雨雲がどのように形成されるか。 雲の種類と写真の説明

軽くてふわふわした風通しの良い雲 - それらは毎日私たちの頭上に浮かんでおり、私たちは顔を上げてその奇妙な形や独創的な姿に感嘆します。 時々、驚くほど美しい虹が雲を突き抜けます。また、朝や夕方、日没や日の出の際に雲が太陽の光に照らされ、信じられないほどの精霊を魅了するような色合いを雲に与えます。 科学者は長い間、空気雲や他の種類の雲を研究してきました。 これはどんな現象なのか、雲にはどんな種類があるのか​​などの質問に答えてくれました。

実際、説明するのはそれほど簡単ではありません。 なぜなら、それらは地球の表面から暖かい空気によって持ち上げられた普通の水滴で構成されているからです。 最大量の水蒸気は海洋上で形成され（1 年間で少なくとも 40 万立方キロメートルの水が蒸発します）、陸上では 4 倍少ないです。

そして、大気の上層では下層よりもはるかに寒いため、そこの空気は非常に急速に冷え、蒸気が凝縮して水と氷の小さな粒子が形成され、その結果として白い雲が現れます。 それぞれの雲は、水が通過する一種の水分生成装置であると主張できます。

雲の中の水は、気体、液体、固体の状態です。 雲の中の水とその中の氷の粒子の存在は影響を与えます。 外観雲、その形成、降水量の性質。 雲の中の水を決定するのは雲の種類です。たとえば、シャワー雲には水の量が最も多くなりますが、乱層雲には水の量が 3 分の 1 になります。 雲の中の水は、その中に蓄えられている量、つまり雲の貯水量（雲柱に含まれる水または氷）によっても特徴付けられます。

しかし、すべてはそれほど単純ではありません。なぜなら、雲が形成されるためには、水滴が凝結粒子、つまり塵、煙、または塩（海について話している場合）の小さな粒子が必要であり、それらが付着し、その周囲に形成されなければならないからです。 。 これは、空気組成が水蒸気で完全に過飽和であっても、塵がなければ雲にならないことを意味します。

水滴 (水) がどのような正確な形状をとるかは、主に大気の上層の温度指標によって決まります。

• 大気温度が-10℃を超えると、白い雲は水滴で構成されます。
• 大気の温度が -10°C と -15°C の間で変動し始めると、雲の組成は混合されます (滴下 + 結晶質)。
• 大気の温度が-15℃以下の場合、白い雲には氷の結晶が含まれます。

適切な変換後、1 cm3 の雲には約 200 個の滴が含まれており、その半径は 1 ～ 50 μm (平均値は 1 ～ 10 μm) であることがわかります。

クラウドの分類

雲にはどんな種類があるのか​​、誰もが一度は考えたことがあるのではないでしょうか？ 通常、雲の形成は対流圏で発生し、その上限は極緯度では10 km、温帯緯度では12 km、熱帯緯度では18 km離れています。 他の種もよく観察されます。 たとえば、真珠光沢のあるものは通常高度20〜25 km、銀色のものは高度70〜80 kmにあります。

対流圏の雲は基本的に上層、中層、下層と鉛直方向に発達した雲に分けて観察することができます。 それらのほとんどすべて（最後のタイプを除く）は、湿った暖かい空気が上に上昇するときに現れます。

対流圏の気団が穏やかな状態であれば巻雲、層雲（巻層雲、高層雲、虹層雲）が形成され、対流圏の空気が波状に動くと積雲（巻積雲、高積雲、層積雲）が現れます。

上層雲

私たちは巻雲、巻積雲、巻層雲について話しています。 空の雲は羽、波、またはベールのように見えます。 それらはすべて半透明で、多かれ少なかれ太陽光線を自由に透過します。 それらは非常に薄い場合もあれば、非常に密な場合もあります (巻層層)。これは、光がそれらを透過するのがより困難であることを意味します。 曇天は熱前線の接近を知らせます。

雲の上には巻雲が発生することもあります。 それらは天の天井を横切る縞模様に配置されています。 大気圏では雲の上に位置します。 原則として、堆積物はそれらから落ちません。

白い雲は中緯度で見られます 上段通常、熱帯地方では高度 6 ～ 13 km ですが、それよりはるかに高い (18 km)。 この場合、雲の厚さは数百メートルから数百キロメートルに及ぶ可能性があり、雲の上に位置する可能性があります。

空の上層の雲の動きは主に風速に依存するため、風速は 10 ～ 200 km/h まで変化します。 雲の空は小さな氷の結晶で構成されていますが、雲の天気は実質的な降水量を与えません（降水量がある場合は、次の時間で測定してください）。 現時点で可能性はありません）。

中層雲（2～6km）

それが積雲と層雲です。 温帯および極地の緯度では、地球から2〜7 kmの距離に位置しますが、熱帯の緯度では、最大8 kmまで上昇することがあります。 それらはすべて混合構造を持ち、水滴と氷の結晶が混合したもので構成されています。 高さが低いため、暖かい季節には主に水滴で構成され、寒い季節には主に氷滴で構成されます。 確かに、それらからの降水量は地球の表面に到達しません - 途中で蒸発します。

積雲はわずかに透明で、雲の上にあります。 雲の色は白または灰色で、ところどころ暗くなっており、丸い塊、軸、または巨大な薄片の層または平行な列のように見えます。 かすんだ、または波状の層雲は、空を徐々に覆い隠すベールです。

これらは主に寒冷前線が温暖前線を押し上げるときに形成されます。 また、降水量は地上にまで達しませんが、中層の雲の出現は、ほとんどの場合 (おそらく塔状のものを除く)、天気の悪化 (雷雨や降雪など) の兆候となります。 これはそれ自体が原因で起こります 冷気暖かい空気よりもはるかに重く、地球の表面に沿って移動するこの空気は、加熱された気団を非常に急速に上方に押しのけます。したがって、このため、暖かい空気の急激な垂直上昇により、最初に中間層の白い雲が形成され、次に中間層の白い雲が形成されます。 雨雲、その曇り空は雷と稲妻を運びます。

低い雲（最大2km）

層雲、乱雲、積雲には水滴が含まれており、寒い季節にはそれらが凍って雪や氷の粒子になります。 それらは0.05〜2 kmの距離にあるかなり低い位置にあり、密で均一な低く張り出した覆いであり、雲の上に位置することはほとんどありません（他のタイプ）。 雲の色は灰色です。 層雲は大きなシャフトのように見えます。 曇りの天気には、降水（小雨、雪、霧）が伴うことがよくあります。

垂直的発展の雲 (慣例)

積雲自体はかなり濃いです。 形状は丸みを帯びたドームや塔のようなものです。 積雲 強風破れてしまう可能性があります。 それらは地表から800メートルの距離にあり、その上では厚さは1〜5キロメートルの範囲にあります。 それらの中には積乱雲に変化する能力があり、雲の上に位置するものもあります。

積乱雲はかなり高い高度（最大 14 km）で見られます。 それらの下層には水が含まれ、上層には氷の結晶が含まれています。 彼らの出現には常ににわか雨、雷雨、そして場合によっては雹が伴います。

積雲と積乱雲は、他の雲とは異なり、湿った空気が非常に急速に垂直に上昇することによってのみ形成されます。

1. 湿った暖かい空気は非常に激しく上昇します。
2. 頂上では水滴が凍り、 上部雲は重くなり、下降し、風に向かって伸びます。
3. 15分後、雷雨が始まりました。

高層大気の雲

空では、大気の上層にある雲が観察できることがあります。 たとえば、高度 20 ～ 30 km では、主に氷の結晶からなる真珠光沢のある空の雲が形成されます。 また、日没または日の出前には、大気の上層にある銀色の雲が約 80 km 離れたところに見られることがよくあります (興味深いことに、これらの天の雲は 19 世紀になって初めて発見されました)。

このカテゴリの雲は、雲の上に位置する場合があります。 たとえば、キャップ雲は、積乱雲や積雲などの雲の上によく見られる、小さく水平で層状の多い雲です。 このタイプの雲は、火山噴火中に灰雲または火の雲の上に形成されることがあります。

雲はどのくらい生きますか?

雲の寿命は大気中の空気の湿度に直接依存します。 量が少ない場合は、すぐに蒸発します (たとえば、白い雲が 10 ～ 15 分しか続かない場合があります)。 量が多い場合、それらはかなり長期間持続し、特定の条件が形成されるのを待って、降水の形で地球に降下する可能性があります。

クラウドがどれだけ長く存続しても、状態が変化しないことはありません。 それを構成する粒子は常に蒸発し、再び現れます。 たとえ表面的には雲の高さが変わらなくても、雲の中の水滴が下降し、雲の下の空気中を通過して蒸発するため、実際には雲は絶えず動いています。

自宅でクラウド

白い雲は自宅で簡単に作ることができます。 たとえば、あるオランダ人アーティストはアパートでこの作品の制作を学びました。 これを行うために、一定の温度、湿度レベル、照明の下で、燻製器から少量の蒸気を放出しました。 発生した雲は数分間持続できることが判明しており、驚くべき現象を写真に撮るには十分です。

雲が空を横切って私たちの頭上高く飛んでいます。 彼らはしばしば大人と子供の注目を集めます。 雲がどのように現れるのか、何でできているのか、どのように空に浮かんでいるのか、どのようなものなのかなど、多くの疑問があるのは当然のことです。 この記事では、これらすべての質問に対する答えが得られ、あなたの好奇心を満たすことができます。

雲は何でできていますか?

雲は、さまざまな高度の空に浮かぶ多数の小さな水滴または氷の結晶で構成されています。

雲はどのようにして形成されるのでしょうか?

太陽が水を加熱すると、水は水蒸気と呼ばれる気体に変わります。 このプロセスは蒸発と呼ばれます。 水蒸気は空に上がると冷やされます。 高く行けば行くほど、空気は冷たくなります。 最終的に、蒸気は十分に冷えて水滴に凝縮し、空に見える雲を形成します。

雲はどうやって空に浮かんでいるのでしょう？

雲はより軽いです 周囲の空気。 これは、文字通り空を横切って浮かぶことができることを意味します。 同時に、空気の流れの速度が増加する可能性があります。

雲が水分を多く含んで重くなると、雨、ひょう、雪が降り始めます。

雲はどこで出会うのでしょうか？

地球の大気の主要な層の図

主要な種類の雲はすべて対流圏に浮かんでいます。 これは地球に最も近い最も低い部分です。 対流圏の上には成層圏があり、その上には中間圏、熱圏、外圏があります。

なぜ雲が違うのでしょうか？

雲には主に 10 種類あります。

積雲

ふわふわした綿球のように見えます。 通常、積雲は穏やかな時期に発生します。 晴れた日そして指す 良い天気。 ただし、条件によっては雷雨になることもあります。

層雲

これらは平らで灰色の特徴のない層で、多くの場合地球の表面近くにあり、上の雲を隠しています。 場合によっては小雨が降ることもあります。 霧は単純に地表まで降りてきた層状の雲です。 そして、霧の天気の中を歩くと、実際には雲の中を歩いていることになります。

層積雲

層雲は分裂して積雲を形成することがあります。 または複数の 積雲結合して層を形成することができます。 それらの間の距離は、このタイプを層積雲として特徴付けます。

高層雲

高層雲は対流圏の中央にあります。 通常、ラミネートされたものよりも薄くて軽いです。 空をよく見ると、そのような雲の間から太陽の光が見えます。

高積雲

高層雲と同様に、高積雲は対流圏の中央にあります。 ただし、違いがあり、高積雲は積雲よりもはるかに小さく、氷の結晶と水滴の両方で構成されています。

巻雲

巻雲は、完全に氷の結晶でできている最高レベルの雲です。 馬の尾のように見える薄い雲です。

巻積雲

これらは巻雲の高さにある積雲です。 巻積雲は全体が氷の結晶で構成されています。 空に浮かぶ小さな魚の鱗のように見えます。

巻層雲

巻層雲が空高くにあります。 ハローなどの素晴らしい光学現象を生み出すことができます。 たとえ空が完全に覆われていても、太陽はこれらの層を通して明るく輝いています。

乱層雲

乱層雲は、小雨から中程度の雨や雪を持続的に発生させます。 これらの高層雲は、対流圏の下層から中層に存在します。

積乱雲

「雲の王」とも呼ばれる積乱雲は、 大雨そして雹。 降水は短期間に発生します。

また、稲妻や雷鳴を発生させることができる唯一の雲でもあります。 積乱雲は非常に高く、空のさまざまな層に広がることがよくあります。

空の積雲、高積雲、巻積雲をどうやって区別するのですか?

これらの種類の雲は、手を使って区別できます。 雲に向かって手を伸ばし、指を握りこぶしにします。 雲が握りこぶしより大きい場合、それは積雲です。

雲が拳より小さい場合は脇に移動します 親指。 雲が指より大きい場合は高積雲、小さい場合は巻積雲である可能性が高くなります。

なぜ雲は白いのでしょうか？

雲が白いのは、雲の中の水滴が周囲の粒子よりも大きいためです。 これにより、雲の液滴が光を散乱させたり、分解したりできるようになります。 さまざまな色、白に結合されます。

雲が太陽光を遮るほど密になると、灰色に見えます。

飛行機の飛行機雲とは何ですか？

飛行機が冷たい空気の中を通過すると、結露の跡が形成されます。 飛行機の排気管から暖かく湿った空気が放出されると、その経路に雲の跡が形成されます。

雲から天気を判断するにはどうすればよいですか?

雲を使って天気を正確に予測することは困難ですが、役立つ兆候がいくつかあります。 雲が高く高く暗くなり、空全体を覆う場合、雨は降り続きます。 空のほとんどが青空の場合は、小雨が降ることが予想されます。

積雲がどんどん高くなると、夕方に突然の雨が降ったり、雷が鳴ることもあります。 ただし、これは高温多湿の日によく発生します。

積雲- 日中は濃くて明るい白い雲があり、垂直方向に大きく発達しています。 対流圏下部および部分的に中部における対流の発達に関連しています。

ほとんどの場合、積雲は寒い天候で発生します。 気団ただし、低気圧の後方では、低気圧や高気圧の暖かい気団でよく観察されます（後者の中心部を除く）。

温帯および高緯度では主に暖かい季節（春の後半、夏、秋の前半）に観察され、熱帯では一年中観察されます。 原則として、それらは日中に現れ、夕方に消えます（ただし、夜間に海上で観察することもできます）。

積雲の種類:

積雲は密度が高く、垂直によく発達しています。 上部は白いドーム状または積雲状で、底部は灰色がかったまたは青みがかった平らです。 輪郭はシャープですが、強風でエッジが裂ける可能性があります。

積雲は、空のほぼ全体を覆う、まれなまたは重大な雲の個々の集合の形で空に位置します。 個々の積雲は通常ランダムに散在しますが、尾根や鎖を形成することもあります。 さらに、それらのベースは同じレベルにあります。

積雲の下限の高さは表面空気の湿度に大きく依存し、ほとんどの場合 800 ～ 1500 m の範囲にあり、乾燥した気団 (特に草原や砂漠) では 2 ～ 3 km、場合によっては 2 ～ 3 km になることもあります。 4〜4.5キロ。

雲の形成の原因。 結露度（露点）

大気中の空気には常にある程度の水蒸気が含まれており、水蒸気は陸地や海洋の表面から水が蒸発した結果生成されます。 蒸発速度は主に温度と風に依存します。 温度が高く、蒸気の容量が大きいほど、蒸発は大きくなります。

空気は水蒸気をある程度まで受け入れることができますが、 リッチ。 飽和空気が加熱されると、再び水蒸気を受け入れる能力が得られます。 不飽和。 不飽和空気は冷えると飽和に近づきます。 したがって、空気が多かれ少なかれ水蒸気を含む能力は温度に依存します。

特定の瞬間に空気中に含まれる水蒸気の量 (1 m3 あたりの g) は、 絶対湿度.

特定の瞬間に空気中に含まれる水蒸気の量と、特定の温度で空気が含むことができる水蒸気の量の比は、と呼ばれます。 相対湿度パーセンテージとして測定されます。

空気が不飽和状態から飽和状態に移行する瞬間を 露点(結露のレベル)。 気温が低いほど、含まれる水蒸気は少なくなり、相対湿度は高くなります。 つまり、空気が冷たいと露点に達するのが早くなります。

露点に達すると、つまり空気が水蒸気で完全に飽和し、相対湿度が 100% に近づくと、 水蒸気の凝結– 水が気体状態から液体状態に変化すること。

高度数十～数百メートル、場合によっては数キロメートルの大気中で水蒸気が凝結すると、 雲.

これは、地表からの水蒸気の蒸発と、暖かい空気の上昇流による水蒸気の上昇の結果として発生します。 温度に応じて、雲は水滴、または氷と雪の結晶で構成されます。 これらの液滴と結晶は非常に小さいため、弱い上昇気流によっても大気中に保持されます。 水蒸気が過飽和で、濃い紫色またはほぼ黒色の雲を雲と呼びます。

アクティブな TVP を覆う積雲の構造

積雲の中の気流

熱流は上昇する空気の柱です。 上昇する暖かい空気は上からの冷たい空気に置き換えられ、空気の流れの端に沿って空気が下向きに移動するゾーンが形成されます。 流れが強いほど、つまり 暖かい空気が上昇する速度が速いほど、置換がより速く起こり、冷たい空気は端に沿ってより速く下降します。

クラウドでは、これらのプロセスが自然に継続します。 暖かい空気は上昇し、冷却されて凝縮します。 水滴は上からの冷気とともに落下し、暖かい空気と入れ替わります。 その結果、空気の渦運動が発生し、中央では強い上昇が見られ、端では同様に強い下降が見られます。

雷雲の形成。 雷雲のライフサイクル

雷雲の発生に必要な条件は、対流または上昇流を生み出す別のメカニズムの発達のための条件の存在、降水の形成に十分な水分の供給、および雲の一部が発生する構造の存在です。粒子は液体状態にあり、一部は氷状態にあります。 雷雨には前線と局地的な雷雨があり、前者の場合は前線の通過によって対流が発生し、後者の場合は 1 つの気団内の下層表面が不均一に加熱されることによって引き起こされます。

壊れる可能性があります ライフサイクル雷雲はいくつかの段階に分かれます。

• 形成 積雲局所的な気団と対流の不安定性によるその発達：積乱雲の形成。
• 積乱雲の発達の最大段階。雷雨前線の通過中に最も激しい降水量が発生し、最も激しい雷雨が観測されます。 この段階は、激しい下向きの空気の動きによっても特徴付けられます。
• 雷雨の破壊（積乱雲の破壊）、降水量の減少と雷雨が止むまで）。

それでは、雷雨の発達の各段階を詳しく見てみましょう。

積雲の形成

前線の通過または下層表面の激しい加熱の結果として、 太陽光線、空気の対流が発生します。 大気が不安定になると暖かい空気が上昇します。 空気は上向きに上昇し、断熱的に冷却され、ある温度に達すると、空気に含まれる水分が凝縮し始めます。 雲ができ始めます。 凝縮中に、空気がさらに上昇するのに十分な熱エネルギーが放出されます。 この場合、積雲は垂直に発達します。 垂直発達の速度は 5 ～ 20 m/s の範囲であるため、形成される積乱雲の上限は、たとえ局所的な気団であっても、地表から 8 km 以上の高さに達することがあります。 それらの。 積乱雲は約7分以内に高度約8kmまで成長し、積乱雲に変化します。 垂直に成長する積雲が特定の高度でゼロ等温線 (氷点下) を通過するとすぐに、その組成に氷の結晶が現れ始めますが、水滴 (すでに過冷却されている) の総数が大半を占めます。 マイナス40度の温度でも過冷却水滴が発生する可能性があることに注意してください。 同時に、沈殿形成のプロセスが始まります。 雲から雨が降り始めるとすぐに、雷雨の進化の第 2 段階が始まります。

雷雨発達の最大段階

この段階で、積乱雲はすでに最大の垂直方向の発達に達しています。 より安定した空気の「ロック」層、対流圏界面に到達しました。 したがって、雲の上部は垂直方向に発達するのではなく、水平方向に発達し始めます。 氷の結晶からなる巻雲である、いわゆる「金床」が現れます。 雲自体では、対流によって空気の上向きの流れ（雲の底部から雲の頂部へ）が形成され、降水によって下向きの流れ（雲の頂部から雲の底部へ、さらには地表へ）が生じます。 降水により、周囲の空気が冷却され、場合によっては 10 度も冷却されます。 空気はより濃くなり、地表への落下は激化し、より速くなります。 このような瞬間、通常は暴風雨の最初の数分間に、地上付近で猛烈な風が観測される可能性があり、航空にとって危険であり、重大な破壊を引き起こす可能性があります。 実際の竜巻がないにもかかわらず、誤って「竜巻」と呼ばれることもあります。 この時期に最も激しい雷雨が観測されます。 降水により雷雲では下向きの気流が優勢になります。 雷雨の進化の第 3 段階と最終段階が始まります - 雷雨の破壊です。

雷雨による破壊

積乱雲内の上昇気流は下降気流に置き換えられ、それによって雲の垂直発達の原因となる暖かく湿った空気のアクセスが遮断されます。 雷雲は完全に破壊され、空には雷雨の形成の観点からはまったく期待できない「金床」だけが残ります。 巻雲.

積雲の近くを飛行することに伴う危険性

上で述べたように、雲は上昇する暖かい空気の凝結によって形成されます。 積雲の下端近くでは、暖かい空気が加速します。 周囲温度が下がり、交換が早くなります。 この暖かい空気の流れに乗ったハンググライダーは、上昇速度よりも水平速度がさらに速くなる瞬間を逃し、上昇気流とともに雲の中に引き込まれてしまう可能性があります。

雲の中では水滴が密集しているため、視界はほぼゼロになり、ハンググライダーは瞬時に宇宙での方向を失い、どこをどのように飛行しているのかがわからなくなります。

最悪のシナリオでは、暖かい空気が非常に急速に上昇する場合 (たとえば、雷雲の中など)、ハング グライダーが上昇気流と下降気流の隣接するゾーンに誤って落下する可能性があり、これにより宙返りが発生し、おそらく機体が破壊されます。デバイス。 あるいは、パイロットは厳しい氷点下の気温と薄い空気の高所まで上昇します。

分析と短期天気予報。 大気圏の前線。 寒冷前線と温暖前線の接近を示す外部の兆候

前回の講義では、飛行天気と非飛行天気、または何らかの大気前線の接近を予測する可能性について話しました。

私はあなたにそれを思い出させます 大気前線 - これは、異なる性質を持つ隣接する気団間の対流圏の移行ゾーンです。 物理的性質.

ある空気の塊を、温度、圧力、湿度などの物理的特性が異なる別の空気と置き換えて混合するとき、 自然現象、それによってこれらの気団の動きを分析し、予測することが可能です。

したがって、温暖前線が1日以内に近づくと、その前兆である巻雲が現れます。 高度7〜10kmで羽のように浮かんでいます。 現時点では 大気圧下がります。 温暖前線の到来は、通常、温暖化と激しい霧雨の降雨を伴います。

それどころか、寒冷前線の発生は層積雲の雨雲を伴い、山や塔のように積み重なり、そこからの降水量はスコールや雷雨を伴うシャワーの形で降ります。 寒冷前線の通過は、気温の低下と強い風を伴います。

サイクロンと高気圧

地球は回転しており、移動する気団もこの円運動に関与しており、らせん状にねじれています。 これらの巨大な大気の渦は、低気圧と高気圧と呼ばれます。

サイクロン - 大気の渦中心部の空気圧が低下した巨大な直径。

高気圧– 中心部の気圧が上昇し、中心部から周辺部に向かって徐々に低下する大気の渦。

気象の変化に基づいて低気圧や高気圧の発生を予測することもできます。 したがって、低気圧は夏には雨を伴う曇りの天気をもたらし、冬には降雪をもたらします。 そして、高気圧とは、晴れまたは部分的に曇り、風が穏やかで、降水量が少ないことを意味します。 天気が安定している、つまり 時間が経っても目立った変化はありません。 もちろん、飛行の観点からは、高気圧の方が興味深いです。

寒冷前線。 寒冷前線の雲の構造

もう一度前線に戻りましょう。 寒冷前線が「近づいている」と言うとき、それは、大量の冷たい空気の塊が暖かい空気に向かって移動していることを意味します。 冷たい空気は重く、暖かい空気は軽いので、前進する冷たい空気の塊は暖かい空気の塊の下に忍び込み、上向きに押し上げられるように見えます。 これにより、強い上向きの空気の流れが生じます。

急速に上昇した暖かい空気が大気の上層で冷えて凝結し、雲が発生します。 すでに述べたように、空気は着実に上昇しており、雲には暖かい空気が絶えず供給されています。 湿った空気、上向きに成長します。 それらの。 寒冷前線は、垂直方向に発達した積雲、層積雲、乱雲をもたらします。

寒冷前線が移動し、温暖前線が押し上げられ、雲は凝縮した水分で過飽和になります。 ある時点で、暖かい空気の上向きの動きの力が再び水滴の重力を超えるまで、余分なものを捨てるかのように、シャワーのように降り注ぎます。

暖かい前線。 温暖前線の雲の構造

次に、逆の図を想像してください。暖かい空気が冷たい空気に向かって移動します。 暖かい空気は軽く、移動すると冷たい空気の上に忍び寄り、気圧が低下するためです。 もう一度言いますが、軽い空気の柱は圧力を弱めます。

暖かい空気が冷たい空気の中を上昇すると、冷却されて凝縮します。 曇りが出てきます。 しかし、空気の上向きの動きは起こりません。冷たい空気はすでに下に広がっており、それを押し出すものは何もなく、暖かい空気はすでに上にあります。 なぜなら 空気は上向きに移動せず、暖かい空気は均一に冷却されます。 雲の覆いは継続的で、垂直方向に発達することはなく、巻雲です。

寒冷前線と温暖前線の進行に伴う危険

先ほども述べたように、寒冷前線の始まりは暖かい空気の強力な上昇運動とその結果として積雲の再発達と雷雨の形成を特徴とします。 さらに、暖かい空気の上向きの動きと、それに代わろうとする冷たい空気の下向きの動きの急激な変化が、激しい乱気流を引き起こします。 パイロットはこれを、鋭い突然のロールや機首の上げ下げを伴う強い衝突として感じます。

最悪の場合、乱気流により宙返りが発生する可能性があり、斜面付近での飛行では装置の離陸と着陸のプロセスが複雑になるため、より高い集中力が必要になります。

頻繁で激しい雷雨は、注意力を失ったり、夢中になったパイロットを引きずり込む可能性があり、すでに雲の中で宙返りし、寒くて酸素がない高所に投げ飛ばされ、死亡する可能性があります。

温暖前線は良好なソアリング飛行には不向きであり、おそらく濡れてしまう危険性を除いて、いかなる危険ももたらすものではありません。

二次前線

同じ気団内ではあるが、異なる温度の空気領域間の分割をと呼びます。 二次前線。 二次寒冷前線は地表近くの気圧の谷（領域）で見られます。 低血圧）メインフロントの後ろのサイクロンの後部で、風が集まる場所。

二次寒冷前線が複数存在する可能性があり、それぞれが冷たい空気をより冷たい空気から分離します。 二次寒冷前線の天気は寒冷前線の天気と似ていますが、温度差が小さいため、すべての気象現象はそれほど顕著ではありません。 雲は垂直方向にも水平方向にもあまり発達していません。 降水帯、5〜10km。

夏には二次寒冷前線が雷雨、ひょう、スコール、強風、着氷を伴う積乱雲に支配され、冬には一般的な吹雪や突雪により視界が 1 km 未満まで損なわれます。 垂直前線は夏には最大6km、冬には最大1〜2kmまで発達します。

オクルージョンフロント

オクルージョンフロント寒冷前線と温暖前線が閉鎖し、暖かい空気が上方に移動した結果として形成されます。 閉鎖のプロセスはサイクロンで発生し、高速で移動する寒冷前線が温暖前線を追い越します。 この場合、暖かい空気が地面から離れて上向きに押し上げられ、地表近くの前線が移動し、基本的にすでに 2 つの寒気団の動きの影響を受けています。

閉塞前線の形成には 3 つの気団 (2 つは寒気、もう 1 つは暖気) が関与していることが判明しました。 寒冷前線の後ろの寒気団が前線の前方の寒気団よりも暖かい場合、暖かい空気を上方に押しのけて、同時に前線のより冷たい空気団の上に流れ込みます。 この前線はと呼ばれます ウォームオクルージョン(図1)。

米。 1. 鉛直断面図および天気図上の暖閉塞前線。

寒冷前線の後ろの気団が温暖前線の前の気団よりも寒い場合、この後部の気団は暖気団と前線寒気団の両方の下を流れることになります。 この前線はと呼ばれます 冷閉塞(図2)。

米。 2. 垂直断面図と天気図上のコールドオクルージョンフロント。

オクルージョン フロントは、その発達においてさまざまな段階を経ます。 閉塞前線における最も困難な気象条件は、熱前線と寒冷前線が閉じた最初の瞬間に観察されます。 この期間の雲システムは、温暖前線と寒冷前線の雲が組み合わされたものになります。 前線領域の乱層雲と積乱雲から、一面に雨が降り始め、それらはシャワーになります。

風は、閉塞の温暖前線の手前で強まり、通過後に弱まり、右に曲がります。

閉塞の寒冷前線の前では、風は嵐にまで強まり、通過後は弱くなり、急激に右に曲がります。 暖かい空気がより高い層に移動するにつれて、オクルージョンフロントは徐々にぼやけ、雲システムの垂直方向の力が減少し、雲のない空間が現れます。 虹層雲は層雲へ、高層雲は高積雲へ、そして巻層雲は鰓積雲へと徐々に変化していきます。 降水が止まります。 古い閉塞前線の通過は、7〜10ポイントの高積雲の流入として現れます。

発達の初期段階で閉塞前線のゾーンを泳ぐための条件は、それぞれ温暖前線または寒冷前線のゾーンを通過するときの泳ぎの条件とほとんど変わりません。

集団内雷雨

雷雨は一般に、塊内雷雨と前線雷雨の 2 つの主なタイプに分類されます。 最も一般的な雷雨は、前線から遠く離れた場所で発生し、局所的な気団の特性によって引き起こされる塊内 (局地的) 雷雨です。

集団内雷雨気団内の対流に伴う雷雨です。

このような雷雨の継続時間は短く、原則として1時間以内です。 局地的な雷雨は 1 つまたは複数の積乱雲セルと関連付けられ、積乱雲の発生、雷雨への発達、降水、崩壊という標準的な発達段階を経ます。

通常、集団内雷雨は単一セルに関連しますが、複数セルの集団内雷雨も発生します。 マルチセル雷雨活動では、「母」雲からの冷気の下降気流が上昇気流を引き起こし、「娘」雷雲を形成します。 このようにして、一連の細胞が形成されます。

天候回復の兆し

1. 気圧が高く、ほとんど変化しないか、または上昇が遅い。
2. 日中は暑く、夜は涼しいというように、気温の日内変動が顕著に表れます。
3. 風は弱く、午後には強くなり、夕方には治まります。
4. 空は一日中雲がなく、または積雲に覆われ、夕方には消えます。 相対湿度空気は日中減少し、夜に向かって増加します。
5. 日中は空は真っ青で、夕暮れは短く、星がかすかに瞬いています。 夕方になると夜明けが黄色やオレンジ色になります。
6. 夜には激しい露や霜が降ります。
7. 低地にかかる霧は夜に増え、日中は消えます。
8. 夜は野原よりも森の中の方が暖かいです。
9. 煙突や火から煙が立ち上ります。
10. ツバメは高く飛びます。

天候悪化の兆し

1. 圧力が急激に変動したり、連続的に低下したりする。
2. 一日のサイクル温度が弱く表現されているか、一般的なコースに違反しています（たとえば、夜間に温度が上昇します）。
3. 風は強まり、突然方向を変え、雲の下層の動きは上層の動きと一致しません。
4. 曇りが増えてきました。 巻層雲は地平線の西側または南西側に現れ、空全体に広がります。 高層雲と乱層雲に取って代わられます。
5. 朝は息苦しいです。 積雲は上向きに成長し、積乱雲になり、雷雨になります。
6. 朝と夕方の夜明けは赤いです。
7. 夜になっても風は治まらず、さらに強くなります。
8. 太陽と月の周囲には、巻層雲の中に光の輪（ハロー）が現れます。 中層の雲には冠があります。
9. 朝露はありません。
10. ツバメは低く飛びます。 アリは蟻塚に隠れます。

定在波

定在波- これは、水平方向の空気の動きが波状に変化する一種です。 高速で移動する気団がかなりの高さの山脈に遭遇すると、波が発生することがあります。 波が発生するために必要な条件は、かなりの高さまで広がる大気の安定です。

大気の波のパターンを確認するには、小川まで歩いて、水没した岩の周りの流れを観察します。 石の周りを流れる水が石の前に立ち上り、繊維板のような雰囲気を作り出します。 石の背後には、波紋または一連の波が形成されます。 これらの波は、速くて深い流れでは非常に大きくなることがあります。 同様のことが大気圏でも起こります。

山脈を越えて流れると、流れの速度が増し、圧力が下がります。 したがって、空気の上層は若干減少します。 頂上を通過すると、流れは速度を低下させ、その中の圧力が増加し、空気の一部が上向きに勢いよく上昇します。 このような振動衝撃は、尾根の背後の流れに波状の動きを引き起こす可能性があります (図 3)。

米。 3. 定在波の形成スキーム:
1 - 乱れのない流れ。 2 - 障害物を越える下向きの流れ。 3 - 波の頂上にあるレンズ状の雲。 4 - キャップクラウド。 5 - 波の根元にあるローター雲

これらの定常波は高高度まで伝わることがよくあります。 高さ 15,000 メートル以上の波の流れの中でグライダーが蒸発したことが記録されており、垂直方向の波の速度は秒速数十メートルに達することがあります。 隣接する「バンプ」間の距離、つまり波長の範囲は 2 ～ 30 km です。

山の背後の空気の流れは、厚さ数百メートルから数キロメートルの乱流亜波層とその上に位置する層流層の高さの大きく異なる2つの層に分かれています。

乱流ゾーンに十分に高い 2 番目の尾根があり、最初の尾根からのローター ゾーンが 2 番目の尾根に影響を与えないような距離にある場合、波の流れを使用することが可能です。 この場合、パイロットは 2 番目の尾根から開始して、すぐに波のゾーンに入ります。

空気の湿度が十分にある場合、波の頂上にレンズ状の雲が現れます。 このような雲の下端は少なくとも3 kmの高度に位置し、その垂直方向の発達は2〜5 kmに達します。 山頂の真上にキャップ雲が形成され、その背後にローター雲が形成される可能性もあります。

にもかかわらず 強風（波は少なくとも 8 m/s の風速で発生する可能性があります）、これらの雲は地面に対して静止しています。 空気の流れのある「粒子」が山や波の頂上に近づくと、それに含まれる水分が凝結して雲が形成されます。

山の背後で、発生した霧が溶け、小川の「粒子」が再び透明になります。 山の上や波の頂上では、空気の流れの速度が増加します。

同時に空気圧も下がります。 学校の物理学の授業 (気体の法則) から、圧力が低下し、熱交換がなくなると、次のことが知られています。 環境気温が下がります。

気温が低下すると、湿気が凝結し、雲が形成されます。 山の背後では流れが遅くなり、その中の圧力が増加し、温度が上昇します。 雲が消えます。

定常波は平坦な地形にも発生することがあります。 この場合、それらの形成の原因は、2つの隣接する空気層の異なる速度と移動方向で発生する寒冷前線または渦（回転子）である可能性があります。

山の天気。 山の天気変化の特徴

山は太陽に近いので、暖かくなりやすくなります。 これにより、強い対流が形成され、雷雨を含む雲が急速に形成されます。

さらに、山は地球の表面のかなりでこぼこした部分です。 山を越える風は、1 メートル (岩) から数キロメートル (山自体) まで、さまざまなサイズの多くの障害物の周りで曲がり、通過する空気と対流が混合した結果、乱流になります。流れ。

そのため、山岳地帯は、強い乱気流、さまざまな方向からの強風、雷雨の活動と組み合わせた強い熱条件が特徴です。

気象条件に関連するインシデントと前提条件の分析

気象条件に関連する最も典型的な事故は、山の風下部分にあるローターゾーンへの装置の吹き飛ばしまたは単独飛行です（小規模ではローターが障害物から）。 このための前提条件は、低高度または単純な理論の無知で流れが稜線を越えることです。 ローターでの飛行は、少なくとも不快な衝撃を伴い、最大では宙返りや装置の破壊を伴います。

2番目の衝撃的な事件は雲に引き込まれつつある。 このための前提条件は、雲の端近くで TVP を処理することと、ぼんやり感、過剰な勇気、または航空機の飛行特性の無知と組み合わされることです。 宇宙空間での視界と方向の喪失につながり、最悪の場合、宙返りして、生命に適さない高さまで投げ飛ばされます。

最後に、3 番目の典型的な事故は、暑い日に植え付け中に「ねじれて」斜面や地面に落下する事故です。 前提条件は、スティックを投げて飛行することです。 操縦のための予備速度なし。

この記事では、あらゆる種類のクラウドをリストして説明します。

雲の種類

上層雲で形成されています 温帯緯度 5km以上、極地では3km以上、熱帯地域では6km以上。 この高度では気温が非常に低いため、主に氷の結晶で構成されています。 上層の雲は通常薄くて白いです。 上層雲の最も一般的な形態は巻雲と巻層雲で、通常は天気が良いときに見ることができます。

中層雲通常、温帯緯度では高度 2 ～ 7 km、極緯度では 2 ～ 4 km、熱帯緯度では 2 ～ 8 km に位置します。 それらは主に小さな水の粒子で構成されていますが、低温では氷の結晶も含まれる場合があります。 中層雲の最も一般的なタイプは、高積雲 (高積雲)、高層雲 (高層雲) です。 影の部分がある場合があり、それが巻積雲と区別されます。 このタイプの雲は通常、空気の対流や、寒冷前線に先立つ空気の緩やかな上昇の結果として発生します。

低い雲高度2km以下に位置しており、気温が非常に高いため、主に水滴で構成されています。 寒い季節限定です。 表面温度が低い場合は、氷（あられ）や雪の粒子が含まれます。 最も一般的な種類の低い雲は、適度な降水量を伴う暗い低い雲であるニンボ層雲と層積雲です。

図1.雲の主な種類: 巻雲、Ci、巻積雲、Cc、巻層雲、Cs、高積雲、Ac、高層雲、As、半透明高層雲、トランスとして）、層層雲 (ニンボ層雲、Ns)、層雲 (層雲、St)、層積雲 (層積雲、Sc)、積雲 (積雲、Cu)、積乱雲 (Cb)

羽状 (巻雲、Ci)

それらは、細い白い糸または白い（またはほとんど白い）房と細長い隆起の形をした個々の羽のような要素で構成されています。 これらは繊維構造および/または絹のような光沢を持っています。 それらは対流圏上部で観察され、中緯度ではその基地は標高6〜8 km、熱帯では6〜18 km、極緯度では3〜8 kmにあることが最も多いです。 雲内の視程は 150 ～ 500 m で、落下速度が顕著になるほど大きな氷の結晶で構成されています。 したがって、垂直方向の広がりがかなり大きくなります (数百メートルから数キロメートルまで)。 ただし、風のせん断と結晶サイズの違いにより、巻雲のフィラメントが歪んでねじれます。 これらの雲は、上昇に伴う温暖前線または閉塞前線の雲システムの前縁の特徴です。 それらは高気圧条件下でも発生することが多く、積乱雲の氷床 (金床) の一部または残骸であることもあります。

さまざまなタイプがあります。 糸状の(Cirrus fibratus、Ci fibr.)、 爪状の(Cirrus uncinus、Ci unc.)、 塔状の(Cirrus Castellanus、Ci キャスト。)、 密集(Cirrus spissatus、Ci spiss.)、 薄片状の(Cirrus floccus、Ci fl.) と品種: 混乱した(Cirrus intortus、Ci int.)、 ラジアル(Cirrus radiatus、Ci rad.)、 尾根状の(Cirrus vertebratus、Ci vert.)、 ダブル(Cirrus duplicatus、Ci dupl.)。

場合によっては、このタイプのクラウドには、説明されているクラウドに加えて、以下のものも含まれます。 巻層雲そして 巻積雲雲。

巻積雲 (Cc)

彼らはよく「子羊」と呼ばれます。 非常に高く、線状に伸びた小さな球形の雲。 サバの背中のようにも見えたり、海岸の砂浜の波紋のようにも見えます。 下の境界の高さは6〜8 km、垂直の長さは最大1 km、内部の視程は5509〜10000 mです。それらは気温の上昇の兆候です。 巻雲や巻層雲と一緒に観測されることが多い。 それらは嵐の前兆であることがよくあります。 これらの雲では、いわゆる 「虹色化」とは、雲の端を虹色に染めることです。

巻層雲、Cs)

巻雲に形成されたハロー

氷の結晶からなる上層の帆のような雲。 それらは均一で白っぽいベールのように見えます。 下端の高さは6〜8km、垂直範囲は数百メートルから数キロメートル（2〜6以上）、雲内の視程は50〜200メートルであるため、太陽は比較的透明です。または月がそれらを通してはっきりと見えることがあります。 これらの上層の雲は、通常、多層の収束により空気の大きな層が上向きに上昇するときに形成されます。

巻層雲は太陽や月の周りにハロー現象を起こすことが多いのが特徴です。 ハローは、雲を構成する氷の結晶による光の屈折の結果です。 しかし、温暖前線が近づくにつれて巻層雲は厚くなる傾向があり、これは氷の結晶の形成が増加することを意味します。 その結果、ハローは徐々に消え、太陽（または月）が見えにくくなります。

高積雲、AC

高積雲の形成。

高積雲 (Ac) - 暖かい季節の典型的な曇り。 波や尾根の形をした灰色、白、または青みがかった雲で、隙間で区切られた薄片や板から構成されます。 下の境界の高さは2〜6 km、垂直の長さは最大数百メートル、雲の中の視程は50〜80メートルで、通常は太陽に面した場所の上にあります。 時には強力な積雲の段階に達することもあります。 高積雲は通常、暖かい空気団の上昇や、暖かい空気を押し上げる寒冷前線の到来の結果として発生します。 したがって、暖かく湿った夏の朝に高積雲が存在することは、雷雲の差し迫った出現や天候の変化の前兆となります。

高層（アルトストラタス、アス）

高層雲

それらは、灰色または青みがかった色の均一またはかすかに波状のベールのように見え、通常、太陽と月がかすかに輝いています。 下部境界の高さは3〜5 km、垂直の長さは1〜4 km、雲の中の視程は25〜40 mです。これらの雲は氷の結晶、過冷却された水滴、雪の結晶で構成されています。 高層雲の雲が激しい雨や雪をもたらす可能性があります。

高層半透明（Altostratus translucidus、As trans）

夕暮れ時の高層雲の雲

高層雲の半透明の雲。 雲の波状構造が目立ち、太陽の太陽円がよく見えます。 非常に目に見える影が地面に現れることがあります。 縞模様がはっきりと見えます。 原則として、雲のベールが徐々に空全体を覆います。 ベースの高さは 3 ～ 5 km 以内で、As トランス雲層の厚さは平均で約 1 km、場合によっては最大 2 km です。 降水量は減少しますが、夏の低緯度および中緯度では、降水量が地上に到達することはほとんどありません。

ニンボストラトス (Nimbostratus、Ns)

乱層雲と強い気流。

乱層雲は濃い灰色で、連続した層の形をしています。 降水中は均一に見えますが、降水と降水の合間には、層の不均一性やうねりさえも目立ちます。 から 層雲それらは、より暗く青みがかった色、構造の不均一性、および高密度の堆積物の存在によって区別されます。 下部境界の高さは0.1〜1 km、厚さは最大数kmです。

レイヤード (ストラタス、セント)

層雲。

層雲は霧に似た均一な層を形成しますが、高度は数百メートル、場合によっては数十メートルにあります。 通常は空全体を覆っていますが、壊れた雲の塊として現れることもあります。 これらの雲の底は非常に低く下がることがあります。 時には地上の霧と融合することもあります。 それらの厚さは小さく、数十メートル、数百メートルです。

層積雲 (Sc)

大きな尾根、波、プレートで構成され、隙間によって分離されたり、連続した灰色の波状の覆いに合流した灰色の雲。 それらは主に水滴で構成されています。 層の厚さは200〜800メートルで、太陽と月は雲の薄い端を通してしか輝きません。 原則として、降水量は降りません。 不透明な層積雲からは、軽くて短時間の降水が降る可能性があります。

積雲雲 (積雲、Cu)

積雲。 上面図。

積雲は、日中は濃くて明るい白い雲で、垂直方向に大きく発達します（最大 5 km 以上）。 積雲の上部は丸い輪郭を持つドームまたは塔のように見えます。 通常、積雲は冷たい気団の中で対流雲として発生します。

積乱雲 (Cb)

積乱雲 (Cumulonimbus capillatus incus)

積乱雲 - 強力で垂直に発達した強力で濃い雲（高さ14 kmまで）。強力なひょうや雷雨現象を伴う大雨が発生します。 積乱雲/雲は強力な積雲から発達します。 スコールラインと呼ばれる線を形成することもあります。 積乱雲の下層は主に水滴で構成されていますが、温度が 0 °C をはるかに下回る高層では氷の結晶が優勢です。

積雲（緯度積雲）は個別に位置しており、輪郭がはっきりした濃い雲で、垂直に発達し、白い積雲またはドーム型の上部と平らで暗い（青みがかったまたは灰色がかった）底部を持っています。 強い突風が吹くと、雲の端が切れることがよくあります。

積雲は、対流圏の下部および部分的に中部で形成され、冷却された気団の対流が発達します。 暖かい時間温暖な土地の上の気団にある年。 積雲の下境界線の高さは表面空気の湿度に強く影響され、湿った気団では高さは 800 ～ 1.5 km、乾燥した気団（砂漠と草原）では 2000 ～ 4000 m になります。雲の垂直方向の広がりは数百メートルから数千メートルまでさまざまです。 積雲は、個別の珍しい雲として、または重要な塊として空に存在し、ほぼ空全体を覆っています。 散在積雲は空にランダムに散在しますが、基部が同じ高さで鎖や尾根を形成する場合があります。 積雲は厚さ全体にわたって水滴で構成されており、雲の上部では水滴が大きくなり、雲の底では水滴が小さくなります。 0度以下の温度では、液滴は過冷却状態になります。 積雲の中央部分は太陽を完全に覆っていますが、端はまだ見えています。 通常、降水はありません。 温帯緯度では、時折、孤立した大粒の雨が降ったり、短時間まばらな雨が降ったりすることがあります。

積雲の種類

積雲は 4 つのタイプに分類されます。

1. フラット（平らにしたような） - 最も変化しやすい雲で、非常に密度が高く、水平方向の底がはっきりしていて、垂直方向の発達はほとんどありません。

2.中程度- はっきりとした輪郭と絡み合った頂上を持ち、適度に垂直に発達した密な雲。

3. 強力- 顕著な垂直方向の発達を伴い、多くの場合、複数の突起を備えた高い塔の形をしています。

4. 破れた- 端が破れ、輪郭が急速に変化する小さな雲。

フラット、ミドル、ブロークン タイプの雲は、降水が形成されないコロイド状で安定した雲です。 強力な積雲は、特に熱帯地方で少量から中程度の降水量をもたらします。
積乱雲の発達の過程は、平らな雲または壊れた雲から中程度の強力な雲への移行中に発生し、最終段階は積乱雲になる可能性があります。 積乱雲は常に大雨の形で降水を引き起こし、時には雹を伴うこともあります。 嵐の雲。 これらの雲にはほとんどの場合、氷の結晶と液体の水が含まれており、強力な電気現象を引き起こします。

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