné vyjádřit též pomocí momentů rozdělení. Studie ukázali, že parametr rozdělení N₀ není zcela konstantní. Závisí na intenzitě srážek a tato závislost se podle autorů liší.

Mikrofyzika oblaků: Tvar a koncentrace ledových krystalů

Se zápornou teplotou postupně narůstá výskyt ledových krystalků v oblaku. Ale záporná teplota není rozhodně jistotou jejich výskytu. Ani vysoce záporná teplota není jistotou, že se v oblaku nebude vyskytovat voda. A to přechlazená voda, která se tam vyskytuje i při teplotách pod -30°C. Některá měření prokázala výskyt přechlazené vody i při teplotě -42°C. Se snižující se teplotou narůstá pravděpodobnost výskytu ledových krystalků v oblaku. A při teplotě kolem -20°C obsahuje již jen cca 10% oblaků jen přechlazenou vodu.

Druhy ledových krystalků:

• Jehličky
• Sloupky
• Destičky
• Projektily
• Pyramidy
• Sektorové destičky
• Hvězdice
• Dendrity (tzv. sněhové vločky)

Krystalky různých druhů vznikají při běžném atmosférickém tlaku a teplotě vzduchu od 0 do -80°C. Vznikají z vodní páry nebo z vody. Tvarem odpovídají šesterečné krystalografické soustavě – hexagonální hranolek o dvou základnách a šesti bočních stěnách. V šesterečné symetrii jsou tvary ledových krystalků různorodé. Výše jsou uvedeny základní formy krystalků. V případě, že převáží růstová rychlost základny krystalku, tak vznikají sloupky nebo jehličky. V případě vyšší růstové rychlosti boků vzniknou destičky. Dendrity se objevují dosti často, též se nazývají hvězdice. Rychlost růstu základny a boků krystalků se mění v závislosti na změně teploty a přesycení vodní páry vůči ledu. V případě vysokého přesycení vůči ledu dochází k přechodu krystalky v případě poklesu teploty z tvaru destiček k jehlicím či sloupkům, dále k sektorovým destičkám a dendritům. dále se poté vrací k sektorovým destičkám až sloupkům.

Typické velikosti krystalů

V případě destiček popisujeme velikost prostřednictvím průměru a tloušťky takového krystalu. V případě sloupků jde o jeho délku a šířku. Typickou velikostí je v případě délky sloupků a průměru destiček 2μm až 2mm. Tloušťka destiček se pohybuje od 10 do 60μm, šířka sloupků pak od 10 do 200μm. Šírka jehliček od 10 do 150μm. Maximální rozměry krystalků dosahují jednotek milimetrů. Při zvětšení rozměrů krystalků se snižuje jejich hustota. Co se týče koncentrace krystalků v oblaku, tak nedochází se snižující se teplotou k plynulému nárůstu výskytu krystalků v takovém oblaku. Prokázán byl při konkrétní teplotě náhlý nárůst krystalků, tzv. rychlý přechod na ledovou fázi obsahu.

Podle měření ve vrcholové části oblaků, není možné při teplotách -4 až -25°C najít zřetelnou závislost koncentrace krystalků na teplotě. Koncentrace v tomto teplotním rozpětí dosahují hodnot až 10⁴ krystalků v litru vzduchu oblaku.

Krystalky ve velkých výškách s výskytem oblaků vysokého patra při typických hodnotách teploty -25 až -60°C mají tvar projektilů = sloupky se špicí na jednom konci), dále krátkých sloupků s dutinami, silných destiček, srostlých projektilů do růžic a podobně. Tyto tvary prokázaly mnohé odběry krystalků v těchto výškách. Koncentrace se tam pohybují od 50 do 500 krystalků v litru vzduchu, maximální rozměry 100 až 300μm v případě silných destiček a sloupků a 200 až 800μm pro krystalky podoby projektilů a růžic. V případě krystalků v podobě agregátů jde o rozměry 400 až 1 500μm.

Velikost sněhových vloček

Sněhové vločky lze definovat jako nepravidelné shluky ledových krystalků. Jsou nejčetněji zastoupeny ve sněhových srážkách oproti jednotlivých ledovým krystalkům

Největší pravděpodobnost shluku, tedy agregace, krystalků je při teplotě v blízkosti bodu mrazu. Proto se při této teplotě velmi často setkáváme se sněhovými vločkami velkých rozměrů. Dalším maximem shlukování padajících ledových krystalků je teplota okolo -15°C, do této teploty míra shlukování klesá. Velikost vloček je závislá také na tvaru krystalku, který je v ní obsažen. Typické rozměry vloček se pohybují až na 15mm, průměrně je to 2-5mm. Složení sněhové vločky je rozmanité a tato obsahuje i několik desítek druhů krystalků.

Závislost parametrů exponenciálního rozdělení: Λ = 2.55 x 10³I_R^-0.48, N₀ = 3.8 x 10³I_R^-0.87. V tomto vztahu je I_R intenzita sněhových srážek udávaná v mm za hodinu. Toto platí podle výše uvedeného odvození rozdělení Mashall-Palmer pro vodní kapky. Podle odvození Sekhona a Srivastava jde o určení nových parametrů výše uvedených veličin. Λ = 2.29 x 10³I_R^-0.45, N₀ = 2.5 x 10³I_R^-0.94. Velikost spektra sněhových vloček je velmi nejistá, neboť zde vstupuje mnoho faktorů a tedy závislostí na jejich velikost, hustotu a zřejmě i tvar krystalků, tvořících sněhovou vločku. Obecně se vyskytuje velká proměnlivost závislosti veličin rozdělení na intenzitě daných srážek.

Mikrofyzika oblaků: Charakteristiky krup

Kulové či kuželovité částice ledu nebo částice ledu s nepravidelnými tvary. To je stručná charakteristika krup, jejichž typický průměr činí 5mm a více. Maximálně dosahují velikostí v řádu centimetrů s velkými rychlostmi pádu (viz dále). Vznik krup je možný pouze v oblacích druhu Cumulonimbus s vertikálně dostatečným vývojem. Vývoj krup začíná vznikem zárodku kroupy v podobě velké zmrzlé kapky, ledové krupky nebo obecně ledového krystalku.

Zárodkem kroupy je útvar o velikosti asi 10^-1mm a většinou se vyskytuje uprostřed kroupy, ukázala analýza řezů kroupami.

Kroupa roste následným namrzáním a zachycováním přechlazených vodních kapek na povrchu vzniklé kroupy, která se neustále pohybuje v oblaku v rotační podobě. Obíhá oblakem tedy zdola nahoru.

Pádová rychlost částic

Důležitou součástí tématiky mikrofyzika oblaků a obecně ve fyzice oblaků a srážek je pádová rychlosti částic všeho druhu. Tato je detailně a četně zkoumána. Rychlost je terminální čili konečná. Rozdílem je okamžitá rychlost, kdy se dané částice touto pohybuje od začátku pohybu a tedy od klidové polohy do terminální rychlosti pádu. Velká pozornost je v oboru této pádové rychlosti věnována a to z důvodu nutnosti její znalosti při studiu koalescenčního růstu kapek. V dalších pod kapitolách je podrobněji probrána pádová rychlost jednotlivých skupin oblačných a srážkových částic. Nejvíce měření pádových rychlostí se provedlo u vodních kapek, v případě velkých kapek je nutné počítat s jejich koalescenčním růstem. Studie se zaměřovali i na pádovou rychlost ledových krystalků, kde je nutné počítat s více faktory majícími vliv na jejich pádovou rychlost. Jde zejména o rozličné tvary krystalků. Složitost je značná zejména u krup, které mají proměnlivý růst i putování oblakem.

Pádová rychlost kapek

Velmi četně se studuje pádová rychlost typických průměrných vodních kapek. Odvozeno bylo pro výpočet této mnoho vzorců. A to v rámci tří základních fyzikálních režimů, uplatňujících se z pohledu velikosti kapek.

Pádová rychlost kapek závisí hlavně na hmotnosti a tvaru kapky. Z hlediska ostatních meteorologických prvků pak dosti na teplotě a tlaku vzduchu v jejím okolí.

V případě malých kapek s kulovým tvarem a nízkou hodnotou Reynoldsova čísla (viz dále). Jejich pádová rychlost spadá do Stokesova zákona (viz dále).

Reynoldsovo číslo

N_Re = 2ρvR/μ_a

Stokesův zákon

Síla odporu, jíž působí vazké prostředí na pohybující se na menší sférickou částici (v tomto případě malou kapku). Používá se tedy zejména při určení pohybu malých kapek ve vzduchu.

v = v_s = 2R²g (ρ_w – ρ)/9μa ≅ 2R²gρ_w/9μa

Pádová rychlost kapek se dělí do tří režimů podle Bearda. Odpovídají jím intervaly velikosti kapek, kdy na hranicích režimů na sebe vyjádření pro pádovou rychlost volně navazují.

První režim – nejmenší kapky

Jde o vodní kapky o poloměru 0.5μm < R < 10μm, Reynoldsovo číslo 10⁶ < N_Re < 10^-2. Neuplatňuje se zde spojitost prostředí padající kapky. Zde se tedy zavádí korekce s větší důležitostí v případě střední volné dráhy molekul vzduchu. Větší významnosti nabývá tedy ve vyšších výškách.

Pádová rychlost prvního režimu

v = (1+1.26λ_a/R) vs

V rovnici je vs Stokesovým zákonem. λ_a je střední volná dráha molekul vzduchu dle výše uvedeného.

Druhý režim – větší kapky

V tomto případě se jedná o kapky velikostí 10µm < R < 535µm a Reynoldsovo číslo 10^-2 < N_Re < 3 x 10². Uplatňuje se zde Bestovo číslo (N_Be), které je funkcí Reynoldsova čísla.

Bestovo číslo

N_Be≡ C_DN²_Re

K určení pádové rychlosti kapek v tomto režimu je třeba nejprve určit Reynoldsovo číslo. Poté se stanoví pádová rychlost dle vztahu pro Reynoldsovo číslo (viz výše).

Třetí režim – velké kapky

Obsahuje kapky o velikostech 535µm < R < 3.5µm a o Reynoldsově čísle 3 x 10² < N_Re < 4 x 10³. V tomto režimu při dané velikosti kapek již nejsou kapky sférického tvaru. R označuje ekvivalentní kubický poloměr kapky. Pádová rychlost takové kapky se odvíjí od deformace, jež je funkcí hustoty vzduchu, vody a povrchového napětí. Tyto veličiny se s výškou mění. Deformace kapky může být popsána jen podle zjištění pádové rychlosti takové kapky. Rychlost je tedy třeba změřit.

Používají se proto časté experimentální hodnoty pádové rychlosti kapek podle studie Gunna a Kinzera. Jde o hodnoty podle standardních podmínek atmosféry pro hladinu moře, tedy s konkrétními hodnotami teploty a tlaku. Například pro ekvivalentní kubický průměr kapky 0.5mm je její pádová rychlost 2.06m/s, v případě kapky o průměru 5mm jde o rychlost pádu 9.09m/s. Pádovou rychlost je možné vypočítat podle zjednodušených verzí vztahů, dále uvádíme příklad pro kapky o poloměru do 30µm.

Stokesův zákon – zjednodušená verze

v = v_s = 2R²gρ_w/9µ_a = K₁R². K₁ = 1.19 x 10⁸m/s

Pádová rychlost krystalů

Tato velmi silně závisí na typu ledové částice, které jsou rozmanité. Dále závisí na velikosti a tvaru částice, které mohou být také značně různé. Určit univerzální závislost pádové rychlosti na jejich velikosti je téměř nemožné. Při pádu částice nesférický tvar této částice značně ovlivňuje proudění vzduchu a obtékání částice jím. Dále ovlivňuje tvar trajektorie a tedy i hodnotu pádové rychlosti. Ze zjištění vyplývá, že při vyšší významnosti dendritů destičkového tvaru je nižší pádová rychlost krystalu při určitém maximálním rozměru.

Hodnota pádové rychlosti pro ledové částice se stanovuje podle vztahu Reynoldsova čísla (viz výše). V případě sněhových vloček jde též o nesymetrii. Jde o tzv. shluky ledových krystalů s několika druhy sekundárního pohybu. Jde o:

• Spirální pohyb
• Oscilace
• Rotace

Pádová rychlost vloček a krup

Co se týče změny pádové rychlosti sněhové vločky při jejím tání, tak ta se do určité míry roztátí vločky mění jen minimálně. Pokud roztaje asi 50% vločky, začne se měnit významněji a více se blíží pádové rychlosti kapky o srovnatelné hmotnosti. Vyplývá to ze studie stanovení pádových rychlostí, prováděných v aerodynamickém tunelu. V případě přirozených krystalků je možno experimentálně určit pádovou rychlost pouze při teplotě a tlaku vzduchu v daném místě, kde určení provádíme. Pádová rychlost takových krystalků významně závisí na jejich ozrnění vodními kapkami, v případě sněhových vloček na počtu a typu krystalků, ze kterých je vločka složena.

Různá oblačnost vykazuje různé vztahy velikosti a hmotnosti částic určitého druhu. Mění se i během vývoje daného oblaku. Je zřejmé, že v důsledku tohoto faktu se může měnit i pádová rychlost takových částic. Vedle stojí pádová rychlost krup, která je významná. Kroupy jsou nejtěžší částice, které mohou z oblaků vypadávat. Podrobné sledování charakteristik při pádu krup není ani možné. Pro studie byly pozorovány jen modely krup tyto simulující. Při pádu kroupy činí sekundární pohyby v podobě různých rotací či oscilací kolem jedné osy kroupy. Nepravidelné pohyby vyvolává tvar a nesymetrie složení kroupy či dalšími prvky. Vedle nesymetrie struktury kroupy mohou mít vliv na její chování též ledové výběžky.

Výpočet pádové rychlosti krup

Této problematice se věnovalo v minulosti mnoho odborníků, kteří určili pádové rychlosti krup a to od malých krupek až po velké kroupy. Při tlaku 800hPa a teplotě 0°C platí pro pádové rychlosti krup a velkých krupek vztah.

Pádová rychlost krup a krupek

u_krup≈ 9D^0,8

Jde o vztah pro střední průměr krup od 0.1cm do 8cm. Bylo zjištěno, že velké kroupy mohou dosáhnout pádové rychlosti až 45m/s. Shodné rychlosti musejí existovat i u kompenzačních výstupných pohybů vzduchu v bouři.

Mikrofyzika oblaků: Mikrofyzikální procesy částic

Existují dvě základní skupiny těchto procesů:

1. Procesy při fázových přechodech vody
2. Procesy při dějích bez vztahu k fázovým přechodům vody

První skupina se vztahuje k fázovým přechodům vody, tedy k přechodům mezi kapalným, plynným a pevným skupenstvím vody. Zde odkážeme na informace na stránce Termodynamika atmosféry a také na stránce Vlhkost vzduchu. Mezi procesy této skupiny ve spojení s fázovými přechody vody patří zejména následující.

• Nukleace na kondenzačních jádrech
• Nukleace na ledových jádrech
• Kondenzační růst
• Růst krystalů depozicí a zánik sublimací
• Vznik ledových částic mrznutím

Druhá skupina obsahuje mikrofyzikální procesy bez vztahu k výše uvedeným fázovým přechodům vody. Současně se při těchto procesech mění počet a velikost částic v oblaku. Vodní kapky a ledové částice různých hmotností a tvarů se v oblaku pohybují různým způsobem. Proto se společně srážejí nebo spojují. S tím souvisí druhy mikrofyzikálních procesů oblačných a srážkových elementů této skupiny.

• Koalescence a koalescenční růst
• Koagulace
• Růst zachycováním
• Ozrnění ledových krystalů
• Agregace krystalů
• Tříštění kapek nebo krystalů

Mikrofyzika oblaků: Mikrofyzikální procesy ve vodních oblacích

Mnoho těchto procesů je odpovědných za vývoj srážkových částic v oblačnosti. Tyto procesy na sebe buď navazují nebo probíhají současně. Následně je rozdělena problematika na mikrofyzikální procesy kapalných a ledových oblaků. Objasněn bude pojem nukleace kapek v oblacích, dále kondenzace, růstové procesy kapek a jejich druhy, růst koalescencí. Zmínka bude také o tříštění kapek a podmínkách pro tento proces. Čistě vodními či též kapalnými oblaky jsou oblaky obsahující pouze vodní kapičky. Jde o oblaky nízkého patra, druhu Stratus, Cumulus humilis  Stratocumulus. Ostatní oblaky jsou smíšené nebo ledové, o jejich mikrofyzice bude řeč následně.

Nukleace kapek

V případě výstupu vzduchu (vzestupné pohyby) jak je známo dochází při adiabatické expanzi (viz výše) k jeho ochlazování a k nárůstu jeho relativní vlhkosti. V určité výšce dosahuje napětí vodní páry (viz výše) dosáhnout vyšší hodnoty než činí hodnota napětí nasycené páry při určité teplotě = vzduch je vůči vodě přesycen (viz stránka Termodynamika atmosféry).

Nukleace kapek

Proces, kdy zárodečné vodní kapky vznikají z vodní páry při určité teplotě a přesycení. Podle procesu vzniku kapek se rozlišují jednotlivé druhy nukleace

Homogenní nukleace nastává v případě, kdy tyto zárodečné kapky vznikají v čisté atmosféře jen z vodní páry v podobě náhodných kolizí molekul nebo jejich shluků. Potřebná jsou vysoká přesycení vzduchu, ke kterým v reálné atmosféře ovšem nemůže dojít. Proto se v reálné atmosféře uplatňuje jen heterogenní nukleace vody, při níž dochází ke vzniku kapek na kondenzačních jádrech. Těmi jsou různé aerosoly v atmosféře v podobě mikroskopických částic, například prachových. Heterogenní nukleací vznikající zárodečné kapky jsou začátkem celého procesu, při němž se mohou vyvinout srážkové kapky.

Podmínky růstu nukleací

Musejí být splněny určité podmínky, aby kapky vody dosáhla stability a dále narůstala při vhodných podmínkách v okolí. Stabilita zárodečné kapky bude zajištěna v případě, kdy její velikost překročí určitou hodnotu. Tuto hodnotu nazýváme jako kritickou. Pouze kapky kritické hodnoty a větší dále narůstají. U menších kapek dochází k zániku, dojde k jejich vypařování. V případě homogenní nukleace když zachytí kapka o kritické velikosti další molekuly vody, tak roste a dosahuje nadkritické velikosti. Při přesycení dále roste a rychlost této nukleace závisí na rychlosti vzniku nadkritické kapky. Přesycení v reálné atmosféře většinou nepřekročí hodnoty 0.01-0.02. Homogenní nukleace požaduje vyšší přesycení. Přesycení obecně klesá se zvyšující se teplotou.

Heterogenní nukleace se odehrává za podmínky výskytu kondenzačních částic v atmosféře, na která se váží molekuly vody. Jde o oblačná kondenzační jádra.

V případě heterogenní nukleace jako skutečně probíhajícího procesu v atmosféře, jde o vznik zárodečných kapek vody u základny oblaku. Vznik zárodečné kapky se odehraje za shodných podmínek jako v případě homogenní nukleace. Dosažení nadkritické velikosti dané kapky závisí na velikosti kondenzačního jádra. Čím je toto větší, tím se zvyšuje pravděpodobnost dosažení této velikosti kapky. Takové kapky se často stávají zárodečnými a schopnými dále narůstat za určité teplot a přesycení vzduchu.

Úloha kondenzačních jader pro vývoj oblaků a srážek

Zvýšená koncentrace kondenzačních jader vlivem znečištění ovzduší může naopak zpomalovat vývoj velkých oblačných kapek. To zpomaluje nebo i vylučuje vývoj srážkové činnosti. Dnes se touto problematikou zabývá několik studií, jde o vliv znečištění ovzduší na vývoj srážek. Spektrum velikosti zárodečných kapek se určuje podle velikosti a chemického složení kondenzačních jader ve vzduchu či hodnotou přesycení vzduchu. Popisuje se pomocí spektra aktivity v podobě počtu kondenzačních jader v určitém objemu vzduchu při daném přesycení. Vyjádřit lze pomocí empirického vztahu.

Spektrum aktivity

n = n₀S^k

Empirickými parametry jsou n₀ a k, dále n je koncentrace kondenzačních jader při určitém přesycení = koncentrace kapek vznikajících při dané hodnotě přesycení (parametr S). Pozorování ukázala, že v oblacích maritimních podmínek jsou hodnoty parametru n₀ od 50cm^-3 do 250cm^-3 a parametru k mezi 0.3 a 0.6. V kontinentálním klimatu pak jde o hodnoty 600cm^-3 až 5 000cm^-3 v případě prvního parametru a 0.5 až 0.9 v případě druhého výše uvedeného parametru. Vzorec se používá pro přesycení od 0.1 do 8% (viz S). Koncentrace aktivních kondenzačních jader pravděpodobně s výškou klesá.

Difuzní růst kapek – vypařování a kondenzace

Pro růst kapky difuzí jsou použity určité parametry. Kapka je kulového tvaru o určitém poloměru a určité hmotnosti. Kulově symetrické pole hustoty vodní páry. Difuze vodní páry k povrchu kapky je procesem stacionárním a platí zde, že ve velké vzdálenosti od kapky je hustota páry konstantní. U povrchu kapky se hustota rovná hustotě nasycené páry ve vztahu k určité velikosti, teplotě a chemickém složení kapky.

Difuzní růst kapky a výpar

dm/dt = 4πRD_a vρ∞ – ρ_vR)

Difuzní růst = ρ_v∞ > ρ_vR. Výpar = ρ_v∞ < ρ_vR. Jde o difuzní růst či výpar kapky, která je izolována a bez pohybu ve vodní páře. Byly stanoveny rychlosti růstu kapky o počátečním poloměru 0.75µm. Pro dosažení poloměru 20µm poroste kapka při hmotnosti jádra 10⁸µg 2.4 hodiny. Pro dosažení poloměru 50µm s předpokladem shodné hmotnosti pak 12.4 hodin.

Obecně platí, že kapka vzniklá na velkých jádrech roste nejprve rychleji, oproti kapkám na menších jádrech. Závislost na velikosti jádra se přestává uplatňovat při dosažení velikosti kapky okolo 10µm, růst je poté srovnatelný. Pro zajímavost uvedeme zjištěné hodnoty vzdálenosti, kterou kapka o určitém průměru urazí než dojde k jejímu vypaření. Předpokladem je izotermie (neměnná teplota s výškou o hodnotě 280K) a relativní vlhkost 80%.

V případě kapky o průměru 3µm urazí taková vzdálenost 0.17mm než dojde k jejímu vypaření. Kapka o velikosti 150µm stačí urazit do svého zániku 1.05km.

Oblačné a dešťové kapky

Rozdíl mezi oblačnými a dešťovými kapkami je patrný z uvedených údajů o vzdálenosti dopadu kapky před jejím vypařením. Oblačné kapky se vypaří po krátkém čase co opustí základnu oblaku. Dešťové kapky mohou dosáhnout i zemského povrchu než dojde k jejich zániku a to ve vzdálenosti zhruba 10²m. Podle dat o této vzdálenosti dopadu kapek se považují z oblačné kapky takové, které mají menší poloměr než 0.1mm. Větší kapky jsou považovány za srážkové.

Podle modelování růstu kapek úzkého spektra, které rostou pomalu do velikostí 20-30µm a poté se začíná projevovat při jejich růstu koalescence. O růstu kapek koalescencí je pojednáno dále.

Koalescenční růst kapek

Při teplotě vzduchu nad bodem mrazu se vyvíjí většina vodních kapek deště a to procesem koalescence kapek. Koalescence probíhá v tropických oblastech i v mírných oblastech klimatu. Zde musí dojít vzhledem k nižší vlhkosti vzduchu k existenci ledové částice. V důsledku koalescence dochází ke zvýšení rychlosti růstu kapek a k růstu šířky spektra velikosti oblačných kapek.

Koalescence znamená spojování, tzv. slévání kapek při jejich vzájemných srážkách.

Velké dešťové kapky mohou vzniknout koalescencí a kondenzací kapek i za krátký čas a to 20-30 minut. Během vzniku konvekčního oblaku do fáze vypadávání srážek se oblačné kapky o poloměru kolem 10µm s koncentrací 100 kapek v 1cm³ zvětší na kapky o průměru 1mm s koncentrací 1 kapky na 1dm³. Takový vzrůst objemu kapky může být v teplých oblacích důsledkem koalescence. Studium těchto procesů je úkolem fyziky oblaků a srážek, meteorologické disciplíny.

Při stálém přesycení vzduchu 0.5% je typická doba prorůst kapky kondenzací na poloměr 20µm zhruba 10 minut. To odpovídá výstupné rychlosti minimálně 5m/s a jedná se o hodnotu, vyskytující se v kupovitých oblacích velkého vertikálního vývoje.

Kolize kapek

Kolize kapek, vlivem nichž dochází k jejich spojování, vznikají v důsledku podpory síly tíže, aerodynamikou nebo elektrostatickým polem v oblaku. Při srážkách kapek se může vyskytnout také tzv. gravitační koalescence.

Ke gravitační koalescenci dochází, když mají srážející se kapky rozdílné velikosti. V důsledku toho se liší i jejich pádové rychlosti. Kapky padající rychleji mohou zachycovat ty menší padající pomaleji a vyskytující se v určitém objemu vzduchu.

Poměr skutečného množství srážek a počtu kapek nacházejících se v určitém objemu vzduchu, který je vymýván padající kapkou se nazývá srážkovou neboli kolizní účinností. Při srážkách dvou kapek nemusí dojít k jejich spojení, tedy koalescenci.

Situace, které mohou vzniknout po srážce dvou kapek:

• Trvalé spojené kapek
• Dočasné spojení kapek, později jejich oddělení
• Dočasné spojení kapek, výsledná se následně roztříští na menší (viz dále)
• Odražení kapek od sebe

Jaký je výsledek srážky kapek závisí na mnoha faktorech. Hlavně na velikosti kapek či na elektrických silách.

Koalescenční čili zachycovací účinnost je poměr počtu zachycených kapek při jejich srážce a počtu těchto srážek kapek. Sběrová činnost je pak součinem kolizní a koalescenční účinnosti.

Kolizní účinnost

Vyjadřuje frakci kapek určitého poloměru, které se nacházejí v dráze kapky o jiném poloměru a skutečně na tuto narazí. Také lze vykládat jako pravděpodobnost, že dojde ke srážce kapek o různých poloměrech. Tedy kapky o určitém poloměru s kapkou jiného poloměru, která se náhodně vyskytuje ve vzduchu vymývaném první kapkou.

Právě na relativní účinnosti setrvačných a aerodynamických sil závisí, zda ke srážce jedné kapky o určitém poloměru s jinou kapkou o jiném poloměru dojde. Též to závisí na vzdálenosti mezi středy kapek, které se k tomuto účelu sledují. Stanovuje se kritická vzdálenost, pro kterou platí, že ke srážce dojde nebo že je kapka unášena obtékajícím vzduchem.

Kolizní účinnost – vzorec

E_col (R, r) = x²_col/(R+r)²

Parametry R a r označují různé poloměry kapek, které se ve vztahu ke kolizní účinnosti sledují. Parametr x označuje vzdálenost kapek a x_col pak kritickou vzdálenost mezi nimi. V případě malého rozdílu poloměrů jednotlivých kapek (též malá relativní rychlost) je delší doba interakce kapek. Menší kapky mají více času pro obtečení větších. Tím dochází ke snížení srážkové účinnosti. Hodnota kolizní účinnosti (E_col) klesá pro každou hodnotu poloměru kapky s klesající velikostí druhé kapky. Zvyšuje se působení odklonu kapek menších rozměrů při obtékání proudění vzduchu.

Koalescenční růst

Oblak je spojitým prostředím, kde je shodná pravděpodobnost zachycení kapek určité velikosti. Růst všech kapek o větším poloměru se odehrává podle modelu spojité koalescence shodně rychle. Koalescenční růst má ale podobu událostí a jejich průběh nemusí být u kapek různých velikostí shodný.

Koalescenční růst – model spojité koalescence

dR/dz = ‾E (R)q_w/4ρ_w

Tříštění kapek

Problematiku tříštění kapek je možné rozdělit na dva druh, podle toho z jakých příčin ke tříštění kapek dochází. Prvním druhem je spontánní tříštění, druhým je tříštění kolizní. Spontánní tříštění nastává v případě, kdy kapka ztrácí při pádu stabilitu. Taková kapka může zůstat stabilní i do poloměru kolem 4.5mm, prokázaly experimenty provedené v aerodynamických tunelech. poté dochází již ke značné deformaci tvaru kapky, že se tato roztříští na menší.

Nejčastěji dochází ke tříštění kapek při jejich pádu vliv hydrodynamické nestability a to  případě velkých kapek. Dále může být příčinou srážka kapek s přechodným výskytem koalescence. Následně se taková kapka rozpadne. Takové tříštění se označuje jako kolizní-

Průběh tříštění kapky pro ztrátu stability

Čelní strana kulové kapky začíná mít podobu prohlubně a to při určité velikosti kapky. Při kritické velikosti kapky se prohlubeň stále zvětšuje. Vzniká tzv. kapsa a poté kruhové prstenec  výskytem většiny vody z celé kapky. Při následném rozpadu se vodní kapsa tříští na malé kapičky. V prstenci vzniká o něco méně větších kapek. Studie se zabývaly tím, jaký je maximální možný rozměr stabilní kapky než se tato stane nestabilní. Na povrchu kapky při jejím pádu vznikají na jejím povrchu gravitační vlny. Tyto se mohou stát za určitých podmínek nestabilní. Takto hovoří věrohodnější provedené studie. Jde o vznik nestability vznikající na rozhraní dvou kapalin v gravitačním poli s odlišnou hustotou.

Pravděpodobnost tříštění kapky

P_B (R) = 2.94 x 10⁷ exp (3.4R)

Jde o pravděpodobnost roztříštění kapky o určitém poloměru (R) za daný čas. Zjištěny byly velmi nízké hodnoty této pravděpodobnosti pro kapky velikostí pod 3.5mm, poté dochází k exponenciálnímu růstu pravděpodobnosti. Spontánní tříštění kapek nenastává v praxi nijak často, neboť kapky nedosahují většinou takových velikostí pro výskyt tohoto tříštění. Existuje předpoklad, že tříštění je vyvoláno srážkami kapek s přechodnou koalescencí (viz výše).

Mikrofyzika oblaků: procesy ve smíšených a ledových oblacích

Výše byla řeč o vodních nebo též kapalných oblacích. Tedy o oblacích, které jsou složeny pouze z vodních kapek. V této kapitole bude řeč o mikrofyzikálních procesech v oblacích složených částečně z vodních kapek a částečně z ledových krystalků (smíšené oblaky) nebo pouze z ledových krystalků (ledové oblaky). Jde o veškeré oblaky kromě oblaků nízkého patra, které se řadí pouze k vodním oblakům. Ledové krystalky mohou v oblaku vznikat v případě, kdy tento dosáhne výšky s teplotou pod bodem mrazu. Takové jsou v prostředí, které je vhodné pro další růst. Vodní pára nacházející se v přítomnosti přechlazené vody je blízko stavu nasycení vůči vodě. Tato je ve stavu přesycení k ledu.

V případě difuzního růstu může krystal dosáhnout během několik málo minut velikosti desítek µm. V případě srážek s jinými krystalky vzniká shluk těchto krystalků označovaný jako sněhová vločka. Nejvýznamnější růst v podobě zachycování přechlazených kapek je zaznamenán u krup. Mikrofyzika má v případě ledových a smíšených oblaků větší záběr než je tomu u kapalných oblaků. Spadají sem totiž též interakce mezi ledovými částicemi i vodními kapkami.

Nukleace krystalků

Vznik krystalků mrznutím přechlazených kapek i depozicí vodní páry mohou probíhat podobně jako v kapalné fázi v podobě homogenní nukleace i heterogenní nukleace. Rozlišit lze také primární nukleace a sekundární nukleace. Primární nukleací jde o vznik krystalků ledu ve vodě nebo vodní páře. Sekundární nukleace je multiplikací nebo zvýšením ledu.

Homogenní nukleace je podobná jako u vodních kapek. Vzniká v případě, kdy statistickou fluktuací struktury vodních molekul vzniká struktura ledu a ta může existovat jako stabilní zárodek ledu. Homogenní mrznutí určuje velikosti kritického zárodku a pravděpodobností vzniku náhodným uspořádáním molekul vody. Podle výpočtů nastává homogenní mrznutí při teplotách -35 až -40°C. V běžných oblacích se mohou přechlazené kapičky vody objevit i při teplotě kolem -40°C, pod hranicí této hodnoty každá kapička homogenně mrzne. Složení oblaků při teplotách pod -40°C jsou pouze ledové krystalky. Někteří autoři uvádějí, že dle měření byly prokázány přechlazené vodní kapky i při teplotě -42°C. Údaj „kolem -40°C“ se používá jako přibližný, nejde tedy ani v tomto případě o konečnou hraniční hodnotu.

Heterogenní nukleace se uplatňuje při vzniku ledových krystalků při teplotách 0 až -40°C. Výše uvedená homogenní nukleace se při tomto teplotním rozmezí nevyskytuje. Při heterogenní nukleaci musí povrch ledové částice podporovat uspořádání vodních molekul do krystalové mříže ledu. Proto musejí struktury povrchu krystalků jádra a ledu ideálně mít určitou podobnost, minimálně lokální.

Druhy nukleace

Vznik zárodku ledu vyvolaný kondenzačním jádrem může vzniknout různými procesy. Existují čtyři základní procesy:

• Nukleace heterogenní depozicí
• Kondenzační nukleace a mrznutí
• Kontaktní nukleace
• Mrznutí ponořením ledu

V prvním uvedeném případě vzniká led na jádře z vodní páry a to tedy fázovým přechodem zvaným depozice (viz výše základy termodynamiky). Proces heterogenního mrznutí při přechlazení kapky na hodnotu, kdy je tato aktivní probíhá ve dvou variantách. Pokud zde působí kondenzační jádro se vzniklou kapkou i jako ledové jádro, tak hovoříme o kondenzační nukleaci. Pokud je jakákoli částice ponořena v kapce, jde jak napovídá popis procesu o ponoření mrznutí nebo-li mrznutí na ponořeném jádru. Pakliže se kondenzační jádro v ovzduší dostává do kontaktu s kapkou, dochází ke kontaktní nukleaci ledu.

Pravděpodobnost nukleace ledu se zvyšuje se snižující se teplotou. Dále také s tím, že částice s povrchovou strukturou krystalové mřížky obdoby ledu přinášejí pravděpodobněji vhodnější jádro pro nukleaci heterogenní depozicí. Nejlepším ledovým jádrem je tedy přímo led. Za této situace se každá přechlazená vodní kapka dostane s tímto do kontaktu, okamžitě zmrzne.

Působnost ledových jader

Různé druhy látek působí jako ledová jádra při různých hodnotách teploty. Většina jader v atmosféře působí při teplotě nejčastěji kolem -15°C. V přehledu níže jsou uvedeny vybrané druhy látek a hodnoty teploty, při které tyto působí jako ledová jádra.

Látka	Prahová hodnota teploty
AgI (jodid stříbrný)	-4°C
CuS (sulfid měďnatý)	-7°C
Vulkanický prach	-13°C
Cinnabar (klencový minerál)	-16°C
Cholesterol	-2°C

V tabulce výše jsou uvedeny pro zajímavost hodnoty teploty vybraných druhů látek různých kategorií, které se při takové teplotě stávají aktivními ledovými jádry. Některé látky mohou být ledovými jádry už při teplotě -4°C či ojediněle nižší. Takové látky v atmosféře najdeme spíše zřídka. Podle četných měření střední počet ledových jader v jednom litru vzduchu se zvyšuje s klesající teplotou podle stanoveného empirického vzorce.

Závislost počtu ledových jader na teplotě vzduchu

N_F = N_F0 ecp (-α_FT)

Parametr N_F určuje počet aktivních ledových jader při teplotě, která je vyšší než teplota T. Tento vzorec je pro daný výpočet hojně užíván a sestaven byl na základě mnoha měření při teplotách -15 až -30°C. Typická koncentrace ledových jader zjištěná na základě výpočtů podle tohoto vztahu je přibližně 1 jádro v litru vzduchu při teplotě -20°C a dochází (pro hodnotu α_F = 0.6) ke zvyšování koncentrace jader asi desetkrát při snížení teploty o 4°C.

Depozice a sublimace ledu

S výskytem prvních krystalků ledu v oblaku je zde napětí vodní páry shodné nebo vyšší než napětí nasycení vůči kapalné vodě. Vzduch se nachází při takovém stavu v přesycenosti vůči ledu. Zárodečné ledové krystalky jsou ve vhodných podmínkách pro další růst. Takový stav trvá do vymrznutí nebo vypaření všech kapek.

Depozice je proces růstu ledového krystalku difuzí vodní páry v přesyceném vzduchu vůči ledu. Opačným procesem je sublimace, kdy jde o proces klesající hmotnosti ledového krystalku difuzí páry do okolí v nenasyceném vzduchu.

Růst krystalků depozicí se četně podobá růstu kondenzací (viz kapitola výše). V případě ledu se situace komplikuje nesférickým tvarem částic v podobě krystalků. Využívá se zobecněný vztah pro difuzní růst kapky.

Zobecněná rovnice difuzního růstu

dm/dt = 4πCD (ρ_v∞ – ρ_vR)

Parametr ρ_v∞ označuje hustotu vodní páry v okolí a parametr ρ_vR hustotu povrchu krystalku. Podle experimentů je při hodnotách teploty 0 až -10°C rychlost růstu malých krystalků poloviční. U velkých krystalků s významnými pádovými rychlostmi (viz výše) se zvyšuje vliv ventilace. Též zvyšuje rychlost růstu krystalku. K počátečnímu růstu krystalku dochází většinou v případě nasycení nad vodou. Maximální rychlosti růstu dosahuje krystalek za různých hodnot tlaku vzduchu a kolem hodnoty teploty -15°C.

Při vysokém přesycení nebude povrchová difuze molekul schopna kompenzovat vyšší přísun vodní páry na hranách a rozích krystalku, který padá. Vlivem tohoto faktu vznikají složitější dendrity.

Agregace a zachycování kapek

Při pádu ledového krystalu se tento může dostat do kontaktu s ostatními krystalky nebo s vodními kapkami. Podobně jako je tomu u vodních kapek samotných, viz výše. Velké shluky ledových krystalků se označují jako sněhové vločky, též dendritické krystaly.

Agregace je proces, při němž se dostanou ledové krystalky mezi sebou do kontaktu a utvoří shluk. Velké sněhové vločky jako shluky mnoha krystalků se skládají právě z 10 až 100 krystalků a tvoří je dendrity či tenké destičky.

Sloupky a silné destičky narůstají v blízkosti stavu nasycení nad ledem a nejsou tak obvyklým složením vloček. Pozorování ukázala shluk složené z ledových jehel.

Ozrnění je proces, kdy ledové krystalky zachytávají přechlazené vodní kapky. Tyto na povrchu krystalku mrznou.

Vznik ozrnění krystalku a jeho vlivy

Silné ozrnění způsobuje změnu krystalku, kdy se jeho původní podoba ztrácí a tento se mění na krupku kónického či hrudkovitého tvaru či často nepravidelného tvaru. Agregace a ozrnění se popisují modelem spojité koalescence s modifikovaným sběrovým jádrem. V případě krystalku určité velikosti se zvyšuje hodnota sběrové činnosti a to s velikostí zachycovaných kapek. V případě určité velikosti kapek se rovná hodnotě blízké 1 a od větší velikosti zachycovaných kapek směřuje k hodnotě 0. Šířka oblasti vysokých hodnot účinnosti se zvyšuje s velikostí krystalku. A to z důvodu, že pádová rychlost kapek se blíží se zvyšující se velikostí pádové rychlosti krystalku. Sběrová účinnost krystalku se odvíjí od tvaru a s velikosti se zvyšuje.

V případě krystalků druhu destiček je kolem 100µm, nižší je u sloupků s kritickou šířkou 30-40µm.  to v případě, že krystalek ještě neztrácí původní strukturu. Postupně se tento mění, jak bylo uvedeno výše, na krupku. Pokud pokračuje sběr přechlazených vodních kapek a jeho velikost překročí 5mm, vzniká z něj kroupa.

Významný vliv teploty na agregaci krystalků

Agregace krystalků významně podléhá teplotě. Na teplotě záleží také míra pravděpodobnosti, že krystalky se při srážce spojí. Největší pravděpodobnost je při teplotě -5°C a vyšší. Vzniká tím lepkavý povrch krystalků s rychlou tvorbou ledové vazby mezi krystalky po jejich srážce. Dendritické tvary krystalků, které jsou nejsložitější, se mezi sebou proplétají. Prokazují to experimenty i běžné pozorování sněhu. Velikost těchto druhů krystalků významně narůstá při teplotě nad -5°C. Naopak při teplotě pod -20°C není tento druh při procesu agregace zaznamenáván vůbec. Druhé maximum velikosti bylo zjištěno při teplotě -10 až -17°C, kdy se navzájem proplétají ramena dendritů  nárůstem při uvedeném rozmezí hodnot teploty.

Sekundární nukleace

Maximální koncentrace ledových částic lze očekávat ve vrcholových částech oblaků, které dosahují velkých výšek. Maximální koncentrace aktivních jader skutečné hodnoty i významně převyšují. Podle měření koncentrace krystalků jde o koncentrace od cca 0.01 na litr vzduchu až k hodnotám 100 na litr vzduchu. Nejvyšší koncentrace jsou zjištěny v oblačnosti vysokého patra a v arktických ledových mlhách. Jejich výskyt je častější ve starších částech oblaků při výskytu velkých přechlazených kapek.

Vysoké koncentrace krystalků v oblaku se objevují i náhled a to v důsledku vzrůstu koncentrace ledových částic v litru vzduchu z 1 na 1000 i během méně než 10 minut.

Primární nukleace ledu na ledových jádrech je základem pro výskyt ledových krystalků v oblaku. Ve vysoké oblačnosti mohou tyto vznikat ale i homogenním mrznutím ihned po nukleaci kapalných částic. Sekundární nukleace ledu je výsledkem několika procesů s multiplikací, tedy zmnožením, krystalků vzniklých v primární fázi nukleace. Sekundární nukleace je tedy souborný název pro veškeré tyto procesy.

Na základě měření bylo zjištěno několik procesů s přispěním k sekundární nukleaci ledu definované výše. Níže jsou tyto stručně popsány.

Fragmentace krystalků

Je proces udržující se samovolně v chodu se zvýšením jeho rychlosti kvadraticky při vyšší koncentraci ledových částic. Počátek určuje koncentrace částic, které vznikly primární nukleací na aktivních jádrech za poměrně vysoké teploty. Vysoké koncentrace ledu pravděpodobně nelze připisovat procesu tříštění krystalků, byť o tomto procesu existuje zatím dostatek informací.

Zvýšená koncentrace jader při vysokém přesycení

V případě překročení přesycení 1% nasycení nad vodou dochází k silně rostoucí aktivity ledových jader uplatňujících se při nukleaci a depozici či kondenzaci. V kapsách oblačného vzduchu může dojít i významnému přesycení. Toto tedy není v oblaku rovnoměrně rozloženo. V takových částech může dojít  k náhlému zvýšení koncentrace ledových částic. Jde například o rychle se vyvíjející „věže“ konvekčního oblaku. Přesycení k vodě může dosahovat hodnot 5-10%.

Zvýšení účinnosti jader při kontaktu

Některé druhy aerosolu mohou působit při kontaktu s přechlazenými kapkami mrznutí při vyšší teplotě, než je teplota odpovídající aktivitě takových kondenzačních jader. A to za předpokladu, že fungují jako kondenzační jádra při jiných druzích nukleace ledu.

Vznik ledu při mrznutí kapek

Jde o rychlé mrznutí velkých přechlazených kapek s důsledkem výtrysku drobných ledových částic zevnitř kapky, která mrzne. Tento faktor může být pro multiplikaci za určitých podmínek i velmi významný. Na základě pozorování bylo zjištěno, že k uvedeným výtryskům ledu dochází, když probíhá mrznutí kapek o průměru nad 25µm a při hodnotách teploty vzduchu -3 až -8°C. Při vyšší teplotě nedochází k jednotlivému mrznutí kapek, ale dochází k jejich roztoku po ledu. A větší kapky mrznou bez roztříštění ihned.

Charakteristiky krup

Krupobití jako plošně omezený a méně častý jev v našich podmínkách se odehrává v podobě spadu největších ledových krystalků, které se mohou v atmosféře utvořit. Bodová četnost je odhadnuta na 1 den ročně. Maxima této bodové četnosti jsou ale vyšší, v některých oblastech jde o 3-10 dní za rok. Stále jde o nízké hodnoty, oproti oblastem s tzv. zvýšenou četností výskytu krup. Jde o Severní Ameriku a jižní Evropu až po jih Německa od Kavkazu.

Definici kroupy odpovídá kroupa o velikosti průměru 5mm. Většina krup, které dopadají na povrch má rozměr několik centimetrů. V ČR se jedná zpravidla o průměr 1-2cm, ojediněle ale i vyšší než 4cm.

Vývoj krup je nesmírně komplikovaným procesem, proto popis a hlavně předpověď výskytu krup v určité lokalitě jsou obtížné až téměř nemožné. Zejména velkým kroupám byla vždy věnována značná pozornost a výskyt krupobití, stejně jako vznik krup se podrobně studovalo. Růst krup se odehrává zachycováním přechlazených vodních kapek. Koncentrace krup se snižuje se zvyšující se velikostí. Extrémně velké kroupy jsou tedy řídké. Nejvíce škod působí tedy středně velké kroupy.

Malé kroupy mají symetrický tvar, většinou kulový někdy s výskytem špiček. Některé mají zploštělý tvar, který se tvoří při specifické orientaci při pádu. Velké kroupy jsou často zcela nesymetrické  ledovými výrůstky a výstupky s oblým zakončením (rampouchovité laloky). Vznikají vlivem postupného namrzání vody, tekoucí po padající kroupě.

Růst a složení krup

V konvekčních oblacích s velkým vertikálním vývojem je možný vznik krup. Tyto oblaky musejí mít převážnou část nad výškou mrznutí a musejí obsahovat dostatečnou zásobu přechlazené vody. V jiných oblacích a za jiných okolností nikoli. V oblacích se vyskytuje silný vzestupný pohyb vzduchu (updraft). Tento udržuje i velké částice v podobě krup dostatečně dlouho v prostředí oblaku.

Na růstu krup se podílí především zachytávání přechlazených kapek. Tyto namrzají na povrchu kroupy.

Již dávno tento proces růstu prokázaly právě laboratorní průzkumy a studie. Proces růstu krup lze shrnout zhruba do těchto stádií:

1. Ledové zárodky (průměr jednotek milimetrů)
2. Zárodky dostatečné velikosti pro sběr vody
3. Mrznutí další vody zachycené vzniklou kroupou
4. Pohyb krup oblakem se odehrává při tomto procesu, kroupa se i otáčí či rotuje
5. Po dosažení kritické hmotnosti kroupa vypadne z oblaku a je ukončen její růst

Výše uvedená stádia dále detailněji popíšeme podle současných poznatků fyziky oblaků a srážek. Jde o velice zajímavou a ne zcela probádanou tématiku. Důležitost podtrhuje i náhlosti a nebezpečnost výskytu padajících krup v podobě jevu tzv. krupobití.

Stádium ledových zárodků

Počátkem vzniku kroupy jsou ledové zárodky, jejichž průměr čítá jednotky milimetrů. Při řezu vzniknout kroupou jsou tyto velmi dobře patrné. Jedná se o krupky se základem v podobě jednoho ledového krystalu nebo malé zmrzlé vodní kapky. Tyto částice narůstaly vlivem zachytáváním přechlazených kapek či agregací krystalků. Též se mohou objevit zárodky kulového tvaru v podobě velké zmrzlé kapky. Aby mohla vznikat kroupa, tento zárodek musí být velký tak, aby byl schopen sbírat přechlazenou vodu. Tak poté pokračuje růst kroupy a touto problematikou se zabývají následující odstavce.

Stádium sběru přechlazené vody

Zárodek při dostatečné velikosti tedy sbírá přechlazenou vodu, která na něm namrzá. Takto pokračuje vznik samotné kroupy v oblaku. Při procesu sběru vody se uvolňuje latentní teplo ohřívající kroupu  vlivem na průběh namrzání vody.

Při teplotě -20°C zmrzne okamžitě jen 1/4 vody, kterou kroupa zachytí. Zbývající je buďto odstříknuta z povrchu nebo zmrzne pomalu a latentní teplo tohoto procesu je předání okolnímu prostoru. Pokud kroupa sbírá vodu pomalu, dochází k přibližování se hodnoty teploty kroupy hodnotě teploty oblaku.

Zachytávání přechlazené vody se odehrává hlavní na čelné straně vznikající kroupy a většina krup se při tomto procesu se kroupa otáčí, rotuje či koná další pohyby. Růst kroupy určuje bilance mezi mrznutí zachycené vody a rychlost přesunu latentního tepla přechodové fáze mrznutí. Více viz problematika fázových přechodů vody, pojednaná v tetu stránky Termodynamika atmosféry. Bilance se odvíjí od rychlosti pádu kroupy, kapalném vodním obsahu oblaku i jeho teploty.

Suchý růst a jeho charakteristiky

Pro suchý růst platí pravidlo, že jímž vznikají vrstvy jevící se v odraženém světle bíle. Teplota povrchu kroupy je pod bodem mrazu.

Přechlazené kapky v suchém růstu mrznou dříve, než jsou zachyceny další kapky. V důsledku toho vzniká ledové struktura se vzduchovými bublinami. Tyto se projevují zmíněným bílým zbarvením.

Mokrý růst a jeho charakteristiky

Mokrý nebo vlhký růst je větší rychlostí zachycování vody než transportu tepla.

V tomto případě je povrch kroupy pokryt kapalnou vodou. Teplota této vody se může též blížit bodu mrazu. Kapky, které kroupa zachytí jsou součástí kapalné vrstvy a při postupném mrznutí vzniká homogenní led bez vzduchových bublin. Takto narostlé kroupy jsou v odraženém světle průzračné. V procházejícím světle jsou světlé. Jde tedy o opačný vzhled oproti kroupám vzniklým v suchém režimu růstu.

Podle laboratorních simulací růstu krup v případě mokrého růstu může dojít zatažení kapalné vody do dutin kroupy. Tím se vytvoří houbovitá kroupa nazývaná též houbovitý led. Pokud tato kompletně zmrzne, vzniknou v ní jasně zřetelné vzduchové bubliny. V tomto případě se led v odraženém světle nejeví bílý. V případě přirozených krup je výskyt houbovitého ledu ojedinělý. Může se vyskytovat u měkkých krup, není ovšem zcela přesně zjištěno zda tyto druhy krup vznikají právě tímto způsobem.

Nové poznatky o vzniku a růstu krup

Vrstevnatá struktura krup není důsledkem jejich pohybu oblakem nahoru a dolů se střídáním mrznutí a tání, i když se s tímto tvrzením lze ještě občas setkat. Stejné je to u teorie, že vrstvy kroupy vznikají důsledkem střídání růstu depozicí a zachycování přechlazených kapek.

První teorie vycházela z toho, že kroupy jsou schopné zachytávat kapalnou vodu jen v případě výskytu pod výškou mrznutí s nutností vystoupit vysoko nad tuto výšku, aby mohla voda zmrznout. V případě druhé teorie, vrstevnaté struktury krup při experimentech prokázaly, že takové vrstvy vznikají změnami obsahu přechlazené vody a teploty oblaku. Putování krup oblakem od ledového zárodku po stav, kdy kroupa z oblaku vypadne je jedním z nejobtížněji popsatelných procesů ohledně mikrofyziky krup.

Velmi obtížnou až neřešitelnou problematikou je v případě růstu kroupy její pohyb a vlivy nesymetrie. Při růstu je třeba brát v úvahu i tepelnou bilanci růstu kroupy. Je nutno vypočítat teplotu povrchu kroupy, určenou podle tepelné bilance kroupy, kapek a vzduchu v okolí. Existuje několik rovnic pro výpočty důležitých parametrů, vztahujících se k této problematice. Vzhledem k menšímu rozsahu tématiky této stránky pouze uveďme, že jde o rychlost ohřevu kroupy při zachycování vody, rychlost uvolňování latentního tepla depozice či rychlost odvodu tepla z kroupy do okolí. Detailněji tyto rovnice a způsoby výpočtů zde popsány nebudou. Rovnice je třeba též značně zjednodušit oproti reálnému stavu. Používají se pouze pro vyjádření základních vlastností růstu krup, velmi zjednodušeně a pro kroupy malých velikostí.

Infekce oblaku

Již v minulosti probíhaly pokusy o ovlivnění chování oblaků s výskytem krup v podobě potlačení jejich vývoje. Jde o umělou infekci oblaků částicemi v podobě umělých ledových jader. V případě dodání dodatečných ledových částic  může mít za následek změnu průběhu mikrofyzikálních procesů, vedoucích k vývoji krup. Infekcí by měl vzniknout větší počet ledových částic než byl původní počet zárodků krup. Zásoba přechlazené vody je rozdělena mezi více ledových zárodků v podobě částic, co nemohou narůst do velikosti krup.

Důležité ovšem je dodat následná ledová jádra ve správný čas a do vhodné části oblaku. Tento problém nebyl vlivem rozmanitosti a proměnlivosti cirkulačního pole oblaku s produkcí krup stále zcela vyřešen. V mnohých zemích se tyto infekce provádějí běžně při boji proti krupobití. Úspěšnost těchto je předmětem diskuzí.

Pohyb a produkce krup v oblaku

Vertikální rozsah a rychlost výstupu proudu v oblaku, kde mají vzniknout kroupy, musí nabýt vysokých hodnot. Pokud má setrvat v oblaku dostatečně dlouhou potřebnou dobu kroupa o velikosti 2cm a pádové rychlosti asi 20m/s. Aby současně dosáhla růstem průměru 4cm a pádové rychlosti 30m/s, musejí mít i vzestupné pohyby vzduchu v oblaku dostatečnou intenzitu. A to takovou, aby kroupu dokázaly po celou dobu udržet obíhat v oblaku. Tato podmínka je základem pro vznik velkých krup v oblaku. A je také důkazem, že ve většině konvekčních oblaků s vývojem krup takové podmínky dosaženy nejsou. Protože jen malá část takových oblaků obsahuje velké kroupy. I vzhledem k těmto nejasnostem o rozdílech mezi jednotlivými konvekčními oblaky podoby bouřkových oblaků není možná přesnější lokalizovaná předpověď pravděpodobnosti výskytu krupobití. Předpověď výskytu krup je spíše orientační a experimentální, potýká se s řadou chyb a nepřesností.

Ve většině oblaků silných bouří dochází k vývoji ledových částí podoby malých vyvíjejí v horních částech a při pádu tají. Tyto proto nedopadnou na povrch. Pro některé bouře produkují větší kroupy oproti jiným?

Vznik zárodků a pohyb krup

Z hlediska výzkumu této problematiky se studují organizace dané bouře produkující kroupové zárodky s přesunem do míst, kde by mohly růst. Dále se studuje putování krup oblakem s možností růstu krup do velkých velikostí. Po provedených studiích bylo zjištěno, že ke vzniku kroupových zárodků dochází v menších celách s vývojem proti větru od hlavního vzestupného proudu vzduchu. Existovat může více druhů zdrojů zárodků. Jejich zdroj se může nacházet blízko výstupného pohybu vzduchu nebo i přes 20km od něj.  Zárodky mohou vznikat na závětrné části okraje výstupného pohybu vzduchu. Nebo též v oblasti stékání vody z povrchu krup rostoucích v mokrém růstu nad hladinu mrznutí či tají pod hladinou.

Označovat by se měl jako sekundární typ zárodků, kdy je již předpoklad výskytu krup v oblaku. Podle řady studií je v bouři mnoho tras, podél kterých je možný růst krup. S větším rozsahem bouře těchto přibývá, což platí i o větší složitosti pole proudění. Trasy krup se odehrávají poměrně jednoduše. Dráhy krup jsou většinou jednoduché a mají jeden výstup a jeden sestup. Vedou skrz hlavní výstupný proud nebo kolem něj.

Studie se shodují na tom, že růst krup se odehrává v dosti malém intervalu teploty od -10 do -25°C, což znamená vertikální rozsah okolo 2.5km.

Dle modelování byly zjištěny dráhy s opakovanými výstupy a sestupy částic méně často. Důležitý je pohyb zárodku a pohyb rostoucí kroupy.

Reference a doporučená literatura

ŘEZÁČOVÁ, D. SETVÁK, M. NOVÁK, M. KAŠPAR, M. Fyzika oblaků a srážek. Praha: Academia, 2007

DVOŘÁK, P. Letecká meteorologie 2017. Cheb: Svět Křídel, 2017. www.svetkridel.cz

BEDNÁŘ, J. KOPÁČEK, J. Jak vzniká počasí? Praha: Karolinum, 2005