Vznik oblačnosti a srážek

Vznik oblačnosti a srážek

Příčiny vzniku oblačnosti
Příčinou vzniku oblaků je nasycení vodní páry v atmosféře, při němž dochází ke kondenzaci nebo sublimaci vodních par. K dosažení stavu nasycení, to znamená takového stavu v ovzduší, kdy r = 100% (kde r = poměrná vlhkost) dochází buď dodáváním vodních par do ovzduší (např. odpařováním srážek), nebo poklesem teploty vzduchu. Nejčastějším případem je ochlazení vodní páry v atmosféře, vedoucí k její kondenzaci !!!

Mikrostrukturální procesy v oblacích
Koalescenční růst vodních kapek v oblacích Koalescenční růst umožňuje růst vodních kapek nejen kondenzací, ale i splýváním při vzájemných srážkách. Vznik relativního pohybu jedněch kapek vůči druhým, v důsledku čehož dochází k jejich kolizím, může mít v oblacích řadu příčin a podle nich rozlišujeme následující procesy koalescence:

Koalescenční růst vodních kapek v oblacích Spontánní koalescence mezi malými oblačnými kapičkami nepravidelným trhavým (Brownovým) pohybem (malá účinnost růstu kapek)

Koalescenční růst vodních kapek v oblacích Gravitační koalescence, která se rozvíjí tehdy, jestliže se v oblaku vytvoří určitý počet kapek, jež mají ve srovnání s ostatními podstatně větší rozměry. Rychle padající větší kapky zachycují v průběhu svého pádu menší kapičky a tím rychleji narůstají. Tento typ koalescence je poměrně účinný.

Koalescenční růst vodních kapek v oblacích Elektrostatická koalescence vlivem vzájemného přitahování kapiček nesoucích elektrický náboj opačného znaménka (při malých kapkách, nebo v bouřkových oblacích).

Koalescenční růst vodních kapek v oblacích Turbulentní koalescence, tvořená intenzivním nepravidelným turbulentním pohybem vzduchu v oblacích.

Koalescenční růst vodních kapek v oblacích Hydrodynamická koalescence, působená vzájemným přitahováním mezi blízkými a souhlasně se pohybujícími (padajícími) kapkami. Toto přitahování vzniká následkem nahuštění proudnic v prostoru mezi vzduchem obtékanými kapkami. Uplatňuje se jako doprovodný děj u ostatních typů koalescence.

Kondenzační jádra Zdroje na pevnině.
Zdroje kondenzačních jader na Zemi: Zdroje na pevnině. Průměrné hodnoty ve vnitrozemí převyšují asi desetinásobně koncentrace nad oceány ve velkoměstech více než stopadesátinásobně zdrojem může být zvětrávání půdy (zanášení částic výměnou do vyšších hladin), produkty hoření a průmyslová činnost, sopečná činnost, mikroorganismy a rostlinný pyl v ovzduší. Mezi zdroje na moři především chloridy (NaCl, MgCl2) (vznikají: odpařením kapiček mořské vody rozstřikujících se při vlnobití, dále přímým výparem mořské vody z hladiny a z pobřeží, popř. chemickými reakcemi, jimž jsou vystaveny částečky mořských solí v atmosféře) Zdroje mimozemského původu: kosmický prach (produkty rozpadu a hoření meteoroidů a vznik kondenzačních jader v ozonosféře)

Vnější podmínky vzniku oblaků
Příčina vzniku oblaků - nasycení vodní páry v atmosféře, při němž dochází ke kondenzaci nebo sublimaci vodních par K dosažení stavu nasycení dochází : dodáváním vodních par do ovzduší (např. odpařováním srážek) - tropy poklesem teploty vzduchu pod teplotu rosného bodu  kondenzace tvorba drobných kapiček vznik oblaků mlha

Vnější podmínky vzniku oblaků
Dvě příčiny zmíněného ochlazení podmiňující tvorbu oblaků Vzestupné pohyby vzduchu vystupující vzduchová hmota se přibližně adiabaticky (dQ=0) rozpíná a ochlazuje V určité hladině, kterou nazýváme kondenzační hladina, se potom vzduch stane nasyceným a při jeho dalším pohybu vzhůru vznikají z důvodu kondenzace vodní páry oblaky např. vytvářejí konvekční oblaky druhu cumulus Izobarické ochlazování určitých vzduchových vrstev v atmosféře při němž teplota klesne pod teplotu rosného bodu  kondenzaci vodní páry - radiační ochlazení určité vrstvy vzduchu

Procesy vedoucí ke vzniku oblačnosti
Výstupné proudění teplejšího vzduchu volnou konvekcí Konvekce má základní význam pro fyziku atmosféry a vysvětlování vzniku některých druhů oblaků. Je to vlastně pohyb vzduchové částice směrem vzhůru proti působení gravitační síly. Pohyb je vyvolán teplotními rozdíly, které souvisejí s rozdíly měrné hmoty (hustoty) vzduchu  a gradientu tlaku . Výšku základny kupovité oblačnosti lze zhruba určit podle jednoduchého vztahu:

Nucený výstup teplého vzduchu podél frontálního rozhraní (nebo orografická oblačnost) Teplé fronty Studené fronty Okluzní fronty Orografické překážky

Vlnové pohyby na horizontálním rozhraní mezi dvěmi vrstvami různé hustoty Podle poměru směru a rychlosti větru v různých hladinách rozeznáváme: vlny kolmé na směr proudění, pro které je směrodatný rozdíl v rychlostech větru - směr v uvažovaných hladinách se nemění. vlny šikmé ke směru proudění, které vznikají změnou rychlosti a směru větru vlny rovnoběžné se směrem proudění při působení jen změny směru větru, ne rychlosti.

Kelvin-Helmholtzovy vlny

Turbulentní výměna vzduchové hmoty Turbulentní výměnou se obecně vytváří rovnováha mezi přízemní vrstvou a vyššími hladinami. Dokonalé promíchání vzduchu má za následek takové rozložení vodní páry, že relativní vlhkost v horní základně je dvounásobná vůči spodní základně. Větší obsah vodní páry v základní hladině způsobí tedy přesycení v horních částech vrstvy a vznik oblaků.

Vyzařování vrstvy vzduchu (St, Sc) nebo zemského povrchu Jedná se o statické ochlazování vzduchové hmoty, kdy převládá ochlazování vzduchové hmoty, která není v pohybu, od zemského povrchu. Zemský povrch se za jasných nocí ochlazuje vyzařováním tepla, kterému je úměrné ochlazení vzduchu nad ním. Vyzařováním vzniká buď oblačnost typu St, Sc, nebo mlha. Přímý styk mlhy se zemským povrchem způsobuje větší rozmanitost pochodů, kterými mlha vzniká, v porovnání s vrstevnatou oblačností St.

Vznik různých druhů oblačnosti
Kupovitá oblaka Cu Základním případem je izolovaná buňka - oblak Cu. Nejčastěji je vyjádřen termickým proudem stoupajícím nad určitým teplejším místem zemského povrchu. Vertikální vývoj tohoto druhu oblačnosti je relativně malý, závisí na rozdílné teplotě míst zemského povrchu, na teplotním zvrstvení atmosféry, vlhkosti vzduchu a na rychlostním profilu větru. Celkový tvar kupovitého oblaku je určován fyzikálním stavem spodní troposféry. Stoupá-li oblak druhu Cu vzhůru, přibližováním ke spodnímu okraji inverze se dostane často výstupné proudění nad jeho vrcholem do oblasti s vyšší poměrnou vlhkostí. Vytváří se oblačná čepice nad vlastním oblakem (pileus). Jiným příkladem deformace kupovitého oblaku je jeho roztažení pod inverzní vrstvou, jež zabrzdí jeho další vývoj. Typickým rysem kupovité oblačnosti je její denní chod. Oblačnost přibývá v dopoledních hodinách a kolem poledne dosahuje maxima. Při vysoké poměrné vlhkosti vzduchu se maximum oblačnosti přesouvá do doby krátce před polednem, při nižší vlhkosti do odpoledních hodin. Odpoledne kupovitá oblačnost ubývá a k večeru mizí nebo přechází ve vrstevnatou oblačnost.

Bouřková oblačnost Cb Bouřkový oblak Cumulonimbus se vyznačuje mohutným vertikálním vývojem, zpravidla patrnými ledovými oblaky v horní části, elektrickými a akustickými jevy a intenzivními srážkami. Stadia vývoje: Stadium kumulu Stadium zralé vyvinuté bouřky Stadium rozpadu

Vyvojová stadia bouřkového oblaku Cb

Vrstevnatá oblačnost Pochody, které formují tyto druhy oblačnosti jsou hlavně zvedání vzduchových hmot na frontálních plochách (As, Ns, St), popř. nad horskými masivy, turbulentní výměna a vyzařování. Na teplých frontách a teplých okluzních frontách vzniká převážně oblačnost vrstevnatého typu. Vrstevnatá oblačnost se často tvoří v několika vrstvách. Vliv na procesy formování několika vrstev oblačnosti má hlavně koloidní struktura mísících se vrstev (nepravidelné rozložení kondenzačních jader), turbulentní výměna (přenos vlhkosti do vyšších hladin atmosféry), vyzařování a zvedání vrstev (pohyby v oblasti pohoří, v tlakových útvarech). Specifickým případem vzniku nové nepravidelné vrstvy pod původní oblačností jsou oblaka druhu Cu fra, St fra, které vznikají hlavně pod základnou dešťových mraků. Vyznačují se neurčitým cárovitým tvarem, v případě St fra obvykle s vypadávajícím srážkami.

Vrstevnatá oblačnost vzniklá z kupovité Případem vzniku vrstevnaté oblačnosti z kupovité je vznik čepice (pileus) nad oblakem druhu Cu a přechod Cu nebo Cb v oblačnou vrstvu. Tento přechod je způsoben slábnutím výstupných termických proudů. Dochází k němu ve večerních hodinách a projevuje se typickým vzhledem oblohy. Zploštěné zbytky z kupovité oblačnosti přecházejí ve vrstvu. Tento proces může být vyvolaný snižováním inverzní vrstvy (roztékání oblačnosti na inverzní vrstvě) nebo snížením poměrné vlhkosti ve výškách (zvyšování kondenzační hladiny).

Kupovitá oblačnost vzniklá z vrstevnaté Obecně dochází v atmosféře ke vzniku kupovité oblačnosti z vrstevnaté následkem přechodu stabilního teplotního zvrstvení v instabilní, což způsobuje kromě termického efektu i advekce nové vzduchové hmoty, zvýšená turbulence ve spodní vrstvě, vyzařování oblačné vrstvy. Spodní část oblačnosti se v nočních hodinách ohřívá vyzařováním tepla z půdy, horní část se ochlazuje vyzařováním do volné atmosféry. Takto vzniklá kupovitá oblačnost nedosahuje obyčejně velkého vertikálního vývoje a doba jejího trvání je malá.

Rozdělení a určování oblačnosti Vliv oblačnosti na let

V oblacích je polovina krásy světa

Podle vzhledu – morfologická klasifikace:
Klasifikace oblaků Podle vzhledu – morfologická klasifikace: Druhy Tvary Odrůdy Zvláštnosti

Podle vzniku a vývoje – genetická klasifikace:
Klasifikace oblaků Podle vzniku a vývoje – genetická klasifikace: oblaky vzniklé jinde, než se vyskytují, oblaky vzniklé v místě jejich výskytu v důsledku konvekce, advekce a turbulence, orografické oblaky, které se dále člení na oblaky vznikající v horských oblastech na návětrné a závětrné straně, na oblaky vznikající nad pobřežím a na oblaky podmíněné teplotními a jinými kontrasty nad pevninou.

Podle výšky výskytu oblačnosti:
Klasifikace oblaků Podle výšky výskytu oblačnosti: Vysoké (ve výškách 5 až 13 km, v zimě i níže) …Ci, Cc, Cs Střední (ve výškách 2 až 7 km) ....Ac, (As) Nízké (ve výškách do 2 km) ....Sc, St, (Ns), (do této skupiny patří i oblaky s velkým vertikálním vývojem tzv. konvekční oblaky Cu, Cb).

Podle výšky výskytu oblačnosti:
Klasifikace oblaků Podle výšky výskytu oblačnosti:

Podle složení (mikrostruktury) oblačnosti:
Klasifikace oblaků Podle složení (mikrostruktury) oblačnosti: Vodní (nejčastěji Ac, Sc, St, Cu), vytvořené pouze z vodních kapiček. Vodní oblaky lze dále rozlišovat na teplé oblaky existující při teplotách nad 0°C a na oblaky přechlazené, tvořené z kapiček přechlazené vody za teplot pod 0°C; Ledové (nejčastěji Ci, Cc, Cs), složené výlučně z elementů tuhé fáze vody; Smíšené (nejčastěji Ns, Cb, As, při nízkých teplotách Ac, Sc, St), v nichž jsou promíchány kapičky přechlazené vody s ledovými částicemi.

Klasifikace oblaků

Morfologická klasifikace oblaků
Cirrus oddělené oblaky ve tvaru bílých, jemných vláken, menších ploch nebo úzkých pruhů bílých nebo převážně bílých; mají vláknitý vzhled, nebo hedvábný lesk popř. obojí; oblak vysokého patra složený z ledových krystalků; nevypadávají z něho srážky a jeho výskyt na obloze bývá často příznakem blízkosti atmosférické fronty; vzniká mimo jiné odtrháváním z horních částí Cb. vyskytuje se však i v oblastech vysokého tlaku vzduchu.

Cirrus

Cirrocumulus menší nebo větší tenké skupiny nebo vrstvy oblaků bez vlastních stínů; složené z malých elementů ve tvaru zrnek nebo brázd; elementy mohou být navzájem spojeny nebo spolu nesouvisí a jsou více méně pravidelně složeny; většina elementů nepřesahuje zdánlivou velikostí 1° prostorového úhlu (odpovídá přibližně úhlu, pod kterým je vidět šířku malíčku při natažené paži); patří mezi oblaky vysokého patra a je zpravidla oblakem ledovým (někdy může obsahovat i přechlazené vodní kapičky); vzniká následkem vlnových a konvekčních pohybů v horní troposféře nebo jeho výskyt souvisí s atmosférickými frontami, především studenými; nevypadávají z něho srážky (někdy patrná virga).

Cirrocumulus

Cirrostratus průsvitný bělavý závoj oblaků, vzhledu vláknitého nebo bez patrné struktury, zakrývající úplně neb částečně oblohu umožňuje vznik halovým jevům; patří mezi oblaky vysokého patra, je složený z ledových krystalků a nevypadávají z něho srážky; vyskytuje se jako typická součást oblačných systémů atmosférických front, zejména front teplých, okluzních popř. i studených front prvního druhu; vzniká tím, že rozsáhlé vrstvy vzduchu se pozvolna zvedají až do dosti velikých výšek; může vznikat i transformací z jiných druhů oblaků, např. roztékáním horní části Cb.

Cirrostratus

Altocumulus menší nebo větší plochy a vrstvy oblaků barvy bílé nebo šedivé, popř. bílé a šedivé; má vlastní stíny a skládá se z vlnitých, oválných i valounovitých elementů; často má vzhled vláknitý nebo rozptýlený, elementy jsou navzájem spojené i samostatné; je oblakem vodním nebo smíšeným oblakem středního patra;. vzniká na okraji vystupující rozsáhlé vzduchové vrstvy, nebo také při turbulenci nebo konvekci příp. následkem vlnových pohybů v atmosféře, při přetékání vzduchu přes horské překážky nebo transformacemi z jiných druhů oblaků, kdy může být příznakem rozpadu oblačnosti; vyskytuje se někdy před přechodem studené fronty, často ve studené vzduchové hmotě, především po přechodu studené fronty druhého druhu.

Altocumulus

Altostratus větší plocha nebo oblačná vrstva šedavá nebo modravá, vláknitého nebo vrstvovitého vzhledu, pokrývající zcela nebo částečně oblohu; má takovou hustotu, že místy jsou patrné alespoň obrysy Slunce anebo Měsíce (jako za matným sklem); nevyskytují se halové jevy; je oblakem smíšeným, méně často vodním, středního patra, někdy však zasahuje i do patra vysokého; často se vyskytuje jako součást oblačných systémů atmosférických front, teplé a studené fronty prvního druhu; vzniká působením výkluzných pohybů teplého vzduchu, pod jeho základnou lze často pozorovat virgu; v naších zeměpisných šířkách v teplé polovině roku srážky z As obvykle nevypadávají.

Altostratus

Nimbostratus šedivá, často tmavá vrstva oblaků; obrysy jsou neostré vlivem vypadávání více nebo méně souvislých dešťových nebo sněhových srážek, které ve většině případů dosahují země; tloušťka vrstvy je všude dostatečná, aby zcela zakryla Slunce; Často existují pod vrstvou nimbostratu roztrhané nízké oblaky „špatného počasí“(můžou, ale nemusí být, s ní spojeny); typický dešťový oblak, zpravidla smíšený (podstatně řidčeji vodní); značný vertikální rozsah (až několik km) a jeho základna se zpravidla vyskytuje v nízkém patře; bývá součástí oblačního systému teplé, studené i okluzní fronty, dále se vyskytuje v oblastech výškových cyklon a brázd nízkého tlaku vzduchu apod.

Nimbostratus

Stratocumulus menší nebo větší plochy a vrstvy oblaků šedivého nebo bělavého vzhledu - popř. současně šedivého i bělavého - mající téměř vždy temná místa; skládá se z tvarů podobných dlaždicím, oblázkům, valounkům a má vzhled nevláknitý (s výjimkou virgy); oblak nízkého patra a je vodním nebo smíšeným oblakem; mohou z něho vypadávat slabé srážky, dosahující zemského povrchu; vzniká především vlnovými pohyby ve vzduchové hmotě nebo transformací z jiných druhů oblaků, zejména ze stratu nebo z kupovité oblačnosti; Sc je často příznakem rozpadu oblačnosti.

Stratocumulus

Stratocumulus (pohled shora)

Stratus vrstva oblaků obvykle šedivá o jednolité základně, z níž může vypadávat mrholení, popř. ledové jehličky nebo sněhová zrna; někdy má stratus podobu roztrhaných chuchvalců; je-li Slunce vidět vrstvou, pak jsou jeho obrysy jasně patrné nedává vznik halovým jevům (s výjimkou případů velmi nízkých teplot; je v teplé polovině roku zpravidla vodním oblakem, v zimě často obsahuje i ledové krystalky; patří k oblakům nízkého patra a vzniká především pod výškovými inverzemi teploty vzduchu nebo v důsledku ochlazení vzduchu od podloží; mikrostrukturální i makrostrukturálními parametry se neliší od mlhy.

Stratus (nebulosus translucidus)

Stratus (pohled shora)

Cumulus oddělené oblaky, husté, s dobře vyznačenými obrysy; části oblaku ozářené Sluncem jsou jasně bílé; jejich základna je poměrně tmavá a někdy téměř vodorovná; vertikální vývoj do tvaru kup nebo oblačných věží, jejichž vrchní kypící část má často podobu květáku; v některých případech mají obrysy neostré, „roztrhané“ (kumuly v rozpadu) a v některých případech i tvar nízkých cárů, většinou s viditelným vertikálním pohybem; zpravidla oblakem vodním, v případě velkého vertikálního rozsahu může být v horní části oblakem smíšeným; nejčastěji vzniká působením termické konvekce. Je většinou nesrážkovým oblakem; za vhodných podmínek se někdy dále vyvíjí v cumulonimbus.

Cumulus

Cumulonimbus hustý a mohutný oblak se značným vertikálním vývojem nejméně několik km, někdy může prorůstat až nad tropopauzu; má vzhled vysokých hor nebo obrovských věží; alespoň část jeho vrcholku je obvykle hladká, vláknitá nebo žebrovitá a téměř vždy zploštělá a protažená ve směru výškového proudění (tato část se často rozšiřuje do tvaru kovadliny nebo rozsáhlé chocholky); pod velmi tmavou základnou oblaku jsou často roztrhané oblaky spojené s vlastním oblakem nebo izolované a se srážkovou oblastí (někdy ve formě virgy); bouřky vznikají pouze v tomto druhu oblaku (avšak ne každý cumulonimbus se projevuje bouřkovými jevy).

Cumulonimbus je obvykle komplexem několika bouřkových buněk (zřídka i jedné buňky); vzniká působením intenzívní konvekce nejčastěji na studených frontách nebo čárách instability (ojediněle i na frontách teplých); může se vyvinout rovněž uvnitř instabilní vzduchové hmoty, často za spolupůsobení orografických faktorů; se v letectví pokládá za nebezpečný jev pro: silné výstupné a sestupné proudy dosahující až desítky m.s-1 intenzívní turbulence námraza elektrické výboje kroupy často velkých rozměrů sestupné proudy se vyskytují v týlové části Cb (které často dosahují až k zemskému povrchu).

Cumulonimbus

Zvláštní druhy oblaků Perleťové oblaky:
Oblaky ve střední stratosféře podobající se oblakům druhu cirrus nebo altocumulus lenticularis, na nichž se velmi výrazně projevuje irizace, takže nabývá vzhledu perleti. Přes den se zpravidla perletové oblaky nerozeznají od závoje Ci. Při postupném západu Slunce se živě zbarvují a největší intenzita barev se objeví při poloze Slunce několik stupňů pod obzorem. Jasné barvy pruhů přecházejí pozvolna v souvislý široký oranžový nebo načervenalý pruh. S pokračujícím západem barvy slábnou a na tmavé obloze zůstanou šedivé obrysy oblaků, které jsou patrné ještě několik hodin po západu Slunce (někdy i celou noc). Předpokládá se, že perleťové oblaky jsou složeny s velmi malých přechlazených vodních kapiček. Oblaky se nejčastěji vyskytují nad jižní Skandinávií ve výškách 20 až 30 km.

Zvláštní druhy oblaků Perleťové oblaky:

Zvláštní druhy oblaků Noční svítící oblaky:
modravě nebo stříbřitě zbarvené oblaky nitkovitého charakteru podobající se tenkému cirru; tvarem jsou buď závojovité, nebo vytvářejí širší pás, popř. mají tvar víru; barvu mohou mít i oranžovou až červenou a svým zbarvením se ostře rýsují na tmavé noční obloze; vyskytují se v horní části mezosféry ve výškách km; vyskytují se vzácně a jsou pozorovány mezi 50. a 75. stupněm severní šířky a 40. a 60. stupněm jižní šířky a to jen v letních měsících; postavení Slunce musí být stupňů pod obzorem; na základě pozorování bylo zjištěno, že postupují z východu na západ či ze severozápadu na východ a to rychlostí od 50 do 250 m/s.

Zvláštní druhy oblaků Noční svítící oblaky:

Chomutov, noc 21./22. července 2006
Zvláštní druhy oblaků Noční svítící oblaky: Chomutov, noc 21./22. července 2006

Kondenzační pruhy: Zvláštní druhy oblaků
Kondenzační pruhy vznikají z vodní páry a kondenzačních nebo krystalizačních (ledových) jader. Jejich vznik je ovlivňován poklesem tlaku vzduchu v oblasti adiabatického rozpínání. V případech, kdy jsou kondenzační pruhy nežádoucí, zabraňuje se jejich vzniku buď chemickými přípravky (chlor, kyselina sírová apod.) nebo změnou výšky letu. Naopak při průletu letadla (rakety) oblačnou vrstvou může dojít vlivem turbulence a uvolněného tepla k rozpuštění oblaků, čímž vznikají rozpadové pruhy, nazývané někdy záporné (negativní) kondenzační pruhy nebo rozpadové stopy. Zpočátku bývají široké 5 až 10 m a vytvářejí se ve vzdálenosti 50 až 100 m za letadlem. Jejich trvání zpravidla nepřesahuje 40 minut. Nejčastěji se vyskytují při teplotách -40 až –50°C ve výškách 7 až 12 km.

Zvláštní druhy oblaků Kondenzační pruhy:

Kondenzační pruhy - pohled z UMDZ
Zvláštní druhy oblaků Kondenzační pruhy - pohled z UMDZ

Měření základny oblačnosti:
Pilotovacím balónkem – v současné době se tato metoda používá převážně jako kontrolní (v případě pochybnosti o správné činnosti přístrojů) nebo náhradní. Metoda spočívá v optickém sledování výstupu balónku naplněného vodíkem na výstupnou rychlost 150 m.min-1 a sledování času až do okamžiku zmizení balónku v oblačnosti. Tato metoda je použitelná pouze v denní době a při malých rychlostech přízemního větru.

Měřič základny oblačnosti CT25K
Měření základny oblačnosti: Ceilometrem - elektronickým přístrojem, který poskytuje možnost spojité registrace výšky spodní základny do paměti počítače v závislosti na čase. Princip tohoto přístroje spočívá v měření elevačního úhlu, pod nímž dopadá na přijímač odraz světelného paprsku od spodní základny oblačnosti, vyslaného vysílačem. Tyto přístroje jsou převážně vybaveny dálkovým ovládáním, což umožňuje měření v kterémkoliv bodě podél dráhy letiště. Měřič základny oblačnosti CT25K (firma VAISALA)

Určování množství oblačnosti:
V letecké a všeobecné meteorologii se množství oblačnosti určuje zpravidla odhadem v osminách relativního pokrytí oblohy oblačností. Pro účely klimatologie se používá určování pokrytí oblohy oblačností v desetinách.

Vliv oblačnosti na let Oblačnost spolu s dohledností je z leteckého hlediska nejdůležitějším meteorologickým prvkem a určuje stupeň ztížených meteorologických podmínek. Na oblačnosti závisí vznik námrazy, bouřek, jsou s ní spojeny srážky a snížená dohlednost. S oblačností může být spojena turbulence. Zároveň charakter oblačnosti umožňuje za letu vizuálně určit možné nebezpečí.

Zvláštnosti projevu nízké oblačnosti
Vliv oblačnosti na let Zvláštnosti projevu nízké oblačnosti Vznik nízké oblačnosti je výsledkem známých procesů vedoucích ke kondenzaci vodních par. Jsou to již zmiňované procesy, a hlavně: adiabatická expanze; turbulentní výměna vzduchu; radiační vyzařování.

Vliv oblačnosti na let Zvláštnosti projevu nízké oblačnosti

Vliv oblačnosti na let Zvláštnosti projevu nízké oblačnosti Z pozorování a výzkumů vyplynuly následující poznatky: základna oblačnosti není rovná ani ostře ohraničená plocha; základna oblačnosti je výrazně nehomogenní; můžeme v ní rozlišit tři vrstvy: vrstva kouřma; přechodná vrstva; nejhustější části oblaku.

Vliv oblačnosti na letovou činnost se projeví zvláště při:
vzletu; přiblížení; přistávání; v průběhu letu; speciální letecké činnosti;

Vliv oblačnosti na vzlet, přiblížení a přistání:
Vliv oblačnosti na let Vliv oblačnosti na vzlet, přiblížení a přistání: Vzlet, přiblížení a přistání letadel je nejvíce ovlivňováno oblačností. Každé letiště, letoun, i posádka mají podle vycvičenosti určeny minimální hodnoty výšky základny oblačnosti, za kterých můžou provést vzlet nebo přistání. Vzlet letounu může být povolen i při nižších hodnotách výšky základny, ale jen za předpokladu, že na cílovém letišti jsou meteorologické podmínky příznivé pro přistání a s povolením velitele. Uskutečnění letu, přiblížení a přistání za podmínek výskytu nízké oblačnosti je možné za pomoci celého komplexu radiotechnických, radionavigačních i světlotechnických zařízení, které dovolují přivést letoun k letišti a navést jej na sestupovou osu a bezpečně přistát. Kromě těchto faktorů má velký význam i vycvičenost a zkušenosti posádek.

Vliv oblačnosti na let:
Vlastní let je ovlivněn hlavně tím, že výskyt oblačnosti ztěžuje nebo úplně znemožňuje orientaci vizuálními prostředky a metodami. Při výskytu oblačnosti má pilot možnost volit si ze čtyř variant letu v závislosti na konkrétních podmínkách a to: let pod oblačností; let v oblačnosti; let nad oblaky; let v bezoblačné vrstvě.

Let pod oblačností: Vliv oblačnosti na let
Let pod oblačností se základnou vyšší než 600 m nebývá zpravidla spojen s potížemi, kromě případů, kdy let probíhá v členitém terénu se značným převýšením, kdy oblačnost zakrývá vrcholky hor, kopců a průsmyky. V těchto případech se let pod oblačností stává riskantním, až nemožným. Těžkosti představuje let pod oblaky, kterých základna je pod 600m hlavně pro rychlá letadla a vrtulníky. Proto se v těchto případech doporučuje let nad vrstvou nízké oblačnosti.

Let v oblačnosti: Vliv oblačnosti na let
Je to let prováděný v nejsložitějších podmínkách, protože se musí provádět za pomoci přístrojů (IFR lety). Let v oblačnosti je doprovázen vznikem iluzí o letu s náklonem, stoupání, klesání a o letu na zádech. Po dobu IFR letu je bezpodmínečně nutná důvěra v údaje přístrojů. Praktická odborná měření a pozorování ukázala, že po dobu letu v oblačnosti je posádka letadla podstatně více zatěžována v porovnání s letem mimo oblačnost. Po dobu letu v oblacích má své zvláštnosti i navigace. Posádka je nucena používat složitější metody navigace. Let v oblacích neumožňuje dodržování sestavy a tato se musí rozčlenit na nižší jednotky, případně i jednotlivá letadla. Přitom se musí bezpodmínečně dodržet výška a rychlost letu, aby se zabránilo kolizi s jinými letouny. Kromě toho je problematické i využití radiolokátorů pro navedení letounů (v případě výskytu četných hustých oblaků a intenzivních srážek). Nízká oblačnost, zakrývající vrcholky hor, kopců a průsmyky je zařazena mezi nebezpečné meteorologické jevy. Při průletu nízkou oblačností nebo po dobu letu v ní hrozí nebezpečí kolize se zemským povrchem, a proto je často nízkou oblačností v horském terénu znemožněno plnění úkolů.

Let nad oblačností: Vliv oblačnosti na let
Lety nad oblačností s množstvím do 5/8 je možné uskutečnit za pomoci zrakové orientace, podle orientačních bodů na zemském povrchu. Je-li pokrytí oblačností 5/8 a více, stává se let letounu letem podle přístrojů (IFR) se všemi potížemi jako v případě letu v oblacích. Jedinou výhodou proti letu v oblacích je možnost využívat astronavigaci a poněkud menší psychická zátěž. Tento let taktéž umožňuje vyhnout se některým význačným jevům počasí (námraza, turbulence, bouřky, kroupy apod.).

Let v bezoblačných vrstvách:
Vliv oblačnosti na let Let v bezoblačných vrstvách: Tento let se též vyznačuje určitými zvláštnostmi. Po dobu takového letu není možné využít vizuální orientaci podle orientačních bodů na zemském povrchu ani navigaci podle nebeských těles. Po dobu letu v mezivrstvě si musí pilot uvědomit, že tyto mezivrstvy jsou často proměnlivé jak v čase tak v prostoru. Pilot musí být připraven na to, že let, který probíhá v bezoblačné vrstvě může vzhledem k zániku této vrstvy pokračovat jako let v oblacích. Proto musí pilot takovému letu věnovat značnou pozornost a musí být schopen v krátké době přizpůsobit se nové situaci.

Podmínky letu v různých druzích oblačnosti
Meteorologické podmínky letů se mění v závislosti od vyskytujících se typů oblačnosti. Jiné podmínky budou v případech výskytu vrstevnaté oblačnosti a jiné zase v případě výskytu konvekční oblačnosti. Všeobecně můžeme podmínky letů rozdělit na podmínky v oblačnosti: vlnové; vrstevnaté; kupovité; frontální. Podmínky létání v oblačnosti jsou určovány výškou základny a horní hranice oblačnosti, její horizontálním rozsahem, rozvrstvením, vodnatostí, teplotním režimem, dohledností v oblačnosti, intenzitou námrazy a turbulence.

Podmínky letu ve vlnové oblačnosti: Vznik je podmíněn existencí vlnového proudění na ploše rozhraní mezi dvěma vrstvami vzduchu s rozdílnými vlastnostmi (jiná hustota vzduchu a rychlost proudění) zpravidla v hraniční inverzní vrstvě. Tyto vlny mohou mít vlnovou délku několik stovek metrů a amplitudu zpravidla 20 až 50 metrů. Ve vrcholu každé vlny se vystupující vzduch ochlazuje a vodní pára kondenzuje, v důlku vlny se vzduch otepluje a vzdaluje stavu nasycení. Let probíhá za částečné viditelnosti zemského povrchu v závislosti na vlhkosti vrstvy pod inverzí. Při vysoké vlhkosti je oblačná vrstva souvislá a vlnitáý charakter oblačnosti lze zjistit jen z turbulentního charakteru letu a tvaru horní hranice vlnové oblačnosti.

Podmínky letu v oblačnosti St: Stratus se nejčastěji tvoří pod inverzní vrstvou. Základna je velmi nízká a zpravidla se pohybuje ve výšce 100 až 300 m. Vertikální mohutnost je od několika desítek metrů do 400 až 600 m. Horizontální rozloha často značná. Za typických synoptických situací na podzim nebo v zimě se souvislá vrstva stratu vyskytuje nad celým územím Čech, případně i nad Moravou.

Podmínky letu v oblačnosti St: Vlivem značné prostorové i časové proměnlivosti spodní základny je létání v malých výškách v těchto případech velmi ztíženo. V prostoru s členitým terénem, kdy některé vyvýšeniny jsou zakryty oblačností, jsou lety za vidu prakticky nemožné. Vlivem zesíleného proudění na návětrných stranách horských masivů dochází ke snížení základny nejnižší vrstvy oblačnosti. Rovněž nad rozsáhlými zalesněnými plochami se výška základny oblačnosti druhu stratus snižuje a velmi často se pod základní vrstvou vyskytují i jednotlivé cáry této oblačnosti tzv. stratus fractus. Turbulence v této oblačnosti je zpravidla malá a let probíhá bez kymácení. Mírná až silná námraza se tvoří při delším letu a záporných teplotách. Intenzita námrazy zesiluje se vzdáleností od spodní základny. Malá vertikální mohutnost stratu umožňuje se vyhnout nebezpečným oblastem změnou výšky letu.

Podmínky letu v oblačnosti Sc: Podle vertikální mohutnosti rozdělujeme stratocumulus na řídký - Sc translucidus a hustý Sc opacus. Sc translucidus - má výšku spodní základny zpravidla ve výšce m, vertikální mohutnost je poměrně malá zpravidla m. Často mezi jednotlivými částmi této oblačnosti prosvítá obloha. Je možný výskyt několika vrstev. Sc opacus - má zpravidla základnu ve výšce m, vertikální mohutnost m. Frontální Sc může být v několika vrstvách, výška základny spodní vrstvy je v těchto případech m a může být i větší.

Podmínky letu v oblačnosti Ac: Altocumulus se tvoří pod nebo nad vrstvou inverze. Výška spodní základny je proměnlivá, obecně v létě je ve větší výšce než v zimě. Průměrná výška je kolem 3000 m. Tloušťka oblačné vrstvy bývá zpravidla m, často jen několik desítek metrů. Turbulence v této oblačnosti je slabá nebo mírná, ale v altocumulech tvořících se v oblasti tryskového proudění může být turbulence a s ní spojené kymácení velmi silné. Tato oblačnost je ve většině případů tvořena přechlazenými vodními kapkami, ale vodnatost oblaku je malá. Proto i námraza za dlouhodobého letu je slabé intenzity.

Podmínky letu v oblačnosti Ci a Cc: Tato oblačnost se tvoří převážně v důsledku vlnového proudění v horní troposféře nebo bezprostředně pod tropopauzou. Výška její základny je v našich zeměpisných šířkách kolem 7-9 km s maximem v 11 až 13 km. Vertikální mohutnost je značně rozdílná - od několika set metrů do několika tisíc metrů v průměru je to asi 1000 m. Kymácení mimo oblast tryskového proudění je slabé nebo žádné. Námraza se téměř nevyskytuje. Vlivem tření ledových krystalků o povrch letadla vzniká elektrizace povrchu, která má vliv na kvalitu radiového spojení.

Podmínky letu ve vrstevnaté oblačnosti
Podmínky letu v oblačnosti Ns: Ns je typická oblačnost vznikající na atmosférických frontách. Ve většině případů, v souladu se strukturou Ns je její výskyt doprovázen srážkami o různé intenzitě. Výška základny této oblačnosti a vertikální mohutnost závisí na vzdálenosti od čela fronty. Na čáře fronty je základna poměrně nízká, přibližně 100 až 200 m a v případech výskytu oblačnosti stratus fractus může být i níž. Vertikální mohutnost je od několika set do několika tisíc metrů. Turbulence v této oblačnosti je slabá nebo žádná. Ve vrstvách s teplotou 0°C a nižšími vzniká námraza. Ta je v zimních měsících velmi intenzivní a zasahuje celou vrstvu oblačnosti. Velmi nebezpečný je průlet oblastí přechlazeného deště, který se vyskytuje v přechodných ročních obdobích a v zimě. Při letu v nimbostratu lze kdykoliv počítat se značnou elektrizací letadla.

Podmínky letu v oblačnosti As: Výška základny je v průměru kolem 2,5-3,5 km s maximem v létě. Vertikální mohutnost je v průměru kolem m. Častý je výskyt několika vrstev. Vnitřní struktura je u frontálního altostratu smíšená, u nefrontálního krystalická. Námraza v této oblačnosti je slabá, ve většině případů ve formě bílého drobnozrnného ledu nebo jíní. Turbulence se zpravidla nevyskytuje.

Podmínky letu v oblačnosti Cs: Zpravidla se jedná o frontální oblačnost, která se nachází v samostatné vrstvě nad altostratem nebo nimbostratem. V některých oblastech je cirrostratus vystřídán cirry. Výška základny závisí na synoptické situaci a ročním období. Průměrná výška je kolem 7-8 km. Vertikální mohutnost dosahuje několik set až několika tisíc kilometrů. Nejmohutnější vrstva se nachází v centrálních oblastech tlakových níží. Cirrostratus je krystalická oblačnost. Námraza se může vyskytnout jen při velkých rychlostech letu. Turbulence je nepatrná a let probíhá převážně klidně. Avšak tak jako v předešlých případech, jestliže let probíhá v oblasti tryskového proudění, vyskytuje se mírné až silné kymácení. Při velké rychlosti a velké koncentraci krystalků je velká i hodnota elektrického náboje a s tím spojeno rušení radiových prostředků.

Srážky a jejich vliv na letový provoz

Vznik srážek Typická oblačná kapka r=10 mm
Jestliže vypadne z oblaku do okolního vzduchu o RV=90%  vypaří se 150 m pod základnou oblaku Typická oblačná kapka r=10 mm Malá kapka mrholení r=100 mm Jestliže vypadne z oblaku do okolního vzduchu o RV=90%  vypaří se 3 cm pod základnou oblaku Typická dešťová kapka r=1000 mm velká oblačná kapka r=50 mm Oblačné kondenzační jádro r= 0,1 mm Aby kapka narostla z oblačné kapky na velikost dešťové, musí nárůst ještě 100 krát

Koalescence a kondenzace
vodní oblaka: kondenzace a koalescence jsou hlavními mechanizmy vzniku srážek; Koalescence je silně efektivní mechanizmus růstu pro vznik srážek v přeháňkách ve vodních mracích.

Bergeron-Findeisenův proces

Vznik srážek v ledových a smíšených oblacích
Bergeron-Findeisenův proces je nejefektivnější při -12 C; Kapky rostou do poloměru r= 100 m za 2,5 minuty; Srážky se formují velmi rychle; Růst se může také dít: akreace (narůstání)- srážky ledových částeček s vodními kapičkami, které po doteku mrznou; agregace (shlukování) – srážky ledových částeček, které se spolu spojují; nejefektivnější při T> -5°C ( vyžaduje různé pádové rychlosti a závisí na tvarech ledových krystalků)

Vznik srážek v kupovité oblačnosti
Vznik srážek v bouřkovém oblaku podle Findeisena:

Vznik srážek ve vrstevnaté oblačnosti
Vznik srážek ve vrstevnatých oblacích podle Findeisena:

Druhy srážek – rozdělení
Podle toho, z jaké oblačnosti vypadávají, dělíme srážky na: a) trvalé – vypadávají rovnoměrně ze silných vrstev oblačnosti typu Ns, příp. As; tedy mohutná vrstevnatá oblačnost, mají obvykle velký horizontální rozsah, menší proměnlivost a nižší intenzity (řádu 1 mm/h); b) občasné – vypadávají z tenké vrstevnaté oblačnosti typu St (někdy Sc) ve formě mrholení, vyznačují se nízkými intenzitami (řádu 0,1 mm/h); c) přeháňky – vypadávají z mohutné kupovité oblačnosti typu Cb, vyznačují se časově a prostorově proměnlivou ntenzitou, často vysokou (řádu 10 až 100 mm/h).

Druhy srážek – rozdělení
Podle struktury dělíme srážky na: Pevné – sníh, sněhové krupky, kroupy; Tekuté – vodní kapky o průměru od 100 do 3,5 mm; Smíšené – sníh s deštěm (padá při teplotách při zemi kolem 0°C) Namrzající – jsou to přechlazené vodní kapky (voda v tekutém skupenství, ale teplotou kapaliny pod 0°C), která se při dopadu na povrch letounu, či jiného předmětu, okamžitě mrznou a tvoří souvislou vrstvu ledu – ledovku.

Druhy srážek – padající srážky
vodní srážky vypadávající z oblaků v podobě kapek o průměru d > než 0,5 mm nebo i menším, vypadávají-li velmi hustě; velkoprostorové srážky vs. Přeháňky. Mrznoucí déšť kapky mrznou po dopadu na prochlazený zemský povrch nebo na předmětech, které však nejsou uměle ochlazovány ani zahřívány; na zemském povrchu, na stromech, elektrickém vedení apod. vytváří ledovku (usazenina ledu); vyskytuje se v zimě při přechodu relativně teplých a vlhkých VH přes prochlazený zemský povrch (např. při přechodu TF).

Mrholení poměrně stejnoměrné, husté srážky tvořené drobnými kapičkami o průměru d < 0,5 mm, pokud nemají intenzitu deště; nejčastěji vypadávají z hustých St dosahujícího někdy až k zemi (mlhy); slabé nebo žádné vertikální pohyby  proto malé kapičky; často se vyskytuje hlavně v chladné roční době po přechodu TF v teplém sektoru. Mrznoucí mrholení totéž co mrznoucí déšť, avšak při mrholení.

Sníh tuhé srážky skládající se z ledových krystalků (popř. jejich shluků); mají převážně tvar šesticípé hvězdice, nebo jejich částí; vypadává-li při T>0  má charakter mokrého sněhu, nebo deště se sněhem. Sněhové krupky tuhé srážky složené z bílých neprůhledných ledových částic o velikosti mm a kulovém nebo mírně kónickém tvaru; při dopadu na tvrdý povrch odskakují nebo se tříští; vypadávají v přeháňkách při T kolem 0°C, často spolu se sněhovými vločkami, popř. s dešťovými kapkami.

Sněhová zrna (dříve nazýváno krupice) tuhé srážky skládající se z velmi malých bílých neprůhledných zrnek ledu; jsou obvykle zploštělá nebo podlouhlá o průměru d < 1 mm; při dopadu neodskakují ani se nerozbíjejí; vypadávají v malých množstvích z oblaků St nebo z mlhy, nikdy však v přeháňce. Zmrzlý déšť průhledné nebo průsvitné ledové částice kulového, nepravidelného nebo kónického tvaru o průměru d  5 mm; při dopadu odskakují a bývá slyšet šum; vzniká zmrznutím dešťových kapek nebo značně roztálých ledových částic v blízkosti zem. Povrchu; je-li tvořen ledovými částicemi s neprůhledným jádrem  krupky.

Ledové jehličky jednoduché ledové krystalky ve tvaru jehlic; vznášejí se ve vzduchu nebo klesají malou pádovou rychlostí k zemi; za velmi nízkých teplot se mohou vyskytovat i při jasné obloze; bývají pozorovány především v polárních oblastech (při ozáření sluneč. paprsky označovány jako diamantový prach); ve středních zem. šířkách se vyskytují pouze za silných mrazů. Kroupy větší padající kusy ledu různého tvaru o průměru d > 5 mm; při rozříznutí lze často identifikovat několik průzračných a neprůzračných vrstev; vypadávají výhradně z bouřkových oblaků Cb.

Druhy srážek – usazené srážky
Rosa usazenina kapalné vody na zemském povrchu, na rostlinách nebo na různých předmětech; tvoří se kondenzací vodní páry při poklesu povrchové teploty pod teplotu rosného bodu Td; dodatečným zmrznutím vzniká zmrzlá rosa (zmrzlé kapičky). Jíní usazené tuhé srážky, které vznikají při teplotách T < 0°C depozicí (přímým ukládáním) molekul vodní páry; tvoří se hlavně na stéblech trav, vodorovných plochách, nikoli však na stromech nebo drátech; má dobře patrnou velmi jemnou krystalickou strukturu.

Jinovatka křehká usazenina ledu ve tvaru jemných jehel nebo šupin; lze ji snadno odstranit poklepem; zpravidla nepůsobí škody. Námraza obvykle bílá zrnitá usazenina ledu; obsahuje krystalky ve tvaru větviček; vzniká zejména za mlhy tuhnutím přechlazených vodních kapiček na stromech, elektr. vedení, ale i na letounech za letu; nejčastěji se vytváří při teplotách -2 až -10°C.

Ledovka obvykle souvislá usazenina ledu, která se tvoří mrznutím kapek deště nebo mrholení; vzniká na zemském povrchu a na předmětech, jejichž teplota je mírně pod 0°C.

Synoptické podmínky vzniku srážek
Trvalé srážky: Nejvhodnější synoptické podmínky pro výskyt trvalých srážek jsou charakterizovány: atmosférickými frontami; předními částmi tlakových níží nebo brázd nízkého tlaku vzduchu; zadními částmi tlakových výší a hřebenů; oblastmi výškových tlakových níží; oblastmi vertikálního střihu větru

Trvalé srážky: Oblast trvalých srážek

Trvalé srážky: Intenzita trvalých srážek spojených s frontami závisí na vlhkosti teplé vzduchové hmoty a velikosti uspořádaných výstupných pohybů na frontě. Čím jsou větší poklesy tlaku před teplou frontou a čím ostřeji je vyjádřena konvergence u země, tím větší jsou výstupné pohyby na frontě a tudíž i srážky. Trvalé srážky teplých front a okluzních front jsou obvykle stálé intenzity ve tvaru deště nebo sněhu. Denní chod u trvalých srážek nelze určit, neboť je závislý na přechodu jednotlivých atmosférických front daným místem. V zimním období vypadávají trvalé srážky v ojedinělých případech i z podinverzní oblačnosti typu St a Sc uvnitř jedné vzduchové hmoty.

Mrholení: Nejpříznivější synoptické situace pro vznik mrholení jsou charakterizovány: advekcí vlhkého teplého vzduchu; teplými sektory cyklon; jihozápadními až západními okraji zimních anticyklon; v ojedinělých případech se vyskytuje mrholení i v oblasti teplých front a okluzí, které nejsou charakterizovány výraznými tlakovými tendencemi.

Mrholení: Intenzita srážek je velmi malá a nemá denní chod. Mrholení se vyskytuje převážně ve studeném ročním období, kdy se teplota vzduchu u země pohybuje okolo 0°C. Koloidní nestabilita stratu (nezbytná pro vypadávání mrholení) je vyvolána nestejnými rozměry kapiček.

Mrholení: Několik set metrů silná vrstva St, schopna produkovat intenzivní mrholení v chladnější polovině roku. Turbulentní promíchávání v přízemní vrstvě umožňuje koalescenční procesy kapiček vody a jejich vypadávání ve formě mrholení

Přeháňky: Synoptické podmínky vhodné pro vznik přeháněk se zpravidla vyskytují: v týlových částech cyklon při trvající advekci studeného vzduchu; ve vyplňujících se nížích; v předních částech anticyklon a hřebenů vysokého tlaku vzduchu; intenzivní přeháňky je možno pozorovat i v oblastech nevýrazného tlakového pole u země spolu s cyklonálním zakřivením izohyps ve vyšších hladinách, zvláště v letním období.

Přeháňky: Přeháňky vypadávají z oblačnosti druhu Cu a Cb. Oblast přeháněk

Přeháňky: Nezbytnou podmínkou pro výskyt přeháněk je instabilní zvrstvení vzduchové hmoty; Přeháňky se vyskytují zvláště na studených frontách (zvláště druhého typu), studených okluzích a v labilních studených vzduchových hmotách; Rozhodující je, aby oblačnost dosáhla při svém vertikálním rozvoji hladiny -10°C. Četnost a intenzita přeháněk je závislá také na místních geografických zvláštnostech, jakými jsou závětrné a návětrné svahy pohoří, nadmořská výška, orientace pohoří vzhledem k postupu front, vzájemné položení horských hřebenů a podobně; Důležitým rysem přeháněk, zvláště přeháněk uvnitř vzduchových hmot, je jejich denní chod. Je shodný s denním chodem teploty, tj. minima dosahuje v ranních hodinách, maxima v odpoledních hodinách mezi 14 až 16 hodinou, v letním období mezi 15 až 18 hodinou;

Vliv srážek na letový provoz
Let v zóně srážek je velmi ztížen, protože může být doprovázen: náhlým zhoršením dohlednosti a snížením základny oblaku; námrazou; poškozením letadla.

Vliv srážek na letový provoz
Snížení dohlednosti a oblačnosti Let ve slabém nebo mírném dešti menší rychlostí je doprovázen zhoršením dohlednosti na 4-2 km. V zóně silné přeháňky se náhle zhoršuje dohlednost (až na několik desítek metrů) a to tím více, čím je vyšší rychlost letu. Při slabém sněžení nepřevyšuje dohlednost 1-2 km a při mírném a silném sněžení nepřesahuje několik stovek metrů a celý let musí probíhat pouze podle přístrojů. Zhoršení dohlednosti ve srážkách je téměř vždy doprovázeno i náhlým snížením základny oblačnosti, zvláště na frontách. Bylo statisticky zjištěno, že většinou minimální výška oblaků na frontách nepřesahuje 50 až100 m.

Vliv srážek na kvalitu VPD
Při určité výšce sněhové pokrývky na vzletové a přistávací dráze a ostatních komunikacích letiště, při sněhových závějích je nutné je očistit od sněhu buď mechanicky nebo jiným způsobem. Náledím pokrytá vzletová a přistávací dráha (ať betonová či zpevněná s přírodním povrchem) nedovoluje provádět ani vzlet ani přistání letadel. K odstranění usazeného ledu z VPD (RWY) se musí použít speciálních strojů.

Vznik oblačnosti a srážek

Podobné prezentace

Prezentace na téma: "Vznik oblačnosti a srážek"— Transkript prezentace:

Podobné prezentace

O projektu

Kontaktní formulář

Přihlásit se

Přihlásit se přes sociální síť:

Vznik oblačnosti a srážek

Podobné prezentace

Prezentace na téma: "Vznik oblačnosti a srážek"— Transkript prezentace:

Podobné prezentace

O projektu

Kontaktní formulář