이슬점으로 냉각 공기편집
단 열 냉각:습기찬 공기의 상승 패킷
지구 표면의 한 영역에서 물이 증발함에 따라,그 지역의 공기는 물기가 된다. 습한 공기는 주변의 건조한 공기보다 가볍기 때문에 불안정한 상황을 만듭니다. 충분한 습한 공기가 축적되면 모든 습한 공기가 주변 공기와 섞이지 않고 단일 패킷으로 상승합니다. 표면을 따라 더 습한 공기가 형성됨에 따라 프로세스가 반복되어 일련의 습한 공기가 구름을 형성하기 위해 상승하는 개별 패킷이 발생합니다.
이 과정은 세 가지 가능한 리프팅 에이전트 중 하나 이상(사이클론/정면,대류 또는 오로 그래픽)이 보이지 않는 물 증기를 포함하는 공기가 상승하여 공기가 포화되는 온도 인 이슬점으로 냉각 될 때 발생합니다. 이 과정의 주요 메커니즘은 단열 냉각입니다. 대기압은 고도에 따라 감소하기 때문에 상승하는 공기는 에너지를 소비하고 공기가 냉각되도록하는 과정에서 팽창하여 물 증기가 구름으로 응축됩니다. 포화된 공기에 있는 물 수증기는 공기의 정상적인 순환에 의해 위에 붙들기 위하여 충분히 작은 먼지와 소금 입자와 같은 응축 핵에 일반적으로 끌립니다. 구름 속의 물 방울은 약 0.002 밀리미터(0.00008 인치)의 정상 반경을 갖는다. 물방울은 충돌하여 더 큰 물방울을 형성 할 수 있으며,구름 내에서 상승하는 공기의 속도가 물방울의 말단 속도와 같거나 큰 한 위에 남아 있습니다.
비대류 구름의 경우,응축이 일어나기 시작하는 고도를 들어 올린 응축이라고하며,이는 구름 기저부의 높이를 대략적으로 결정합니다. 자유 대류 구름은 일반적으로 대류 응축 수준의 고도에서 형성됩니다. 포화된 공기에 있는 물 수증기는 공기의 정상적인 순환에 의해 위에 붙들기 위하여 충분히 작은 소금 입자와 같은 응축 핵에 일반적으로 끌립니다. 응축 과정이 대류권의 동결 수준 아래에서 발생하면 핵은 증기를 매우 작은 물 방울로 변형시키는 데 도움이됩니다. 빙점 바로 위에 형성되는 구름은 대부분 과냉각 된 액체 방울로 구성되며,공기가 훨씬 추운 더 높은 고도에서 응축되는 구름은 일반적으로 얼음 결정의 형태를 취합니다. 응축 수준 및 그 이상의 충분한 응축 입자가 없으면 상승하는 공기가 과포화되고 구름 형성이 억제되는 경향이 있습니다.표면 가열이 거의 또는 전혀없는 안정된 공기가 기상 전선과 저기압 중심 주변에서 강제로 위로 올라올 때 정면 및 사이클론 리프트는 가장 순수한 발현으로 발생합니다. 열대 외 저기압과 관련된 따뜻한 전선은 접근하는 따뜻한 공기 질량이 불안정하지 않는 한 넓은 지역에 주로 권운 및 층상 구름을 생성하는 경향이 있으며,이 경우 적운 혼잡 또는 적란운 구름은 일반적으로 주요 침전 구름 층에 포함됩니다. 차가운 전선은 일반적으로 빠르게 이동하고 주로 성층이다 구름의 좁은 라인을 생성,적란형,또는 적란형 단지 앞의 따뜻한 공기 질량의 안정성에 따라.
대류 리프트편집
또 다른 에이전트는 표면 수준에서 상당한 주간 태양열 난방 또는 상대적으로 높은 절대 습도에 의해 발생하는 부력 대류 상승 운동입니다. 태양에 의해 생성 된 들어오는 단파 복사는 지구 표면에 도달 할 때 장파 복사로 다시 방출됩니다. 이 과정은 지상에 가장 가까운 공기를 데우고 지상 찬에 지상 수준에 온난하거나 뜨거운에서 더 가파른 온도 기온변화도를 창조해서 기량 불안정성을 증가합니다. 이 상승 하 고 온도 평형 주위 공기 위에 달성 될 때까지 냉각 하면. 적당한 불안정성은 공기 질량이 충분히 축축한 경우 가벼운 소나기를 생성 할 수있는 적당한 크기의 적란형 구름을 형성 할 수 있습니다. 일반적인 대류 상승 전류는 물방울이 샤워로 침전되기 전에 약 0.015 밀리미터(0.0006 인치)의 반경으로 성장할 수 있습니다. 이 물방울의 등가 직경은 약 0.03 밀리미터(0.001 인치)입니다.
표면 근처의 공기가 매우 따뜻하고 불안정 해지면 상향 움직임이 매우 폭발적이되어 우뚝 솟은 적란형 구름이 발생하여 악천후가 발생할 수 있습니다. 구름을 구성하는 작은 물 입자들이 함께 모여 비의 물방울을 형성함에 따라,그들은 중력의 힘에 의해 지구로 내려옵니다. 물방울은 일반적으로 응축 수준 이하로 증발하지만,강한 상승 기류는 떨어지는 방울을 버퍼링하고,그들이 그렇지 않은 것보다 훨씬 더 위에 그들을 유지할 수 있습니다. 폭력적인 상승 기류는 시간당 최대 180 마일(시속 290 킬로미터)의 속도에 도달 할 수 있습니다. 더 이상 비 방울 위에 남아,더 많은 시간 그들은 결국 무거운 소나기로 떨어질 큰 방울로 성장 해야 합니다.
동결 수준 이상으로 잘 운반되는 비 방울은 처음에는 과냉각이되어 작은 우박으로 얼어 붙습니다. 얼어 붙은 얼음 핵이 상승 기류 중 하나를 통해 여행 크기 0.5 인치(1.3 센티미터)를 선택할 수 있으며,마지막으로 큰 우박으로 땅에 떨어지는 너무 무거운되기 전에 여러 상승 기류와 하강 기류를 통해 사이클 수 있습니다. 우박을 반으로 자르면 양파와 같은 얼음 층이 보여 과냉각 된 물 층을 통과 할 때 뚜렷한 시간을 나타냅니다. 우박은 최대 7 인치(18 센티미터)의 직경을 가진 것으로 밝혀졌습니다.
대류 리프트는 전선에서 멀리 떨어진 불안정한 공기 질량에서 발생할 수 있습니다. 그러나 매우 따뜻하고 불안정한 공기는 전선과 저압 센터 주변에도 존재할 수 있으며,종종 정면 및 대류 리프팅 에이전트가 결합되어 있기 때문에 더 무겁고 활성 농도의 적란형 및 적란형 구름을 생성합니다. 비 정면 대류 리프트와 마찬가지로 증가하는 불안정성은 상향 수직 구름 성장을 촉진하고 악천후의 가능성을 높입니다. 비교적 드문 경우에 대류 리프트는 대류권을 관통하고 구름 꼭대기를 성층권으로 밀어 넣을 수있을만큼 강력 할 수 있습니다.
구로그래픽 리프트편집
세 번째 리프트 공급원은 산(구로그래픽 리프트)과 같은 물리적 장벽을 통해 공기를 강제하는 바람 순환입니다. 공기가 일반적으로 안정되어 있는 경우에,아무것도 렌즈 모양 모자 구름 보다는 더 많은 것 형성할 것입니다. 그러나 공기가 충분히 촉촉하고 불안정 해지면 그래픽 샤워 또는 뇌우가 나타날 수 있습니다.
비 단열 냉각편집
리프팅 에이전트가 필요한 단열 냉각과 함께 공기의 온도를 이슬점으로 낮추는 세 가지 주요 메커니즘이 있습니다.이 모든 메커니즘은 표면 수준 근처에서 발생하며 공기를 들어 올릴 필요가 없습니다. 전도성,복사 및 증발 냉각은 표면 수준에서 응축을 일으켜 안개가 형성 될 수 있습니다. 전도성 냉각은 온화한 해양 공기가 추운 육지를 가로 질러 이동할 때와 같이 상대적으로 온화한 소스 영역의 공기가 더 차가운 표면과 접촉 할 때 발생합니다. 방사선 냉각 공기 또는 아래 표면에 의해 적외선의 방출으로 인해 발생 합니다. 이 유형의 냉각은 하늘이 맑은 밤에 일반적입니다. 증발 냉각은 습구 온도 또는 때로는 포화 지점으로 냉각되는 공기 온도를 강제하는 증발을 통해 수분이 공기에 추가 될 때 발생합니다.
공기에 수분 추가
공기에 물 증기를 추가할 수 있는 5 가지 주요 방법이 있다. 증가 된 증기 함량은 물 위의 바람 수렴 또는 습한 땅을 상향 운동 영역으로 가져올 수 있습니다. 위에서 떨어지는 강수량 또는 버가는 또한 수분 함량을 향상시킵니다. 주간 난방은 물,물 몸 또는 젖은 땅의 표면에서 증발 하는 원인이 된다. 식물에서 증발 물 증기의 또 다른 전형적인 소스입니다. 마지막으로,따뜻한 물 위로 이동하는 차갑거나 건조한 공기는 더 습하게 될 것입니다. 주간 난방에 것과 같이,공기에 습기의 추가는 그것의 열 함유량 및 불안정성을 증가하고 동의로 구름 안개의 대형으로 이끌어 내는 그 과정을 놓는 것을 돕습니다.
과포화편집
주어진 부피의 증기로 존재할 수 있는 물량은 온도에 따라 증가한다. 수증기의 양이 물 평평한 표면 위에 평형 상태에있을 때 증기압의 수준은 포화 물이라고 상대 습도는 100%이다. 이 평형에는 물 속으로 다시 응축되는 것과 같은 물로부터 증발하는 분자의 수가 같습니다. 상대 습도가 100%보다 커지면 과포화라고합니다. 과포화는 응축 핵이없는 경우에 발생합니다.
포화 증기압은 온도에 비례하기 때문에 차가운 공기는 따뜻한 공기보다 낮은 포화점을 갖는다. 이 값의 차이는 구름 형성의 기초입니다. 포화 된 공기가 냉각되면 더 이상 같은 양의 물 증기를 포함 할 수 없습니다. 조건이 맞으면,더 낮은 포화 점이 도달할 까지 과잉의 물 공기에서 집광할 것이다. 또 다른 가능성은 물 증기 형태로 유지,비록 그것은 포화 점 넘어,과포화의 결과.
물 대비 1~2%이상의 과포화는 대기 중에 거의 보이지 않는다. 훨씬 높은 수준의 과포화는 깨끗한 공기에서 가능하며 클라우드 챔버의 기초입니다.
구름 속에는 과포화를 측정할 도구가 없다.과냉각편집
물 방울 물 일반적으로 액체 상태로 유지 하 고 동결 하지 않습니다. 대기 중의 물방울에 존재할 수 있는 얼음 핵은 핵의 형상과 조성에 따라,특정 온도에서 얼음 형성을 위해 활성화된다. 얼음 핵이 없으면 과냉각 된 물방울(매우 순수한 액체 물뿐만 아니라)이 약 -38 까지 존재할 수 있습니다 물(-36 물(-36 물)),이 시점에서 자발적인 동결이 발생합니다.
충돌-합체편집
구름 속의 개별 물방울의 거동이 어떻게 강수량의 형성으로 이어지는지를 설명하는 한 가지 이론은 충돌-합체 과정이다. 공기에서 중단된 작은 물방울은 충돌하고 떨어져 튀는 또는 더 큰 작은 물방울을 형성하기 위하여 결합해서,서로 상호 작용할 것입니다. 결국,물방울은 강수로 지구에 떨어질 정도로 커진다. 충돌-합체 과정은 물 방울이 상대적으로 높은 표면 장력을 가지고 있기 때문에 구름 형성의 중요한 부분을 구성하지 않습니다. 또한,충돌-합체의 발생은 유입-혼합 공정과 밀접한 관련이 있습니다.
베르게론 과정편집
토르 베르게론이 얼음 구름을 형성하는 주요 메커니즘을 발견했다. 베르게론 공정은 물의 포화 증기압 또는 주어진 부피의 물량이 얼마나 많은 물 증기를 포함 할 수 있는지는 증기가 상호 작용하는 것에 달려 있다고 지적합니다. 구체적으로,얼음에 대한 포화 증기압은 물 에 대한 포화 증기압보다 낮다. 물 물 방울과 상호 작용 하는 수증기는 100%상대 습도,물 방울과 상호 작용 하는 경우 포화 될 수 있지만 얼음 입자와 상호 작용 하는 경우 물 증기의 동일한 금액 과포화 될 것 이다. 물 증기는 평형으로 돌아 가려고 시도 할 것이므로 여분의 물 증기는 입자 표면의 얼음으로 응축 될 것입니다. 이 얼음 입자는 더 큰 얼음 결정의 핵으로 끝납니다. 이 과정은 0 사이의 온도에서만 발생합니다. 이 경우,액체 상태의 물에는 핵이 생성되어 동결됩니다. 물 표면 장력은 물방울이 정상 어는점 아래 잘 액체를 유지 할 수 있습니다. 이 경우,지금은 과냉각 액체 상태의 물이다. 버게론 공정은 얼음 핵과 상호작용하여 더 큰 입자를 형성하는 초냉각 액체 물(슬러리)에 의존한다. 얼음 핵의 양에 비해 얼음 핵이 적 으면 물방울이 형성 될 수 없습니다. 과학자들이 강수량을 장려하기 위해 인공 얼음 핵으로 구름을 심는 과정은 구름 시딩으로 알려져 있습니다. 이 그렇지 않으면 비가 오지 않을 수 있습니다 구름에 강수량의 원인이 도움이 될 수 있습니다. 구름 시드 슈퍼 냉각 액체 상태의 물 양에 비해 많은 핵이 있도록 균형을 이동 초과 인공 얼음 핵을 추가합니다. 오버 시드 구름은 많은 입자를 형성 할 것이지만 각각은 매우 작을 것입니다. 이 우박 폭풍에 대 한 위험에 있는 지역에 대 한 예방 조치로 할 수 있습니다.