Teorie koalescence

Tropické oblasti s bohatými deštnými pralesy (ano, ještě existují) mají své charakteristické mikroklima, které se projevuje vysokými teplotami a velmi velkou vzdušnou vlhkostí vzduchu. Teploty jsou zde vysoké zejména kvůli pozici Slunce v oblasti zenitu a vyšší vlhkost je důsledkem silné evaporace (odpařování) vodní páry ze zalesněných oblastí zadržujících značné množství vody. Dále jsou tyto oblasti typické svým klidným prouděním. Obvykle zde panuje úplné bezvětří a frontální systémy ze severu a jihu sem nezasáhnou a nepřinesou tak žádnou změnu počasí. Zvrstvení vzduchu v těchto oblastech je zejména v nočních hodinách obvykle slabě podmíněně instabilní nebo dokonce indiferentní, což nefavorizuje vývoj silných bouří. V denních hodinách po rozpuštění případného mlžného oparu z nočních hodin stačí jen nepatrné zvýšení teploty, aby se indukoval vývoj výstupného proudění, které obvykle není nijak silné, zato však dlouho trvající. Stálá zásoba vody a vodní páry nad oblastmi pokrytými pralesem způsobuje, že se vytváří klasická oblačnost typu Cumulus, avšak s daleko nižšími základnami než je u nás obvyklé. Základny oblaků jsou sníženy někdy téměř až k zemskému povrchu.

Za této situace se v oblacích typu Cumulus vytváří množství dešťových kapek, které vznikají rychlou kondenzací vodní páry na kondenzačních jádrech, kterých je v této oblasti dostatek (např. pylová zrna). Velké množství vzdušné vlhkosti s sebou přináší možnost intenzívního narůstání kapek podél jejich vodní plochy, což je ale poměrně dost energeticky náročný proces. Při dostatečné koncentraci kapek ve vzduchu dochází ke střetávání jednotlivých kapek, čímž dochází ke vzniku stále větších kapek. Zároveň dochází i k odstřelování vody z jednotlivých kapek. Díky slabé turbulenci v oblacích je ale toto odstřelování daleko méně intenzivní než v našich podmínkách. Tomuto střetávání a následném narůstání kapek se říká koalescence a je průvodním projevem ve většině vodních oblaků neobsahujících větší množství ledových částic. Jelikož oblak typu Cumulus tropických oblastí nemusí často přerůst do bouřkového oblaku typu Cumulonimbus díky kladným teplotám vzduchu v celém své rozsahu, vzniklé kapky po ustání vzestupného proudění propadávají oblakem k zemi v podobě mírného až silného deště. Při svém pádu k zemi obvykle nejsou díky všudypřítomné nasycenosti vzduchu vodní parou nuceny se významně odpařovat.

Koalescence jako hlavní iniciátor vzniku srážek se projevuje v našich podmínkách zřídka, a to zejména díky menší vertikální šíři vrstvy s tekutou vodou a silnější turbulenci v oblačnosti. Navíc obvykle při pádu kapek k zemi dojde k jejich podstatnému vypařování. Je potřeba zmínit, že koalescence není nijak ojedinělým jevem, v některých oblastech je primárním zdrojem srážek. Je tomu tak např. v monzunových obdobích v jihovýchodní Asii. V mírných zeměpisných šířkách je koalescence nahrazována mechanismem, který popisuje Bergeronova-Findeisenova teorie vzniku srážek, o které bude většina tohoto článku.

Bergeronova-Findeisenova teorie vzniku srážek

Ve vyšších zeměpisných šířkách je většina troposféry charakterizována stejně jako i v tropických šířkách teplotami pod bodem mrazu, ale tropopauza sahá do menší výšky, díky čemuž vyvinutější konvektivní oblačnost při svém vývoji téměř vždy dosáhne výšek se zápornými teplotami. Např. v létě sahá nulová izoterma někam do výšek kolem 3-5 km. Při vývoji kupovitého oblaku typu Cumulus a přítomnosti dostatečného množství kondenzačních jader vzniká poměrně snadno kondenzací velké množství malých oblačných kapek. Ty nenarůstají příliš rychle, spíše se částečně odpařují a vodní pára opakovaně kondenzuje na dalších volných kondenzačních jádrech. Výsledkem je poměrně velké množství drobných kapiček v oblaku. Množství a velikost oblačných kapek je silně ovlivňována množstvím a typem kondenzačních jader. To je však již nad rámec tohoto článku. Samozřejmě se také zde různé kapičky slučují a vznikají poněkud větší kapičky, ale ne natolik velké jako v případě výskytu koalescence v tropické kupovité oblačnosti. Při svém dalších vertikálním výstupu časem dorazí do oblasti nad nulovou izotermou, kde by takové kapičky mohly začít teoreticky zamrzat. To se však obvykle neděje a spíše se vytvářejí v menším měřítku ledové krystalky jako důsledek desublimace vodní páry a většina tekuté vody v kapkách se přechlazuje. Tato přechlazená voda se pak dokáže udržovat i ve větších výškách. Dokonce i v největších výškách kumulonimbu, kde je jinak větší množství ledových částic, se vyskytuje patrné množství přechlazené vody. Přechlazená voda obvykle úplně mizí v místech s teplotami pod - 40 °C, což už je obyčejně velmi vysoko. Významné množství přechlazené vody se neobjevuje již při teplotách pod -20 °C. Krátce k termínu desublimace. Občas někteří nesprávně používají výraz sublimace, což je však opačný proces, tj. přechod pevného skupenství do plynného. Často se používá tento pojem v širším pojetí zahrnujícím oba procesy.

Aby byl výklad trochu přesnější, uvedu zde tři hlavní procesy, které vedou k tvorbě obvyklých ledových krystalků v atmosféře. Jsou jimi především:

• difuzní depozice (zjednodušuji záměrně pojmem desublimace)
• přirůstání (přimrzání)
• slučování (agregace)

Neměl bych asi opomenout i přímé mrznutí přechlazené vody v led. To však není tak moc častým jevem při vývoji kupovité oblačnosti. Podrobnější pojednání o vzniku ledových krystalků však není náplní článku, neboť obecně problematika vzniku ledových krystalků a zejména stěžejního vlivu ledotvorných jadérek (krystalizačních jader) je velmi rozsáhlá a daleko složitější než by se dalo očekávat. V článku navíc zahrnuji pod pojmem kondenzační jádra jak jádra podporující kondenzaci vody, tak i ledu, což je při bližším pohledu jinak nepřípustné. Desublimaci jsem již zmínil. Typickým výsledkem desublimace je vznik některých námrazových jevů na zemském povrchu (např. jíní). Desublimace se v oblačnosti uskutečňuje zejména nad povrchem ledových krystalků, ale i v čistém vzduchu s kondenzačními jádry, ojediněle i bez nich. Je to méně energeticky náročný proces, proto nejvíce zastoupený při tvorbě srážkotvorných částic. Z důvodů zmíněných níže se nejvíce projevuje narůstání ledové hmoty u částic dendritů, tvořících se ve výškách s teplotami mezi - 12 °C a - 16 °C. Druhý proces je patrný v oblastech oblaku, kde je voda ve všech skupenstvích. Zde naráží tekutá voda (obvykle přechlazená) na ledové krystalky a tato voda pak rychle přimrzá a zvětšuje tak objem ledové částice. Podobný jev je také možné pozorovat na zemi, např. při výskytu ledovky nebo namrzajícího deště, popř. i průsvitné námrazy. Teplota přechlazené vody a rychlost srážek [částic] obvykle rozhoduje o tom, jak rychle voda dokáže na ledové částici zamrznout, zda ji celou vyplní (týká se hlavně styku s dutými ledovými částicemi), popř. obteče a jaký tvar takto postižené ledové částici vnutí. Mohou tak vznikat částice roztodivných tvarů. Přimrzání přechlazené vody k ledovým částicím probíhá obvykle v rozmezí izoterem 0 °C až - 10 °C. Vzniklé částice často zapřičiní a podpoří vznik námrazových krupek, ale i sněhových krupek, ojediněle i zmrzlého deště, u něhož ale nebývá vývoj nikdy jednoduchý.

Kumulonimbus s přestřelujícím vrcholem

Zdroj: Manuel - Wetter-Foto.de

Třetím a také častým procesem je slučování krystalků. Tento jev je možný v oblastech s teplotami těsně pod bodem mrazu. Dochází ke spojování jednotlivých ledových částic (i různých typů) a vytváření větších ledových celků. Příčinou je skutečnost, že určité ledové krystalky mají na svých okrajích obvykle slabou vodní vrstvičku, která při nárazu jiného krystalku přichytí, nebo chcete-li přilepí, jiný ledový krystalek. Tímto způsobem vznikají z jednoduchých ledových částic složitější. Klasickým příkladem je spojování jednotlivých dendritů (sněhových vloček) společně s jinými ledovými krystalky do celků někdy až impozantní velikosti.

Teď však již zpátky k vývoji částic v kupovitém oblaku. Jak jsem již zmínil, nad hladinou nulové izotermy dochází spíše k tvorbě desublimátů v podobě malých a slabých ledových destiček. To je obvyklé při teplotách okolo - 2 °C, kde převažují přesto hlavně vodní kapičky.

S rostoucí výškou a klesající teplotou roste význam desublimace, a to na úkor kondenzace vodní páry. A to je základní poznatek Bergeronovy-Findeisenovy srážkotvorné teorie. Příčinou je skutečnost, kterou zde nebudu blíže rozebírat. Vodní pára je totiž nad vodním povrchem nasycena později než nad ledem. Jinými slovy, stačí vlhký nenasycený vzduch vůči vodě k tomu, aby byl již nasycený vůči ledu. To má za důsledek, že ledové částice narůstají ve větší míře a později na úkor svých tekutých sousedů. V důsledku fyzikálních poznatků je rozdíl (trochu přesněji rozdíl parciálních tlaků vodní páry) nejpatrnější při běžném tlaku při teplotách okolo - 15 °C. A to je teplota, při které dochází zejména ke vzniku sněhových vloček, tzv. dendritů. Ty narůstají díky desublimaci a je jich mnoho typů. Ve skutečnosti nejen nižší parciální tlak vodní páry nasycený vůči ledu, ale i jiný proces způsobuje, že dochází k ničení přechlazených kapek v okolí a posiluje se vznik ledových krystalků. Tento zde nepopsaný proces má větší význam. A aby toho nebylo málo, ve skutečnosti se v přírodě spíše vyskytuje situace, kdy vzduch je nasycený vůči vodě a přesycený vůči ledu.

Pod hladinou, ve které se tvoří především sněhové vločky, dochází díky depozici ještě k vývoji ledových jehliček, silnějších destiček nebo dutých hranolků. Nad oblastí dendritů se vytvářejí větší ledové částice díky nižšímu tlaku vzduchu. Jde nejprve zejména o silnější destičky různých tvarů a v ještě větších výškách s již malou vlhkostí pak o velké duté hranoly, plné hranoly a vidličky. V těchto výškách jde již díky absenci přechlazené vody jen o prostou desublimaci, která se podílí na tvorbě krystalků.

Jistě každý má svou fantazii a umí si představit, co vše se asi musí odehrávat ve vertikálně mohutné bouřkovém oblaku typu Cumulonimbus, ve kterém vznikají a zanikají silné vzestupné a sestupné proudy, ledové krystalky společně s tekutými částicemi vzájemně podporují svůj růst a kdy se i několikráte padající částice opět dostávají do oblastí výstupných proudů a opakují svou pouť oblakem. Při představě je nutné zahrnout i vliv neustálého turbulentní proudění.

Vizuální projevy tvorby srážek

Pokud jde o tvary bouřkového oblaku typu calvus nebo capillatus nebo o zvláštnost incus, ty jsou právě důsledkem intenzívního zamrzání částic ve vrchní části bouřkového oblaku, kde již teploty klesají na hodnoty, při kterých převažují ledové částice nad přechlazenými kapkami, tj. obyčejně pod - 10 °C. Právě tvar calvus naznačuje vznik významnějších srážkotvorných částic a u takového oblaku lze již obyčejně předpokládat, že z něho budou vypadávat srážky. Vrchní část oblaku s tvarem capillatus obyčejně předznamenává, že ve vrchních částech oblaku je sice dostatečně chladno, ale není zde dostatek vlhkosti, proto se vytváří spíše vlasovitá struktura, kterou tvoří obyčejně jen ledové hranoly, destičky nebo i ledové jehlice. Ojediněle i pyramidové částice. Naopak zvláštnost incus již ukazuje, že v oblaku dochází k významné tvorbě srážek, např. dendritů, ke spojování ledových částic do větších celků nebo např. k tvorbě krup. Čím neprostupnější se zdá být vrchol kumulonimbu, tím je větší pravděpodobnost vzniku silných srážek, krupobití apod.

Zvláštním případem je vývoj přestřelujícího vrcholu (overshooting top), který ukazuje, že do oblasti, kde už došlo předtím k významné tvorbě srážek se dostává teplejší vzduch i s přechlazenou vodou, což podnítí další zesílení srážkotvorné činnosti. V takové oblasti pak velmi dobře vznikají kroupy vlivem přirůstání a obalování ledových částic přechlazenou vodou. Sestupné proudy nad tropopauzou pak mohou vytvářet v okolí troposférické inverze zajímavé gravitační vlny.

Při vlastním vypadávání srážek už můžeme jen odhadovat, jaké procesy se v oblačnosti odehrávaly. Lze např. podle intenzity deště, velikosti kapek, jejich pádové rychlosti a světlosti nebo průhlednosti deště určit, jaké přibližné teploty byly ve vrcholcích oblaku, zda došlo k tvorbě srážek atd. Samozřejmě jde spíše o odhady, protože je tu plno jiných faktorů, které je nutné zahrnout do odhadu, např. předchozí výskyt srážek a jejich typ, stadium vývoje oblačnosti nebo fronty apod. A navíc záleží velmi výrazně i na místě, kde pozorujeme, neboť v jiných částech světa se uplatňují více jiné faktory vzniku srážek.

Závěr

Jako okrajové téma bych zde měl ještě zmínit vývoj srážek v oblastech bez kondenzačních jader. Kondenzace nebo desublimace vodní páry bez přítomnosti kondenzačních jader je velice energeticky náročný proces. Proto se takový jev v přírodě příliš nevyskytuje a v oblastech, kde kondenzační jádra téměř nejsou se také obvykle srážky nijak zvlášť netvoří. Hustota a vlastnosti kondenzačních a krystalizačních jader velice významně ovlivňují charakter vznikajících srážek, zejména pak koncentraci srážkotvorných částic. Právě proto se nejvíce srážek tvoří obvykle v situacích, které přináší málo průzračný a zároveň vlhký vzduch. Tento závěr však tak úplně nekoresponduje s nejnovějšími poznatky v této oblasti. Velkou roli tu často hraje i srážková historie území, popř. další fenomény. Nejvíc jsem si to uvědomil v případě výskytu požárů v Rusku, které výrazně zakalily atmosféru a i při téměř severovýchodním proudění při střetu s frontou z jihozápadu došlo k vývoji velmi vydatných srážek s mírnými bouřkami.