Температура воздуха

Лучи Солнца, попадая в атмосферу, пронизывают ее, испытывая при этом поглощение, рассеивание и отражение. Значительная часть солнечной радиации достигает до земной поверхности и нагревает ее, а от земной поверхности нагреваются уже прилегающие к ней слои воздуха. Конечно, воздух нагревается также благодаря непосредственному поглощению солнечной энергии, но это нагревание по сравнению с величиной нагревания от подстилающей поверхности, сравнительно невелико.

Солнце излучает электромагнитные волны очень широкого спектра, но » 99% приходится на диапазон 0,17 ¸ 4,0 мкм. На верхней границе атмосферы на ультрафиолетовую часть спектра (0,17 ¸ 0,40 мкм) приходится » 5%; на видимую часть (0,40 ¸ 0,76 мкм) » 52; максимум излучения на длине волны 0,47 мкм (сине-голубой участок); на инфракрасную часть (0,76 ¸ 4,0 мкм) » 43%.

У поверхности Земли состав излучения иной: ультрафиолет (0,29 – 04 мкм) » 1% (жесткое излучение полностью поглощено); видимая часть спектра » 40% (максимум » 0,56 мкм – зеленый цвет); инфракрасная часть » 59%.

Для всех процессов на Земле очень большое значения имеет характеристика отражательной способности участков Земли: Альбедо – отношение отраженной радиации к суммарной. В суммарную радиацию включены прямой приток тепла от Солнца (инсоляция) и рассеянная радиация. Например, Альбедо облаков » 50 ¸ 75%, песка » 35%, травы » 15%; в целом для суши » 10 ¸ 30%, для океана 5 ¸ 14% (т.е. океан больше поглощает солнечной энергии и является естественным накопителем тепла).

Для Земли в среднем сохраняется радиационный баланс, т.е. поглощение солнечной энергии равно излучению тепла в космос (РБ = П – И = О), но в данное время в конкретном месте РБ может быть или (+) или (-).

Передача тепла в воздухе от нижних слоев к верхним осуществляется, главным образом, конвекцией и турбулентностью.

Конвекция. При нагревании подстилающей поверхности прилегающие к ней слои воздуха становятся теплее и в виде струек и струй различных размеров "всплывают" вверх, перенося полученное тепло в этом же направлении. На их место опускаются и приходят со сторон массы более холодного воздуха. Особенно интенсивная конвекция наблюдается днем при безоблачном небе над поверхностью суши, в особенности над сильно нагретыми островами, в послеполуденные часы теплого времени года. Появление облачности ведет к уменьшению конвекции.

Турбулентность. Под турбулентным состоянием воздуха подразумевается такое состояние когда беспорядочные и вихреобразные движения совершаются в нем во всех направлениях.

Вертикальный градиент температуры , где Dt^о – изменение температуры при подъеме или опускании массы воздуха на каждые 100 м (¡ » 0,3^о ¸ 0,9^о, в среднем » 0,6^о, t^о понижается при подъеме воздуха). В зависимости от величины фактического ¡ некоторый объем воздуха может находиться в устойчивом, неустойчивом или безразличном положении. Например, если в приводном слое вода холоднее воздуха на £ 0,5^о, то положение устойчивое, возможна инверсия, когда с ростом высоты t^о воздуха увеличивается; если же вода теплее воздуха на 1 ¸ 2^о – говорят, что «стратификация неустойчивая», возможна конвекция.

В метеорологии для измерения температуры воздуха пользуются спиртовыми и ртутными термометрами с международной температурной шкалой (Цельсия). Ноль градусов по этой шкале соответствует температуре таяния льда при «нормальном атмосферном давлении (760 мм)», а сто градусов - температуре кипения воды также при нормальном давлении.

Помимо термометров с указанной шкалой встречаются термометры, имеющие шкалы Реомюра и Фаренгейта. Термометры со шкалой Фаренгейта наиболее распространены в Америке и Англии.

Для перевода отсчетов в градусы Цельсия служат формулы:

,

.

В судовых условиях температура воздуха измеряется либо обыкновенными термометрами, снабженными специальными оправами для защиты от прямой солнечной радиации и атмосферных осадков, либо, с помощью электротермометра судовой дистанционной метеостанции (СДС).

Для того чтобы на судне точнее измерить температуру воздуха, термометр должен быть вынесен на наветренный борт судна, что позволит уменьшить тепловое воздействие со стороны корпуса и надстроек, а также защищен от солнечных лучей, атмосферных осадков и забрызгивания морской водой.

В среднем северное полушарие более теплое, чем южное. Термический экватор, под которым подразумевается параллель с наиболее высокой средней температурой воздуха, в январе совпадает с географическим экватором (средняя температура около 26^оС), в июле смещается на 20-25^о с.ш. (средняя температура около 28^оС). Такое распределение температуры объясняется тем, что в северном полушарии площадь поверхности суши значительно больше, чем в южном, а также и влиянием Антарктиды.

Самые высокие температуры летом и самые низкие зимой наблюдаются над материками. В океане изменения температур в течение года незначительны по сравнению с изменениями над континентом. Минимальная температура в северном полушарии наблюдалась в Оймяконе (-78^оС), в южном – в Антарктиде. На станции «Восток», расположенной в центральной части материка на высоте 3500 м над уровнем моря, в период южнополярной зимы температуры опускаются до -88^оС. Самая высокая температура на Земле (в тени) = 63^оС.

Влажность

В природе существует непрерывный кругооборот воды. В результате испарения воды с поверхности океанов и материков в атмосферу поступает пар. Ветром пар переносится на большие расстояния в горизонтальном направлении, а благодаря конвекции и турбулентному движению он распространяется по всей толще тропосферы. Водяной пар в атмосфере конденсируется, и продукты конденсации выпадают в виде осадков на земную поверхность. Общее количество воды, выпадающей из атмосферы в виде осадков за год, примерно в 40 раз больше, чем общее содержание воды в атмосфере. Приведенные цифры показывают, насколько интенсивно происходит обмен влагой между земной поверхностью и атмосферой. Тот факт, что в уровне Мирового океана не происходит каких-либо заметных систематических изменений, говорит о том, что испаряющаяся с земной поверхности вода возвращается обратно в виде осадков и речного стока.

Испарение представляет собой разность двух потоков молекул, вылетающих из жидкости и возвращающихся в нее. Если число вылетающих молекул больше, чем возвращающихся обратно, то происходит испарение (при этом упругость водяного пара е меньше упругости насыщения Е, т.е. е < Е). Если число вылетающих и возвращающихся молекул в единицу времени становится одинаковым, то устанавливается состояние насыщения, при котором видимое испарение прекращается (при этом е = Е).

На испарение затрачивается большое количество солнечной энергии, » 600 кал/1см³ воды

Водяной пар, как всякий газ, обладает упругостью (парцианальным давлением).

Упругость водяного пара е измеряется, как и упругость воздуха, в миллибарах или миллиметрах ртутного столба. Упругость водяного пара в состоянии насыщения (упругость насыщения) – это его максимальная упругость Е, возможная при данной температуре.

Отношение фактической упругости водяного пара е к упругости насыщения при данной температуре, выраженное в процентах:

,

называется относительной влажностью.

Дефицитом влажности называется разность .

Температурой точки росы, или точкой росы t, называется температура, до которой нужно при неизменном давлении охладить воздух для того, чтобы пар, содержащийся в нем, достиг состояния насыщения.

Под абсолютной влажностью понимается количество (масса) водяного пара, содержащегося в единице объема; ее измеряют в граммах на 1 м³ (г/м³) и рассчитывают по формуле

.

Количество влаги, испаряющейся в единицу времени с какой-либо поверхности, прямо пропорционально разности между упругостью пара, насыщающего воздух (Е) при данной температуре (t) испаряющей поверхности, и упругостью пара (е), находящегося в воздухе, прямо пропорционально величине поверхности и обратно пропорционально величине атмосферного давления. Можно принять, что интенсивность испарения приблизительно пропорциональна корню квадратному из скорости ветра.

Упругость паров, насыщающих воздух, зависит от его температуры, например: T^о = -30^оС, Е » 0,5 мбар, а » 0,5 г/м³, t^о = 0^оС, Е » 6,1 мбар, а » 4,8 г/м³, t= +30^оС, Е » 42 мбар, а = 30 г/м³.

Для измерения влажности воздуха служат следующие приборы:

1) Волосной гигрометр – основан на свойстве обезжиренного человеческого волоса менять свою длину в зависимости от относительной влажности воздуха. В сухом воздухе волос укорачивается, а во влажном длина его увеличивается.

2) Влажность воздуха в судовых условиях чаще определяют либо с помощью аспирационного психрометра, либо с помощью телеметрических приемников температуры. Влажность воздуха определяется по разности температур сухого и смоченного термометров. Так как при испарении происходит охлаждение резервуара смоченного термометра, то его показания будут меньше показаний сухого. Испарение будет тем больше, чем суше окружающий воздух, и, следовательно, чем больше разность показаний термометров, тем ниже упругость водяного пара. При одинаковых показаниях термометров (испарение не происходит) относительная влажность составляет 100% (см. таблицу).

RELATIVE HUMIDITY PER CENT

COMPUTED FROM WET AND DRY THERMOMETER (CENTIGRADE)

(ОТНОСИТЕЛЬНЫЙ ПРОЦЕНТЫ ВЫЧИСЛЕННЫЕ ИЗ МОКРОГО И СУХОГО ТЕРМОМЕТРА)

Compiled by Captain A.F.Kint

Связь между температурой воздуха t^о, относительной влажностью (в %) и точкой росы t можно установить по рис. 4.1.

Для оценки комфортности используется температурно-влажностный индекс ТBИ^o » 0,4 (T^o_d + T^o_w) + 4,8, где T_d, T_w – температура в градусах Цельсия соответственно сухого и влажного термометров; при TBИ ³ 24^оС ощущается духота.

Знание физических процессов, связанных с изменением температуры и влажности, нужно для соблюдения требований по сохранению груза. Каждый вид груза имеет различные гигроскопические свойства. Например, металлы негигроскопичны, а бумага, джут, мука, зерно, табак, какао, сахар и другие товары и продукты обладают высокой гигроскопичностью. Сахар, например, впитывая влагу, не только портится, но и заметно увеличивает свой вес. Кроме того, появление сырости в трюме благоприятствует развитию плесневых грибков и других микроорганизмов, наносящих вред перевозимым грузам.

Рис. 4.1.

а) При рейсах из холодных районов в теплые, например из высоких в низкие зимой, судно попадает в районы с теплым влажным воздухом. Температура перевозимых грузов вследствие их тепловой инерции меняется постепенно. В течение некоторого времени грузы сохраняют температуру, которую они имели в пункте отправления. Если теплый и влажный воздух проникает в трюм и температура поверхности грузов ниже точки росы притекающего воздуха, то на этой поверхности образуется пленка воды (t_гр < t_вод), поэтому вентилировать нельзя.

б) При рейсах из теплых районов в холодные, например из низких широт в высокие, пленка воды может появиться на бортах, переборках и палубных перекрытиях трюмов. Температура трюмного воздуха и, следовательно, его точка росы высоки, и при охлаждении внешних поверхностей трюма их температура быстро достигает точки росы воздуха в трюме. Поэтому при переходе из теплой зоны в холодную слабая вентиляция обычно приводит к осушке трюмов. Однако интенсивное проветривание может вызвать охлаждение поверхности гигроскопического груза, и тогда в прилегающих к этой поверхности внутренних слоях груза может образоваться новая поверхность конденсации.

В каждом конкретном случае задачу вентилирования трюмов следует решать, учитывая свойства груза, его температуру, а также параметры наружного воздуха и воздуха в трюме.

Туман

Конденсацией называется процесс превращения водяного пара в воду.

Сублимацией называется процесс превращения водяного пара непосредственно в твердое состояние, т.е. в кристаллики льда.

Для того чтобы имела место конденсация или сублимация, необходимо, чтобы воздушная масса, содержащая водяной пар, охладилась ниже точки росы. При этом водяные пары осаждаются на так называемых ядрах конденсации, которыми являются различные гигроскопические частички и пылинки, мельчайшие кристаллики соли, ионы и т.д.

При конденсации или сублимации водяного пара в воздухе образуются мельчайшие капли воды или ледяные кристаллы. Скопление таких частиц непосредственно у земной поверхности называется туманом, если дальность видимости меньше 1 км, или туманной дымкой, если дальность видимости меньше 10 км.

Туманы представляют серьезную угрозу для мореплавания. Они относятся к часто повторяющимся явлениям, поэтому изучение условий их образования, а также географическое распределение имеют большое практическое значение.

Содержащиеся в воздухе капли воды и кристаллы льда уменьшают его прозрачность, и поэтому дальность видимости в тумане может быть очень малой. В зависимости от интенсивности тумана или дымки по условиям видимости различают:

сильный туман, дальность видимости менее 50 м;

умеренный " " " " 50 - 500 м;

слабый " " " " 500-1000 м;

умеренная дымка " " " " 1 - 2 км;

слабая " " " " 2 -10 км.

Иногда ухудшение видимости вызывается присутствием в воздухе твердых частиц пыли, дыма и т.д., при этом относительная влажность бывает небольшой. Такое явление называют мглой. По своему происхождению мгла не имеет ничего общего с туманом.

Радиус частичек дымки менее 1 мкм. Радиус капель тумана колеблется от 1 до 50 мкм. Большинство капель в тумане при положительных температурах имеет радиус 7-15 мкм, при отрицательных 2-5 мкм. Число капель в 1 см³ колеблется от 50-100 (при слабом тумане) до 500-600 (при сильном тумане).

При положительных и отрицательных температурах воздуха (до –20^оС) туман состоит из капель воды (при отрицательных температурах капли находятся в переохлажденном состоянии). При дальнейшем понижении температуры появляются ледяные кристаллы и туман становится смешанным. При очень низких температурах туман может стать целиком кристаллическим, однако наблюдались случаи капельно-жидкого тумана даже при температурах ниже –30^о.

В приземных слоях всегда в большом количестве имеются ядра конденсации. Вследствие их высокой гигроскопичности образование тумана начинается при относительной влажности меньше 100% (около 90 ¸ 95%). Образование тумана при температурах ниже –30^оС возможно при относительной влажности 80% и меньше.

Обычно туман образуется в результате охлаждения водяного пара, находящегося в воздухе (туманы охлаждения), реже – вследствие испарения с теплой поверхности в холодный воздух, когда образуются так называемые туманы испарения. Туманы могут возникнуть также при смещении двух воздушных масс, близких к состоянию насыщения, но имеющих разную температуру. В дополнение к перечисленным причинам образования тумана над морем следует упомянуть случаи, когда туман образуется над сушей или ледяными полями и относится ветром к морю, а также случаи, когда туман образуется в результате опускания слоистых облаков.

Туманы охлаждения делятся на адвективные и радиационные.

Адвективные туманы возникают в теплых воздушных массах, движущихся на более холодную поверхность. На море такие туманы образуются обычно весной и летом, когда воздушная масса перемещается с теплой суши на холодное море, или в любое время года при перемещении воздушной массы с теплых участков морской поверхности на холодные (например, у Ньюфаундленда при переносе воздуха с теплых вод Гольфстрима на холодные воды Лабрадорского течения).

Адвективные туманы занимают обширные пространства и простираются в высоту на сотни метров. Они возникают при значительных скоростях ветра; поэтому в них может происходить коагуляция капель и наиболее крупные капли из них выпадают. Одновременно с адвективным туманом возникает и инверсия температуры. Туман простирается до высоты инверсии и является устойчивым.

Радиационные туманы образуются над сушей и над районами сплошных льдов, как следствие выхолаживания подстилающей поверхности путем излучения. Возникновение радиационных туманов происходит при ясном небе и небольшом (до 2 м/с) ветре. Ясное небо способствует повышенному радиационному охлаждению, а слабый ветер небольшую турбулентность, обусловливающую распространение охлаждения и туманообразования вверх.

Радиационные туманы бывают двух типов: поземные и высокие. Первые возникают в слое инверсии и после восхода Солнца исчезают вместе с ней. Высокие могут наблюдаться и над сушей, и над морем в устойчивых антициклонах в холодное время года в результате постепенного выхолаживания воздуха в нижних слоях антициклонов. Такой туман может сохраняться неделями над большими районами, сплошь их захватывая.

Туманы испарения («парение моря») наблюдаются в холодное время года над открытыми ото льда водоемами, когда температура воды значительно выше температуры воздуха. В результате испарения с водной поверхности водяной пар попадает в холодный воздух и начинает конденсироваться. Туман испарения обычно клубится, но строго локализован над теплой испаряющей поверхностью. Такие туманы возникают в холодную часть года в заливах Мурманского побережья, в районах Одессы, Стамбула.

Следует отметить, что в природе туманы образуются в большинстве случаев в результате совместного влияния рассмотренных выше факторов, значение каждого из которых в развитии тумана в большой степени зависит от синоптических условий и местных особенностей.

Туманы на морях и океанах носят преимущественно адвективный характер; для их образования необходим приток влажного воздуха на холодную подстилающую поверхность. Такие условия внутри тропической части океанов отсутствуют, и образование туманов характерно поэтому для морей и океанов умеренной и полярной зоны обоих полушарий.

Общая особенность распределения туманов по земной поверхности – увеличение их повторяемости к высоким широтам. Особенно часты туманы в Арктике, где число дней с туманами в году более 80. Причинами тумана здесь являются, с одной стороны, перенос теплых воздушных масс с материков на холодную поверхность моря и льда, а с другой – перемещение холодного воздуха со льда или с холодных материков на открытую воду. Высока повторяемость туманов и над водами, омывающими Антарктиду. В умеренных широтах северного полушария туманы особенно характерны для района острова Ньюфаундленд (до 80 дней в году и более). Высока повторяемость туманов вдоль побережий, омываемых холодными течениями. В Северном море и прилегающих к нему проливах повторяемость туманов также велика. Наиболее продолжительны и интенсивны туманы в этом районе в холодную половину года. В субтропических широтах Южного полушария туманы часто (также до 80 дней в году и более) образуются над водами, омывающими Южную Америку и Южную Африку, где теплый воздух прибрежных пустынь попадает на холодные океанические течения.

Повторяемость туманов имеет хорошо выраженный суточный и годовой ход. Особенно четко выражен суточный ход повторяемости радиационных туманов: они развиваются ночью, достигают наибольшей интенсивности к утру (во время минимума температуры и максимума относительной влажности) и рассеиваются после восхода Солнца. Туманы других видов усиливаются радиационными процессами, поэтому и общая их повторяемость имеет максимум ночью и минимум днем.

Годовой ход повторяемости туманов зависит от географических условий. В умеренных широтах наблюдается два максимума повторяемости: осенью и весной. При этом над континентами туманы образуются чаще всего осенью, над морями и океанами – весной, когда водная поверхность наиболее холодная.

Облака

Образование облаков. Облаками называются системы взвешенных в атмосфере и находящихся на некоторый высоте продуктов конденсации водяного пара – капель воды или кристаллов льда, или тех и других.

Облака принадлежат к числу важнейших атмосферных явлений. Состояние погоды в значительной степени характеризуется облачностью. Из облаков выпадают осадки. Облачный покров днем уменьшает приток солнечного тепла и света, а ночью резко ослабляет охлаждение земной поверхности. Тем самым облака сильно влияют на изменение температуры, в частности, на ее суточный ход, препятствуют возникновению заморозков и туманов, ослабляют дневное нагревание.

Облачность имеет важное значение для мореплавателей. Так, если облаков мало или их нет совсем, то можно определить место судна астрономическим путем, определить поправку компаса по светилам. При пасмурном небе эти возможности отпадают; кроме того, уменьшается освещенность, а следовательно, и видимость, особенно в сумерки и ночью. Различные формы облаков служат важными местными признаками предсказания погоды.

Облака образуются, когда конденсация или сублимация водяного пара происходит на некоторой высоте над земной поверхностью. Облака имеют много общего с туманами, но отличаются от них тем, что располагаются на некоторой высоте и имеют разнообразные внешние формы. Образование облаков происходит главным образом в результате адиабатического охлаждения поднимающегося влажного воздуха; понижение температуры может произойти также вследствие излучения и турбулентного перемешивания.

Отдельные облака существуют подчас очень короткое время, иногда 10-15 мин. Это значит, что возникшие капли, из которых состоит облако, снова быстро испаряются, но даже когда облако наблюдается очень долго, это не означает, что оно состоит из одних и тех же частичек, так как конденсация и испарение происходит непрерывно.

При метеорологических наблюдениях во всех странах используется разработанная международной комиссией морфологическая классификация, в основе которой лежит внешний вид и высота нижнего основания облаков. Эта классификация включает 10 основных форм (родов) облаков, и судоводитель должен уметь различить их.

В зависимости от высоты нижней границы облаков их относят к верхнему, среднему или нижнему ярусу. Особо выделяют облака вертикального развития – отдельные облачные массы, значительно простирающиеся по вертикали; их основание обычно находится в нижнем ярусе, а вершина – в среднем или верхнем ярусе.

Ниже приведена классификация облаков по ярусам и основным формам показаны ориентировочные высоты нижней границы облаков для умеренных широт. Одновременно приводятся латинские названия облаков.

А. Облака верхнего яруса

Белые, высоко расположенные облака, которые днем не ослабляют существенно тени на поверхности Земли от предметов. Высота основания выше 6 км.

I. Перистые – Cirrus (циррус) – Ci.

II. Перисто-кучевые – Cirrocumulus (циррокумулюс) – Сс.

III. Перисто-слоистые – Cirrostratus (цирростратус) – Cs.

Часто Ci и Cs являются предвестниками теплого фронта, а Сс – холодного.

Б. Облака среднего яруса

Светло-серые, более крупные и более плотные облака, чем облака верхнего яруса. Высота основания 2-6 км.

IV. Высококучевые – Altocumulus (альтокумулюс) – Ас.

V. Высокослоистые – Altostratus (альтостратус) – As.

Часто Ас являются предвестниками гроз и шквалов, а As – ухудшения погоды.

В. Облака нижнего яруса

Низкие тяжелые облака, имеющие серый или темно-серый цвет. Высота основания ниже 2 км.

VI. Слоисто-кучевые – Stratocumulus (стратокумулюс) – Sc.

VII. Слоистые – Stratus (стратус) – St.

VIII. Слоисто-дождевые –Nimbostratus (нимбостратус) – Ns.

Sc характеризуют устойчивую воздушную массу.

Г. Облака вертикального развития

Отдельные плотные облака, сильно развитые по вертикали. Имеют плоские основания и белые клубящиеся вершины.

IX. Кучевые –Cumulus (кумулюс) – Сu.

X. Кучево-дождевые – Cumulonimbus (кумулонимбус) – Cb.

Возможны сильные грозы, шквалы.

К нижнему ярусу относится еще одна особая форма облаков – разорванно-дождевые – Fractonimbus (фрактонимбус) – Frnb – ("рваные облака плохой погоды").

Следует иметь в виду, что нижние основания облаков над океанами располагаются ниже, чем над сушей. Так, основание внутримассовых кучевых облаков может находиться на высоте 0,4-0,6 км. Это объясняется тем, что из-за большого влагосодержания и большого падения температуры воздуха по высоте уровень конденсации расположен на меньших высотах, чем над сушей. На всех широтах летом облака верхнего яруса и вершины облаков Cu и Сb могут встречаться выше, чем зимой, вследствие того, что тропопауза летом находится выше и поэтому перенос водяного пара возможен до больших высот. Так как в тропиках тропопауза находится на больших высотах, чем в средних и полярных широтах, то облака здесь могут встречаться на высотах 15-16 км и выше.

Важной характеристикой облаков являются выпадающие из них осадки. Некоторые формы облаков всегда или почти всегда дают осадки, другие облака либо совсем не дают осадков, либо их осадки достигают земной поверхности лишь в исключительных случаях. Иногда осадки бывают очень слабыми, но их выпадение заметно по полосам под основанием облаков. Однако сам факт выпадения осадков, а также их вид (ливневые, обложные или моросящие) и интенсивность служат хорошим признаком для определения формы облаков.

Описание отдельных видов облаков приводится в атласах облаков.

При наблюдениях за облачностью судоводитель должен определить общее количество облаков и отдельно количество облаков нижнего яруса в баллах, форму облаков и высоту их нижней границы.

Кучевые и кучево-дождевые облака сильно развиты по вертикали и имеют, как правило, небольшую горизонтальную протяженность(по сравнению со слоистообразными).

Кучевообразные облака развиваются главным образом при неустойчивой стратификации атмосферы и возникают над сушей, в частности над островами, преимущественно в теплое время года, днем, когда для нагревания воздуха снизу создаются благоприятные условия. Над морем кучевообразные облака образуются обычно в ночное время, в результате ночного радиационного выхолаживания верхней части слоя влажного воздуха, расположенного над сравнительно теплой водной поверхностью. Кроме того, эти облака образуются в любое время года, над морем и сушей, когда холодный воздух быстро подтекает под теплый и последний быстро поднимается вверх, а также при вынужденном подъеме воздуха по горному склону.

Если уровень нулевой изотермы проходит через облако, то в нем не существует резкой границы между жидкими и твердыми частицами, а наблюдаются мощные переходные слои, в которых одновременно присутствуют переохлажденные капли и ледяные кристаллы (возможно выпадение града).

Кучевообразным облакам присуща сильная турбулентность. Скорость чередующихся здесь восходящих и нисходящих струй может достигать 35 м/с и более.