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雲が発生する主な原因は、 空気の上向きの動き。 このような動きにより、空気は断熱的に冷却され、空気に含まれる水蒸気が飽和に達して凝縮します。この場合の上方への動きは、さまざまな理由によって引き起こされる可能性があります。空気が下にある表面の下から加熱されること、空気が傾斜した前面に沿って滑ること、および丘の斜面などに沿って上に向かって移動します。 乱流の動きも雲の形成の重要な要素です。 そのおかげで、水蒸気は下層から上層へ移動します。 雲の形成には、反転面での大気の波の動きだけでなく、輻射による空気の冷却も大きな役割を果たします。
雲形成の主な生成物は通常、水滴です。 温度が 0 未満の層に雲が形成される場合、それらは過冷却された水滴で構成されます。 水滴でできた雲をこう呼ぶ 水。 十分に低いマイナス温度では、雲は氷の結晶で構成され、氷/結晶質 。 雲は過冷却された水滴と氷の結晶の両方で構成されることもあり、こう呼ばれます。混合された
。
これらの雲（混合雲）の垂直方向の力は大きく、特に長時間存在すると水雲や氷雲の力を大きく上回ります。 雲を構成する最小の水滴や氷の結晶の重さは無視できます。 落下速度は非常に遅く、弱い上向きの空気の動きでも水滴や氷の結晶が空中に浮遊し、さらには上向きに上昇することもあります。 風の力を借りて、雲は水平に移動します。 夏の雲の高さは冬よりも高くなります。 緯度が高くなると、雲の高さは低くなります。
雲とその主な属の性質。 国際分類によれば、すべての雲は、その構造の性質と形成される高さに基づいて 4 つのファミリーに分類されます。 雲 上段通常は氷です - これらは影のない薄く透明な明るい雲です
白。 太陽がそれらを通して輝き、物体は影を作ります。
中層と下層の雲または上昇気流によって対流雲が形成されます。 陸地では対流が起こるので、 温帯緯度この現象は主に暖かい季節に発生し、空気が下から、その下にある地表から大幅に暖まり、この時期に垂直に発達した雲が最も頻繁に観察されます。 対流雲には日周周期があります。 陸上では、これらの雲は夏と朝に現れ、正午頃に最も発達し、夕方には消えます。 山と水の加熱された斜面、低地では、平地よりも垂直に発達した雲が頻繁に形成されます。
雲の種類:
- 巻雲 - 白色の個々の薄い光の雲で、多くの場合、光沢のある、繊維状または水を飲むような構造で、フレーク、フック、糸、羽のように見えます。
- 巻積雲それらは小さな白いフレークまたは小さなボール（子羊）で、影のない雪の塊に似ており、グループまたは列に配置され、多くの場合波紋/魚の鱗のような外観を持っています。
- 巻層雲 - 薄い白っぽいベールで、しばしば空全体を覆い、乳白色の色合いを与え、時にはベールが繊維構造を示します。 これらの雲は光学現象の形成の原因です。これらは太陽/月の近くにある大きな無色の円です。 これらの円は、氷の結晶内での光の屈折と反射の結果として形成されます。
- 高積雲 - 白または灰色のさまざまなサイズのプレート、ボール、シャフトの形をしており、一方向または二方向に走る尾根、グループ、または層に位置します。 場合によっては、これらの雲が雲要素間の波と平行に配置されることがあります。 多くの場合、顕著な晴れや青空が見えます。
- 高度に層状になっている - 灰色のベールを表します。このベールは多くの場合非常に薄いため、まるで通り抜けているかのように すりガラス太陽や月がぼやけた点として見えます。 それらは雨や雪の形で降水量を生み出すことがありますが、夏にはこれらの雲からの降水量は通常、降るにつれて蒸発し、地表には到達しません。
- 層積雲 - 灰色で暗い部分があり、雲の要素の間で一方向または二方向にグループ、列、またはシャフトで収集され、青空の隙間が見えることがあります。 ほとんどの場合、雲は冬に陸上に現れます。 多くの場合、空全体を覆い、波状の外観を与えます。
- 層雲 - これらの雲は、明るい/暗い灰色の連続した均質な層を表し、空を覆い、曇った外観を与えます。 これらの雲は、霧雨の形で、または非常に細かい雪の粒や氷の針の形で降水量を生み出すことがあります。
- ニンボストラタス - 縁が切れた密度の低い濃い灰色の雲。 降水量は雨または雪の形で降ります。 降水量が地表に到達しない場合もあります。 途中で蒸発します。 この場合、雲の中に降水量の筋が見えることがあります。
- 積雲 - 高度に発達した高さの雲で、ドーム状の白い上部があり、鋭い丸い輪郭と水平の灰色/暗い底部を持っています。 私たちの条件では、降水は発生しません。 時々、それらは風によって別々の小さな部分に引き裂かれます。そのような雲は引き裂かれた雨と呼ばれます。
- 積乱雲 - 強く垂直に発達した渦巻く積乱雲の強力な塊で、山や塔のような外観を持ち、これらの雲の底は暗いです。
対流雲、上昇雲、波状雲の形成。
上記の種類の雲は、発生の観点から、対流雲、上昇雲、波状雲に分類できます。
に 対流雲積雲と積雲を含む 雨雲。 主に不安定な垂直温度分布の下で発生し、主に暖かい季節に発生します。 しかし、寒い季節には積乱雲が発生することがあります。 寒冷前線の通過中に、 冷気暖かいものの下を急速に流れ、後者は激しく上昇します。 この場合、冬には積乱雲がフレーク状に現れる可能性があります 早春そして晩秋の穀物。
立ち上る雲これらには、巻雲、巻層雲、高層雲、虹層雲が含まれます。 これらの雲は、暖かい空気が前線の傾斜面に沿って上向きに滑るときに形成されます。 このような滑りは、暖かく湿った空気が暖かい空気の下を流れ、暖かい空気が上向きに押し上げられて冷たい空気にぶつかり始めるときに観察されます。 これらすべての滑りはゆっくりと徐々に起こり、そのような滑りの間、空気は断熱的に (急激に) 冷却され、水蒸気が狭くなります。 その結果、底面が前面と一致する雲システムが形成されます。 このシステムに含まれるクラウドは大きな空間を占めます。 この雲システムでは、最も高いのは巻雲で、次に巻層雲、下部の高層雲、そして虹層雲が続きます。
教育には異なる性格がある 波状の雲、つまり 縞模様、尾根、または尾根の形で空に位置する雲で、その間に雲の明るい部分または隙間が見えます。 青空。 次の雲は波状に見えます: 層積雲、高積雲、巻積雲。 これらの雲は、空気中に温度、湿度、密度が異なる 2 つの層が同じ高さで存在する場合に形成されます。 これらの層が混ざり合うと、その境界に長さ、振幅の大きな波が現れます。 しかし、そのような波は不安定であり、一連の渦になります。 取り込んだ空気は多数の細胞に成長し、それぞれの細胞内で空気の上下運動が起こります。 この細胞の空気循環により、波状の雲が形成されます。
薄灰色またはかなり均一な底部を持つ均一な雲層の形をした低層の雲 (シンボル: St) は、通常は降水量を生成しませんが、霧雨の小さな粒子、氷の結晶、または小さな雪の粒を生成することがあります... 地理辞典
巻層雲 巻層雲（緯度巻層雲）は、薄く白っぽい覆いをしている雲の一種で、時にはほとんど見えないこともあります... ウィキペディア
巻層雲- 上層雲（標高 6000 メートル以上）の主な種類の 1 つで、通常は繊維状で白っぽい半透明のベールのような外観を持ち、空全体を覆うことがあり、温暖前線の通過に先立ってハロー現象を引き起こすことがよくあります（記号: Cs) ... 地理辞典
高度な層雲- (高層雲)高層雲、対流圏の中間層の雲で、平らな、時にはわずかに波状の表面を持ち、液滴と氷の結晶で構成されています... 世界の国々。 辞書
巻層雲- (巻層雲)、巻層雲は、Ch によって形成される薄くて通常は高い白い雲の形成です。 o.小さな氷の結晶から作られています。 ハロー現象はそれらに関連しています... 世界の国々。 辞書
雲、下層大気中に浮遊している目に見える水の粒子または氷の結晶の塊。 雲は、地表の水が蒸発の過程で水蒸気に変わるときに形成されます。 蒸気は大気中に上昇すると冷却されます... 科学的および技術的 百科事典
- (雲) 高度または低高度の空気中に浮遊する小さな水滴、氷の結晶、または雪の結晶の集まり。 雲を構成する最小の水滴は、湿った空気が冷えるときに放出されます。これは起こります... ... 海洋辞典
それらは、見た目は不規則な積雲や不規則な層雲に似ていますが、日光の下、つまり透過光では、乱層雲や高層雲のより明るい層を背景に薄暗い灰色に見えます。 夜、上空で……海洋辞典
この用語には他の意味もあります。「クラウド (意味)」を参照してください。 雲は大気中に浮遊する水蒸気が凝縮してできたもので、地表から空に見えます。 雲は小さな水滴や氷の結晶で構成されています... ... ウィキペディア
大気。膨大な数の水滴または氷の結晶、またはその両方の形での水蒸気（「水蒸気」を参照）の凝縮生成物（「凝縮」を参照）が大気中に蓄積すること。 同様のクラスターがすぐ近くにあり…… 大きい ソ連の百科事典
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メテオ。 厚い白いパフの形をした雲... たくさんの表現を集めた辞書
積雲- (積雲)Cumulus、丸い形が積み重なった雲の形... 世界の国々。 辞書
高積雲、米国の写真 米国海洋大気局 高積雲 (緯度) ... ウィキペディア
- (西南西層積雲) プレートまたは x の大きな灰色の尾根 ... ウィキペディア
- (緯度巻積雲、Cc) 小さな波、フレーク、または波紋からなる薄い雲 ... ウィキペディア
層積雲- 低い雲 (シンボル: Sc)、主に風上にある灰色または白色の層と尾根の形をした地層で、時には雨、雪、または霧雨の形で軽い降水量を生成します... 地理辞典
巻積雲- 対流圏上部 (6000 m 以上) にある、影のない薄い白い雲の層または堤防で、フレークまたは波紋のように見える小さな要素で構成されます (記号: Cc) ... 地理辞典
高積雲- (高積雲)高積雲、対流圏の中間層の雲。層と尾根の形をした丸い塊を表し、小さな水滴と氷の結晶で構成されます... 世界の国々。 辞書
巻積雲- (巻積雲)、巻積雲は上空の雲の通常の形で、互いに隣接する小さな丸くて巻き毛の雲で構成されます。 こういう曇りを子羊の空と言うのですね…。 世界の国々。 辞書
雲、下層大気中に浮遊している目に見える水の粒子または氷の結晶の塊。 雲は、地表の水が蒸発の過程で水蒸気に変わるときに形成されます。 蒸気は大気中に上昇すると冷却されます... 科学技術事典
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- 奇跡のコレクター
- 奇跡のコレクター、セルゲイエフ・レオニード・アナトリエヴィッチ。 有名人の物語集の中で、 児童文学者レオニード・セルゲイエフ 私たちが話しているのは普通の少年少女のこと、彼らの過ごし方について 自由時間何に興味があるのか、何に夢を見ているのか。 う...
雲は、層雲、積雲、巻雲に分類できます。 層雲温暖前線の表面上に広い帯の空気がゆっくりと上昇する間に観察されます。
積雲は、土壌から暖かい空気が放出されたり、冷たい空気によって大気の上層が不安定になったりするときに形成されます。 逆に、巻雲は、上層大気中に蓄積された氷の結晶が局所的な気流に乗って落下することで発生します。 これら 3 つの主要な品種は、しばしば組み合わされて長いシリーズを形成します。 追加のタイプ雲
積雲は気流が上昇し続けるにつれてゆっくりと成長します。 成長が十分に長く続くと、積乱雲に変化する可能性があります。
反転層が雲を平らにする
発達中の雲の上に温度反転層（高さとともに温度が上昇する層）が形成されると、雲は水平方向（底部）に成長し始め、層積雲になる可能性があります。 成層圏の影響を受けて雲が膨張すると、平らな積乱雲になります。 上向きまたは内側に成長する雲は、地球上の位置の高さ (下層、中層、上層) によっても異なります。 上部の雲 (高度 5 ～ 8 km で見られます) には、巻雲、巻層雲、巻積雲が含まれます。 高層雲、高積雲、乱層雲を含む中層雲は、高度 2 ～ 7.3 km に位置します。 最後に、高度 2 km 未満で形成される雲はベース雲と呼ばれます。 これらには、層層と層積雲が含まれます。 垂直の雲地表のすぐ近くの空気が太陽によって加熱されて形成され、積雲と雨が存在します。
曲がる雲
気流の速度がどの高度でも同じであれば、高高度の巻雲 (右) からの氷の結晶が垂直に落ちる可能性があります。 ただし速度差があると曲がったり切れたりする可能性があります。
高積雲 (下) は、それぞれ暖かい空気と冷たい空気、下層と上層の空気の層の間に形成され、時々丸い形をとります。 それらは上層の下向きの空気の流れと下層の上向きの流れの間に保持されます。
高積雲
層雲と雨
雨滴が地表の特に暖かい地域に落ちると、その一部は落下しながら蒸発し始めます (下図)。 蒸発が続くと、空気が飽和して層雲が形成される可能性があります。
波状に形成される雲
水平気団（下）が大気上空を急速に移動し、ゆっくりと地表に近づくと、その回転により波状の雲が形成されます。
波頭
波雲 (右) は、上の乾燥した暖かい層とその下の湿った冷たい層の間を移動する気流の上部にも見られます。
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次の場所で観察されます。 暖かい時間一年中（春の後半、夏、秋の前半）、そして熱帯地方では一年中。 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。 輪郭はシャープでありながら力強い 強風端が破れてしまう可能性があります。
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。
空気中に含まれる水蒸気の量は、 現時点で(1 m3 あたりの g)、と呼ばれる 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。
これらのプロセスはクラウド内でも自然に継続されます。 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。
- 局所的な気団と対流の不安定性による積乱雲の形成とその発達：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。 雲が発生し始めます。 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。 いわゆる「金床」が現れます。 巻雲、すでに氷の結晶で構成されています。 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、空には巻雲からなる「金床」だけが残りますが、これは雷雨の形成の観点からはまったく期待できません。
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、水平速度が上昇速度を上回る瞬間を逃し、上昇気流とともに雲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、パイロットは氷点下の厳しい気温と空気の薄い高所まで上昇します。
分析と短期天気予報。 大気圏前線。 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交換して混合するとき、 自然現象、これらの気団の動きを分析および予測するために使用できます。
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– 大気の渦 高血圧中心部に空気があり、中心部から周辺部に向かって徐々に空気が減少します。
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。 私たちが「それが来る」と言ったとき 寒冷前線, 冷たい空気の大きな塊が暖かい空気の塊に向かって移動す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を這い、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。 暖かい空気は軽いので、移動すると冷たい空気の上に忍び寄り、気圧が下がります。 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、それと入れ替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撃として感じます。
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が発生し、寒くて酸素がない非常に高いところに投げ出され、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
同じ気団内であっても、異なる温度の空気領域間の分割は、と呼ばれます。 二次前線。 二次寒冷前線は、主前線の背後の低気圧の後部にある気圧の谷（低気圧の領域）の地表近くで見られ、そこで風の収束が起こります。
複数の二次寒冷前線が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ったものになります。 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」雲からの冷気の下向きの流れが上向きの流れを生み出し、「娘」雲を形成します。 雷雲。 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
- 気圧が高く、ほとんど変化しないか、または上昇が遅い。
- 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。
- 風は弱く、午後には強くなり、夕方には治まります。
- 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。
- 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。
- 夜には激しい露や霜が降ります。
- 低地にかかる霧は夜に増え、日中は消えます。
- 夜は野原よりも森の中の方が暖かいです。
- 煙突や火から煙が立ち上ります。
- ツバメは高く飛びます。
天候悪化の兆し
- 圧力が急激に変動したり、連続的に低下したりする。
- 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）。
- 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。
- 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。
- 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。
- 朝と夕方の夜明けは赤いです。
- 夜になっても風は収まらず、むしろ強くなる。
- 太陽と月の周りで 巻層雲光の輪（ハロー）が現れます。 中層の雲には冠があります。
- 朝露はありません。
- 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、その中の圧力が低下します。 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。 このような振動パルスは、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。 学校の物理コース（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。 山の天気変化の特殊性
山は太陽に近いため、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。 宇宙空間での視界や方向感覚の喪失につながり、最悪の場合は宙返りして、生活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、暑い日に植栽中に「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。
