구름이 가장 많이 형성되는 곳. 구름은 어떻게 형성되나요? 설명과 사진이 포함된 구름 유형

20.09.2019

구름이 생기는 가장 큰 이유는 공기의 상승 운동. 이러한 움직임으로 인해 공기는 단열적으로 냉각되고 그 안에 포함된 수증기는 포화 상태에 도달하여 응축됩니다. 이 경우 위쪽으로의 움직임은 다양한 이유에 의해 발생할 수 있습니다. 즉, 기본 표면 아래에서 공기를 가열하고, 경사진 정면 표면을 따라 미끄러지며, 언덕 등의 경사면을 따라 위쪽으로 이동합니다. 난류 운동도 구름 형성에 중요한 요소입니다. 덕분에 수증기는 낮은 층에서 높은 층으로 이동합니다. 구름 형성의 주요 역할은 복사에 의한 공기 냉각과 반전 표면 대기의 파동 움직임에 의해서도 수행됩니다.

구름 형성의 주요 생성물은 일반적으로 물방울입니다. 구름이 온도가 0보다 낮은 층에 형성되면 과냉각된 물방울로 구성됩니다. 물방울로 이루어진 구름을 구름이라 한다. 물. 음의 온도가 충분히 낮은 경우 구름은 얼음 결정으로 구성되며 이를 구름이라고 합니다. 얼음/결정질. 구름은 또한 과냉각된 물방울과 얼음 결정으로 구성될 수 있으며 이를 구름이라고 합니다. 혼합된. 이 구름(혼합)의 수직력은 크며, 특히 장기간 존재하는 경우에는 물구름과 얼음구름의 힘을 훨씬 능가합니다. 구름을 구성하는 가장 작은 물방울과 얼음 결정의 무게는 무시할 수 있습니다. 낙하 속도는 매우 낮고 약한 상승 공기 움직임만으로도 물방울과 얼음 결정이 공중에 떠다니거나 심지어 위로 올라갈 수 있습니다. 바람의 도움으로 구름이 수평으로 이동합니다. 여름의 구름 높이는 겨울보다 높습니다. 위도가 증가하면 구름 높이가 감소합니다.

구름의 속성과 주요 속.

국제 분류에 따르면 모든 구름은 구조의 특성과 형성되는 높이에 따라 4개 계열로 나뉩니다.

위쪽 구름일반적으로 그들은 얼음입니다. 흰색 그림자가없는 얇고 투명하며 밝은 구름입니다. 태양은 그들을 통해 빛나고 물체는 그림자를 줍니다.

중간 및 낮은 구름보통 그들은 물이거나 혼합되어 있습니다. 그러나 겨울에는 음의 온도가 충분히 낮으면 이러한 층의 구름이 얼음으로 변할 수 있습니다. 중간 구름은 권운보다 밀도가 높습니다. 그들은 태양이나 달 주위에 색깔 있는 왕관을 만들 수 있습니다.

수직적 발전의 구름또는 대류 구름은 상승하는 기류에 의해 형성됩니다. 온대 위도의 육지에 대한 대류는 주로 따뜻한 계절에 발생하기 때문에 공기가 아래에서, 기본 표면에서 상당히 따뜻해지면 이 기간 동안 수직 발달 구름의 가장 큰 빈도가 관찰됩니다. 대류 구름은 일주기를 가지고 있습니다. 육지에서는 이 구름이 여름과 아침에 나타나고 정오쯤에 가장 크게 발달한 다음 저녁에 사라집니다. 산과 물의 뜨거운 경사면, 저지대, 수직 발달 구름이 평야보다 더 자주 형성됩니다.

클라우드 유형:

- 권운 - 흰색의 얇고 밝은 개별 구름으로, 종종 반짝이는 섬유질 또는 음료 구조로 플레이크, 갈고리, 실 또는 깃털처럼 보입니다.

- 권적운은 그림자가 없는 눈 덩어리와 유사한 작은 흰색 조각 또는 작은 공(양)으로, 그룹이나 줄로 위치하며 종종 잔물결/물고기 비늘 모양을 갖습니다.

- 권층운 - 얇은 흰색 베일로 종종 하늘 전체를 덮고 있어 유백색 색조를 띠며, 때로는 베일이 섬유질 구조를 드러냅니다. 이 구름은 광학 현상 형성의 원인입니다. 이는 태양/달 근처에 있는 커다란 무색 원입니다. 이 원은 얼음 결정에서 빛의 굴절과 반사의 결과로 형성됩니다.

- 고적운 - 흰색 또는 회색의 다양한 크기의 판, 공, 샤프트 형태를 가지며, 한 방향 또는 두 방향으로 이어지는 능선, 그룹 또는 층에 위치합니다. 때때로 이러한 구름은 구름 요소 사이의 파동과 평행하게 배열됩니다. 종종 맑은 날씨나 푸른 하늘이 보입니다.

- 고도로 계층화된 - 회색 베일을 나타냅니다. 이 베일은 종종 너무 얇아서 젖빛 유리를 통해서처럼 태양이나 달이 흐릿한 점 형태로 보입니다. 그들은 비나 눈의 형태로 강수량을 생성할 수 있지만 여름에는 이러한 구름에서 나온 강수량이 떨어지면서 증발하여 지구 표면에 도달하지 않습니다.

- 성층권 - 어두운 부분이 있는 회색, 구름 요소 사이의 한 방향 또는 두 방향으로 그룹, 행 또는 축으로 수집되며 때때로 푸른 하늘의 틈이 보입니다. 대부분의 경우 구름은 겨울에 육지에 나타납니다. 그들은 종종 하늘 전체를 덮고 물결 모양을 나타냅니다.

- 층운 - 이 구름은 연한 회색/어두운 회색의 연속적인 균일한 층을 나타내며 하늘을 덮고 흐린 느낌을 줍니다. 이 구름은 이슬비 형태로 강수량을 생성하거나 매우 미세한 눈 알갱이와 얼음 바늘 형태로 강수량을 생성할 수 있습니다.

- 후층운(nimbostratus) - 가장자리가 찢어진 밀도가 낮고 어두운 회색 구름입니다. 강수량은 비나 눈의 형태로 내립니다. 때로는 강수량이 지구 표면에 도달하지 않는 경우도 있습니다. 도중에 증발합니다. 이 경우 구름에 떨어지는 강수량의 줄무늬가 보일 수 있습니다.

- 적운(cumulus) - 높이가 높게 발달한 빽빽한 구름으로 상단은 돔 모양의 흰색이며 날카로운 둥근 윤곽선과 수평 회색/어두운 하단이 있습니다. 우리의 조건에서는 강수량이 발생하지 않습니다. 때때로 그들은 바람에 의해 별도의 작은 조각으로 찢어지며 이러한 구름을 찢어진 비 구름이라고합니다.

- 적란운 - 수직 발달이 강한 소용돌이치는 적운 모양의 구름 덩어리로, 산이나 탑처럼 보이며, 이 구름의 바닥은 어둡습니다.

대류, 상승 및 물결 모양 구름의 형성.

위의 구름은 발생원의 관점에서 볼 때 대류구름, 상승구름, 파상구름으로 구분할 수 있습니다.

에게 대류 구름적운과 적란운을 포함합니다. 주로 불안정한 수직 온도 분포에서 발생하며 주로 따뜻한 계절에 발생합니다. 그러나 추운 계절에는 때때로 적란운이 형성되기도 합니다. 한랭 전선이 통과할 때, 찬 공기가 따뜻한 공기 아래로 빠르게 흐르고 따뜻한 공기가 격렬하게 상승합니다. 이 경우 적란운은 겨울에 초봄과 늦가을에 플레이크 형태의 곡물을 생산할 수 있습니다.

떠오르는 구름여기에는 권운, 권층운, 알토스트라투스 및 후층운이 포함됩니다. 이 구름은 따뜻한 공기가 경사진 정면 표면을 따라 위로 미끄러질 때 형성됩니다. 이러한 미끄러짐은 따뜻하고 습한 공기가 따뜻한 공기 아래로 흐를 때, 따뜻한 공기가 위로 올라가 차가운 공기와 부딪히기 시작할 때 관찰됩니다. 이러한 모든 미끄러짐은 천천히 점진적으로 발생하며, 이러한 미끄러짐 동안 공기는 단열적으로(급격하게) 냉각되어 수증기가 좁아집니다. 결과적으로 구름 시스템이 발생하며 그 기초는 정면 표면과 일치합니다. 이 시스템에 포함된 클라우드는 큰 공간을 차지합니다. 이 구름 시스템에서 가장 높은 것은 권운이고, 권층운, 하부 고층운, 후광층이 그 뒤를 따릅니다.

교육은 성격이 다르다 물결 모양의 구름, 즉. 줄무늬, 능선 또는 능선으로 하늘에 위치한 구름. 그 사이에 구름의 밝은 부분이나 푸른 하늘의 틈이 보입니다. 다음 구름은 물결 모양을 하고 있습니다: 성층적운, 고적운, 권적운. 이 구름은 같은 높이의 공기 중에 온도, 습도, 밀도가 다른 두 개의 층이 있을 때 형성됩니다. 이러한 층이 혼합되면 길이와 진폭이 큰 파동이 경계에 나타납니다. 그러나 그러한 파동은 불안정하며 일련의 소용돌이로 변합니다. 그들이 포획한 공기는 많은 수의 세포로 발전하고 각각의 세포에서 공기의 움직임이 위아래로 발생합니다. 이 세포성 공기 순환으로 인해 물결 모양의 구름이 형성됩니다.

모두가 구름을 본 적이 있습니다. 그것들은 크고 작을 수 있으며 거의 투명하고 매우 두껍고 흰색이거나 어두울 수 있으며 폭풍이 발생하기 전입니다. 다양한 모양을 취하면서 동물이나 사물과 유사합니다. 그런데 왜 그렇게 보일까요? 이에 대해서는 아래에서 이야기하겠습니다.

클라우드란 무엇인가?

비행기를 조종해 본 사람이라면 누구나 구름 속을 '통과'하여 그것이 안개처럼 보이는 것을 알아차렸을 것입니다. 단지 구름이 땅 바로 위가 아니라 하늘 높이 있다는 것뿐입니다. 둘 다 일반 증기이기 때문에 비교는 상당히 논리적입니다. 그리고 그것은 미세한 물방울로 구성됩니다. 그들은 어디에서 왔니?

이 물은 지구 표면과 수역에서 증발하여 공기 중으로 상승합니다. 따라서 바다에서 구름이 가장 많이 쌓이는 것이 관찰됩니다. 1년 동안 약 40만 입방 킬로미터가 표면에서 증발하는데, 이는 육지보다 4배 더 많은 수치입니다.

그들은 무엇인가? 그것은 모두 그것을 형성하는 물의 상태에 달려 있습니다. 기체, 액체 또는 고체일 수 있습니다. 놀랍게 보일 수도 있지만 일부 구름은 실제로 얼음으로 만들어졌습니다.

우리는 이미 많은 수의 물 입자가 축적되어 구름이 형성된다는 것을 알아냈습니다. 그러나 프로세스를 완료하려면 방울이 "붙어" 함께 모이는 연결 링크가 필요합니다. 종종 이 역할은 먼지, 연기 또는 소금에 의해 수행됩니다.

분류

해당 위치의 고도에 따라 구름이 어떤 형태로 형성되고 어떤 모습이 될 것인지가 결정됩니다. 일반적으로 우리가 하늘에서 보던 흰색 덩어리는 대류권에 나타납니다. 상한선은 지리적 위치에 따라 다릅니다. 해당 지역이 적도에 가까울수록 더 높은 수준의 구름이 형성될 수 있습니다. 예를 들어, 열대 기후 지역에서 대류권의 경계는 고도 약 18km, 북극권 위 10km에 위치합니다.

구름 형성은 높은 고도에서도 가능하지만 현재 제대로 연구되지 않았습니다. 예를 들어 진주 빛은 성층권에 나타나고 은빛 빛은 중간권에 나타납니다.

대류권 구름은 일반적으로 대류권의 상부, 중간 또는 하부 계층에 위치한 고도에 따라 유형으로 구분됩니다. 공기 이동도 구름 형성에 큰 영향을 미칩니다. 고요한 환경에서는 권운과 층운이 형성되지만 대류권이 고르지 않게 움직이면 적운 구름이 발생할 가능성이 높아집니다.

상위 계층

이 간격은 고도 6km 이상과 대류권 가장자리까지의 하늘 부분을 덮고 있습니다. 이곳의 기온이 0도 이상으로 올라가지 않는다는 점을 고려하면 상층의 구름이 무엇으로 형성되는지 추측하기 쉽습니다. 얼음만 있으면 됩니다.

모양에 따라 여기에 위치한 구름은 3가지 유형으로 구분됩니다.

권운. 물결 모양의 구조를 가지고 있으며 개별 실, 줄무늬 또는 전체 능선처럼 보일 수 있습니다.
권적운작은 공, 컬 또는 플레이크로 구성됩니다.
권층운그들은 하늘을 "덮는" 반투명 천의 모습을 나타냅니다. 이러한 유형의 구름은 하늘 전체에 걸쳐 펼쳐질 수도 있고 작은 영역만 차지할 수도 있습니다.

상위 계층의 구름 높이는 다양한 요인에 따라 크게 달라질 수 있습니다. 수백 미터일 수도 있고 수십 킬로미터일 수도 있습니다.

중간 및 하위 계층

중간층은 대류권의 일부로 일반적으로 2~6km 사이에 위치합니다. 이곳에서는 부피가 큰 회색 또는 흰색 덩어리인 고적운이 발견됩니다. 따뜻한 계절에는 물로 구성되고 추운 계절에는 얼음으로 구성됩니다. 두 번째 유형의 구름은 altostratus입니다. 그들은 하늘을 완전히 덮고 있으며 종종 완전히 덮습니다. 이러한 구름은 이슬비나 가벼운 눈의 형태로 강수량을 전달하지만 지구 표면에 거의 도달하지 않습니다.

낮은 층은 우리 바로 위의 하늘을 나타냅니다. 여기의 구름은 4가지 유형이 될 수 있습니다.

성층권회색의 블록이나 샤프트 형태. 온도가 너무 낮지 않으면 강수량이 발생할 수 있습니다.
레이어드. 이들은 다른 모든 것 아래에 위치하며 회색입니다.
님보스트라토스.이름에서 알 수 있듯이 강수량을 가지고 있으며 일반적으로 담요 성격을 띠고 있습니다. 특정한 모양이 없는 회색 구름입니다.
적운. 가장 잘 알려진 구름 중 일부입니다. 그들은 바닥이 거의 평평한 강력한 더미와 곤봉처럼 보입니다. 그러한 구름은 강수량을 가져오지 않습니다.

일반 목록에 포함되지 않은 종이 하나 더 있습니다. 이것은 적란운입니다. 이들은 수직으로 발달하며 세 계층 각각에 존재합니다. 그러한 구름은 소나기, 뇌우, 우박을 가져오기 때문에 종종 뇌우 또는 소나기라고 불립니다.

클라우드 수명

구름이 무엇으로 형성되는지 아는 사람들에게는 수명에 대한 질문도 흥미로울 수 있습니다. 여기서 습도 수준은 큰 역할을 합니다. 그것은 구름에게 일종의 활력의 원천입니다. 대류권의 공기가 충분히 건조하면 구름은 오래 지속되지 않습니다. 습도가 높으면 강수량이 더 강력해질 때까지 하늘에 더 오랫동안 떠 있을 수 있습니다.

구름의 모양은 수명이 매우 짧습니다. 물 입자는 끊임없이 움직이고 증발하고 다시 나타나는 경향이 있습니다. 따라서 5분이라도 같은 구름 모양을 유지할 수 없습니다.

적운 구름- 낮에는 수직으로 발달하는 촘촘하고 밝은 흰색 구름입니다. 대류권 하부 및 부분 중간 대류의 발달과 관련됩니다.

대부분의 경우 적운은 사이클론 후면의 차가운 기단에 나타나지만 사이클론 및 고기압의 따뜻한 기단에서는 종종 관찰됩니다 (후자의 중앙 부분 제외).

온대 및 고위도 지역에서는 주로 따뜻한 계절(봄 후반, 여름, 가을 전반)과 열대 지방에서 일년 내내 관찰됩니다. 일반적으로 낮에 나타나고 저녁에 사라집니다(밤에는 바다에서도 관찰할 수 있습니다).

적운의 종류:

적운은 밀도가 높고 수직으로 잘 발달되어 있습니다. 윗부분은 흰색 돔 모양 또는 적운 모양이며 바닥은 회색 또는 푸른색을 띠는 편평합니다. 윤곽은 날카롭지만 강한 돌풍이 불면 가장자리가 찢어질 수 있습니다.

적운 구름은 거의 하늘 전체를 덮는 개별 희귀하거나 중요한 구름 축적의 형태로 하늘에 위치합니다. 개별 적운은 일반적으로 무작위로 흩어져 있지만 능선과 사슬을 형성할 수도 있습니다. 게다가 그들의 기반은 같은 수준입니다.

적운 구름의 아래쪽 경계 높이는 표면 공기의 습도에 따라 크게 달라지며 대부분 800~1500m 범위이며 건조한 기단(특히 대초원과 사막)에서는 2~3km, 때로는 심지어 4-4.5km.

구름 형성의 원인. 응축 수준(이슬점)

대기에는 항상 육지와 바다 표면에서 물이 증발하여 형성되는 일정량의 수증기가 포함되어 있습니다. 증발 속도는 주로 온도와 바람에 따라 달라집니다. 온도가 높을수록, 증기 용량이 클수록 증발도 커집니다.

공기는 수증기를 어느 정도 받아들일 수 있습니다. 부자. 포화 공기가 가열되면 다시 수증기를 수용하는 능력을 얻게 됩니다. 불포화. 불포화 공기가 냉각되면 포화 상태에 가까워집니다. 따라서 공기가 더 많거나 더 적은 수증기를 포함하는 능력은 온도에 따라 달라집니다.

주어진 순간에 공기 중에 포함된 수증기의 양(1m3당 g)을 절대습도.

주어진 순간에 공기에 포함된 수증기의 양과 주어진 온도에서 포함할 수 있는 양의 비율을 상대습도그리고 백분율로 측정됩니다.

공기가 불포화 상태에서 포화 상태로 전환되는 순간을 호출합니다. 이슬점(응결 수준). 공기 온도가 낮을수록 포함할 수 있는 수증기가 적어지고 상대 습도가 높아집니다. 이는 공기가 차가울 때 이슬점이 이슬점에 더 빨리 도달한다는 것을 의미합니다.

이슬점에 도달하면, 즉 공기가 수증기로 완전히 포화될 때, 상대습도가 100%에 가까워지면, 수증기 응축– 물이 기체 상태에서 액체 상태로 변하는 현상.

수십~수백 미터, 심지어는 킬로미터 고도의 대기 중에서 수증기가 응결되면, 구름.

이는 지구 표면에서 수증기가 증발하고 따뜻한 공기의 흐름이 상승하여 수증기가 상승하는 결과로 발생합니다. 구름은 온도에 따라 물방울이나 얼음, 눈 결정으로 구성됩니다. 이 물방울과 결정은 너무 작아서 약한 상승 기류에도 대기 중에 유지됩니다. 수증기로 과포화되어 어두운 보라색 또는 거의 검은색을 띠는 구름을 구름이라고 합니다.

활성 TVP를 덮고 있는 적운의 구조

적운 구름의 기류

열 흐름은 상승하는 공기 기둥입니다. 상승하는 따뜻한 공기는 위에서 찬 공기로 대체되고 공기 흐름의 가장자리를 따라 하향 공기 이동 구역이 형성됩니다. 흐름이 강할수록, 즉 따뜻한 공기가 빠르게 상승할수록 교체가 더 빨리 일어나고 차가운 공기가 가장자리를 따라 더 빨리 하강합니다.

이러한 프로세스는 자연스럽게 클라우드에서 계속됩니다. 따뜻한 공기는 상승하고 냉각되며 응축됩니다. 물방울은 위에서 찬 공기와 함께 아래로 떨어져 따뜻한 공기를 대체합니다. 그 결과 중앙에서는 강한 상승세를 보이고 가장자리에서는 똑같이 강한 하향 움직임을 보이는 공기의 소용돌이 운동이 발생합니다.

뇌운의 형성. 뇌운의 수명주기

뇌운의 출현에 필요한 조건은 대류 발달 조건의 존재 또는 상향 흐름을 생성하는 다른 메커니즘, 강수 형성에 충분한 수분 공급 및 구름의 일부가 존재하는 구조의 존재입니다. 입자는 액체 상태이고 일부는 얼음 상태입니다. 정면 및 국지적 뇌우가 있습니다. 첫 번째 경우 대류의 발달은 전선의 통과로 인해 발생하고 두 번째 경우 하나의 기단 내 기본 표면의 고르지 않은 가열로 인해 발생합니다.

뇌운의 수명주기를 여러 단계로 나눌 수 있습니다.

적란운의 형성과 지역 기단의 불안정성과 대류로 인한 발달: 적란운의 형성;
가장 강렬한 강수량, 뇌우 전선 통과 중 비명 바람 및 가장 심한 뇌우가 관찰되는 적란운의 최대 발달 단계입니다. 이 단계는 또한 강렬한 하향 공기 이동이 특징입니다.
뇌우의 파괴(적란운의 파괴), 강수량과 뇌우가 멈출 때까지의 강도 감소.

이제 뇌우 발생의 각 단계를 더 자세히 살펴보겠습니다.

적운 구름 형성

전면이 통과하거나 태양 광선에 의해 아래 표면이 강하게 가열되어 대류 공기 이동이 발생한다고 가정해 보겠습니다. 대기가 불안정하면 따뜻한 공기가 상승합니다. 위로 올라가면 공기는 단열적으로 냉각되어 그 안에 포함된 수분의 응축이 시작되는 특정 온도에 도달합니다. 구름이 형성되기 시작합니다. 응축 중에 공기가 더 상승하기에 충분한 열 에너지가 방출됩니다. 이 경우 적운이 수직으로 발달합니다. 수직 발달 속도는 5~20m/s에 달하므로, 형성된 적란운의 상한선은 국지적 기단에서도 지표면 위 8km 이상에 도달할 수 있습니다. 저것들. 약 7분 내에 적운은 고도 약 8km까지 성장하여 적란운으로 바뀔 수 있습니다. 수직으로 성장하는 적운 구름이 특정 고도에서 등온선 0(동결 온도)을 통과하자마자 (이미 과냉각된) 총 물방울 수가 지배적이지만 얼음 결정이 그 구성에 나타나기 시작합니다. 영하 40도의 온도에서도 과냉각된 물방울이 발생할 수 있다는 점에 유의해야 합니다. 동시에 강수 형성 과정이 시작됩니다. 구름에서 강수량이 떨어지기 시작하면 번개 폭풍 진화의 두 번째 단계가 시작됩니다.

뇌우 발달의 최대 단계

이 단계에서 적란운은 이미 최대 수직 발달에 도달했습니다. 보다 안정적인 공기의 "잠금"층인 대류권계면에 도달했습니다. 따라서 수직 전개 대신 구름 꼭대기가 수평 방향으로 전개되기 시작합니다. 얼음 결정으로 구성된 권운인 소위 "모루"가 나타납니다. 구름 자체에서 대류 흐름은 공기의 위쪽 흐름(구름 바닥에서 구름 꼭대기까지)을 형성하고 강수량은 아래쪽 흐름(구름 꼭대기에서 바닥까지, 그리고 심지어 지구 표면까지)을 유발합니다. 강수량은 인접한 공기를 때로는 10도까지 냉각시킵니다. 공기의 밀도가 높아지고 지표면으로의 낙하 속도가 더욱 빨라지고 빨라집니다. 그러한 순간, 일반적으로 폭풍우가 몰아치는 첫 몇 분 동안 지상 근처에서 돌풍이 관찰될 수 있으며, 이는 항공에 위험하며 심각한 파괴를 일으킬 수 있습니다. 실제 토네이도가 없는데도 이를 "토네이도"라고 잘못 부르는 경우가 있습니다. 이때 가장 강한 뇌우가 관찰됩니다. 강수량은 뇌운에서 하향 기류의 우세로 이어집니다. 뇌우 진화의 세 번째이자 마지막 단계, 즉 뇌우의 파괴가 시작됩니다.

번개 폭풍 파괴

적란운의 상승 기류는 하향 기류로 대체되어 구름의 수직 발달을 담당하는 따뜻하고 습한 공기의 접근을 차단합니다. 뇌운은 완전히 파괴되고 하늘에는 권운으로 구성된 "모루"만 남아 있는데, 이는 뇌우 형성의 관점에서 볼 때 전혀 유망하지 않습니다.

적운 구름 근처 비행과 관련된 위험

위에서 언급했듯이 구름은 상승하는 따뜻한 공기가 응결되어 형성됩니다. 적운 구름의 아래쪽 가장자리 근처에서는 따뜻한 공기가 가속됩니다. 주변 온도가 낮아지고 교체가 더 빨리 진행됩니다. 이 따뜻한 기류를 타고 행글라이더는 상승 속도보다 수평 속도가 훨씬 빨라지는 순간을 놓치고 결국 상승하는 공기와 함께 구름 속으로 끌려가게 될 수도 있습니다.

구름에서는 물방울의 농도가 높기 때문에 가시성이 거의 0이므로 행글라이더는 즉시 공간에서 방향을 잃고 더 이상 어디에서 어떻게 날고 있는지 알 수 없습니다.

최악의 경우 따뜻한 공기가 매우 빠르게 상승하는 경우(예: 뇌운) 행글라이더가 실수로 상승 및 하강하는 공기의 인접한 구역으로 떨어질 수 있으며, 이로 인해 재주 넘기가 발생하고 대부분 파괴될 수 있습니다. 장치. 아니면 조종사는 영하의 극심한 기온과 공기가 희박한 높이까지 올라갈 것입니다.

분석 및 단기 일기예보. 대기 전선. 한랭전선과 온난전선 접근의 외부 징후

이전 강의에서는 비행 날씨와 비행하지 않는 날씨를 예측할 수 있는 가능성, 하나 또는 다른 대기 전선의 접근 방식에 대해 이야기했습니다.

나는 당신에게 그것을 상기시켜줍니다 대기 전선물리적 특성이 다른 인접한 기단 사이의 대류권 전이 구역입니다.

하나의 기단이 온도, 압력, 습도 등 물리적 특성이 다른 다른 기단과 교체되고 혼합되면 다양한 자연 현상이 발생하며 이를 통해 이러한 기단의 이동을 분석하고 예측할 수 있습니다.

따라서 하루 안에 따뜻한 전선이 접근하면 그 선구자, 즉 권운이 나타납니다. 그들은 7-10km의 고도에서 깃털처럼 떠 다닙니다. 이때 대기압은 감소합니다. 온난전선의 도래는 일반적으로 온난화와 폭우, 이슬비와 관련이 있습니다.

반대로 한랭 전선의 시작은 성층적운 비구름과 관련되어 산이나 탑처럼 쌓이고, 그로부터 내리는 강수는 돌풍과 뇌우를 동반한 소나기의 형태로 내립니다. 한랭 전선의 통과는 더 낮은 기온과 더 강한 바람과 관련이 있습니다.

사이클론과 안티사이클론

지구가 회전하고 움직이는 기단도 이 원형 운동에 참여하여 나선형으로 비틀립니다. 이러한 거대한 대기 소용돌이를 사이클론(cyclone)과 안티사이클론(anticyclone)이라고 합니다.

집진 장치- 중앙의 기압이 감소된 거대한 직경의 대기 소용돌이.

안티사이클론– 중앙 부분에서 주변부로 갈수록 점차 감소하면서 중앙의 기압이 증가하는 대기 소용돌이입니다.

또한 날씨 변화에 따라 사이클론이나 고기압의 시작을 예측할 수도 있습니다. 따라서 사이클론은 여름에는 비, 겨울에는 눈이 내리는 흐린 날씨를 가져옵니다. 그리고 고기압은 맑거나 부분적으로 흐린 날씨, 잔잔한 바람, 강수량 부족을 의미합니다. 날씨가 안정적입니다. 시간이 지나도 눈에 띄게 변하지 않습니다. 물론 비행의 관점에서 볼 때 우리에게는 고기압이 더 흥미롭습니다.

한랭 전선. 한랭 전선의 구름 구조

다시 전선으로 돌아 갑시다. 한랭 전선이 "오고 있다"고 말할 때, 우리는 대량의 차가운 공기가 더 따뜻한 공기를 향해 이동하고 있음을 의미합니다. 차가운 공기는 더 무겁고 따뜻한 공기는 더 가벼우므로 전진하는 차가운 덩어리가 따뜻한 공기 아래로 기어들어 위쪽으로 밀어내는 것처럼 보입니다. 이것은 강력한 상향 공기 이동을 생성합니다.

빠르게 상승하는 따뜻한 공기는 대기 상층부에서 냉각되어 응결되어 구름이 나타납니다. 이미 말했듯이 공기는 꾸준히 상승하므로 따뜻하고 습한 공기를 지속적으로 공급하는 구름은 위쪽으로 자랍니다. 저것들. 한랭전선에서는 적운, 성층적운, 후광 구름이 수직으로 잘 발달합니다.

한랭전선은 이동하고, 온난전선은 위로 밀려나고, 구름은 응축된 수분으로 과포화됩니다. 어느 시점에서는 따뜻한 공기가 위로 이동하는 힘이 다시 물방울의 중력을 초과할 때까지 초과분을 버리는 것처럼 소나기로 쏟아집니다.

따뜻한 앞. 온난전선의 구름 구조

이제 반대 그림을 상상해 보세요. 따뜻한 공기가 차가운 공기 쪽으로 이동합니다. 따뜻한 공기는 더 가벼우며 이동하면 차가운 공기 위로 기어 들어가 대기압이 떨어지기 때문입니다. 다시 말하지만, 더 가벼운 공기 기둥은 덜 누르게 됩니다.

따뜻한 공기가 차가운 공기를 통해 상승함에 따라 냉각되고 응축됩니다. 흐림이 나타납니다. 그러나 공기의 상승 움직임은 발생하지 않습니다. 차가운 공기는 이미 아래로 퍼져서 밀어 낼 것이 없으며 따뜻한 공기가 이미 상단에 있습니다. 왜냐하면 공기가 위로 이동하지 않고 따뜻한 공기가 고르게 냉각됩니다. 구름 덮개는 연속적이며 수직 발달이 없습니다. 즉 권운입니다.

한랭전선과 온난전선의 진출과 관련된 위험

앞서 말했듯이 한랭 전선의 시작은 따뜻한 공기의 강력한 상승 이동과 그 결과 적운 구름의 재개발 및 뇌우 형성이 특징입니다. 또한, 따뜻한 공기의 상승 움직임과 이에 인접한 찬 공기의 하강 움직임의 급격한 변화는 이를 대체하려는 시도로 인해 심각한 난기류를 초래합니다. 조종사는 이것을 날카로운 갑작스런 롤과 항공기 기수의 내리거나 올리는 강한 충격으로 느낍니다.

최악의 경우 난기류로 인해 재주 넘기가 발생할 수 있으며, 장치의 이착륙 과정이 복잡해지고 경사면 근처에서 비행하려면 더 큰 집중력이 필요합니다.

빈번하고 심한 뇌우는 부주의하거나 조종사를 사로잡을 수 있으며, 이미 구름 속에서 재주 넘기가 발생하여 춥고 산소가 없는 높은 높이로 던져져 사망할 수도 있습니다.

온난 전선은 좋은 비행에 적합하지 않으며 젖을 위험을 제외하고는 어떤 위험도 초래하지 않습니다.

보조 전선

동일한 기단 내에서 온도가 다른 공기 영역 사이의 구분을 호출합니다. 보조 전선. 2차 한랭 전선은 바람의 수렴이 일어나는 주 전선 뒤 사이클론의 후방에 있는 대기압 기압골(저압 영역)의 지구 표면 근처에서 발견됩니다.

여러 개의 2차 한랭 전선이 있을 수 있으며 각각은 차가운 공기와 차가운 공기를 분리합니다. 2차 한랭 전선의 날씨는 한랭 전선의 날씨와 유사하지만 온도 대비가 더 작기 때문에 모든 기상 현상이 덜 두드러집니다. 구름은 수직 및 수평 모두 덜 발달합니다. 강수량 지역, 5-10km.

여름에는 2차 한랭전선이 뇌우, 우박, 돌풍, 강풍, 결빙을 동반한 적란운으로 가득 차 있고, 겨울에는 눈보라와 적설량이 많아 시야가 1km 미만까지 손상됩니다. 수직 전선은 여름에는 최대 6km, 겨울에는 최대 1-2km까지 발전합니다.

폐색 전선

폐색 전선한랭전선과 온난전선이 닫히고 따뜻한 공기가 위쪽으로 이동하면서 형성됩니다. 폐쇄 과정은 고속으로 이동하는 한랭 전선이 따뜻한 전선을 추월하는 사이클론에서 발생합니다. 이 경우, 따뜻한 공기는 땅에서 떨어져 나와 위쪽으로 밀려나고, 본질적으로 이미 두 개의 차가운 기단의 움직임의 영향을 받아 지구 표면 근처의 전면이 움직입니다.

폐색 전면의 형성에는 세 개의 기단이 관여하는 것으로 나타났습니다. 두 개는 차갑고 하나는 따뜻합니다. 한랭 전선 뒤의 차가운 기단이 전선 앞의 차가운 기단보다 따뜻하다면, 따뜻한 공기를 위쪽으로 이동시키면서 동시에 더 차가운 앞쪽의 기단으로 흐를 것입니다. 이 정면은 따뜻한 폐색(그림 1).

쌀. 1. 수직 단면과 기상 지도에서 따뜻한 폐색 전면.

한랭 전선 뒤의 기단이 온난 전선 앞의 기단보다 차가우면 이 뒤쪽 기단은 따뜻한 전면의 찬 기단 아래로 흐를 것입니다. 이 정면은 차가운 폐색(그림 2).

쌀. 2. 수직 단면과 기상 지도의 냉폐색 전면.

폐색 전선은 개발 과정에서 여러 단계를 거칩니다. 폐색 전선에서 가장 어려운 기상 조건은 열 전선과 한랭 전선이 폐쇄되는 초기 순간에 관찰됩니다. 이 기간 동안 구름 시스템은 온난 전선 구름과 한랭 전선 구름의 조합입니다. 담요 자연의 강수량은 후광층과 적란운 구름에서 떨어지기 시작하며 정면 영역에서는 소나기로 변합니다.

바람은 폐색의 따뜻한 전선 앞에서 강해지고, 통과한 후에는 약해지고 오른쪽으로 향합니다.

폐색의 한랭 전선 이전에는 바람이 폭풍으로 강해지고, 통과한 후에는 약해지고 오른쪽으로 급격하게 회전합니다. 따뜻한 공기가 더 높은 층으로 이동함에 따라 폐색 전선이 점차 흐려지고 구름계의 수직력이 감소하여 구름 없는 공간이 나타납니다. 후층운은 점차 층운으로, 고층운은 고적운으로, 권층운은 권적운으로 변합니다. 강수량이 멈춥니다. 오래된 폐색 전선의 통과는 7-10 지점의 고적운 구름의 유입으로 나타납니다.

발달 초기 단계에서 폐색 전선 구역을 통과하는 수영 조건은 각각 온난 전선 또는 한랭 전선 구역을 통과할 때의 수영 조건과 거의 다르지 않습니다.

질량 내 뇌우

뇌우는 일반적으로 내부 질량과 정면의 두 가지 주요 유형으로 분류됩니다. 가장 흔한 뇌우는 매스내(국지적) 뇌우로, 이는 정면대에서 멀리 떨어져 발생하며 국지 기단의 특성에 의해 발생합니다.

질량 내 뇌우기단 내 대류와 관련된 뇌우입니다.

이러한 뇌우의 지속 시간은 짧으며 일반적으로 1시간을 넘지 않습니다. 국지적 뇌우는 하나 이상의 적란운 세포와 연관될 수 있으며 표준 발달 단계인 적란운 개시, 뇌우로의 발달, 강수, 붕괴를 거칠 수 있습니다.

일반적으로 질량 내부 뇌우는 단일 세포와 연관되어 있지만 다중 세포 질량 내부 뇌우는 또한 발생합니다. 다중세포 뇌우 활동에서 “모” 구름으로부터 차가운 공기가 하향 흐름을 만들어 “딸” 뇌운을 형성하는 상향 흐름을 생성합니다. 이러한 방식으로 일련의 세포가 형성될 수 있습니다.

날씨가 좋아지는 징후

기압이 높고 거의 변하지 않거나 천천히 증가합니다.
온도의 일별 변화가 급격히 표현됩니다. 낮에는 덥고 밤에는 시원합니다.
바람은 약하고, 오후에 강해지고, 저녁에 약해집니다.
하늘은 하루 종일 구름이 없거나 적운 구름으로 덮여 있으며 저녁에는 사라집니다. 상대습도는 낮에는 감소하고 밤에는 증가합니다.
낮에는 하늘이 밝은 파란색이고 황혼은 짧으며 별은 희미하게 반짝입니다. 저녁에는 새벽이 노란색 또는 주황색입니다.
밤에 심한 이슬이나 서리가 내립니다.
저지대의 안개는 밤에 증가하고 낮에는 사라집니다.
밤에는 들판보다 숲이 더 따뜻합니다.
굴뚝과 불에서 연기가 피어오릅니다.
제비는 높이 날아요.

날씨가 악화되는 징후

압력은 급격하게 변동하거나 지속적으로 감소합니다.
일일 온도 변화는 약하게 표현되거나 일반적인 변화를 위반합니다(예: 밤에 온도가 상승함).
바람이 강해지고 갑자기 방향이 바뀌며 아래쪽 구름층의 움직임이 위쪽 구름층의 움직임과 일치하지 않습니다.
흐림이 증가하고 있습니다. 권층운은 지평선의 서쪽 또는 남서쪽에 나타나며 하늘 전체에 퍼집니다. 그들은 고층운과 후층운 구름으로 향합니다.
아침부터 답답하네요. 적운 구름은 위쪽으로 자라서 적란운으로 변하여 뇌우로 변합니다.
아침 저녁 새벽은 빨간색입니다.
해질녘이 되어도 바람은 가라앉지 않고 강해집니다.
권층운의 태양과 달 주위에 밝은 원(후광)이 나타납니다. 중간 계층 구름에는 왕관이 있습니다.
아침 이슬이 없습니다.
제비는 낮게 날아갑니다. 개미는 개미집에 숨어 있습니다.

정지파

정지파- 수평 공기 이동이 파도 모양으로 변환되는 유형입니다. 빠르게 움직이는 기단이 상당한 높이의 산맥을 만날 때 파도가 발생할 수 있습니다. 파도가 발생하는 데 필요한 조건은 상당한 높이까지 확장되는 대기의 안정성입니다.

대기파 패턴을 보려면 개울로 걸어가서 물에 잠긴 암석 주위의 흐름을 관찰하면 됩니다. 돌 주위로 흐르는 물이 그 앞으로 솟아올라 섬유판처럼 보입니다. 돌 뒤에는 잔물결이나 일련의 파도가 형성됩니다. 이 파도는 빠르고 깊은 흐름에서 상당히 클 수 있습니다. 대기에서도 비슷한 일이 일어납니다.

산맥 위로 흐를 때 유속은 증가하고 압력은 감소합니다. 따라서 공기의 상층부는 다소 감소합니다. 상단을 통과하면 흐름의 속도가 감소하고 압력이 증가하며 일부 공기가 위로 돌진합니다. 이러한 진동 충격은 능선 뒤의 흐름에 파도와 같은 움직임을 일으킬 수 있습니다(그림 3).

쌀. 3. 정상파 형성 방식 :
1 - 방해받지 않는 흐름; 2 - 장애물 위로 하향 흐름; 3 - 파동 상단의 렌즈형 구름; 4 - 캡 클라우드; 5 - 파도 밑면의 로터 구름

이러한 고정파는 종종 높은 고도로 이동합니다. 파도 흐름 속에서 글라이더가 15,000m 이상의 높이까지 증발한 것이 기록되었으며, 수직 파도 속도는 초당 수십 미터에 달할 수 있습니다. 인접한 "범프" 사이의 거리 또는 파장 범위는 2~30km입니다.

산 뒤의 공기 흐름은 높이가 서로 크게 다른 두 개의 층, 즉 두께가 수백 미터에서 수 킬로미터에 이르는 난류 하위 파층과 그 위에 위치한 층류 층으로 나뉩니다.

난류 영역에 충분히 높은 두 번째 능선이 있고 첫 번째 로터 영역의 로터 영역이 두 번째 능선에 영향을 미치지 않는 거리에 있는 경우 파동 흐름을 사용할 수 있습니다. 이 경우 조종사는 두 번째 능선에서 시작하여 즉시 파도 구역으로 들어갑니다.

공기 습도가 충분하면 파도 꼭대기에 렌즈 모양 구름이 나타납니다. 이러한 구름의 아래쪽 가장자리는 고도 3km 이상에 위치하며 수직 발달은 2~5km에 이릅니다. 산 꼭대기 바로 위에 캡 구름이 형성되고 그 뒤에 로터 구름이 형성되는 것도 가능합니다.

강한 바람(최소 8m/s의 풍속에서 파도가 발생할 수 있음)에도 불구하고 이 구름은 지면에 비해 움직이지 않습니다. 공기 흐름의 특정 "입자"가 산이나 파도의 꼭대기에 접근하면 그 안에 포함된 수분이 응축되어 구름이 형성됩니다.

산 뒤에서 형성된 안개는 사라지고 시냇물 "입자"는 다시 투명해집니다. 산 위와 파도 꼭대기에서는 공기 흐름의 속도가 증가합니다.

동시에 공기압은 감소합니다. 학교 물리학 과정(가스 법칙)에서는 압력이 감소하고 환경과의 열 교환이 없으면 기온이 감소하는 것으로 알려져 있습니다.

기온이 낮아지면 습기가 응결되고 구름이 형성됩니다. 산 뒤에서는 흐름이 느려지고 압력이 증가하며 온도가 상승합니다. 구름이 사라집니다.

정지파는 평평한 지형에서도 나타날 수 있습니다. 이 경우 형성 원인은 인접한 두 공기층의 서로 다른 속도와 이동 방향에서 발생하는 한랭 전선 또는 소용돌이(로터)일 수 있습니다.

산의 날씨. 산의 날씨 변화의 특징

산은 태양에 더 가깝기 때문에 더 빠르고 더 따뜻해집니다. 이로 인해 강한 대류가 형성되고 뇌우를 포함한 구름이 빠르게 형성됩니다.

게다가, 산은 지구 표면에서 상당히 울퉁불퉁한 부분입니다. 산을 통과하는 바람은 1미터(바위)에서 몇 킬로미터(산 자체)까지 다양한 크기의 장애물 주위를 구부린 결과, 그리고 통과하는 공기가 대류와 혼합된 결과로 난류가 발생합니다. 전류.

따라서 산악 지역은 강한 난기류, 여러 방향에서 불어오는 강한 바람, 뇌우 활동과 결합된 강한 열 조건이 특징입니다.

기상상태 관련 사건 및 전제조건 분석

기상 조건과 관련된 가장 고전적인 사건은 장치가 산의 풍하측 부분에 있는 로터 구역으로 날아가거나 독립적으로 날아가는 것입니다(더 작은 규모에서는 로터가 장애물로부터). 이를 위한 전제조건은 낮은 고도에서 흐름이 능선을 넘어가거나 단순히 이론을 무시하는 것입니다. 로터의 비행은 최소한 불쾌한 울퉁불퉁함과 최대의 공중제비 및 장치 파괴로 가득 차 있습니다.

두 번째 충격적인 사건은 클라우드 속으로 빨려 들어가는 것입니다. 이에 대한 전제 조건은 항공기의 비행 특성에 대한 무심함, 과도한 용기 또는 무지와 결합된 클라우드 가장자리 근처의 TVP 처리입니다. 최악의 경우 공중에서 공중제비를 하고 생명에 부적합한 높이로 던져지는 등 우주에서의 가시성과 방향 상실로 이어집니다.

마지막으로 세 번째 고전적인 사고는 더운 날에 나무를 심다가 “뒤틀려” 경사면이나 땅에 떨어지는 사고입니다. 전제 조건은 던진 막대기로 날아가는 것입니다. 기동을 위한 예비 속도가 없습니다.

우리는 권운에 대해 이야기했습니다. 이제 적운과 층운에 대한 설명으로 넘어갈 시간입니다. 앞서 언급했듯이 항해 날씨를 예측할 때 모든 구름이 중요한 것은 아닙니다. 권운은 장거리 지표이며 조건의 빠른 변화를 암시합니다. 적운은 일반적으로 불안정한 공기 덩어리를 포함합니다. 따뜻한 공기가 상승하여 차가운 공기와 혼합됩니다. 이 구름은 적란운이나 뇌우로 발전할 수 있습니다. 대형 적운은 바람 시어, 갑작스러운 돌풍을 일으킬 수 있고 최대한의 주의가 필요하기 때문에 요트 일기 예보에 가장 중요한 구름 유형입니다.

고적운(Ac)

구름에 대한 설명: 고적운(Ac) - 따뜻한 계절의 전형적인 흐림. 일반적으로 태양을 향한 경사면 위에 위치합니다. 때때로 그들은 강력한 적운의 단계에 도달합니다.

렌즈형 고적운 구름 - Altocumulus lentularis (Ac lent)

구름에 대한 설명: 렌즈형 고적운 구름 - Altocumulus lentularis (Ac lent) - 매끄러운 외곽선과 물결 모양의 테두리가 있는 렌즈형 또는 시가 모양의 다소 촘촘한 개별 구름입니다. 그들은 2-6km의 고도에서 형성됩니다. 강수량은 개별 물방울이나 눈송이 형태로 떨어질 수 있습니다. 권적운과 달리 구름은 일반적으로 물방울로 구성된 그림자 부분을 가질 수 있습니다.
이는 역전의 높은 경계에서, 특히 한랭 전선이나 폐색 전선 이전에 공기의 파동 움직임으로 인해 발생합니다.

반투명 고적운 구름 - Altocumulus translucidus (Ac trans)

구름에 대한 설명: 반투명 고적운 구름 - Altocumulus translucidus(Ac trans)는 일반적으로 이질적인 밀도를 특징으로 하는 뚜렷하게 구분된 요소(파도, 판)로 구성됩니다. 회색의 짙은 영역이 얇고 투명한 흰색의 더 밝은 부분과 번갈아 나타납니다. 얇은 부분에서는 적운을 통해 천체나 푸른 하늘이 나타날 수 있습니다. 그들은 2-6km의 고도에서 형성됩니다. 강수량은 개별 물방울이나 눈송이 형태로 떨어질 수 있습니다.
Ac trans는 일반적으로 따뜻한 기단의 상승과 따뜻한 공기를 위쪽으로 이동시키는 한랭 전선의 도착으로 인해 발생합니다. 따라서 따뜻하고 습한 여름 아침에 Ac trans의 존재는 종종 뇌운의 임박한 출현이나 날씨 변화를 예고합니다.

불투명한 고도층운 - Altostratus opacus (As op)

구름에 대한 설명: 불투명하고 고도로 층화된 구름 - Altostratus opacus(As op)는 회색의 균일한 덮개로, 종종 가변 밀도를 가지며, 이는 조명 정도에 따라 표시됩니다(어떤 곳에서는 구름이 더 어둡고 다른 곳에서는 더 밝습니다). . 태양과 달은 이러한 층운을 통해 빛나지 않지만 구름 위의 희미한 빛 점에 의해 위치가 결정될 수 있습니다. 그들은 3-5km의 고도에서 밝은 회색 또는 푸른 빛의 베일 형태로 형성되며 줄무늬 또는 섬유가 구별 될 수 있습니다. 그들은 거의 항상 권층운을 대체합니다.
대부분 권층운의 하강 및 압축 중에 발생합니다. 그것들은 작은 물방울로 구성되어 있지만, 이 층운의 꼭대기는 상층부에 도달할 수 있으며 얼음 결정으로 이루어져 있습니다. 이 경우 층운의 주요 덩어리에 떨어지는 얼음 결정은 응결핵 역할을 하여 강수를 일으킨다. 그러나 중위도 및 남부 위도에서는 일반적으로 강수량이 증발로 인해 땅에 도달하지 않습니다. 겨울에는 이 층운에서 눈이 나옵니다.
작전으로 넓은 공간을 덮고, 아래로 내려갈수록 바닥이 더 촘촘해지고 그 아래에 작고 어두운 패치가 나타납니다.

고적운 응집체(Ac fl)

구름에 대한 설명: flocculus altocumulus 구름 - Altocumulus floccus (Ac fl) - 가장자리가 찢어진 적운 구름의 흰색 조각으로 모양이 비교적 빠르게 변합니다. 그들은 2km 이상의 층에서 대류 공기 이동으로 인해 고도 2-6km에서 형성됩니다. 강수량은 개별 물방울이나 눈송이 형태로 떨어질 수 있습니다. 권적운과 달리 구름은 일반적으로 물방울로 구성된 그림자 부분을 가질 수 있습니다.
고적운은 일반적으로 따뜻한 기단이 상승하고 따뜻한 공기를 위로 밀어내는 한랭 전선이 도달하여 발생합니다. 따라서 따뜻하고 습한 여름 아침에 고적운 구름이 존재한다는 것은 종종 뇌운의 출현이 임박하거나 날씨 변화를 예고하는 경우가 많습니다.

반투명 고층운 - Altostratus translucidus (Trans)

구름에 대한 설명: 반투명의 고도로 층화된 구름 - Altostratus translucidus(Trans). 층운의 물결 모양 구조가 눈에 띄고 태양의 태양권이 선명하게 보입니다. 때때로 땅에 아주 눈에 띄는 그림자가 나타날 수 있습니다. 줄무늬가 선명하게 보입니다. 층운의 담요는 일반적으로 점차 하늘 전체를 덮습니다. 기지의 높이는 3-5km 이내이고, 층운 Ac trans의 두께는 평균 약 1km, 때로는 최대 2km입니다. 강수량은 떨어지지만 여름에는 남위도와 중위도에서는 땅에 거의 도달하지 않습니다.

지형성 고층운과 후층운 - Altostratus 및 Nimbostratus(As 및 Ns)

구름에 대한 설명: 지형층운과 후층운 - 알토스트라투스와 님보층운(As 및 Ns)은 산맥의 바람이 불어오는 방향의 경사면에 형성됩니다. 강력한 습한 공기 흐름이 산 위로 흐르면 주로 바람이 불어오는 경사면에서 구름이 형성됩니다. 구름은 처음에는 높은 층운의 형태를 취한 다음 위쪽으로 더 높은 높이로 성장합니다. 층운의 수평 및 경사 가시 범위는 빠르게 변합니다.

주간 성층권 구름 - Stratocumulus diurnalis (Sc diur)

구름에 대한 설명: 주간 성층권 구름 - Stratocumulus diurnalis(Sc diur)는 적운이 퍼지면서 형성됩니다. 퍼짐은 중간이 아니라 하위 계층(상당히 낮은 위치에 있는 반전 경계 아래)에서 발생하며, 형성 초기 단계에서 Cu와의 연결이 명확하게 보이고 개별 피크가 Sc 층에서 돌출되어 있습니다. 성층권 구름 요소의 겉보기 크기는 태양 직경의 10배를 초과한다는 것이 전통적으로 받아들여지고 있습니다. 성층권 구름은 지구 표면 2km 아래에 위치한 역전층의 파도 움직임으로 인해 형성됩니다.

퍼지는 저녁 성층권 구름 - Stratocumulus vesperalis (Sc vesp)

구름에 대한 설명: 저녁 성층권 구름 확산 - Stratocumulus vesperalis(Sc vesp)는 상승하는 공기 이동(대류)의 약화로 인해 일반적인 적운 구름 확산과 함께 저녁에 발생합니다. 그들은 적운 구름의 꼭대기가 안정되고 그 바닥이 퍼질 때 형성된 편평하고 길쭉한 성층권 구름의 능선처럼 보입니다. 그것들은 과냉각된 방울이나 결정과 눈송이가 혼합된 음의 온도에서 방울로 구성됩니다.

반투명 성층권 구름 - Stratocumulus translucidus (Sc trans)

구름에 대한 설명: 반투명 성층권 구름 - 간격으로 분리된 판 또는 블록의 큰 능선(파도)으로 구성된 성층적운(Sc trans) 회색 구름입니다. 그 사이에는 반투명 성층권 구름의 상층부나 푸른 하늘이 보입니다. 베이스의 높이는 0.5, -1, 5km 이내입니다. 층 두께는 200~800m입니다. 그것들은 과냉각된 방울이나 결정체와 눈송이가 혼합된 음의 온도의 방울로 구성됩니다. 대부분의 경우 강수량이 없습니다.

평평한 적운 구름 Cumulus humulus (Cu hum)

구름에 대한 설명: 편평한 적운 구름 Cumulus humulus (Cu hum) - 하늘을 가로질러 흩어져 있으며, 명확한 수평 기반을 가진 다소 조밀한 적운 구름이며 수직으로 거의 발달하지 않았습니다. 주로 따뜻한 계절에 관찰됩니다. 그들은 보통 아침에 나타나 정오 무렵에 가장 크게 발달하고 저녁에 퍼져 성층권 저녁 구름으로 변합니다. 겨울철 온대 위도에서 가끔 관찰됩니다. 편평한 적운(Cu hum)의 존재는 좋은 기상 조건을 나타내며 "맑은 날씨 구름"이라고 불립니다.

안개가 자욱한 층운 - Stratus nebulosus (St neb)

구름에 대한 설명: 안개가 자욱한 층운 - Stratus nebulosus(St neb). 회색 또는 황색을 띠는 완전히 균일한 층으로 지구 표면 위로 솟아오른 안개와 비슷합니다. 일반적으로 안개가 낀 층운은 하늘 전체를 덮습니다. 기본 높이는 0.1~0.7km 이내이지만 구름이 지상 안개와 합쳐지는 경우도 있습니다. 때때로 이슬비나 작은 눈알(고운 눈)이 구름에서 떨어져 가시성이 크게 저하될 수 있습니다. 일반적으로 상대적으로 따뜻한 공기가 차가운 기본 표면 위로 이동할 때 냉각되거나 밤 또는 며칠 동안 공기의 하층이 복사 냉각되는 동안 형성됩니다.

부서진 비 - Fractonimbus (Frnb)

구름에 대한 설명: 거친 비 - Fractonimbus(Frnb) 어두운 회색 구름, 때로는 황색 또는 푸른 색조를 띕니다. 강수 중에는 구름층이 균질해 보이지만, 강수 사이에는 이질성과 물결 모양도 눈에 띕니다. 구름이 틈 없이 하늘 전체를 덮고 있습니다. 베이스의 높이는 0.1km에서 1km입니다. 바닥의 두께는 2-3km 사이이지만 때로는 5km에 이릅니다. 태양과 달은 Frnb를 통해 빛나지 않으며 그 위치를 대략적으로 알 수도 없습니다. 강수량은 지속적으로 비나 눈의 형태로 내리며 때로는 간헐적으로 내립니다.
Frnb 형성의 주요 과정은 정면 근처의 경사진 정면 표면을 따라 위쪽으로 이동하는 동안 공기를 냉각시키는 것입니다.

안개

안개. 지구 표면 바로 위의 공기 중에 떠 있는 응축 생성물(물방울이나 결정 또는 둘 다)의 집합체입니다. 공기 덩어리가 더 차가운 기본 표면으로 이동한 결과로 발생합니다.

조밀한 성층권 구름 - Stratocumulus opacus (Sc op)

구름에 대한 설명: 조밀한 성층권 구름 - Stratocumulus opacus(Sc op)는 병합된 블록이나 시트로 구성된 어두운 회색 구름 층입니다. 조밀한 성층권 구름은 아래쪽 표면이 충분히 뚜렷하고 능선, 능선 또는 개별 판을 구별할 수 있는 한 지속됩니다. 구름 요소가 완전히 합쳐지고 층이 균질해지면 구름은 난층운 Ns 또는 층운이 됩니다. 성층권 구름(Sc op)은 대부분의 경우 균질한 기단 내에서 형성됩니다. 베이스의 높이는 0.5-1.5km 이내입니다. 층의 두께는 0.2~0.8km이다. (Sc op)을 통해 하늘은 보이지 않으며 이러한 형태의 구름으로 인해 태양이나 달의 위치를 결정하는 것은 불가능합니다. 강수량은 비나 때때로 눈의 형태로 내릴 수 있습니다.

물결 모양의 층운 - Stratus undulatus (St und)

구름에 대한 설명: 물결 모양의 층운 - 파도 모양의 층운(Stratus undulatus, St und)은 층운의 균일한 회색 또는 황회색 층으로, 아래쪽 표면에 희미한 파도가 구별될 수 있습니다. 이 파도는 길이가 길고 위치가 낮기 때문에 때때로 더 어두운 곳과 밝은 곳이 규칙적으로 교대로 나타나는 형태로만 눈에 띕니다. 베이스의 높이는 일반적으로 0.2-0.7km 범위입니다. 해와 달은 구름 사이로 빛나지 않습니다. 물결 모양의 층운은 저온에서 과냉각되는 물방울로 구성됩니다.
이슬비나 작은 눈알이 구름에서 떨어져 가시성이 크게 저하될 수 있습니다. 그들은 주로 균질한 기단 내에서 형성됩니다. 물결 모양 층운은 주로 상대적으로 따뜻한 공기가 차가운 기저 표면 위로 이동할 때 냉각되거나 밤 동안 또는 며칠 연속으로 공기 하층의 복사 냉각으로 인해 형성됩니다. 물결 모양의 층운이 형성되는 이유 중 하나는 난류 운동에 의해 수증기가 부반전층으로 위쪽으로 이동하고 층의 상부에서 과도한 증기가 응축되기 때문일 수 있습니다. 따뜻한 기단 위의 하위 반전층으로 수증기가 확산되는 것은 공기의 낮은 층보다 습한 경우에도 가능합니다. 형성에 있어 가장 중요한 것은 지구 표면 위의 작은 높이에 위치한 온도 반전층의 존재입니다.

강력한 적운 구름 - Cumulus congestus (Cu cong)

구름에 대한 설명: 강력한 적운 - 수직으로 고도로 발달한 적운(Cu cong) 구름입니다. 그들 중 일부는 측면으로 기울어 진 탑 형태로 부분적으로 찢어지고 털이 있습니다. 두께는 적운의 바닥보다 1.5~2배 더 큽니다. 적운 구름의 꼭대기는 눈부시게 하얗고 소용돌이 치고 밑 부분은 어두워집니다. 중앙 부분에는 강력한 적운이 태양을 완전히 덮고 가장자리가 빛나고 크라운이 종종 형성됩니다. 일반적으로 강수량이 없습니다. 이는 주로 기본 표면의 고르지 않은 가열로 인해 발생하는 강력한 상승 기류의 결과로 형성됩니다. 여름철 구리콩의 발달은 적란운의 발달과 폭우로 이어진다.

중간 적운 구름 - Cumuluc mediocris (Cu med)

구름에 대한 설명: 중간 적운 구름 - Cumuluc mediocris(Cu med)는 고립된 구름 덩어리로 나타나며, 콜리플라워를 연상시키는 회색 편평한 바닥과 흰색 상단이 있는 흰색 더미로 나타납니다. 중간 적운의 수직 크기는 수평 크기와 비슷합니다. 온대 위도의 바닥 높이는 일반적으로 0.8 ~ 1.5km입니다. 그러나 지구 표면의 상대 습도 값에 따라 상당한 한계 내에서 변동될 수 있습니다. 수직 길이는 수백 미터에서 수 킬로미터까지입니다. 이는 일반적으로 온도 대류 또는 정면 상승으로 인해 형성됩니다. 이들은 Cu hum과 Cu cong 사이의 중간입니다. 강수량은 일반적으로 중간 적운 구름에서 떨어지지 않습니다. 온대 위도에서는 고립된 빗방울 또는 매우 단기간에 발생하는 드문 비가 큐메드에서 떨어질 수 있습니다(때때로 빗방울이 땅에 떨어지는 동안, 빗방울이 떨어진 구름은 이미 소멸되었습니다. 이러한 비는 '맑은 하늘에서 내리는 비'라고 불린다.

적란운(Cb)

구름 설명: 적란운(Cb), 어둡고 때로는 푸른색 바탕을 가진 흰 구름으로, 꼭대기가 있는 거대한 구름 덩어리로 솟아오릅니다. 이들은 종종 개별 구름의 형태로 관찰되지만, 클러스터일 수도 있습니다. 하늘 전체가 가려지지 않고 개별 구름 사이에 틈이 있을 수 있습니다. 기부의 높이는 0.4~1.0km이고, 수직 범위는 일반적으로 최대 3~4km이지만 대류권계면까지 발달할 수 있습니다. 강수량에는 항상 폭풍우가 치는 폭풍의 성격이 있습니다. 여름에는 큰 방울의 비나 우박의 형태로 내리고, 봄과 가을에는 얼음이나 눈 알갱이의 형태로 내리며, 겨울에는 소나기 눈의 형태로 떨어지며 일부는 젖습니다. . 뇌우는 Cb에서 흔히 발생합니다. 구름은 일반적으로 강력한 Cu cong 적운 구름의 발달로 형성됩니다. 구름 아래에는 일반적으로 비가 내리는 줄무늬가 있고 경우에 따라 무지개가 나타납니다.

이것으로 구름에 대한 설명을 마칩니다. 이 정보가 수많은 다양한 유형의 구름을 탐색하고 해상 일기 예보의 정확성을 높이는 데 도움이 되기를 바랍니다. 이는 궁극적으로 귀하의 요트 여행을 더욱 안전하고 편안하게 만들어줄 것입니다.

구름은 층운, 적운, 권운으로 분류할 수 있습니다. 층운은 넓은 공기 띠가 온난 전선 표면 위로 천천히 상승할 때 관찰됩니다.

적운은 토양에 의해 따뜻한 공기가 방출되거나 차가운 공기로 인해 대기의 상층부가 불안정할 때 형성됩니다. 이와 반대로 권운은 대기 상층부에 쌓인 얼음 결정이 떨어져 국지적인 기류에 의해 운반될 때 나타납니다. 이 세 가지 주요 변종은 종종 결합하여 추가 구름 유형의 긴 줄을 형성합니다.

적운 구름은 기류가 계속 상승함에 따라 천천히 커집니다. 성장이 충분히 오래 지속되면 적란운으로 변할 수 있습니다.

반전 레이어는 구름을 평평하게 만듭니다.

온도 역전층(높이에 따라 온도가 증가하는)이 발달 중인 구름 위에 형성되면 구름은 수평으로(바닥에서) 성장하기 시작하여 성층권이 될 수 있습니다. 구름이 성층권의 영향으로 팽창하면 평평한 적란운으로 변합니다. 위쪽 또는 안쪽으로 성장 구름은 또한 지구 위 위치의 높이(하부, 중간, 상부)에 따라 다릅니다. 상부 구름(5-8km 고도에서 발견됨)에는 권운, 권층운 및 권적운이 포함됩니다. 고층운, 고적운, 후층운을 포함하는 중형 구름은 고도 2~7.3km에 위치합니다. 마지막으로 고도 2km 미만에서 형성되는 구름을 기본 구름이라고 합니다. 여기에는 층운과 층적운이 포함됩니다. 표면 가까이에 있는 공기가 태양에 의해 가열될 때 형성되는 수직 구름은 적운과 후광입니다.