יציבות באטמ' ויצירת עננים

מבוא:

שכבת האוויר - האטמוספירה העוטפת את כדור הארץ מוגדרת כיציבה  כדלהלן:

א)      טמפ' בגובה פני הים – +15 מעלות צלזיוס בקו רוחב N/S 45.

ב)      לחץ בגובה פני הים – 1013.25 מיליבר או 29.92 אינטש כספית. ( QNE) .

ג)       מפל טמפ' של 2 מעלות צלזיוס לכל 1000 רגל, עד גובה הטרופופאוזה. 

ד)      הטרופופאזה בגובה ממוצע 36.500 רגל והטמפ' שלה 57- מעלות צלזיוס.

ה)      מפל לחץ של 1 מ"ב לכל 30 רגל עד 18.000 רגל.

ו)       מפל לחץ של 1 מ"ב לכל 60 רגל מעל גובה 18.000 רגל.

בתוך האטמוספירה ישנם אזורים בהם הנתונים שונים מהסטנדרט כגון טמפ' ולחץ וכן גם תנועת גושי אוויר בתנועה אופקית ואנכית.

אזורים וגושים אלו אינם יציבים. באלו עוסק הפרק הבא.

הביטויים "אטמוספירה יציבה" ו"אטמוספירה בלתי יציבה", מתייחסים לאזורים וגושי אוויר בהם הנתונים שונים מהסטנדרט שלעיל.

1.      כללי

א.      יציבות

1)      הגדרה – נטיית גוף לחזור למצבו הראשוני לאחר הפרעה.

2)      גוף יציב – החוזר למצבו הראשוני לאחר הפרעה.

3)      גוף בלתי יציב – מתבדר לאחר הפרעה.

4)      גוף אדיש/נטרלי – נשאר במצבו החדש לאחר הפרעה.

תהליך היווצרות עננים

גוש אוויר הנע בתוך האטמוספירה הנו מערכת סגורה.

 גוש אוויר לעולם מכיל כמות כלשהי של אדי מים. גוש אוויר העובר מעל מקווה מים וימים, סופח אדי מים אל קירבו כתלות בטמפ' שלו. ככול שיהיה חם יותר יספח יותר אדי מים. סיבת הדבר היא שככול שחם יותר, המרחק בין מולקולות האוויר גדול יותר ועל כן יש מקום ליותר מולקולות מים ביניהן, כאשר מולקולות האוויר מבודדות אותן האחת מרעותה ומונעות אותן מהתחבר.

תהליך של ניתוק מולקולות מים מהמים מתרחש כל עת שהשמש מחממת את מקווה המים - אידוי. תנאי לניתוק הוא ספיגת חום הנשמרת במולקולת המים כחום כמוס. החום הכמוס במולקולת המים גם הוא מונע התחברותן לאדי מים וטיפות.

עליית גוש אוויר כלפי מעלה יכולה להיגרם ע"י מפגש רוח/גוש אוויר עם הר הדוחף אותו מעלה,  ע"י מעבר גוש אוויר קר מעל נקודה חמה על הקרקע הגורמת לו להתחמם ועלות מעלה,  ע"י גוש אויר קר הנדחף מתחת לגוש אוויר חום - חזית קרה או ע"י גוש אוויר חם העולה על גוש אוויר קר - חזית חמה.

מחמת העליה בגובה  וירידת לחץ האוויר האטמוספרי הסביבתי, גוש האוויר העולה מתפשט ועל כן הטמפרטורה שלו יורדת בשיעור של 3 מעלות לכל 1000 רגל של עליה בגובה.

בשלב בו גוש אוויר עולה מחמת אחד מהגורמים שנמנו לעיל, הוא יקרא יבש ומפל הטמפרטורה שלו יקרא "מפל יבש".

גוש אוויר יכול גם לרדת מטה, בד"כ כאשר פני הקרקע יורדים כגון במדרון הר.

מחמת הירידה בגובה  ועליית לחץ האוויר האטמוספרי הסביבתי, גוש האוויר  נדחס ועל כן הטמפרטורה שלו עולה בשיעור של 3 מעלות לכל 1000 רגל של ירידה בגובה.

ככול שהאוויר עולה ומתקרר, קטנים המרחקים שבין מולקולות האוויר והן דוחקות את מולקולות המים ומפחיתות המרחק שביניהן. 

כאשר המרחקים בין מולקולות המים מצטמצמים עד כדי יכולת התחברות ביניהן לאדים וטיפות מים, המצב נקרא "מצב רוויה", "מצב לחות מוחלטת" או "מצב לחות 100%".

הטמפ' בה יצטמצם המרחק בין מולקולות המים עד כדי רוויה מותנה בכמות מולקולות המים שבגוש האוויר. ככול שהן רבות יותר, מצב הרוויה יגיע בטמפ' גבוהה יותר. משמע שבגובה נמוך יותר.

בעת העליה וכאשר כמות המים בגוש אוויר מגיעה לרוויה או לחות מוחלטת - 100%, יתחברו מולקולות המים לטיפות כאדים, ערפל או ענן.             

הטמפרטורה בה מגיע הגוש לרוויה ואדי המים מתחילים להתעבות לטיפות זעירות, נקראת "טמפרטורת נקודת הטל".

כאשר אדי המים מתעבים לטיפות מים זעירות, הם משחררים את החום הכמוס. שחרור החום מפחית את שיעור התקררות הגוש ל - 1.5 מעלות לכל 1000 רגל של עליה בגובה.

מהרגע בו אדי המים מתעבים ומפל הטמפרטורה הנו 1.5 מעלות לכל 1000 רגל של עליה בגובה וגוש האוויר נעשה לח, מפל הטמפרטורה שלו יקרא מפל לח.  

התעבות אדי המים לטיפות זעירות נחזות כענן.

תהליך שחרור החום הכמוס ויצירת ענן הולך ונמשך כלפי מעלה ויצר עננים בעלי התפתחות אנכית.

הערה: בעוד מפל טמפ' יבש הנו קבוע למדי על ערך של  3 מעלות לכל 1000 רגל עליה בגובה, ערך מפל טמפ' לח עשוי לנוע בין 1.67 - 1.09 מעלות לכל 1000 רגל עליה בגובה. הערך הקבוע המקובל הנו 1.5 מעלות לכל 1000 רגל עליה בגובה.

היה וגוש האוויר החל ירידה בטרם שהגיע לנקודת טמפ' הטל או רוויה ובטרם נוצרו טיפות מים, הלחות שנשמרה בתוכו מתאדה עם עליית הטמפ' שלו ומאטה את התחממותו.

היה וגוש האוויר החל ירידה לאחר שהגיע לרוויה ונוצרו טיפות מים הנראות כעננים, בירידתו הוא יבש יותר ועל הכן הרוח הנושבות  חמה יותר. רוח זו נקראת "רוח הפן" ומוכרת היטב בבקעת הכנרת ובקעת הירדן, בד"כ בשעות אחה"צ בקיץ, כאשר הבריזה הימית מביאה את גוש האוויר למקומות אלו.

היה וגוש האוויר העולה כילה את החום הכמוס שהיה עצור במולקולות המים שבו, עקב ירידת לחץ הסביבה הוא יתקרר יותר מהסביבה בה הוא מצוי וישוב וירד. 

הערות:

 ב.       מצבי יציבות באטמוספירה – המפל השורר/מפל הסביבה

1)     מצב יציב-  מצב יציב מתרחש כאשר גוש אוויר עולה ובמהלך העלייה מתקרר יותר מסביבתו ולכן שב ויורד.

       מתקיים כאשר מפל טמפ' גוש האוויר העולה הנו קטן מ – 1.5º לכול 1000 רגל של עליה בגובה.

עבור שאלות בתחום זה הכללים הם:

השימוש בטמפ' מפל סטנדרטי 2 מעלות לכל 1000 רגל עליה בגובה הוא לחישוב טמפ' האטמ' כאשר השאלה היא מהי טמפ' האטמוספירה בגובה כלשהו כתלות בטמפ' בגובה פני הים או בגובה השדה. 

החישוב במפל יבש 3 מעלות הנו לחישוב גובה התאבות המים והופעת עננים - בסיס הענן בגוש אוויר עולה , כאשר נתונה טמפ' נקודת הטל. מפל לח 1.5 מעלות עבור הגובה בו תיפסק עליית גוש האוויר שהוא בד"כ גובה פסגת הענן. 

2)      מצב בלתי-יציב-  מצב בלתי-יציב מתרחש כאשר גוש אוויר, חרף עלייתו, נשאר חם מסביבתו ועל כן ימשיך לעלות (זרמי קונבקציה).

      מתקיים כאשר מפל טמפ' גוש האוויר העולה גדול מ- 3º לכול 1000 רגל של עליה בגובה.

3)      מצב אדיש/ניטרלי- מצב ניטרלי הוא מצב שבו טמפרטורת גוש האוויר שווה לטמפרטורת האוויר שמסביבו - מפל טמפ' של 2 מעלות לכל 1000 רגל עליה בגובה. זהו מצב של אדישות לשינוי. כלומר, אם גוש אוויר יקבל "דחיפה" מלמטה, הוא יעלה ואז יישאר במקומו- לא ישאף לעלות ולא לרדת.

4)      מצב בלתי יציב על תנאי- זהו המצב המורכב ביותר מבין מצבי היציבות. כל עוד גוש האוויר יבש, כלומר שלא הגיע עדיין למצב של 100% לחות (מה שהיה גורם להתעבות), גוש האוויר יהיה יציב ביחס לסביבתו. ברגע שגוש האוויר הגיע להתעבות, הוא יהיה בלתי-יציב ביחס לסביבתו ויחל לעלות.

5)      אוויר יכול שיהיה יציב בשכבה אחת ובלתי יציב בשכבה שמעליה או מתחתיה.

ג.        מאפייני אטמוספירה יציבה

       עננות שכבתית או ערפל.

       ראות גרועה מחמת העדר תנועה אנכית ועל כן נשמרת הלחות ו/או הזיהום שבאוויר, בקרבת הקרקע. ממטרים קלים עד בינוניים. אוויר יציב ונוח לטיסה. 

ד.       מאפייני אטמוספירה בלתי יציבה

     עננות ערמתית.

    ראות טובה מתחת לעננים ובלבד שלא יורד גשם.

    ממטרים חזקים.

    אוויר קופצני ובלתי נוח לטיסה.

הערה: המונח אטמוספירה משמש לתיאור מעטפת האוויר של כדור הארץ, אבל במונחים שלהלן הוא משמש לתיאור גוש אוויר וזה בהחלט מבלבל.

ה.      מפלים באטמוספירה - מידת היציבות של האטמוספרה תלויה בקצב שינוי הטמפ' המתרחש בגוש אוויר עולה וקרויה "מפל טמפרטורה".

      1)      מפל אטמוספרי יציב – מפל טמפ' בגוש אוויר עולה הקטן מ – 1.5 מעלות צלזיוס ל – 1000 רגל. מפל אטמוספרי זה הנו יציב עבור שני הסוגים של גושי  אוויר, היבש והלח.

     2)      מפל אטמוספרי בלתי יציב – מפל טמפ' בגוש אוויר עולה הגדול מ – 3 מעלות צלזיוס ל – 1000 רגל. מפל זה הנו בלתי יציב עבור שני הסוגים של גושי האוויר, היבש והלח.

    3)      מפל אטמוספרי בלתי יציב על תנאי – מפל טמפ' בגוש אוויר עולה שבין 1.5 מעלות צלזיוס ל – 3 מעלות ל – 1000 רגל.

               מפל זה הנו בלתי יציב עבור גוש אוויר עולה לח ויציב עבור גוש אוויר עולה יבש.

   4)      אינברסיה – מפל טמפ' הפוך. הטמפ' עולה עם העלייה בגובה.

א)      בלילות בהירים וללא רוח וערבול, כאשר אוויר חם עולה במהירות וללא הפרעה ואילו אוויר קר שוקע, נוצר מצב בו גוש אוויר חם מונח מעל גוש אוויר קר שעל הקרקע . כתוצאה נקבל טמפ' העולה עם הגובה ויציבות. מחמת היציבות אובך ועשן אינם מתפזרים והראות גרועה. לעיתים מופיעה עננות נמוכה, כאשר בחלקה העליון של השכבה הקרה הטמפ' יורדת לטמפ' נקודת הטל.

ב)      בשכבת הסטרטוספרה קיימת אינברסיה קבועה (ראה תרשים בפרק על שכבות האטמוספרה).

הערה : בנוסף למפל הטמפ' ישפיעו גורמים נוספים על היציבות כגון, חימום גוש האוויר מלמטה ע"י הקרקע או תוספת לחות מהים. אלו יגבירו אי היציבות ואילו קירור ו/או הפחתת הלחות, יגבירו היציבות.

תהליכי תנועות גושי אוויר

אדבקציה (או אדווקציה - Advection)  תנועה אופקית של חום או קור מנקודה אחת לשנייה.

אדבקציה מתרחשת באוקיאנוסים ע"י זרמים של מי ים או ע"י תנועה בקנה מידה גדול יותר שבה לחות (אטמוספרית) משחקת חלק מרכזי. דוגמה מרכזית לשני המקרים היא הובלת אוויר קר או מסות מי ים מאזורי הקוטב לקווי רוחב נמוכים יותר.

דוגמא  לאדבקציה הנה ערפל אדבקציה (או ערפל הסעה) נוצר כאשר אוויר חם ולח יחסית עובר מעל משטח קר יותר. כאשר גוש אוויר חם ולח מגיע מהים אל יבשה קרה ויבשה או נע מעל זרם מי ים קר מאוד הפרשי הטמפרטורה גדולים ולא נדרש קירור רב בכדי להגיע לנקודת הטל (נקודת הרוויה). כתוצאה מכך, נוצר ערפל הסעה המכסה איזורים נרחבים ומתפשט במהירות. גוש ערפל האדבקציה מגיע לעובי של כמה עשרות מטרים

קונבקציה (קונווקציה - Convection)  תנועה אנכית של חום או קור מנקודה אחת לשנייה.

קונבקציה היא תהליך עליית האוויר באטמוספירה, לרוב מדובר באוויר חם המתרומם מעל אוויר קר. 

דוגמא לקונבקציה המתרחשת באטמוספירה  ניתן לראות בצורת ההתפתחות והגדילה של ענני קומולוס - עננים בעלי התפתחות אנכית.

3.      עננים

א.      העננים הם הלחות המופרשת כטיפות מים או גבישי קרח מגוש אוויר עולה ואשר הגיע לרוויה.

ב.       העננים נוצרים בדרך כלל כתוצאה מתנועה אנכית כלפי מעלה של גוש האוויר והקרוי גם קונבקציה – זרימה אנכית של אוויר.

ג.        רום התעבות הוא הגובה בו גוש אוויר מגיע לרוויה - נקודת הטל. מתחת לרום ההתעבות מכיל האוויר אדי מים.

מעל רום ההתעבות מכיל האוויר אדי מים, טיפות מים ו/או גבישי קרח.

ד.       באוויר בו הזרמים האנכיים חלשים, ייווצרו עננים שכבתיים – ענני סטרטוס.

ה.      באוויר בו הזרמים מפותחים ונישאים יותר לגובה. ייווצרו עננים בעלי מבנה אנכי. ככול שהזרימה האנכית חזקה יותר, יהיו העננים מפותחים יותר ובעלי סיכוי טוב יותר לממטרים.

ו.        תכולת ענן מותנית בטמפ' :

1)      ענן המצוי מתחת רום הקיפאון - 0º, יכיל טיפות מים.

2)      ענן המצוי בתחום רום הקיפאון ועד 30º- יכיל טיפות מים וגבישי קרח.

3)      ענן המצוי בתחום אשר הטמפ' השוררת בו הינה 30º- ופחות, יכיל גבישי קרח וטיפות מים ב"קירור יתר".

"קירור יתר"- תנאי שטיפת מים מקוררת תהפוך לגביש קרח הנו "גרעין קיפאון", לפיכך טיפות מים ב"קירור יתר" הן טיפות מים אשר לא נמצא להן "גרעין קיפאון".

"גרעין קיפאון" – חלקיק או גרגר (אבק, פיח, חיידק וכו'), אשר סביבו תתגבש טיפת המים לקרח.

ז.        ענן בעל התפתחות אנכית יכול שימצא בכל שכבות הטמפ' אשר צוינו לעיל ולכן יכיל אדי מים בבסיסו, גבישי קרח בפסגתו ובתווך גבישי קרח וטיפות מים בקירור יתר.

ד.       תהליך הורדת גשם מענן.

1)      גוש אוויר עולה ומתקרר עד רוויה – נקודת הטל.

2)      אדי מים הופכים טיפות זעירות בגודל 0.1 מיקרון.

3)      הטיפות הזעירות  נמצאות בתנועה מחמת זרמי האוויר ומערבולות, מתלכדות סביב גרעיני התעבות (אבק, מלחים, פיח, חידקים, יודיד הכסף - "הזרעת" עננים מלאכותית ע"י מטוסים או תנורים קרקעיים),  מתנגשות זו בזו,  בולעות זו את זו וגדלות לגודל של כ – 2 מיקרון. או אז הן כבדות דיין כדי ליפול חרף הזרמים העולים שבתוך הענן.

:סוגי משקעים

גשם - Rain

טפטוף - Drizzle

ממטרים - Showers

 ברד  - Hail

שלג - Snow

גשם קופא: משקע של טיפות מים נוזליים הנופלים מן העננים לקרקע, ועוברים בסמוך לקרקע דרך שכבת אוויר קרה עם טמפרטורות מתחת ל-0 מעלות צלזיוס. טיפות המים שאינן הספיקו לקפוא באוויר קופאות במהירות על הקרקע ועל גבי עצמים קפואים ויוצרות מעטה של קרח. תופעה זו שכיחה באקלימים יבשתיים קרים ונדירה מאוד בישראל 

ח.      סוגי עננים – את העננים ממינים על פי צורתם וגובהם מעל פני הקרקע.

1)      חלוקת עננים לפי צורתם –

א)      עננים ערמתיים - קומולוס. (מלטינית - ערמה) – עננים בצורת ערמות.

ב)      עננים שכבתיים - סטרטוס. (מלטינית - שכבה)- עננים המסודרים בשכבות.

ג)       עננים שצורתם בין שכבתי לערמתי - סטרטוקומולוס.

ד)      עננים גבוהים - צירוס. (מלטינית - נוצה).

2)      חלוקת עננים על פי גובהם –

א)      עננים נמוכים – עננים אשר בסיסם עד 8,000 רגל. לעננים בגובה זה אין קידומת.

ב)      עננים בינוניים – עננים שבסיסם נע בין 8,000 ל –18,000 רגל. שם הענן יקבל קידומת "אלטו". אלטוקומולוס, אלטוסטרוטוס.

ג)       עננים גבוהים – עננים שבסיסם מ- 18.000 רגל ומעלה. שם הענן יקבל קידומת "צירו".  צירוקומולוס.  צירוסטרטוס.

הערה :

א.      במיון עננים על פי גובהם מתייחסים רק לבסיס הענן. אין התייחסות לפסגת הענן.

ב.       עננים מורידי גשם יקבלו תוספת לשמם "נימבוס". (מלטינית – גשם).  לדוגמא: קומלונימבוס.

ג. הגורם העליון המגביל גובהם של עננים  הנו שכבת  הסטרטוספירה. שכבה זו מאופיינת בעליית טמפ' מתונה עם העלייה בגובה ולכן האוויר בה יציב ושקט. השכבה משתרעת מהטרופופאוזה – 35.000 רגל ועד לגובה של 115.000-135.000 רגל לערך.

החלוקה שלעיל היא זו המקובלת על רת"א לצרכי המבחן. החלוקה הבנ"ל הנה כמוצג להלן.

שאלות רת"א אינן מערבבות בין שתי ההגדרות ולפיכך, היה ופגשת שאלה העוסקת בגבהי עננים, בחר את התשובה התואמת לסולם המתאים.

.הערה: מהרשימה שבהמשך עולה שעננים מורידי גשם (בטבלה שלעיל), שייכים לקבוצת העננים הנמוכה

3)      עננים נמוכים - ST - עננים שבסיסם נמוך.

א)      קומולוס – CU - עננים בעלי התפתחות אנכית הנוצרים באוויר בלתי יציב. פסגתם עשויה להגיע לגובה כ – 15,000 רגל, כתלות במידת אי היציבות של האוויר וכמות הלחות שבו. במקרים קיצוניים עשויים להתפתח לענני קומולונימבוס אשר פסגתם עשויה להתנשא ל – 30.000 רגל ויותר. מחמת הזרמים העולים קיים ערבול חזק בתוך עננים אלו ואם הגיעו לרום הקיפאון, אף תנאי התקרחות. אינם מופיעים כשכבה רצופה אלא כגושים מאחר וסופחים הלחות מסביבתם בעוצמה רבה ו"מיבשים" אותה.

ב)      קומולוס של מז"א נאה – זהו קומולוס המאופיין למזג אוויר נאה בדרך-כלל. הענן מורכב בעיקר מטיפות מים זעירות וכן טיפות בקירור יתר. הענן בדרך-כלל בעל תכולת מים נמוכה מאוד וכך גם הפעילות שבתוכו, ולכן אינו ממטיר משקעים. הענן עצמו נוצר כאשר הקרקע מספיק חמה ע"י קרינת השמש לכדי עליית חבילות אוויר חמות וקלות מסביבתן כלפי מעלה. האוויר שעלה מתקרר, וכאשר מגיע לרום העיבוי, מתכווצות טיפות המים יחד עם גרעיני ההתעבות וכך נוצר הענן. כמובן שהיווצרות הענן דורשת לחות מספקת.

ג)       קומולוס קונג'סטוס –   TCU - זהו הענן בשלב המתקדם של הקומולוס – קומולוס הקונג'סטוס. ענן זה בעל זרימות אנכיות חזקות ותכולת מים ופעילות חשמלית גבוהה. הוא עשוי בעיקר מטיפות מים בקירור יתר, מים נוזליים וגבישי קרח – ועקב הפעילות החזקה שבתוכו, הענן ממטיר גשמים שיכולים להיות חזקים ואף מלווים בברד. הקומולוס הנ"ל אופייני בישראל בעיקר במערכות גשם ושכיח מאוד בעת החזית הקרה של השקעים הניידים המגיעים לאזורינו מידי פעם בחורף. הענן נוצר כאשר האוויר בלתי יציב בפועל, כלומר גושי אוויר נעים במהירות כלפי מעלה כאשר המהירות האנכית גבוהה, מתעבים יחד עם הלחות ויוצרים ענן מפותח.

קל לזהות את הענן בשל צורתו הדומה לכרובית (בהתאם להארת זווית השמש עליו).

ד)      קומולונימבוס – CB - הענן המפותח ביותר והשלב המתקדם ביותר של ענן הקומולוס. ענן הקומולונימבוס הוא ענן ערמה מפותח במיוחד הממטיר גשמי זלעפות, ברד ומייצר סופות רעמים. הענן נוצר עקב אי-יציבות חריפה בשכבות הנמוכות והבינוניות של האטמוספרה, או מחמת עליה אורוגרפית וטרמלית של גוש אוויר בלתי יציב. כאשר האוויר עולה במהירות עצומה ומתעבה לכדי יצירת ענן סערה. זרמי האוויר עולים בעצמה במרכז הענן ושבים ויורדים בקדמתו.

תנאים הכרחיים ליצירת הענן : כח מרים, גוש אויר יציב על תנאי או בלתי יציב, לחות גבוהה.

לענן תכולת מים ופעילות חשמלית גבוהה במיוחד, שכן בכל רגע נתון בענן מיליוני חלקיקי מים וגבישי קרח מתנגשים זה בזה ויוצרים מטען חשמלי לאורך רוב הענן – מה שיוצר לנו את הברקים והרעמים.

לענן ריכוזי מים וקרח גבוהים במיוחד, והזרימות האנכיות בו כל-כך חזקות שהן יוצרות חיתחות חמור בתוך הענן עצמו.

יש לציין כי מטוס העובר בתוך ענן כזה עלול לספוג זעזועים מתמשכים, וכל הפעילות האדירה בענן יכולה לגרום נזק למטוס.

לענן יש "מחזור חיים". צעיר - התפתחות אנכית. בוגר - גשם וברד. זקן -  התמוככות.

הענן שכיח במיוחד בחורף בישראל בעת פעילות קרה של שקע, אפיק ים-סוף פעיל בעונות המעבר ואף בשקעים שרביים בעלי תמיכה משמעותית ברום – הפרשים טרמלים גבוהים מאוד בין הרום הנמוך (850 מ"ב) לבין הרום הגבוה (500 מ"ב), מה שיוצר ענני סערה בעלי בסיס ברום הבינוני הנקראים אלטוקומולונימבוס (או אלטו-סיבי).

סופת רעמים (המכונה גם סופת ברקים) היא צורה של מזג אוויר המאופיין בהופעת ברקים וברעמים הנלווים להם, הנוצרים בענני קומולונימבוס. סופות רעמים בדרך כלל מלוות בגשם כבד ויכולות גם להיות מלוות ברוח, וברד חזקים. ירידת שלג גם היא יכולה להתרחש בעת סופת רעמים.  

ללימוד מעמיק יותר 

ה)      סטרטוקומולוס – עננים בעלי התפתחות אנכית המופיעים כשכבה ומעידים על שכבה בלתי יציבה הכלואה מתחת שכבה יציבה. עשויים להוריד גשם.

ו)       סטרטוס – ענני הסטרטוס הם עננים שכבתיים המוגבלים בהתפתחותם לאינברסיה שנמצאת מעליהם.

עננים אלו אינם מורידים משקעים כמעט בכלל, והם למעשה נוצרים כשהאוויר הרווי בלחות מטפס באיטיות כלפי מעלה ומתפשט אופקית עקב האינברסיה הבולמת אותו ועקב הרוח ש"עוזרת" לו להשתטח.

בד"כ ענן הסטרטוס גורם לערפילים כאשר נמצא בגובה הנמוך מ- 3,000 רגל לפחות.

הסטרטוס אופייני בישראל בעיקר בעונת הקיץ בעת התחממות קרינתית של הקרקע ועליית אוויר שמתקרר ומתעבה בגובה נמוך.

ז)       נימבוסטרטוס – עננים שכבתיים המכסים בד"כ את כל השמיים. אפורים ומורידי גשם במשך פרקי זמן ארוכים. בד"כ כרסס. הייה והטמפ' נמוכה דייה – שלג. עשויים להופיע גם בגובה בינוני. מאפיינים מצב יציבות באזורנו. 

4)      עננים בינוניים - עננים שבסיסם בגובה בינוניץ

א)      אלטוקומולוס – הו ענן ערמתי שבסיסו מעל 8,000 רגל. תכונותיו דומות לאלה של קומולוס ערמתי בעל בסיס נמוך. הענן מתפתח בעיקר בעקבות יובש בשכבות שמתחת לבסיס הענן. כאשר בשכבות הבינוניות ישנה אי-יציבות על תנאי, יתפתחו אלטוקומולוסים ערמתיים הנקראים אלטוקומולוס קסטלנוס.

ב)      אלטוקומולוס קסטלנוס – ענן זה הוא ענן ערמה מפותח בגובה בינוני בעל זרימות אנכיות חזקות. עננות זו יכולה להוריד גשם ואף לייצר סופות רעמים.

ג)       אלטוקומולוס לנטיקולריס – ענני עדשה מתפתחים בזרימת אוויר אופקית, המקבלת תנועה גלית מעל למכשול הררי.  לאורכה של זרימה גלית זו אוויר הרוח נאלץ לעלות ולהתקרר עד שחלה בו התעבות, וענן עדשה מתהווה בשיאו של הגל.  לעיתים קרובות, התנועה הגלית נמשכת עשרות קילומטרים מעבר למכשול ההררי, ונוצרים גלים של ענני עדשה המכונים "גלי הרים". ראוי לציין כי לעיתים מתפתחים ענני עדשה נמוכים (סטרטוקומולוס לנטיקולריס), או גבוהים (צירוקומולוס לנטיקולריס) בהתאם לגובה ההר, הלחות והיציבות באוויר.

 עננים אלה אינם מורידים משקעים, וכשמופיעים לאחר ענני הגשם הם מעידים, בדרך כלל, על התייצבות במזג האוויר. 

ד)      אלטוסטרוטוס – עננות זו תיראה לנו בגוונים אפורים-לבנים, כאשר כל השמיים מכוסים בכמויות גדולות של אלטוסטרוטוס. עננות זו מאופיינת בבסיס גבוה מעל הקרקע והיא אינה ממטירה משקעים (למעט טפטופים במקרים מסוימים). לרוב כאשר כיסוי העננות אחיד, תיראה השמש כמעין אור זוהר קטן וחיוור.

האלטוסטרטוס מאפיין חזית חמה של שקע כלשהו ומסמל את בואה של החזית הקרה כמה שעות מאוחר יותר (בד"כ).

האלטוסטרטוס נוצר היכן שהאוויר החם והרווי בלחות מטפס באיטיות מעל האוויר הקר יותר בצורה כמעטאופקית – ולכן המבנה השכבתי. 

5)      עננים גבוהים - עננים שבסיסם בגובה גבוה (רובם ככולם שכבתיים)

א)      צירוס – ענני הצירוס הם עננים גבוהים המשתרעים החל מגבהים של 18,000 רגל לפחות. עננים אלו מורכבים מגבישי קרח בלבד עקב הטמפ' הנמוכה בה הם מתקיימים. עננים אלו נראים כמעין פסים לבנים וארוכים על פני השמיים והם מאפיינים בעיקר מצבים של זרמי סילון.

גם בימים ללא קיום מערכת משמעותית באזורינו נוצרים מידי פעם צירוסים – זאת ע"פ מידת הלחויות בשכבות הגבוהות ומידת הטמפ', האם נמוכה מספיק לכדי התעבות.

ב)      צירוקומולוס – ענני צירוקומולוס נראים כפתיתים לבנים קטנים או פקעות עדינות, ואין בהם הצללה של כתמים כהים. הם מסודרים על פי רוב בקבוצות, בקווים או בצורת סימני גלים וערוכים בשכבה אחידה או בטלאים.

עננים אלה מורכבים מגבישי קרח ומתפתחים בשכבת ערבול דקה יחסית כשהם מלווים בדרך כלל ענני צירוס וצירוסטראטוס.   הם מתפתחים על ידי עלייה איטית של שכבת אוויר בגובה רב. כשעננים אלה מופיעים בשמיים הם מעידים על אי יציבות באוויר הרום ועל האפשרות של מזג אוויר פעיל בתוך היממה הקרובה.

ג)        צירוסטרטוס – עננים אלו מורכבים גם כן מגבישי קרח עקב גובהם הרב באטמוספירה. עננות זו היא שכבתית ונראית מן הקרקע ככיסוי אחיד, לבן ודק של עננות על פני רוב השמיים. התופעה היפהפה שמתרחשת בסוג הענן הנ"ל היא ההילות אשר נוצרות סביב השמש – והדבר מתרחש עקב שבירת קרני אור השמש בגבישיהקרח – מה שגורם להתפצלות צבעים שונים וליצירת מעין עיגול של קשת סביב השמש. 

עננות מסוג זו מאופיינת לחזיתות חמות של שקעים ברומטריים (לדוגמא, בחזיתו החמה של שקע קפריסאי ממוצע מופיעה עננות מהסוג הזה).

4.      גורמי יצירת עננים

א.      עננות אורוגרפית.

1)      אורוגרפיה – מצב בו גוש  אוויר נע לאורך היבשה ומגיע לנקודת מפגש עם הר או רכס הרים. המכשול מאלץ את הגוש לטפס מעל המכשול.

2)      עננות אורוגרפית – עננות הנוצרת כתוצאה מאילוץ ההרים לעלות מעלה.

3)      באוויר יציב ייווצרו ענני סטרטוס או סטרטוקומולוס.

4)      באוויר בלתי יציב ייווצרו ענני קומולוס. הייה והאוויר מכיל כמות גדולה של אדי מיים, עשויים להתפתח ענני קומולונימבוס (על כל התופעות הנלוות).

5)      הייה ונוצרו "גלי הרים", עשויים להופיע ענני עדשה.

ב.       עננות קונבקטיבית - טרמלית.

1)      אוויר הופך בלתי יציב כאשר בשכבות הנמוכות של האטמוספרה יש אוויר חם יחסית לשכבות הבינוניות והגבוהות   (כגון מהתחממות הקרקע). מכיוון שאוויר חם שואף לעלות למעלה ואוויר קר שואף לרדת למטה. זרמים של אוויר מהגובה הנמוך עולים למעלה ואת מקומם תופסים זרמים יורדים- תהליך זה מכונה קונבקציה.

2)      התרוממות אנכית של האוויר החם עקב אי יציבות  קלה יוצרת עננים ערמתיים – סטרטוקומולוס.

3)      באטמוספירה בלתי יציבה ותכולת לחות גבוהה, עשויים להתפתח ענני קומולונימבוס.   

ג.       עננות חזיתית.

1)      חזית – קו המפגש בין גוש אוויר קר וגוש אוויר חם.

2)      חזית עשויה להתפתח כאשר גוש אוויר חם משיג גוש אוויר קר ועולה עליו – חזית חמה, או כאשר גוש אוויר קר משיג גוש אוויר חם ודוחף אותו מעלה – חזית קרה.

3)      גוש האוויר החם עולה מעלה, מתקרר, מגיע לרוויה ונוצרת עננות.

4)      באטמוספירה יציבה ייווצרו עננים שכבתיים ובאטמוספירה בלתי יציבה יתפתחו עננים ערמתיים.

ד.       אד ערפל וסטרטוס נמוך.

1)      הערפל הוא תופעה במזג האוויר שנוצרת במקומות נמוכים כאשר שכבת אוויר לחה מתקררת במהירות. כתגובה לכך נעשה האוויר סמיך בשל טיפות מים זעירות כבענן והראות נעשית לקויה עד אשר מתפזר הערפל כליל.

2)      באוויר נמצאים תמיד אדי מים, בכל מקום על פני כדור הארץ, גם בקטבים וגם במדבריות.

הטמפרטורה קובעת את כמות אדי המים שיכולה להיות באוויר. אוויר קר יכול להכיל פחות אדי מים מאשר אוויר חם. כשהלחות היחסית גבוהה מ-75% חל תהליך התעבות של הלחות. באותה הדרך בה נוצרים עננים, מתחילים להתגבש אדי מים לטיפות מיקרוסקופיות. טיפות אלה שוברות את האור העובר דרכן ולכן מגבילות את הראייה. גון האדים האלו נראה לבן, שכן כאשר קרני השמש עוברות דרכן טיפות המים הן נשברות באופן שווה, וכשהקרניים המפוזרות של השמש מגיעות לעינינו אנו מקבלים צבע לבן כתוצאה משילובן של כל הקרניים השבורות.ככל שאחוזי הלחות באוויר גבוהים יותר כך פיזור הקרניים גדל והיכולת לראות נפגעת. בדרך כלל הלחות בבוקר גבוהה יותר שכן  האוויר עוד קר מהלילה ולכן הראות בדרך כלל פחות טובה. לקראת הצהריים הטמפרטורה עולה והראות משתפרת.

3)      כאשר הלחות מגיעה ל-100% חלקיקי המים באוויר מתרבים וגדלים. לחות זו הופכת לערפל.

כשגודל החלקיקים מגיעה למאית המילימטר והצפיפות מגיעה למאות חלקיקים בסנטימטר נוצר ענן הוא הערפל.

4)      הסיכויים לעננות נמוכה וערפילים גדול כאשר ההפרש בין טמפ' האוויר המעשית לבין טמפ' נקודת הטל הוא פחות מ-2 מעלות צלזיוס והוא הולך וקטן.

ה.      סוגי ערפל

1)      ערפל עמקים - ערפל במורדות ההרים אשר נוצר כתוצאה מגלישה של אוויר קר המצטבר בעמקים

2)      ערפל קרינה - נוצר על ידי התקררות האדמה לאחר שקיעת השמש והקרינה, כאשר אין רוח והשמיים בהירים. האדמה הקרירה מקררת את האוויר וגורמת ללחות שבו להתעבות. כאשר אין רוח כלל, שכבת הערפל תהיה עבה מעט פחות ממטר, אבל מערבולות יכולות לעודד שכבה עבה יותר. ערפל קרינה נפוץ בעיקר בסתיו ובאביב, ובדרך כלל מתאדה מעט לאחר זריחת השמש.

3)      ערפל קיטור - הוא ערפל מאוד מקומי והוא נוצר כאשר אוויר קר עובר מעל מים חמים ממנו בהרבה.

האוויר נעשה לח במהירות (כתוצאה מהתאדות), אותה לחות שבאוויר מתעבה לערפל וערפל זה נראה כמו קיטור. ערפל קיטור נפוץ מאוד באזורים פולאריים.

4)      ערפל הסעה/אדווקציה מתרחש כאשר אוויר לח עובר מעל אדמה קרירה באדווקציה (הסעה, רוח) ומתקרר. גוש אויר חם ולח שמקורו מעל הים, מכיל הרבה אדי מים נכנס ליבשה קרה ויבשה, יש הפרשי טמפרטורות גדולים והקירור הנדרש כדי להגיע לרוויה הוא קטן ביותר.  לרוב אך לא רק, לפנות בוקר הגוש מתעבה ונוצר ערפל הסעה. ערפל זה מכסה אזורים גדולים, בד"כ אזורי חוף ומתפשט במהירות עם הרוח. שכבת הערפל מגיעה לכמה עשרות מטרים.


5)      ערפל משקעים/חזיתי- נוצר כאשר משקעים יורדים אל אוויר יבש יותר מתחת לענן, הטיפות הנוזליות מתאדות והופכות לאדי מים. אדי המים מקררים ומלחלחים את האוויר. כאשר האוויר מתחת לענן רווי נוצר ערפל.

6)      ערפל מדרון נוצר כאשר אוויר עולה במעלה מדרון (רוח) ומתקרר אדיאבטית בעלייתו.

 מאמר מקיף על עננים - אנגלית

5.      ראות לצרכי תעופה

א.      ראות אופקית – המרחק האופקי בו ניתן לזהות עצמים ונמדד במטרים.

ב.       ראות אנכית – הראות האנכית כפי שנמדדת מהאוויר לקרקע ועל מצוינת ברגל כגובה מעל פני הקרקע.

ג.       ראות אלכסונית – הראות הנמדדת מתא הטיס ומתייחסת ליכולתו של הטייס לראות את מסלול הנחיתה ומצוינת במטרים.

ד.       Runway Visibility – מרחק הראות לאורכו של מסלול הנחיתה/המראה ובד"כ מתייחס לאורות המסלול.

ה.      High Runway Visibility – מכשיר המותקן בשדות תעופה ומודד ראות לאורכו של המסלול. מסייע לפקחי השדה להגדיר במדויק הראות בעבור התנועה האווירית.

ו.        גורמים המגבילים הראות – אד, ערפל, אובך, זיהום תעשייתי כגון ערפיח, ממטרים, שמש נמוכה.

הערה : הראות האלכסונית ובפרט בנחיתה כאשר קיימים גורמים מגבילי ראות כמצוין לעיל, נמוכה לאין שעור מזו האנכית מהאוויר או האופקית מהקרקע.

6.      התקרחות ותעופה

התקרחות על גוף המטוס (חיצונית) או מכלולים (פנימית) שלו מהווה סיכון חמור בתעופה.

התקרחות נגרמת מקירור של לחות (נראית) המצויה באוויר.

את ההתקרחות ניתן לחלק לשניים :

א.      התקרחות על גוף המטוס.

1)      התקרחות על גוף המטוס בכל חלק שהוא – הפרת האיזון.

2)      כנפיים – פוגעת בעילוי.

3)      הגאים – פגיעה בהיגוי.

4)      מדחף – הקטנת הסחב.

5)      חלון – פגיעה בראות החוצה.

ב.       התקרחות בתוך מכלולים של המטוס.

1)      התקרחות בצינור האוויר המוביל למאיד – מקטינה כמות האוויר המגיעה למאיד ומשנה את היחס אוויר/דלק.

2)      התקרחות פנימית במאייד (קרבוראטור) – מפסיקה ערבוב אוויר/דלק.

בתוך המאייד יד צינור ונטורי היונק את האוויר. זרימת אוויר בצינור ונטורי מאיצה את מהירות הזרימה ומקטינה את הלחץ הסטטי שלו. נפילת הלחץ גוררת נפילת טמפ' כדי כך שאף אם הטמפ' החיצונית הינה 21 מעלות, הטמפ' הפנימית עשויה ליפול אל מתחת לאפס ועד 20- מעלות. הייה והאוויר לח, טובים הסיכויים שלחות זו תהפוך לקרח.

גורמי ההתקרחות :

א.      התקרחות כפורית - Rime Ice - בתוך ענן עשויים להימצא טיפות מים בקירור יתר, שמתחת לאפס. הפרה קלה של מצבן תעביר אותן באחת ממצב נוזלי לקרח. תנועת המטוס בתוכן היא המפרה ועליו הן מתגבשות לקרח. בד"כ כפור שהינו שכבת קרח דקה ופריכה. (בענני קומולוס – בקירור יתר של 20- מעלות. בענני סטרטוס – בקירור יתר של 15- מעלות). ההתקרחות עשויה להתרחש כאשר טמפ' הסביבה בין אפס למינוס 10 מעלות.

ב.       התקרחות זגוגית - Clear Ice - גוף המטוס שהינו בטמפ' נמוכה מאפס, פוגש אוויר לח (בין שהמטוס על הקרקע והאוויר זורם עליו ובין שבטיסה והוא המתקדם בתוך האוויר) ומעביר אותו באחת ממצב גז למוצק. בד"כ שכבה עבה ומוצקה.

ג. התקרחות מבנית - Structural Icing - התנאים הנדרשים ליצירת התקרחות מבנית הם: 

1) המטוס נע בגשם או ענן שטיפותיו גדולות. 

2) הטמפ' בנקודת המגע של טיפות המים במטוס, אפס או נמוכה יותר. 

טמפ' הסביבה עשויה להיות מעל האפס, אך כתוצאה מהתקררות אווירודינמית, הטמפ' בנקודת המגע נמוכה.

אם טיפות המים מצויות במצב של התקררות יתר - Supercooled וחוסר יציבות - Unstable Liquid State, קצב ההתקרחות מהיר יותר.

            אמצעים למניעת התקרחות :

     א.      מטוסים גדולים – ניפוח שפת ההתקפה והזרמת אוויר חם (הנלקח מהמנוע) על הכנפיים.

     ב.       מטוסי בוכנה בעלי מאייד – חימום מאייד ע"י הזרמת אוויר חם מסביבת המנוע אל פתח היניקה.

   סביבת התקרחות :

א.       טמפ' סביב האפס עד מינוס 30 מעלות !

ב.       טיסה בסביבה לחה או רטובה – עננים וגשם.

ג.        הנמכה מסביבה קרה לחמה ולחה.

ד.       הנמכה בסל"ד סרק במנוע בוכנה - התקרחות מאייד.

עבור רוחות