적란운의 형성 원인. 구름은 무엇으로 형성되며 어떤 유형으로 나누어지나요?
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.
곡선 구름
높은 고도의 권운(오른쪽)에서 나온 얼음 결정은 공기 흐름의 속도가 모든 고도에서 동일하면 수직으로 떨어질 수 있습니다. 단, 속도의 차이가 있을 경우 휘어지거나 잘릴 수 있습니다.
따뜻한 공기층과 차가운 공기층, 하부 공기층과 상부 공기층 사이에 각각 형성되는 고적운(아래)은 때때로 둥근 모양을 취합니다. 그들은 상층의 하향 기류와 하층의 상향 기류 사이에 유지됩니다.
고적운
층운 구름과 비
빗방울이 지구 표면의 특히 따뜻한 지역에 떨어지면 빗방울 중 일부는 떨어지면서 증발하기 시작합니다(아래). 증발이 계속되면 공기가 포화되어 층운이 형성될 수 있습니다.
파도로 형성되는 구름
수평 기단(아래)이 상층 대기에서 빠르게 이동하고 천천히 표면에 가까워지면 회전하면서 파도 모양의 구름이 생성됩니다.
파도 볏
파도 구름(오른쪽)은 위의 건조하고 따뜻한 층과 아래의 습하고 차가운 층 사이를 이동하는 기류의 꼭대기에서도 볼 수 있습니다.
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.
- 적운 구름의 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 돌 앞으로 솟아올라 섬유판 같은 것을 만들어냅니다. 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.
안개와 마찬가지로 구름은 수증기가 액체 상태와 고체 상태로 응축되어 발생합니다. 응결은 절대 공기 습도의 증가 또는 공기 온도의 감소로 인해 발생합니다. 실제로 두 가지 요소가 모두 구름 형성에 관여합니다.
기온의 감소는 첫째로 기단의 상승 (상향 이동)과 두 번째로 기단의 이류에 의해 발생합니다. 수평 방향으로의 이동으로 인해 따뜻한 공기가 차가운 지구 표면 위에 나타날 수 있습니다. .
상승하는 동안 기온이 낮아져 구름이 형성되는 것에 대해 논의하는 것으로 제한하겠습니다. 분명히 그러한 과정은 안개 형성과 크게 다릅니다. 결국 안개는 실제로 위로 올라가지 않고 지구 표면에 직접 남아 있습니다.
공기가 상승하는 이유는 무엇입니까? 기단이 상승하는 네 가지 이유를 살펴보겠습니다. 첫 번째 이유는 대기의 공기 대류입니다. 더운 날에는 태양 광선이 지구 표면을 강하게 따뜻하게하고 열을 표면 기단으로 전달하여 상승이 시작됩니다. 적운과 적란운은 대부분 대류 기원을 가지고 있습니다.
구름 형성 과정은 일부 기단이 위로 상승한다는 사실로 시작됩니다. 상승하면 공기가 팽창합니다. 이러한 팽창은 공기가 상대적으로 빠르게 상승하기 때문에 단열적이라고 간주될 수 있습니다. 따라서 공기의 부피가 충분히 크면(실제로 많은 양의 공기가 구름 형성에 관여하면) 상승하는 공기와 공기 사이의 열 교환이 발생합니다. 환경은 단순히 상승하는 동안 발생할 시간이 없습니다. 단열 팽창 동안 공기는 외부로부터 열을 받지 않고 자신의 내부 에너지에 의해서만 일을 한 후 냉각됩니다. 그래서 상승하는 공기는 냉각될 것이다.
초기온도일 때 티 0 상승하는 공기는 이슬점까지 떨어집니다. 티 p, 그 안에 포함된 증기의 탄력성에 따라 이 증기의 응축 과정이 가능해집니다. 대기 중에 응축 핵이 있고 거의 항상 존재한다면 이 과정이 실제로 시작됩니다. 키 시간증기 응축이 시작되는 는 형성되는 구름의 하한 경계를 결정합니다. 이를 응축 수준이라고 합니다. 기상학에서는 높이에 대한 대략적인 공식이 사용됩니다. 시간(소위 Ferrel 공식):
시간 = 120(티 0 −티아르 자형),
어디 시간미터로 측정됩니다.
아래에서 계속 흐르는 공기는 응축 수준을 넘어 증기 응축 과정이 이 수준 이상에서 발생합니다. 구름의 높이가 커지기 시작합니다. 냉각된 공기가 상승을 멈추면 구름의 수직 발달이 멈춥니다. 이 경우 모호하게 정의된 구름의 상한 경계가 형성됩니다. 이를 자유 대류 수준이라고 합니다. 상승하는 공기의 온도가 주변 공기의 온도와 같아지는 수준보다 약간 위에 위치합니다.
기단 상승의 두 번째 이유는 지형 때문입니다. 지구 표면을 따라 부는 바람은 그 경로를 따라 산이나 기타 자연적인 높이를 만날 수 있습니다. 이를 극복하면 기단이 위로 올라갑니다. 이 경우 형성된 구름을 지형 기원 구름이라고 합니다(“산”을 의미하는 그리스어 όρος에서 유래). 그러한 구름은 높이가 크게 발달하지 않는다는 것이 분명합니다(공기가 극복하는 고도의 높이에 의해 제한됨). 이 경우 층운과 후층운이 나타납니다.
기단 상승의 세 번째 이유는 따뜻하고 차가운 대기 전선의 출현입니다. 구름 형성은 특히 온난전선에서 집중적으로 발생합니다. 즉, 차가운 기단을 타고 전진하는 따뜻한 기단이 후퇴하는 찬 공기의 쐐기를 밀어 올리게 될 때 발생합니다. 정면 표면(콜드 웨지의 표면)은 매우 평평합니다. 수평 표면에 대한 경사각의 접선은 0.005-0.01에 불과합니다. 그러므로 따뜻한 공기의 상향 이동은 수평 이동과 거의 다르지 않습니다. 결과적으로 차가운 쐐기 위에 나타나는 흐림은 높이가 약하게 발달하지만 상당한 수평 범위를 갖습니다. 이러한 구름을 상승구름이라고 합니다. 하위 및 중간 계층에는 후층운과 고층운이 있고, 상위 계층에는 권층운과 권운이 있습니다(상위 계층의 구름은 대기 전선보다 훨씬 뒤에 형성된다는 것이 분명합니다). 상승하는 미끄러짐 구름의 수평 범위는 수백 킬로미터로 측정될 수 있습니다.
구름 형성은 차가운 대기 전선 위에서도 발생합니다. 즉, 전진하는 차가운 기단이 따뜻한 공기 덩어리 아래로 이동하여 상승할 때 발생합니다. 이 경우 상승하는 구름과 함께 적운도 나타날 수 있습니다.
기단 상승의 네 번째 이유는 사이클론입니다. 지구 표면을 따라 이동하는 기단은 사이클론의 함몰 중심을 향해 소용돌이칩니다. 거기에 축적되면 수직 압력 차이가 발생하고 위로 돌진합니다. 대류권 경계까지 공기가 강하게 상승하면 강력한 구름이 형성됩니다. 사이클론 기원 구름이 나타납니다. 이는 후층운, 고층운 또는 적란운일 수 있습니다. 이 모든 구름은 강수량을 생성하여 사이클론의 비가 오는 날씨 특성을 만듭니다.
L. V. Tarasov의 저서 "지구 대기의 바람과 뇌우"(Dolgoprudny: Intellect Publishing House, 2011)를 기반으로 합니다.
구름이 하늘을 가로질러 우리 머리 위로 높이 날아갑니다. 그들은 종종 성인과 어린이의 관심을 끌고 있습니다. 구름이 어떻게 나타나는지, 무엇으로 구성되어 있는지, 어떻게 하늘에 떠 있는지, 어떤 모습인지 등에 대해 많은 질문을 갖고 있는 것은 놀라운 일이 아닙니다. 이 기사에서는 이러한 모든 질문에 대한 답을 얻고 호기심을 충족시킬 것입니다.
구름은 무엇으로 만들어졌나요?
구름은 다양한 고도에서 하늘에 떠다니는 수많은 작은 물방울이나 얼음 결정으로 구성됩니다.
구름은 어떻게 형성되나요?
태양이 물을 가열하면 수증기라는 기체로 변합니다. 이 과정을 증발이라고 합니다. 수증기가 하늘로 올라가면서 냉각됩니다. 높이 올라갈수록 공기는 더 시원해집니다. 결국 증기는 충분히 차가워지고 물방울로 응결되어 우리가 하늘에서 볼 수 있는 구름을 형성합니다.
구름은 어떻게 하늘을 가로질러 떠다니나요?
구름은 주변 공기보다 가볍습니다. 이는 문자 그대로 하늘을 가로질러 떠다닐 수 있음을 의미합니다. 동시에 공기 흐름의 속도가 빨라질 수 있습니다.
구름에 습기가 많이 쌓여 무거워지면 비나 우박, 눈이 내리기 시작합니다.
구름은 어디서 만나나요?
지구 대기의 주요 층 다이어그램
모든 주요 유형의 구름은 대류권에 떠 있습니다. 이것은 지구에 가장 가까운 가장 낮은 부분입니다. 대류권 위에는 성층권이 있고 그 위에는 중간권, 열권 및 외기권이 있습니다.
구름은 왜 다를까?
클라우드에는 10가지 주요 유형이 있습니다.
적운 구름
푹신한 면봉처럼 보입니다. 일반적으로 적운은 고요하고 맑은 날에 발생하며 좋은 날씨를 나타냅니다. 그러나 특정 조건에서는 뇌우가 될 수 있습니다.
층운
이들은 평평한 회색의 특징 없는 층으로, 종종 지구 표면 가까이에 위치하여 위의 구름을 가리게 됩니다. 때로는 가벼운 비를 일으킬 수도 있습니다. 안개는 단순히 지상으로 내려온 층상 구름입니다. 그리고 안개가 자욱한 날씨에 걸을 때 실제로는 구름 속을 걷는 것과 같습니다.
성층권 구름
층운은 부서져 적운을 형성할 수 있습니다. 또는 여러 개의 적운이 서로 결합하여 층을 형성할 수도 있습니다. 그들 사이의 거리는 이 유형을 성층권 구름으로 특징짓습니다.
알토스트라투스 구름
고층운은 대류권 중앙에서 발견됩니다. 일반적으로 적층형 제품보다 얇고 가볍습니다. 하늘을 자세히 보면 그런 구름 사이로 태양 광선을 볼 수 있습니다.
고적운
고적운 구름과 마찬가지로 고적운도 대류권 중앙에서 발견됩니다. 그러나 차이점이 있습니다. 고적운은 적운보다 훨씬 작으며 얼음 결정과 물방울로 구성됩니다.
스핀드리프트 구름
권운은 얼음 결정으로 이루어진 가장 높은 수준의 구름입니다. 말꼬리처럼 생긴 얇은 구름이다.
권적운 구름
이것은 권운 높이의 적운입니다. 권적운은 전적으로 얼음 결정으로 구성되어 있습니다. 그들은 하늘에 떠 있는 작은 물고기 비늘처럼 보입니다.
권층운
권층운은 하늘 높이 솟아 있습니다. 그들은 후광과 같은 놀라운 광학 현상을 만들어낼 수 있습니다. 하늘이 완전히 덮혀 있어도 태양은 여전히 이 층을 통해 밝게 빛납니다.
난층운
난층운은 가벼움에서 중간 정도의 지속적인 비나 눈을 생성합니다. 이러한 고층운은 대류권의 중저층에 존재합니다.
적란운
"구름 왕"으로도 알려진 적란운은 매우 폭우와 우박을 초래합니다. 강수량은 짧은 시간에 걸쳐 발생합니다.
또한 번개와 천둥을 일으킬 수 있는 유일한 구름이기도 합니다. 적란운은 키가 매우 크고 종종 하늘의 여러 층에 걸쳐 퍼져 있습니다.
하늘의 적운, 고적운, 권적운을 구별하는 방법은 무엇입니까?
손을 사용하여 이러한 유형의 구름을 구별할 수 있습니다. 구름을 향해 손을 뻗고 손가락을 주먹으로 꽉 쥐십시오. 구름이 주먹보다 크면 적운입니다.
구름이 주먹보다 작다면 엄지손가락을 옆으로 움직여 보세요. 구름이 손가락보다 크면 고적운이고, 작으면 권적운일 가능성이 높습니다.
구름은 왜 하얗나요?
구름이 흰색인 이유는 구름 내부의 물방울이 주위의 입자보다 크기 때문입니다. 이로 인해 구름 방울은 빛을 산란시키고 다른 색상으로 분해한 다음 흰색으로 결합할 수 있게 됩니다.
구름이 햇빛을 차단할 만큼 밀도가 높아지면 회색으로 보입니다.
비행기운기란 무엇인가요?
비행기가 차가운 공기를 통과할 때 응결 흔적이 형성됩니다. 비행기 배기관에서 따뜻하고 습한 공기가 방출되면 그 경로에 구름 흔적이 생깁니다.
구름으로 날씨를 확인하는 방법은 무엇입니까?
구름을 이용해 날씨를 정확하게 예측하는 것은 어렵지만, 도움이 될 수 있는 몇 가지 징후가 있습니다! 구름이 높고 어둡고 하늘 전체를 덮으면 비가 계속됩니다. 하늘이 대부분 파랗다면 가벼운 비가 내릴 것으로 예상됩니다.
적운이 점점 더 높아지면 저녁에 갑자기 소나기가 내리거나 천둥, 번개가 치는 경우도 있습니다. 그러나 이는 덥고 습한 날에 자주 발생합니다.
안녕하세요 친구!구름, 흰갈기 말... 아, 무슨 소리야?🙂사실 저는 구름이 어떻게 형성되는지, 어디에 형성되는지, 그 이유는 무엇인지, 그리고 구름에는 어떤 종류가 있는지에 대해 이야기하고 싶습니다.
공기를 통해 운반되는 수증기 덩어리는 구름입니다. 언제든지 지구 표면의 약 50%가 구름으로 덮여 있습니다. 구름은 또한 지구상의 모든 생명체에게 신선한 물을 공급하는 과정의 일부입니다.
증기가 상승하면서 냉각되어 다시 고체(얼음) 또는 액체(물) 상태로 바뀌어 구름(보이지 않는 덩어리)을 형성합니다. 하천과 강에 휩쓸려가는 형태로 수분이 지구로 돌아가는 순환이 반복됩니다.
구름은 어떻게 형성되나요?
구름은 얼음 및/또는 물로 만들어집니다. 어디에나 바다와 바다에서 증발하는 수증기가 있습니다. 공기의 "절대 습도"는 주어진 공기량에 포함된 증기의 양을 결정합니다. 온도가 높을수록 공기 중에 더 많은 수증기가 포함될 수 있습니다.
공기에 주어진 온도에서 가능한 최대량의 수증기가 포함되어 있으면 "포화"로 간주되며 "상대 습도"는 100%입니다. "이슬점"은 해당 온도입니다.수증기를 포함한 공기가 냉각되어 포화될 때 수증기가 고체 또는 액체 상태로 변하는 과정을 응축이라고 합니다.
공기 냉각.
상승의 결과로, 예를 들어 언덕 위로 흐를 때 공기가 냉각될 수 있습니다. 동시에 열의 일부를 사용하여 압력 강하로 인해 팽창합니다(“단열 팽창”). 구름은 온도가 특정 지점으로 떨어질 때 과도한 수증기가 물방울로 응축될 때 형성됩니다.
공기 상승의 주요 원인, 이는 냉각, 구름 형성 및 응결로 이어집니다. 첫 번째는 풍속과 방향의 급격한 변화로 인한 난기류이며 구름 형성에 필요한 모든 조건을 생성합니다.
두 번째는 산과 언덕을 지날 때 공기가 "직교적으로 상승"하는 것입니다.이 경우 구름모형, 산안개, 소용돌이, 깃발형 구름, 렌즈형 구름 등 다양한 유형의 구름이 형성될 수 있습니다.
습한 공기가 정상에 도달하기 전에 이슬점까지 냉각되면 산 안개가 나타납니다. 모든 것은 그러한 구름에 떨어져 바람이 불어오는 쪽의 위쪽에 달라붙는 것으로 인식됩니다.
산 정상에서 이슬점까지 상승한 후 공기가 상당히 건조하고 냉각되면 구름 모자가 형성됩니다. 바람에도 불구하고 구름이 산 꼭대기에 꼼짝도 하지 않고 떠 있는 것 같습니다. 엄밀히 말하면 이것은 동일한 구름이 아닙니다. 바람이 불어오는 쪽에서는 지속적으로 형성되고 바람이 불어오는 쪽에서는 증발합니다.
공기가 양쪽의 정상 주위로 강제로 흐르게 되면 페넌트 모양, 깃발 모양의 구름이 산봉우리 위에 형성되어 바람이 불어오는 쪽의 습한 기류에 구름과 소용돌이가 형성되기에 충분한 난류 양력이 생성됩니다. 산.
봉우리 뒤에 나타난 구름은 바람을 타고 흐르다가 결국 증발해 버립니다. 렌즈 모양의 물결 모양 구름은 종종 거친 지형을 통과하는 기복이 심한 기류의 꼭대기에 형성됩니다.
길쭉한 원통 모양의 소용돌이 구름이 형성될 수 있으며, 난류 소용돌이 속에서 바람이 잘 통하는 쪽의 산 능선과 평행하게 위치합니다.
수렴.
거대한 기상 시스템 내부 - "사이클론"(저압 영역) 기단도 상승할 수 있습니다.
여유 공간을 위해 "싸움"할 때 따뜻하고 습한 덩어리가 차가운 기단과 "수렴"(수렴)하여 큰 구름 능선이 형성됩니다. 더 가볍고 따뜻한 공기는 위쪽으로 이동하여 밀도가 높고 더 차갑습니다. 종종 그러한 "전선"은 장기간의 비와 폭우를 가져옵니다.
기단의 상향 이동 특성에 따라 구름의 모양이 결정됩니다.천천히 상승하는 기류(5~10cm/초)는 일반적으로 층운을 형성하고 따뜻한 공기는 층운보다 최소 100배 빠르게 표면에서 상승하는 적운을 형성합니다.
과학자들은 이 구름에서 기류가 최대 100km/h의 속도로 상승할 수 있으며 상승 높이가 주로 기류가 통과하는 공기의 "불안정성" 또는 "안정성"에 따라 달라진다는 사실을 발견했습니다.
구름 속의 공기는 100m 상승할 때마다 1°C씩 냉각됩니다. "안정적인" 조건은 주변 공기 온도가 고속으로 떨어지지만 흐름은 계속 상승하는 경우입니다.
"불안정한 조건" -이는 주변 공기가 더 천천히 냉각되고, 상승 기류가 곧 같은 온도에 도달하고 상승이 멈추는 때입니다.
구름의 분류.
구름은 형성과 관련된 여러 과정의 영향을 받아 모양, 색상, 크기가 다양합니다. 고대 과학자들은 구름 형성의 이유를 이해하기 오래 전에 구름의 다양성을 분류하고 설명하려고 노력했습니다.
프랑스의 진화론 창시자이자 박물학자인 장 밥티스트 라마르크(Jean Baptiste Lamarck, 1744~1829)는 그중 첫 번째 인물 중 한 명입니다.
그는 1802년에 구름을 5가지 유형과 3가지 계층으로 분류할 것을 제안했습니다. Lamarck는 구름이 우연이 아니라 여러 가지 상황(정확히 어떤 상황인지는 모르지만)의 결과로 형성된다고 믿었습니다.
같은 1802년에 영국의 화학자 루크 하워드(Luke Howard)는 세 가지 주요 유형의 구름을 포함하는 분류를 개발하고 라틴어 이름도 부여했습니다. Stratus – 층운, 권운 – 권운 및 적운 – 적운.
그리고 오늘날에도 이러한 기본 용어가 사용됩니다. 최초의 "국제 클라우드 아틀라스"는 1896년에 출판되었습니다. 그 당시 구름은 여전히 진화하지 않는 영구적인 덩어리로 간주되었습니다. 그러나 모든 클라우드에는 고유한 수명 주기가 있다는 사실이 1930년대에 분명해졌습니다.
오늘날 세계기상기구(WMO)는 모양과 높이에 따라 구름을 10가지 주요 유형으로 구분합니다. 각 유형에는 일반적으로 허용되는 약어가 있습니다.
높이 솟아 오르다.
에게 위쪽 구름 권층운(Cs), 권적운(Cc) 및 권운(Ci)을 포함합니다. 그들은 얼음 결정으로 구성되어 있으며 고도 6~18km에서 발견되며 지구에 내리는 강수원이 아닙니다.
권운은 개별적인 얇은 흰색 털 모양을 가지고 있습니다. 물결 모양의 판이나 흰색 패치는 권적운 구름과 비슷합니다. 그리고 권층운은 하늘에 드리워진 투명한 베일처럼 보입니다.
중간 수준의 클라우드 – 고층운(As)과 고적운(Ac) – 얼음 결정과 물방울의 혼합물로 구성되며 고도 3~6km에 위치합니다. 고적운 구름은 흰색-회색 찢어진 판처럼 보이고, 고적운은 회색-청색 단단한 시트처럼 보입니다. 중간층 구름에서는 강수량이 매우 적습니다.
낮은 구름 (최대 3km 고도)에는 성층권(Cs), 적운(Cu), 난층운(Ns), 층운(St) 및 적란운(Cb)이 포함됩니다. 적운, 성층적운, 층운은 물방울로 이루어져 있고, 난층운과 적란운은 얼음과 물의 혼합물로 이루어져 있습니다.
층운과 성층권 구름은 회색 시트와 유사하지만 전자는 균질한 층인 반면 후자는 더 조각화되어 있습니다. 이슬비나 가벼운 비와 함께 떨어질 수 있습니다. Nimbostratus 구름은 짙은 회색 층처럼 보이며 눈이나 지속적인 비를 운반합니다.
수직으로 솟아오르는 적운은 윤곽이 뚜렷하고 구조가 촘촘합니다. 샤워가 동반될 수 있습니다. 적란운은 뇌우 및 폭우와 관련된 어둡고 크고 빽빽한 구름입니다(때로는 꼭대기가 편평하고 모루 모양의 구름임).
이제 하늘을 보면 어떤 구름이 있는지, 어떤 날씨가 예상되는지 알 수 있습니다.
