層雲ができる理由。 雲はどのようにして形成されるのでしょうか? 雲の種類と説明と写真

雲は、大気中に浮遊する水滴と氷の結晶の集まりで、地表からある程度の高さにあります。 雲は、総水分量の増加、気温の低下、または露点以下での水蒸気の凝縮の結果として形成されます。 以下の要因により、気温の低下と大気中の雲の形成が引き起こされます。

- 空気と移流の上昇（上向きの動き）。

- 放射と乱流混合（垂直および水平）。

しかし、これでは十分ではありません。空気中には凝縮 (または昇華) 核が存在し、その上に水または氷が沈殿し始める必要があります。 海洋地域の凝結核は、嵐の際に水の粉塵や飛沫とともに空気中に放出される塩の粒子である可能性があり、陸上では塵や煙の微細な粒子です。

雲は気流によって運ばれます。 もし 相対湿度雲を含む空気中では減少し、その後雲は蒸発します。 特定の条件下では、一部の雲要素が大きく重くなり、降水の形で雲から落ちます。

個々の雲は非常に存在します 短時間。 たとえば、個々の積雲の寿命は、場合によってはわずか 10 ～ 15 分です。 しかし、たとえ雲が長く存在していても、その状態が変化していないことを意味するわけではありません。 実際には、雲の要素は常に蒸発と再出現を繰り返しています。 雲の形成には長期間にわたって一定のプロセスが存在します。 雲は次の場所でのみ表示されます 現時点でこのプロセスに関与する水の総質量の一部。 雲の出現も欺瞞的です。 雲の高さが変わらないとしても、それを構成する元素が抜け落ちないわけではありません。 雲の中の滴は下降する可能性がありますが、雲の底に到達すると、不飽和の空気中に移動して蒸発します。

雲要素の位相状態に従って、雲は 3 つのクラスに分類されます。

· 水（点滴）雲水滴のみで構成されています。 気温がプラスの場合だけでなく、マイナスの気温（-10℃以下）でも存在する可能性があります。 この場合、液滴は過冷却状態にある。

· 混合雲過冷却された水滴と氷の結晶の混合物からなる。 それらは、原則として、気温 -10 ～ -40°C で存在できます。

· 氷（結晶）雲氷の結晶だけで構成されています。 原則として、気温が-30℃以下で発生します。

対流圏の雲の形は非常に多様です。 現代版では 国際分類雲は次のように 10 の主な形態に分けられます。 外観: 巻雲、巻積雲、巻層雲、高積雲、高層雲、層積雲、層雲、虹層雲、積雲、積乱雲。

さらに、雲は高さによって分類されます。

· 雲 上段 - 対流圏で最も高い雲は高度 6 キロメートル以上で形成され、最も高い雲は 低温そして氷の結晶で構成されています。 これらの雲には、 白、半透明で、影がほとんどありません。 日光。 これらには、巻雲、巻積雲、巻層雲が含まれます。

· 中層雲- 高積雲と高層雲は高度 2 ～ 6 キロメートルで形成されます。 高い 積雲それらは白または灰色の曇った層または隆起であり、過冷却された液滴で構成されています。 かなり薄い雲があり、多かれ少なかれ太陽を隠しています。 高層雲は、空の全体または一部を覆う、さまざまな密度の軽い乳白色の雲です。

· 低い雲- 層積雲 (灰色または白っぽい雲の尾根または層)、層雲 (均一な灰色の層)、および乱層雲は、高度 2 キロメートル以下で形成されます。 これらの雲は、小さな均質な水滴で構成されています。 十分に低い負の温度では、雲の中に固体要素（氷の結晶、雪の粒など）が現れます。 層雲を通して輝く太陽円盤は、輪郭がはっきりしています。

· 垂直発展の雲- 積雲と積乱雲は、暖かい空気がゆっくりと地上に上昇するときに形成されます。 積雲は、輪郭がはっきりとした高密度の個別の雲で、丘、ドーム、塔の形で上向きに発達します。 それらは水滴で構成されています（結晶はありません）。 積乱雲は、積雲がさらに発達した結果として形成されます。 これらは強力な積雲の形をした塊であり、山や塔の形で​​垂直に非常に強く発達しています。 積乱雲は上部は氷の結晶、中央部は大小さまざまな結晶や水滴で構成されています。 太陽光を遮断することで照度を大幅に低減します。

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。 で 温帯緯度個別に大粒の雨が降ることもあれば、短時間でまばらな雨が降ることもあります。

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。 積乱雲は常に激しい雨の形で降水を引き起こし、時には雹を伴って雷雲になります。 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。

関連資料:

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 5km以上の温帯緯度、3km以上の極緯度、6km以上の熱帯緯度で形成されます。 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 2 km 以下に位置し、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、顕著な落下速度を持つ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でも発達することが多く、時には積乱雲の氷冠 (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

上層の帆のような雲で、氷の結晶で構成されています。 それらは均一で白っぽいベールのように見えます。 下縁の高さは6～8km、垂直の長さは数百メートルから数キロメートル（2～6キロ以上）、雲内の視程は50～200メートルです。 巻層雲比較的透明なので、太陽や月がはっきりと見えます。 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ています。 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、間もなくの出現を告げるものです。 雷雲または天気の変化。

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。 それらは、より暗く青みがかった色、構造の不均一性、および上を覆う堆積物の存在において、層雲とは異なります。 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 (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。

こんにちは、友達！雲、白いたてがみの馬... ああ、私は何を言っているのでしょう🙂本当は、雲がどうやって、どこで、どういう理由でできるのか、また、雲にはどんな種類があるのか​​…ということについてお話したいと思います。

空気中を運ばれる水蒸気の塊が雲です。 いつでも、地球の表面の約 50% は雲で覆われています。 クラウドもまた、 淡水生きているすべてのもの。

蒸気は上昇するにつれて冷えて固体（氷）または液体（水）の状態に戻り、雲（目に見えない塊）を形成します。 湿気は小川や川によって運ばれた形で地球に戻り、そのサイクルを繰り返します。

雲はどのようにして形成されるのでしょうか?

雲は氷や水でできています。 どこにでも、海や海から蒸発する水蒸気があります。 空気の「絶対湿度」は、特定の体積の空気中の水蒸気の量を決定します。 温度が高くなるほど、空気中に含まれる水蒸気の量が多くなります。

特定の温度で空気に可能な最大量の水蒸気が含まれている場合、その空気は「飽和」とみなされ、その「相対湿度」は 100% になります。 「露点」は対応する温度です。水蒸気を含む空気が冷却されて飽和状態になるときに発生する、水蒸気が固体または液体の状態に変化するプロセスを凝縮といいます。

空冷。

上昇の結果、丘の上を流れるときなどに空気が冷たくなる可能性があります。 同時に、熱の一部を利用して、圧力の低下により膨張します（「断熱膨張」）。 温度が一定の温度まで下がると、過剰な水蒸気が水滴に凝縮して雲が形成されます。

空気が上昇する主な理由、それは冷却、雲の形成、結露につながります。1つ目は、風速と風向の急激な変化によって引き起こされ、雲の形成に必要なすべての条件を作り出す乱気流です。

2 つ目は、山や丘の上を通過するときの空気の「正射上昇」です。この場合、雲冠、山霧、渦巻き、旗状雲、レンズ状雲など、さまざまな種類の雲が形成される可能性があります。

露点まで冷えると 湿った空気頂上に着く前に山霧が出てきます。 すべてがそのような雲の中に落ちて、上部と風上側に張り付いているものとして認識されます。

山の頂上から露点まで上昇した後、空気がかなり乾燥し冷えると、雲冠が形成されます。 風が吹いているにもかかわらず、まるで雲が動かずに山の頂上にぶら下がっているように見えます。 これは同じ雲ではなく、厳密に言えば、常に風上側で発生し、風下側で蒸発します。

空気が山頂の両側から強制的に流れ、山の風下側の湿った気流に雲や渦を形成させるのに十分な乱流揚力が生じると、ペナント状の旗のような雲が山頂上に形成されます。 。

山頂の背後に現れた雲は風に乗って流れ、やがて蒸発していきます。 レンズ状の波状の雲は、起伏の多い地形を通過する波状の気流の頂上に形成されることがよくあります。

細長い円筒の形をした渦雲が、乱流の渦の中で風下側の山の尾根に平行に形成されることがあります。

収束。

巨大な気象システム、つまり「サイクロン」（低気圧領域）の内部でも、気団の上昇が発生する可能性があります。

自由空間を求めて「戦って」、暖かく湿った塊が冷たい気団と「収束」（収束）すると、大きな雲の尾根が形成されます。 軽くて暖かい空気は上方に移動し、密度が高くなります。 多くの場合、そのような「前線」は長期にわたる雨や大雨をもたらします。

気団の上向きの動きの性質が雲の形を決定します。ゆっくりと上昇する気流 (5 ～ 10 cm/秒) は通常、層雲と、層雲の少なくとも 100 倍の速さで地表から上昇する暖かい空気である積雲を形成します。

科学者たちは、これらの雲の中では気流が最大時速100kmの速度で上昇する可能性があり、どれだけ高く上昇するかは通過する空気の「不安定さ」または「安定性」に大きく依存することを発見しました。

雲の中の空気は 100 m 上昇するごとに 1°C 冷却されます。「安定」状態とは、周囲の気温が急速に低下しているにもかかわらず、流れが上昇し続けている状態です。

「不安定な状況」 -これはそのときです 周囲の空気冷却が遅くなり、上昇流はすぐに同じ温度に達し、上昇が止まります。

雲の分類。

雲は、その形成に関与する多くのプロセスの影響を受けて、 さまざまな形、色とサイズ。 古代の科学者は、雲の形成理由を理解し始めるずっと前に、雲の多様性を分類して説明しようとしました。

フランスの進化論の創始者で博物学者であるジャン・バティスト・ラマルク（1744～1829）は、その最初の一人でした。

彼は 1802 年に雲を 5 つのタイプと 3 つの層に分類することを提案しました。 ラマルクは、雲はさまざまな状況（正確にはどれかはわかりませんでしたが）の結果として形成され、偶然ではないと信じていました。

英国の化学者ルーク・ハワードは、同じ 1802 年に、雲の 3 つの主要なタイプを含む分類を開発し、またそれらに次のような分類を与えました。 ラテン語の名前: Stratus – 層雲、Cirrus – 巻雲、Cumulus – 積雲。

そして今日でもこれらの基本的な用語が使用されています。 最初の「国際雲地図帳」は 1896 年に発行されました。 当時、雲はまだ進化しない永久的な塊であると考えられていました。 しかし、すべてのクラウドには独自のものがあるという事実については、 ライフサイクル、1930年代までに明らかになりました。

現在、世界気象機関 (WMO) は、形状と高さに応じて 10 種類の主な雲を区別しています。 各タイプには一般的に受け入れられている略語があります。

高みにそびえ立つ。

に 上層雲 巻層雲 (Cs)、巻積雲 (Cc)、巻雲 (Ci) が含まれます。 それらは氷の結晶で構成されており、高度 6 ～ 18 km で見られ、地球に降る降水源ではありません。

一本一本の細い白髪の形状は、 巻雲。 波状の板や白い斑点は巻積雲に似ています。 そして、巻層雲は空に掛けられた透明なベールのように見えます。

中層雲 – 高層雲 (As) と高積雲 (Ac) – 氷の結晶と水滴の混合物で構成され、高度 3 ～ 6 km に位置します。 高積雲は白灰色の引き裂かれた板のように見え、高層雲は灰青色の固体シートのように見えます。 中層の雲から降る降水量はほとんどありません。

低い雲 (高度 3 km まで) には、層積雲 (Cs)、積雲 (Cu)、虹層雲 (Ns)、層雲 (St)、および積乱雲 (Cb) が含まれます。 積雲、層積雲、層雲は水滴で構成され、乱層雲と積乱雲は氷と水の混合物で構成されます。

層雲と層積雲は灰色のシートに似ていますが、前者は均質な層であるのに対し、後者はより細分化されています。 霧雨や小雨で降る可能性があります。 乱層雲は濃い灰色の層のように見え、雪や降り続く雨を運びます。

垂直に上昇する積雲は、輪郭がはっきりしていて、構造が緻密です。 にわか雨が伴う場合もあります。 積乱雲は、雷雨や大雨を伴う、暗くて大きく密度の高い雲（時には金床のような平らな雲を伴う）です。

さて、空を見れば、どんな雲があるのか​​、どんな天気が予想されるのかがわかります...

L.タラソフ

霧と同様に、雲は水蒸気が凝縮して液体と固体になることで生じます。 結露は、次のいずれかの原因で発生します。 絶対湿度空気、または気温の低下の結果。 実際には、両方の要因が雲の形成に関与します。

対流の結果として生じる雲の形成。

暖かい上に雲が発生 大気前線.

寒冷前線の上に雲が形成される。

気温の低下は、第一に気団の上昇（上向きの動き）によって引き起こされ、第二に、気団の移流（水平方向への動き）によって引き起こされ、これにより暖かい空気が冷たい地表の上に現れる可能性があります。 。

上昇運動中の気温の低下によって引き起こされる雲の形成について議論することに限定してみましょう。 明らかに、そのようなプロセスは霧の形成とは大きく異なります。結局のところ、霧は実際には上向きに上昇せず、地表に直接残ります。

何が空気を上昇させるのでしょうか？ 気団が上向きに移動する 4 つの理由に注目してみましょう。 一つ目の理由は、大気中の空気の対流です。 暑い日には 太陽光線地表を強く温めると、熱が地上の気団に伝わり、上昇が始まります。 積雲と積乱雲は、ほとんどの場合、対流によって発生します。

雲の形成のプロセスは、一部の空気塊が上向きに上昇するという事実から始まります。 上昇すると空気は膨張します。 空気は比較的急速に上昇するため、この膨張は断熱的であると考えることができます。したがって、その体積が十分に大きい場合（そして、本当に大量の空気が雲の形成に関与している場合）、上昇する空気と雲の間で熱交換が行われます。 環境上昇中にそんなことをする時間はありません。 断熱膨張中、空気は外部から熱を受け取らず、自らの内部エネルギーのみで働き、その後冷却されます。 したがって、上昇した空気は冷却されます。

上昇空気の初期温度 T 0 が、それに含まれる蒸気の弾性に対応する露点 T p まで低下すると、この蒸気の凝縮プロセスが可能になります。 大気中に凝縮核が存在する場合 (そして、それらはほとんど常に存在します)、このプロセスが実際に始まります。 蒸気の凝縮が始まる高さ H によって、形成される雲の下限が決まります。 これを結露度といいます。 気象学では、高さ H の近似式が使用されます (いわゆるフェレル式)。

H = 120(T 0 -T r)、

ここで、H はメートル単位で測定されます。

下から流れ続ける空気は凝縮レベルを越え、水蒸気の凝縮プロセスがこのレベルより上で発生します - 雲の高さが発達し始めます。 空気が冷えて上昇が止まると、雲の垂直方向の発達は止まります。 この場合、曖昧に定義された雲の上部境界が形成されます。 それは自由対流のレベルと呼ばれます。 上昇する空気の温度が周囲の空気の温度と等しくなるレベルよりわずかに高い位置にあります。

気団が上昇する 2 つ目の理由は、地形によるものです。 地表に沿って吹く風は、その経路に沿って山やその他の自然の標高に遭遇することがあります。 それらを乗り越えて、気団は上向きに上昇することになります。 結成年 この場合雲は地形雲と呼ばれます（ギリシャ語で「山」を意味するオロスに由来）。 このような雲の高さはそれほど発達しないことは明らかです（空気が超える標高の高さによって制限されます）。 この場合、層雲と乱層雲が現れます。

気団の上昇の 3 番目の理由は、温暖な大気前線と寒冷な大気前線の出現です。 雲の形成は、暖気団が寒気団の上を進み、後退する冷気のくさびを押し上げられるときに、温暖前線上で特に激しく発生します。 前面 (コールドウェッジの表面) は非常に平坦です。水平面に対する傾斜角の接線はわずか 0.005 ～ 0.01 です。 したがって、暖かい空気の上向きの動きは水平方向の動きとほとんど変わりません。 その結果、コールドウェッジの上に現れる曇りは、高さ方向には弱く発達しますが、水平方向にはかなりの広がりを持っています。 このような雲を上昇雲といいます。 下層と中層では、これらはニンボ層雲と高層雲であり、上層では、これらは巻層雲と巻雲です（上層の雲が大気前線のはるか後方で形成されていることが明らかです）。 上昇スリップ雲の水平方向の広がりは数百キロメートルに及ぶ可能性があります。

雲の形成は、寒冷大気前線の上空でも発生します。つまり、進行する寒気の塊が暖かい空気の塊の下を移動し、それによって暖かい空気の塊を持ち上げるときに起こります。 この場合、上昇雲とともに積雲が現れることもあります。

気団が上昇する4番目の理由は低気圧です。 気団、地表に沿って移動しながら、低気圧のくぼみの中心に向かってねじれます。 そこに溜まると上下の圧力差が生じて上向きに押し上げられます。 対流圏の境界までの激しい空気の上昇により、強力な雲の形成が引き起こされ、低気圧起源の雲が現れます。 これらは、乱層雲、高層雲、または積乱雲です。 これらすべての雲が降水量を生み出し、低気圧に特徴的な雨天を作り出します。

L. V. タラソフの本「地球の大気中の風と雷雨」に基づいています。 - ドルゴプルドニー:出版社「インテリ」, 2011.
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