5. A légkör dinamikája
5.3. A légkör instabilitása
A horizontális áramlások mellett a Föld-légkör rendszer energiaháztartása szempontjából a függőleges irányú légmozgások is kiemelkedő fontosságúak. A vertikális mozgásokat a nehézségi erő, a nyomási gradiens erő, valamint ez utóbbiból származtatható felhajtó erő határozza meg.
Az 5.1 alfejezetben már láttuk (lásd 5.11. egyenlet), hogy a felfelé irányuló gyorsulást a vizsgált légrészecske és a környezet hőmérséklet-különbsége határozza meg. Ha az elemi légrészecske hőmérséklete magasabb, mint a környező levegő hőmérséklete, akkor a légrészecske felfelé fog mozogni, s a levegőt instabilnak mondjuk. Általános értelemben instabil (labilis) az adott légtér, ha egy kiválasztott részecskéjét eredeti magasságából kitérítünk, s az folytatja mozgását a kitérítés irányába. Stabil légtérben viszont a kimozdított légrészecske visszatér az eredeti magasságába. A kétféle egyensúlyi helyzetet (stabil, instabil) szemlélteti az 5.16. és 5.17. ábra.
5.16. ábra: Stabil egyensúlyi helyzet
5.17. ábra: Instabil egyensúlyi helyzet
Az előző fejezetben láttuk, hogy egy adiabatikusan felfelé emelkedő levegőrészecske hőmérséklete 100 méterenként csaknem 1 °C-kal csökken egészen addig, amíg a vízgőztartalom nem éri el a telítési értéket. A száraz levegőre jellemző adiabatikus hőmérsékleti gradiens állandó, pontos értéke –0,975 °C/ 100 m. Amennyiben az emelkedés során a levegő vízgőztartalma meghaladja a 100%-os telítettséget, a vízgőz kondenzálódni fog. A kondenzáció során felszabaduló hő melegíti a légrészecskét, s ezért hőmérséklete lassabban fog csökkenni. Ezt a hőmérséklet-változást nedves adiabatikus hőmérsékleti gradiensnek nevezzük, amely nem adható meg egyetlen számértékkel, mivel nagyságát a hőmérséklet és a légnyomás egyaránt befolyásolja.
5.18. ábra: A száraz és a nedves adiabatikus hőmérsékleti gradiensek alakulása a hőmérséklet és a légnyomás függvényében
A száraz adiabatikus hőmérsékleti gradienst és a nedves adiabatikus gradienseket hasonlítjuk össze az 5.18. ábrán.
Látható, hogy alacsony hőmérsékleteken nincs jelentős különbség köztük, míg a meleg és nedves levegő vertikális hőmérsékleti gradiense abszolút értékben sokkal kisebb, mint a száraz levegőé. A felszín közelében a nedves adiabatikus gradiens közel –0,45 °C/100 m, s csak nagyobb magasságokban – ahol a telítési vízgőztartalom már nagyon alacsony – közelíti meg a –0,9 °C/100 m-t.
Adott légoszlop stabilitását úgy határozzuk meg, ha összevetjük az aktuális függőleges menti hőmérsékleti gradienst a száraz adiabatikus hőmérsékleti gradienssel, valamint a nedves adiabatikus gradienssel (5.19. ábra). Amennyiben a földfelszíntől felfelé haladva a hőmérséklet erősebben csökken, mint száraz adiabatikus esetben, akkor a vizsgált légoszlop abszolút instabil. Ha viszont a nedves adiabatikusnál is kisebb mértékben csökken, vagy esetleg növekszik a léghőmérséklet a troposzférában (pl. inverziós időjárási helyzetben), akkor a légkör abszolút stabil. Végül abban az esetben, ha ezen két feltétel egyike sem teljesül, feltételes instabilitásról beszélhetünk. Ekkor a stabilitás vagy instabilitás attól függ, hogy az adott légtömeg telítetlen vagy telített-e. Vagyis ha egy telítetlen légrész valamilyen okból olyan magasságba kerül, ahol telítetté válik, akkor instabil lesz. Tekintettel a troposzféra átlagos vertikális hőmérsékleti gradiensére – mely –0,65 °C/100 m nagyságú, vagyis ha függőlegesen felfelé tartunk, akkor 100 méterenként átlagosan 0,65 °C-kal csökken a levegő hőmérséklete – a földi légkör legtöbbször feltételesen instabil állapotú.
5.19. ábra: Adott légoszlop stabilitásának meghatározása a száraz és a nedves adiabatikus hőmérsékleti gradiensek segítségével
A légkörben lezajló komplex folyamatok hatására az is előfordulhat, hogy egy kezdetben rendkívül stabil légelem a magasba emelkedve abszolút instabillá válik. Ez abban az esetben lép fel, amikor egy olyan stabil légrész emelkedik fel, amelynek az alja vízgőzzel telített, a teteje viszont száraz. Az instabilitásnak ez a fajtája (az ún.
konvektív instabilitás) felelős az erős, heves zivatarok, s a tornádók kialakulásáért, melyekről a későbbi fejezetekben még lesz szó.
6.1. A levegő nedvességtartalmának mérőszámai
Eltérően az egyéb összetevőktől, a víz mind a három halmazállapotban előfordul a légkörben. A levegőben lévő víz mennyisége azonban mind időben, mind térben jelentősen változhat. A folyékony és szilárd halmazállapotú részecskék, a vízcseppek, illetve a jégkristályok és a jégszemek csak a felhőkben, illetve a belőlük hulló csapadékban vannak jelen. A vízgőz mindenhol megtalálható a troposzférában, de lényeges – akár egy-két nagyságrendnyi – eltérés is előfordulhat a különböző területek feletti vízgőztartalomban. A levegő vízgőztartalma számos légköri folyamat szempontjából döntő fontosságú, ilyen pl. a felhő- és ködképződés, a sugárzásátvitel, illetve az energiaháztartás. A vízgőztartalom jellemzésére többféle mennyiség használatos. Az alábbiakban a legfontosabbakat soroljuk fel:
6.1.1. A vízgőz nyomása (e)
A vízgőz nyomása – csak úgy, mint más gázok esetében – nem csak a vízmolekulák koncentrációjától, hanem a hőmérséklettől is függ. A nyomás mértékegysége a Pascal [Pa], de a meteorológiai gyakorlatban ennek százszorosa, a hektopascal [hPa] is elfogadott. A vízfelszínről mindig távoznak, illetve oda érkeznek vízmolekulák. Ezek egymáshoz viszonyított aránya határozza meg, hogy párolgásról vagy kicsapódásról (kondenzációról) van-e szó (6.1. ábra). Amikor a távozó és a lecsapódó molekulák száma megegyezik, a vízgőz nyomása az ún. telítési gőznyomással egyenlő (es) és a levegő telítettsége éppen 100%.
6.1. ábra: A párolgás és a kicsapódás (kondenzáció) dinamikus modellje. Amennyiben a távozó vízmolekulák száma meghaladja a kicsapódók számát (a), a vízfelszín párolog. Ellenkező esetben kondenzációról beszélünk (c).
Ha a távozó és a kicsapódó molekulák száma megegyezik, a levegő vízgőztartalma éppen megegyezik a 100%-os telítési értékkel (b).
A telítési gőznyomás erősen függ a hőmérséklettől (6.2. ábra). Magasabb hőmérsékleten a vízmolekulák könnyebben lépnek ki a vízfelszínről, és a dinamikus egyensúly csak akkor alakul ki, amikor a vízmolekulák nagyobb koncentrációban vannak jelen a felszín felett. A telítési gőznyomás nem csak a hőmérséklettől függ, hanem a párolgó felszín halmazállapotától, a felszín görbületétől és a vízben található szennyező anyagok koncentrációjától is. Ezen összefüggésekre még majd visszatérünk a csapadékképződési folyamatok tárgyalásakor.
6.2. ábra: A telítési gőznyomás (es) hőmérsékletfüggése
6.1.2. A vízgőz sűrűsége (ρ v )
A vízgőz sűrűsége a vízgőz tömege és a gőz által kitöltött térfogat hányadosa. A mértékegysége: kg/m3.
6.1.3. A keverési arány (r v )
A keverési arány az egységnyi térfogatú levegőben a vízgőz (mv) és a száraz levegő (ml) tömegarányát adja meg:
(6.1)
aholeés pa vízgőz, illetve a levegő nyomása. Ha a vízgőz nyomása a telítési gőznyomással egyenlő, akkor a keverési arány az ún. telítési keverési arány (rs). A keverési arány tulajdonképpen egy dimenzió nélküli szám, de a definícióját jobban kifejezik a [kg/kg] vagy a [g/kg] mértékegységek, s ezért ezek használatosak. A 6.1 Táblázatban megadtunk néhány hőmérsékleti értékhez tartozó telítési gőznyomást és telítési keverési arányt.
6.1. táblázat: Különböző levegő-hőmérsékletekhez (t) tartozó telítési gőznyomás (es) és telítési keverési arányok (rs). A levegő nyomása 1000 hPa.
6.1.4. Harmatpont hőmérséklet (T d )
A harmatpont az a hőmérséklet, amire a levegőt állandó nyomáson le kell hűteni ahhoz, hogy telítetté váljon.
6.1.5. Nedves hőmérséklet (T w )
Víz párologtatásával addig növeljük a levegő vízgőztartalmát, amíg az telítetté nem válik. A párolgás következtében a párolgó felszín hőmérséklete fokozatosan csökken, végül egy, a környező levegő vízgőztartalmától függő egyensúlyi értéket ér el. Azt a hőmérsékletet, ahol ez bekövetkezik, nedves hőmérsékletnek nevezzük. A harmatpont meghatározásától eltérően ebben az esetben a levegő vízgőztartalma nem állandó, ezért a harmatpont hőmérséklet és a nedves hőmérséklet különböznek egymástól.
6.1.6. Relatív páratartalom (f)
A relatív páratartalom, vagy más néven relatív nedvesség a vízgőz keverési arányának (rv) és telítési keverési arányának (rs) a hányadosa, ami jó közelítéssel megegyezik a vízgőz nyomásának (e) és telítési nyomásának (es) a hányadosával:
(6.2)
Ez a hányados általában nulla és egy közötti szám, de előfordulhat, hogy egynél nagyobb értékeket vesz fel, azaz a levegő túltelítetté válik. Szokás a relatív páratartalmat százalékban is megadni, ebben az esetben a 6.2 egyenlet jobb oldalát 100-zal kell megszorozni.
6.2. A víz körforgása
A Földön a víz különböző halmazállapotban, négy közegben (tározóban) fordul elő. Legnagyobb mennyiségben a Föld óceánjaiban és tengereiben található (6.2. táblázat). Ennél két nagyságrenddel kevesebb, de közel azonos a sarki és a magashegységi jégtakarók, valamint a folyók és tavak vízkészlete. Legkisebb mennyiségben víz a légkörben található. A 6.2. táblázat utolsó oszlopában megadtuk az ún. tartózkodási időt is, amely az adott tározóban lévő víz tömegétől, valamint a tározóba történő be- és kijutás sebességétől függ. A tartózkodási idő az az átlagos időtartam, amelyet egy vízmolekula egy adott tározóban eltölt.
6.2. táblázat: A földi vízkészlet legfontosabb tározói
tartózkodási idő a teljes víztömeghez viszonyított arány [%]
víztömeg [kg]
Hosszabb időszakra átlagolva az egyes tározókban a víz mennyisége állandó. Az óceánok és tengerek vízforgalmát döntően a párolgás és a lehulló csapadék határozza meg (6.3. ábra).
6.3. ábra: A hidrológiai ciklus elemei. Tározók (ezek km3-ben megadva): tengerek, óceánok, szárazföldi víz (felszíni és felszín alatti vizek), krioszféra (hó- és jégtakaró). Áramok(ezek km3/év-ben megadva): csapadék, párolgás.
A párolgás és a csapadék mennyisége közötti különbözetet a szárazföldi vizek felszíni és felszín alatti lefolyása egyenlíti ki. A szárazföldre több csapadék hullik, mint amennyi a felszínről elpárolog. A párolgás történhet közvetlenül a talajról is, de a folyamatban igen fontos szerepe van a növénytakarónak. A többlet folyékony halmazállapotban visszaáramlik az óceánokba, tengerekbe. Legkisebb vízforgalma a jégtakarónak van. Ennek az az oka, hogy a jéggel fedett területeken csak nagyon kevés csapadék hullik, továbbá a lefolyást gyakorlatilag a gleccserek olvadása vagy az óriás jégtábláknak a sarki jégtakaróról történő leszakadása jelenti.
Egy adott terület vízforgalma az alábbi összefüggéssel írható fel:
(6.3) ,
aholCéscaz adott területre időegység alatt jutó makro-, illetve mikrocsapadék (lásd 6.6. fejezet),FésPpedig az időegység alatt lefolyó, valamint elpárolgó vízmennyiség. Általában C >> c, azaz a mikrocsapadék elhanyagolható a makrocsapadék mellett. Ez a feltétel csak a sivatagos tájakon nem teljesül, ahol a mikrocsapadék mennyisége többnyire felülmúlja a makrocsapadék mennyiségét. Ha eltekintünk a lefolyástól, akkor a terület vízháztartását a csapadék és a párolgás egymáshoz viszonyított aránya határozza meg. A párolgás mértéke a felszínről elpárologtatható vízmennyiségen kívül csak attól függ, hogy mennyi energia érkezik az adott területre napsugárzás formájában. Ezen energia által maximálisan elpárologtatható vízmennyiség az ún. potenciális párolgás:
(6.4) ,
aholEa felületegységre időegység alatt érkező energia,Lppedig az 1 kg víz elpárologtatásához szükséges energia (≈ 2,6·106J/kg). (A tényleges párolgás értéke vízfelszín, illetve vízzel telített talajfelszín felett megegyezik a potenciális párolgással, de szárazabb talaj felett ennél kisebb, esetleg nulla.) A potenciális párolgás és a csapadék egymáshoz viszonyított aránya az ún. ariditási index:
(6.5) .
Ha aHH > 1, akkor száraz. Ha a potenciális párolgás értéke meghaladja a csapadék mennyiségének háromszorosát, akkor már sivatagi éghajlatról beszélünk.
6.3. Felhők osztályozása
Mielőtt a felhőképződés tárgyalását megkezdenénk, célszerű röviden foglalkozni a felhők osztályozásával. A ma elfogadott nemzetközi felhő-osztályozási rendszer vizuális megfigyeléseken alapszik. A rendszerben tíz főtípust (más szóhasználattalfajt) különböztetünk meg a felhőalap magassága, a felhő vertikális kiterjedése és alakja alapján (6.4. ábra).
A formai jegyek figyelembevételével további 14 felhőforma különböztethető meg. A felhőtípus és a felhőforma alkotja a felhőfajtát, amihez további változatok, járulékos képződmények, kísérő felhők kapcsolódhatnak, de ezekkel most részletesebben nem foglalkozunk. A felhőtípusok közül 7–9 km magasan találhatók a Cirrus (Ci) felhők. Szerkezetük rostos, fonalas vagy fátyolszerű. Magasszintű felhő a gomolyos Cirrocumulus (Cc) (bárányfelhő) és a nagy kiterjedésű, réteges szerkezetű Cirrostratus (Cs) is. Középmagas (2 – 6 km) felhő a gomolyos szerkezetű Altocumulus (Ac) és a réteges szerkezetű Altostratus (As). 2 km alatt találhatók az alacsonyszintű felhők, a gomolyos Stratocumulus (Sc) és a réteges Stratus (St). A fennmaradó három felhőtípus alapja általában 2 km alatt található, de függőleges kiterjedésük jelentősebb, mint az eddig említett felhőké. 6 – 8 km magasságig emelkedhet a réteges szerkezetű, horizontálisan akár több száz kilométer kiterjedésű esőrétegfelhő, a Nimbostratus (Ns).
Néhány, illetve néhányszor tíz kilométer átmérőjű felhő a Cumulus (Cu) és a Cumulonimbus (Cb). A Cumulus (alacsony színtű gomoly) felhők általában 3 – 4 km magasra nőnek, és csapadékot ritkán adnak. A Cumulonimbus (zivatarfelhő) teteje akár a tropopauzát is elérheti. A csapadékhullást – ami gyakran jégeső is lehet – villámlás és mennydörgés kíséri. A Cumulonimbus-ból alakulhat ki az egyik legpusztítóbb légköri képződmény, a tornádó (lásd 10. fejezet). A felhők részletesebb leírását és osztályozását lásd a 14. fejezetben.
6.4. ábra: A felhők osztályozása, a felhőtípusok. Alacsonyszintű felhők: Ns - Nimbostratus, Sc – Stratocumulus, Cu – Cumulus, Cb – Cumulonimbus, St –Stratus, Középszintű felhők: As - Altostratus, Ac – Altocumulus,
Magasszintű felhők: Cs – Cirrostratus, Cc – Cirrocumulus, Ci – Cirrus.
6.4. A felhők kialakulásának dinamikai feltételei
A felhőtípusok rövid fenomenológiai ismertetése után rátérünk a kialakulásukban és fejlődésükben szerepet játszó folyamatok részletesebb tárgyalására.
A felhőképződés legegyszerűbben az ún. részecskemódszer segítségével írható le. Képzeljünk el egy néhány méter magas és néhány kilométer átmérőjű, hőmérsékletét és vízgőztartalmát tekintve homogén levegőrészt. E levegőrész emelkedését vagy valamilyen külső dinamikus hatás (pl. orografikus akadályok, különböző hőmérsékletű és sűrűségű légtömegek találkozása), vagy a levegőrész és a környezete közötti hőmérséklet-különbségből fakadó felhajtóerő határozza meg. A dinamikai hatások döntően az emelkedés kezdeti szakaszában befolyásolják a légoszlop mozgását. A felhajtóerő hatásának megértéséhez vizsgáljuk meg, hogy hogyan változik a légrészecske hőmérséklete a függőleges irányú emelkedés során (6.5. ábra).
Három olyan meteorológiai helyzetet mutatunk be, ahol a légkör hőmérséklete a felszíntől távolodva eltérő módon változik (szaggatott vonalak a 6.5. ábrán). Tételezzük fel, hogy a légrész valamilyen dinamikai hatás vagy erős lokális felmelegedés következtében elkezd fölfelé emelkedni. Az emelkedés során a környező levegővel való hőcserétől eltekintünk, azaz az állapotváltozás adiabatikus. A fenti feltételek teljesülése mellett a felszínről fölfelé emelkedő légrész hőmérséklete kezdetben a szaggatott vonallal jelölt görbe mentén változik (a száraz-adiabatikus állapotváltozás 100 méterenként közel 1oC-os hőmérsékletcsökkenéssel jár), a 6.5a. és 6.5b. ábrán. Mivel emelkedés közben a légrészben a hőmérséklet fokozatosan csökken, a kezdeti hőmérséklettől és vízgőztartalomtól függő magasságban a levegő relatív páratartalma eléri a 100%-ot, és megkezdődik a vízgőz kondenzációja. Ezt a szintet kondenzációs szintnek hívják. A kondenzáció során felszabaduló hő melegíti az emelkedő levegőt, ezért ettől kezdve már lassabban csökken a hőmérséklete. A kondenzációs szint közelében a hőmérséklet 0,5–0,6 oC-ot csökken 100 méterenként, felfelé haladva a csökkenés mértéke nő, és 10–12 km magasan már közel 1oC/100 m lesz (folytonos vonallal jelölt görbék a 6.5a. és a 6.5b. ábrán). Amíg a légoszlop hőmérséklete nagyobb, mint a környező levegőé, addig felfelé gyorsuló mozgást végez (az Archimedes-féle felhajtó erő nagyobb, mint a légrészecskére ható nehézségi erő). Amennyiben a légrész hőmérséklete a környező levegő hőmérséklete alá csökken, akkor mozgása fékeződik, megáll vagy éppen lefelé irányul. A dinamikai hatások erősíthetik, vagy gyengíthetik a felhajtóerő hatását (pl. az orografikus vagy a frontális eredetű emelés lehetővé teheti, hogy a légrész azon tartományok fölé tudjon emelkedni, ahol a felfelé irányuló mozgást fékező nehézségi erő nagyobb mint a felhajtó erő). Felhőképződésről csak akkor beszélhetünk, ha a légrészecske a kondenzációs szint fölé tud emelkedni (6.5a. és 6.5b. ábra). A 6.5a. ábrán az emelkedő légrész hőmérséklete egészen a tropopauzáig nagyobb a környező levegő hőmérsékleténél. Ilyenkor heves, 10 – 13 km magasra emelkedő zivatarfelhők kialakulására lehet számítani.
A troposzférában a hőmérséklet általában csökken a magassággal, de néha előfordul, hogy fölfelé haladva nő. Ezt a jelenséget hőmérsékleti inverziónak nevezik. Erős felszín közeli lehűlés (pl. felhőmentes éjszaka) az alsó légrétegben eredményezhet hőmérsékleti inverziót (6.5c. ábra). Ilyen feltétel mellett a légrész nem tud felemelkedni, mivel hőmérséklete már a felszín közelében alacsonyabb lenne, mint a környező levegő hőmérséklete. Anticiklonális áramlás esetén előforduló leszálló légmozgások gyakran eredményeznek hőmérsékleti inverziót a 800 hPa-os szint felett (6.5b. ábra). Ez az inverzió megállítja a felfelé emelkedő légrészt, és csak sekélyebb felhőzet alakulhat ki.
6.5. ábra: A felhőképződés lehetősége három különböző meteorológiai helyzetben. Gomolyfelhő (a) és sekély rétegfelhő (b) kialakulását elősegítő, illetve felhőképződést gátló (c) hőmérsékleti rétegződés.
6.5. A csapadék kialakulása
Azokat a fizikai folyamatokat, amelyek a felhőket alkotó felhő- és csapadékelemek kialakulásához vezetnek – megkülönböztetésül a levegő áramlását leíró dinamikától – felhőfizikai (újabban mikrofizikai) folyamatoknak nevezzük. Természetesen e két folyamat-csoport szoros kölcsönhatásban van. Ezen azt értjük, hogy a levegő áramlása befolyásolja a felhő- és csapadékelemek kialakulását és növekedését, illetve a felhőben lejátszódó mikrofizikai folyamatok is hatással vannak a levegő áramlására.
Az alábbiakban részletesebben tárgyaljuk a felhőkben lejátszódó fizikai folyamatokat:
6.5.1.Kondenzáció
Amennyiben a levegőben a relatív páratartalom némileg (∼0,2%-kal) meghaladja a 100%-ot, apró vízcseppecskék alakulnak ki. Hogy ez a folyamat már ilyen kis túltelítettségnél is végbemehet, abban igen jelentős szerepük van a levegőben található apró (∼0,1–1,0 μm átmérőjű) aeroszol-részecskéknek, amelyeket kondenzációs magvaknak nevezünk. Ezen részecskék nélkül a kondenzációhoz négy-ötszörös túltelítettségre lenne szükség, ami természetes viszonyok között a csapadék teljes hiányát jelentené. A kondenzációs magvak anyagukat tekintve leggyakrabban ammónium-szulfátot ((NH4)2SO4) vagy sót (NaCl) tartalmazó, vízben oldódó részecskék. Az előbbiek mind a kontinensek mind az óceánok feletti, míg az utóbbiak inkább csak az óceánok feletti légtömegekben találhatók.
Az ammónium-szulfát a szárazföldek felett a légkörben található kén-dioxidból (SO2) és ammóniából (NH3), az óceánok és a tengerek felett pedig a vízfelszínen lebegő növények által termelt dimetil-szulfidból képződik. A sórészecskék a hullámzás során a légkörbe jutó apró vízcseppecskék elpárolgását követően kerülnek a légkörbe.
A szárazföldek fölött a kondenzációs magvak koncentrációja 500 és 1000 db/cm3között változik, az óceánok felett a koncentráció értéke alacsonyabb, legfeljebb néhányszor 100 db/cm3. Ennek az a következménye, hogy a szárazföld felett nagyobb koncentrációban, kisebb vízcseppecskék alakulnak ki, míg az óceánok felett a vízcseppecskék koncentrációja kisebb, de méretük nagyobb.
6.6. ábra: Jégfázis kialakulásának különböző módjai. Depozíció (a), kontakt fagyás (b) és bemerülő fagyás(c).
6.5.2. A vízgőz depozíciója és a Bergeron-Findeisen folyamat
A jégkristályok létrejöttéhez, illetve a vízcseppek megfagyásához szilárd halmazállapotú „szennyező” részecskékre van szükség (6.6. ábra). A jégfázis kialakulását elősegítő részecskéket jégképző magvaknak hívjuk. Ezek kristályszerkezetének a jégkristályokéhoz hasonlónak kell lennie. Ilyenek például a kaolin, az ezüst-jodid (AgI) vagy a különböző fémek oxidjai. Nagyobb magasságokban, amikor a levegő hőmérséklete (–15) – (–20) °C alá süllyed, a jégképző magvakra kicsapódó vízgőzből szilárd halmazállapotú jégkristályok alakulnak ki (6.6a. ábra).
A legjellegzetesebb jégkristályformák a 6.7. ábrán láthatók.
A kristályok alakja függ a levegő hőmérsékletétől és vízgőztartalmától. Természetesen, ha a levegővel együtt mozgó jégkristályok környezetében változik a hőmérséklet, illetve a jégfelszínre vonatkozó túltelítettség, akkor a jégkristályok alakja is igen változatos lesz.A felhőkben gyakran még –40 °C-os hőmérsékleten is egymás mellett találhatók vízcseppek és jégkristályok. Azonos hőmérsékleten a telítési gőznyomás a jég felszíne felett alacsonyabb, mint a víz felszíne felett (6.8. ábra). A jég felszínéről nehezebben lépnek ki a vízmolekulák, mint a víz felszínéről, ezért már alacsonyabb vízgőztartalom esetén megegyezik az elpárolgó és a kicsapódó vízmolekulák száma.
6.7. ábra: Felhőkben előforduló jellegzetes kristályformák. A hőmérséklet és a levegő vízgőztartalma határozza meg a kristály alakját. A jégkristályok mindig hexagonális szimmetriával rendelkeznek. 0 és –4 °C között vékony sík lapok alakulnak ki, –4 és –6 °C között tű alakú kristályok növekednek. –6 és –10 °C között, illetve–22 °C-nál alacsonyabb hőmérsékleten a kristályok alakja oszlopos, –10 és –12 °C között sík-szektor formájú kristályok a jellemzők, míg –12 és –16 °C között a jellegzetes kristályforma a dendrit. A függőleges tengelyen a levegőben lévő vízgőz sűrűségének és a telítési vízgőzsűrűségnek a különbségét adtuk meg. A kristályoknak a c tengely (l.
az ábra jobb felső részén) irányába mutató kiterjedéseh,az erre merőleges legnagyobb kiterjedés pedig 2a.
6.8. ábra: A vízfelszínre és a jégfelszínre vonatkoztatott telítési gőznyomások különbsége (Δes) a hőmérséklet függvényében
A fentiek miatt a felhők vegyes halmazállapotú régióiban a levegő vízgőztartalma a vízcseppeket tekintve a telítési szint alatt, a jégkristályokat tekintve e szint felett lesz, és a vízcseppek felszínéről eltávozó molekulák a jégkristályok felületére csapódnak (6.9. ábra). Ez az ún. Bergeron–Findeisen-féle folyamat a vízcseppek által szolgáltatott folyamatos vízgőz utánpótlás révén az egyszerű depozíciós növekedésnél gyorsabb növekedést eredményez, és néhány perc alatt a mikrométeres jégképző magvakon milliméteres nagyságú jégkristályok fejlődnek.
6.9. ábra: A Bergeron–Findeisen folyamat során vízmolekulák távoznak a vízcseppek felszínéről, és lecsapódnak a jégkristályok felszínén
6.10. ábra: Bergeron–Findeisen folyamat során a jégkristály közvetlen közelében lévő vízcseppek elpárolognak, s az elpárolgott vízgőz a jégkristályokon csapódik le. (Forrás: Pruppacher and Klett, 1997)
A 6.10. ábrán jól megfigyelhető, hogy a jégkristály közvetlen közelében nincsenek vízcseppek. Ennek az a magyarázata, hogy a jégkristály közvetlen közelében a vízgőz nyomása kisebb, mint a víz felszínre vonatkoztatott telítési gőznyomás, és így a vízcseppek elpárolognak.
6.5.3. Vízcseppek fagyása
Jól ismert természeti jelenség, hogy ha nagyon tiszta (desztillált) víz hőmérsékletét fokozatosan 0 °C alá csökkentjük,
Jól ismert természeti jelenség, hogy ha nagyon tiszta (desztillált) víz hőmérsékletét fokozatosan 0 °C alá csökkentjük,