「雷放電の危険因子」を報告します。 雷放電の形成 下降気流とスコール前線

MBOU「ペルボマイスカヤ中等一般教育」支部

ノヴォアルハンゲルスコエ村の「学校」

稲妻

危険

雷放電

完了:

7年生

ペシェイキン・マキシム

ブリクシン・キリル

雷雨の前に不安や恐怖を感じない人はほとんどいません。

特に激しい雷雨のときはそうです。

嵐 - 強力な積乱雲の発達に関連した危険な大気現象で、雲と地表の間の複数の放電、音響現象、激しい降水、多くの場合雹を伴います。

「雷雨」という名前は、この自然現象の脅威的な性質と大きな危険を連想させます。 古代、人々は雷雨の性質を理解していませんでしたが、雷雨の間に人の死と火災が起こるのを見て、この現象を神の怒り、つまり罪に対する神の罰と関連付けました。

雷雨は、人にその力強さと美しさを賞賛させる非常に美しい自然現象です。 雷雨は強風、多くの場合大雨（雪）、時には雹を伴うのが特徴です。 雷雨の前 (雷雨の 1 ～ 2 時間前)、気圧は急速に低下し、風が突然強まり、その後上昇し始めます。 原則として、雷雨の後は天気が回復し、空気は透明で新鮮できれいで、雷放電中に形成されるイオンで飽和しています。 多くの作家、詩人、芸術家が雷雨に対する愛と称賛の感情を作品の中で表現してきました。 ロシアの素晴らしい詩人、F.I. を思い出してください。 チュッチェフ:

私は5月初旬の嵐が大好きです。

春になると、最初の雷が鳴り、

はしゃいで遊ぶように、

青空にゴロゴロ。

雷雨 ローカル、正面、夜間、山中です。

ほとんどの場合、局地的な（熱的）雷雨が発生します。 これらの雷雨は、大気湿度が高く暑い天候でのみ発生します。 原則として、夏の正午または午後（12〜16時間）に開催されます。 雲内での電荷形成のメカニズムは次のとおりです。 暖かい空気の上昇流中の水蒸気は高いところで凝縮し、多量の熱が放出されます (蒸発プロセスにエネルギーが必要な場合、凝縮プロセスには熱エネルギーの放出が伴うことが知られています。これは次の理由によるものです)液体状態と気体状態の物質の内部エネルギーの差）と上昇気流が暖められます。 上昇気流は周囲の空気よりも暖かく、積乱雲になるまで膨張します。 大きな雷雨の雲の中では、氷の結晶や水滴が常に浮遊しており、上昇流の影響を受けて、衝突、粉砕、または合流します。 それらの間や空気との摩擦や粉砕の結果、プラスとマイナスの電荷が形成されます。 それらはクラウドのさまざまな部分に分離および集中します。 一般に、雲の上部には正の電荷が蓄積され、雲の下部（地面に最も近い）には負の電荷が蓄積されます。 その結果、負の雷放電が発生しますが、まれに、正の雷の形成とは逆の現象が発生することもあります。 電荷の作用下では、強い静電場が発生し（静電場の強度は100,000 V / mに達することがあります）、雲、雲、または雲と地球の個々の部分間の電位差は膨大な値に達します。 雲と地面の間の電圧は 80×106 ～ 100×106 V に達することがあります。

電気空気の臨界張力に達すると、雪崩のような空気のイオン化、つまり稲妻の火花放電が発生します。

前線雷雨は、冷たい空気の塊が暖かい天候が支配する地域に流入するときに発生します。 冷たい空気が暖かい空気を追い出し、後者は高いところまで上昇します 5--7 km。 暖かい空気の層がさまざまな方向の渦に侵入し、スコールが形成され、空気の層間の強い摩擦が電荷の蓄積に寄与します。 前線雷雨の長さは100kmに達することもあります。 局地的な雷雨とは異なり、前線の雷雨の後は通常より寒くなります。 前線雷雨は夏に発生することが多くなりますが、夏の暑い日にのみ発生する局地的な雷雨とは異なり、冬であっても一年の他の時期に発生する可能性があります。

夜間の雷雨は、夜間の地球の冷却と上昇気流の渦流の形成に関連しています。

山での雷雨は、山の南斜面と北斜面が受ける日射量の違いによって説明されます。 夜と山の雷雨は短いです。 地球上では毎年 1,600 万回の雷雨が発生します。

地球上のさまざまな場所での雷雨の活動は異なります。世界の雷雨ホットスポット :

ジャワ島 - 220日、赤道アフリカ - 150日、メキシコ南部 - 142日、パナマ - 132日、ブラジル中部 - 雷雨日は年間106日。

ロシアでの雷雨活動:

ムルマンスク - 5、アルハンゲリスク - 10 サンクトペテルブルク - 15、モスクワ - 雷雨は年間 20 日。 一般に、南に行くほど（地球の北半球の場合）、北に行くほど（地球の南半球の場合）、雷雨の活動は高くなります。 北極や南極で雷雨が発生することは非常にまれです。

雷の種類 と 彼らの原因

組み合わせ 稲妻と雷鳴 呼ばれた 雷雨。

すべての人は、雷の性質、その危険性、および保護方法についての知識を持っている必要があります。

雷- これ 雷雲に蓄積された静電気の火花放電。 職場や家庭で発生する電荷とは異なり、クラウドに蓄積される電荷​​は計り知れないほど大きくなります。 したがって、火花放電（雷）のエネルギーとその結果として生じる電流は非常に高く、人間、動物、建物に重大な危険をもたらします。 稲妻には音の衝撃、つまり雷が伴います。

地表の 1 平方キロメートルごとに、年間 2 ～ 3 回の落雷が発生します。 地球は、マイナスに帯電した雲からの雷に打たれることが最も多いです。

稲妻の種類によって、線状、真珠状、球状に分けられます。 パールとファイアボールはかなり珍しいです。

誰もが何度も遭遇する広範囲にわたる線状の雷は、曲がりくねった枝線のように見えます。 素晴らしい-

線状雷のチャネル内の電流の大きさは平均して 60 ～ 170x 103 アンペアであり、290x 103 アンペアの電流を持つ雷が記録されています。 平均的な雷のエネルギーは 250 kW/h (900 MJ) で、2800 kW/h (10,000 MJ) と報告されています。 雷エネルギーは主に光、熱、音のエネルギーの形で実現されます。

放電は数千分の 1 秒で発生します。このような大電流では、雷管の領域の空気はほぼ瞬時に最高温度まで加熱されます。約33,000秒。 その結果、圧力が急激に上昇し、空気が膨張し、衝撃波が発生し、音の衝撃、つまり雷が発生します。 雷の道は非常に曲がりくねっているため、音波はさまざまな点で発生し、さまざまな距離を伝わり、さまざまな強さと高さの音が現れます-雷が鳴り響きます。 音波は雲や地球から繰り返し反射され、長時間の轟音を引き起こします。 雷は人にとって危険ではなく、心理的な影響を与えるだけです。

雷雨の前と雷雨中、時には暗闇の中で、高くて尖った物体のてっぺん（木のてっぺん、船のマスト、山の尖った岩のてっぺん、教会の十字架、避雷針、時には屋内）人の上に山があり、頭の上に動物があり、手を挙げています）吹き替えられた輝きを観察できます「聖エルモの火」。 この名前が付けられています古代、帆船のマストのてっぺんが光るのを観察した船乗りたちによって。 輝き「エルモのライト」 これは、高く尖った物体では、雲の静電荷によって生成される電界強度が特に高くなるという事実によって発生します。 その結果、空気のイオン化が始まり、グロー放電が発生し、赤みを帯びたグロー舌が現れ、時には短くなったり再び長くなったりします。 これらの火災は燃焼しないため、消火を試みてはなりません。 電界強度が高い場合、発光フィラメントのビームが現れることがあります。 - コロナ放電。シューという音を伴う場合があります。「エルモのライト」 「雷雲がなくても現れることがありますが、雪吹雪や砂嵐のある山でよく見られます。 登山者がよく会う「エルモの火」。

雷雲がない場合でも線状雷が発生することがあります。 この格言が生まれたのは偶然ではありません -

"寝耳に水"。

真珠の稲妻 - 非常にまれで美しい現象。 線状の稲妻の直後に出現し、徐々に消滅します。 主に、真珠の稲妻放電は直線的な経路をたどります。 稲妻は遠くにある発光球の形をしています。 7-12 互いにメートル離れており、糸に通された真珠を彷彿とさせます。 Pearl Lightning には重要な音響効果が伴う場合があります。

ボールライトニングも非常にまれです。 通常の線状稲妻が 1,000 個ある場合、 2-3 ボール。 ボールライトニングは、原則として、雷雨の間に出現し、その終わりに近づくほど頻繁に現れますが、雷雨の後はあまり発生しません。 また、非常にまれですが、次のような場合にも発生します。 完全欠席雷雨の出来事。 ボール、楕円体、洋ナシ、ディスク、さらにはボールがつながったチェーンの形にすることもできます。 稲妻の色は赤、黄、オレンジがかった赤で、光のベールに包まれています。 時々、稲妻は非常に鮮明な輪郭を持ったまばゆい白色になります。 色は空気中のさまざまな物質の含有量によって決まります。 放電中に稲妻の形や色が変化する場合があります。 ボールライトニングの性質とその発生理由は不明です。 球雷の性質についてはさまざまな仮説があります。 たとえば、学者の Ya.I. フレンケルは、球雷は通常の線状雷から生じた白熱のガス球であり、化学的に活性なガス、主に酸化窒素と単原子窒素で構成されているという理論を作成しました。 学者P.I. カピツァ氏は、ボールライトニングは比較的安定した状態のプラズマ凝固であると考えている。 他にも仮説はありますが、それらに関連するすべての影響を説明できるものはありません。と ボール稲妻。 ボールライトニングのパラメータを測定し、実験室条件でシミュレートすることは不可能でした。 どうやら、観測された多くの未確認飛行物体 (UFO) は、本質的に球状稲妻に似ているか、それに近いもののようです。

2014 年 8 月 7 日

雷雨 - それは何ですか? 空全体を切り裂く稲妻や恐ろしい雷鳴はどこから来るのでしょうか? 雷雨は自然現象です。 放電と呼ばれる雷は、雲 (積乱雲) の内部、または地表と雲の間に発生します。 通常、雷を伴います。 雷は大雨、強風、そして多くの場合ひょうに関連しています。

アクティビティ

雷雨は最も危険な自然現象の 1 つです。 雷に打たれた人は、孤立したケースでのみ生き残ります。

同時に、地球上では約 1,500 の雷雨が発生します。 放電の強さは毎秒100雷と推定されています。

地球上の雷雨の分布は不均一です。 たとえば、大陸上には海洋よりも 10 倍多く存在します。 雷放電のほとんど (78%) は赤道帯と熱帯地域に集中しています。 中央アフリカでは特に雷雨が頻繁に発生します。 しかし、極地（南極、北極）と避雷針はほとんど目に見えません。 雷雨の激しさは天体と関係があることが判明した。 中緯度では、そのピークは夏の午後（日中）の時間帯に発生します。 しかし、最小値は日の出前に記録されました。 地理的特徴も重要です。 最も強力な雷雨の中心地は、山脈とヒマラヤ山脈（山岳地帯）にあります。 年間の「嵐の日」の数もロシアでは異なります。 例えば、ムルマンスクには4つしかなく、アルハンゲリスクには15人、カリーニングラードには18人、サンクトペテルブルクには16人、モスクワには24人、ブリャンスクには28人、ヴォロネジには26人、ロストフには31人、ソチには50人、サマラには25人である。 、カザンおよびエカテリンブルグ - 28、ウファ - 31、ノボシビルスク - 20、バルナウル - 32、チタ - 27、イルクーツクおよびヤクーツク - 12、ブラゴヴェシチェンスク - 28、ウラジオストク - 13、ハバロフスク - 25、ユジノサハリンスク - 7、ペトロパブロフスク・カムチャツキー- 1.

雷雨の発生

どうなるのでしょうか？ 雷雲は特定の条件下でのみ発生します。 上昇する水分の流れの存在は必須ですが、粒子の一方の部分が氷の状態にあり、もう一方の部分が液体の状態にある構造が存在する必要があります。 雷雨の発達につながる対流がいくつかの場合に発生します。

    表面層の不均一な加熱。 たとえば、温度差が大きい水上などです。 大都市では周辺地域に比べ雷雨の強度がやや強くなるでしょう。

    冷たい空気が暖かい空気を追い出すとき。 前線の慣行は、多くの場合、斜め雲と乱層雲 (雲) と同時に発達します。

    山脈で空気が上昇するとき。 標高がわずかでも、雲の形成が増加する可能性があります。 これが強制対流です。

雷雲は、その種類に関係なく、必ず積雲、成熟、減衰という 3 つの段階を経ます。

分類

雷雨はしばらくの間、観測された場所でのみ分類されました。 それらは、たとえば、スペル、ローカル、フロントに分けられました。 雷雨は現在、発生する気象環境に応じた特性に従って分類されています。 大気の不安定性により上昇気流が発生します。 雷雲の発生にとって、これが主な条件です。 このような流れの特性は非常に重要です。 雷雲はその力や大きさに応じて、それぞれさまざまな種類が形成されます。 それらはどのように分けられているのでしょうか？

1. 積乱雲単細胞 (局所または塊内)。 ひょうまたは雷雨の活動がある。 横寸法は5〜20 km、縦寸法は8〜12 kmです。 このようなクラウドは最大 1 時間「存続」します。 雷雨の後、天気はほとんど変わりません。

2. マルチセルクラスター。 ここでは、スケールはより印象的です - 最大1000 kmです。 マルチセル クラスターは、形成と発達のさまざまな段階にあり、同時に単一の全体を形成する雷雨セルのグループをカバーします。 それらはどのように配置されていますか? 成熟した雷雨細胞は中心に位置し、風下側で減衰しています。 その横方向の寸法は40kmに達することもあります。 クラスターのマルチセル雷雨は、突風（激しいですが強くはありません）、豪雨、ひょうを「与えます」。 1 つの成熟細胞の存在は 30 分に制限されていますが、クラスター自体は数時間「生存」できます。

3. スコールの線。 これらもマルチセル雷雨です。 線形とも呼ばれます。 それらは固体である場合もあれば、隙間がある場合もあります。 ここ（前線）では突風が長くなります。 多細胞株に近づくと、黒い雲の壁のように見えます。 ここではストリームの数 (上流と下流の両方) が非常に多くなります。 そのため、雷雨の構造は異なりますが、このような雷雨の複合体はマルチセルとして分類されます。 スコールラインは激しい豪雨や大規模な雹を引き起こす可能性がありますが、強い下降気流によって「制限される」ことがよくあります。 寒冷前線の前を通過することが多いです。 写真では、そのようなシステムは湾曲した弓の形をしています。

4. スーパーセルの雷雨。 このような雷雨は珍しいです。 それらは財産と人命にとって特に危険です。 このシステムのクラウドは、単一セル クラウドと似ていますが、どちらも 1 つのアップストリーム ゾーンで異なります。 しかし、サイズが異なります。 スーパーセル クラウド - 巨大 - 半径 50 km 近く、高さ - 最大 15 km。 その境界は成層圏にある可能性があります。 形状は単一の半円形の金床に似ています。 上昇流の速度ははるかに速くなります (最大 60 m/s)。 特徴的なのは回転の存在です。 これが、危険な極端な現象（大きなひょう（5 cm以上）、破壊的な竜巻）を引き起こすのです。 このような雲が形成される主な要因は環境条件です。 私たちは、気温 +27 度、風向きが変化する非常に強い気象条件について話しています。 このような状況は、対流圏でのウィンドシアー中に発生します。 上昇気流で形成された降水は下降気流ゾーンに移動し、これにより雲の長寿命が保証されます。 降水量は不均一に分布します。 にわか雨は上昇気流の近くで発生し、雹は北東に近くなります。 雷雨の後部が移動する可能性があります。 その場合、最も危険なゾーンは主上昇気流の近くになります。

「乾いた雷雨」という概念もあります。 この現象は非常にまれで、モンスーン特有のものです。 このような雷雨では、降水はありません（単に到達せず、高温にさらされた結果蒸発します）。

移動速度

孤立した雷雨では、時速約 20 km、場合によってはそれよりも速くなることがあります。 寒冷前線が活発な場合、その速度は時速80kmに達することもあります。 多くの雷雨では、古い雷雨セルが新しいものに置き換えられます。 それぞれの距離は比較的短い (約 2 キロメートル) ですが、合計すると距離は長くなります。

帯電機構

雷はどこから来るのでしょうか？ 雲の周囲と内部では電荷が常に移動しています。 このプロセスはかなり複雑です。 成熟したクラウド内で電荷がどのように機能するかを想像するのが最も簡単です。 それらでは双極子正構造が優勢です。 どのように配布されますか? 正電荷は雲の上部に配置され、負電荷はその下に配置されます。 主な仮説（この科学分野はまだほとんど研究されていないと考えられます）によれば、重く大きな粒子はマイナスに帯電し、小さくて軽い粒子はプラスに帯電します。 前者は後者よりも早く落下します。 これが空間電荷の空間的分離の理由となる。 このメカニズムは室内実験によって確認されています。 氷粒やひょうの粒子は強い電荷移動を起こすことがあります。 大きさと符号は、雲の水分量、気温 (周囲) の温度、衝突速度 (主な要因) によって異なります。 他のメカニズムの影響を排除することはできません。 放電は地球と雲（または中性大気や電離層）の間で発生します。 空を切り裂く閃光が観察されるのはこの瞬間です。 あるいは稲妻。 このプロセスには大きな音（雷鳴）が伴います。

雷雨は複雑なプロセスです。 それを研究するには何十年も、もしかしたら何世紀もかかるかもしれません。

嵐 - 雲の中、または雲と地表の間で放電が起こる大気現象 - 雷を伴う稲妻。 原則として、雷雨は強力な積乱雲の中で形成され、大雨、ひょう、スコールを伴います。

雷雨は人間にとって最も危険な自然現象の 1 つです。記録されている死者数の点で、より大きな人的損失をもたらすのは洪水だけです。

嵐

同時に、地球上では約1500の雷雨が発生し、放電の平均強度は毎秒100雷と推定されています。 雷雨は地球の表面に不均一に分布します。

地表上の雷放電の分布

海洋での雷雨は大陸での雷雨の約 10 分の 1 です。 すべての雷放電の約 78% は、熱帯および赤道帯 (北緯 30 度から南緯 30 度まで) に集中しています。 最大の雷雨活動は中央アフリカで発生します。 北極と南極の極地や極上では、雷雨はほとんどありません。 雷雨の強さは太陽に続き、最大の雷雨は夏（中緯度地域）と午後の昼間に発生します。 記録された最小の雷雨は日の出前に発生します。 雷雨はその地域の地理的特徴にも影響されます。強い雷雨の中心はヒマラヤ山脈と山脈の山岳地帯にあります。

雷雲の発達段階

雷雲の形成に必要な条件は、対流の発達、または降水の形成に十分な水分の上昇流を生み出す別のメカニズムの存在と、雲の粒子の一部が内部に存在する構造の存在です。液体状態のものと、氷状態のものもあります。 雷雨の発生につながる対流は、次の場合に発生します。

異なる下層表面上の空気の表面層が不均一に加熱される。 たとえば、水温と地温の違いによる水面と陸上。 大都市上では、対流の強さは都市の近くよりもはるかに高くなります。

暖かい空気が上昇するか、大気前線の冷たい空気によって押しのけられるとき。 大気前線における大気の対流は、集団内対流のときよりもはるかに激しく、より頻繁になります。 多くの場合、前線対流は乱層雲と大規模な降水と同時に発達し、結果として生じる積乱雲を覆い隠します。

山脈の地域で空気が上昇するとき。 地形の小さな標高でも、(強制対流により) 雲の形成が増加します。 高山は対流の発達にとって特に困難な条件を作り出し、ほとんどの場合その頻度と強度が増加します。

すべての雷雲は、その種類に関係なく、積雲の段階、成熟した雷雲の段階、そして崩壊の段階を順に経ます。

雷雲の分類

かつて、雷雨は観測された場所に応じて、局地的、前線的、地形的などに分類されていました。 現在では、雷雨自体の特性に従って雷雨を分類することがより一般的になっており、これらの特性は主に雷雨が発生する気象環境に依存します。

主要 必要な条件雷雲の形成は大気の不安定な状態であり、上昇気流が形成されるからです。 このような流れの大きさと力に応じて、さまざまな種類の雷雲が形成されます。

単一細胞クラウド

単細胞積乱雲は、勾配の低い気圧領域で風の弱い日に発達します。 それらはまた呼ばれます 集団内また 局地的な雷雨。それらは、中央部分に上向きの流れを持つ対流セルで構成されています。 稲妻やひょうの強さに達し、降水によってすぐに崩壊する可能性があります。 このような雲の寸法は、横方向 - 5〜20 km、縦方向 - 8〜12 km、平均寿命 - 約30分、場合によっては最大1時間です。 雷雨の後に深刻な天気の変化は起こりません。

シングルセルクラウドのライフサイクル

雷雨は晴天の積雲 (Cumulus humilis) から始まります。 好条件下では、結果として生じる積雲は垂直方向と水平方向の両方に急速に成長しますが、上昇流は雲の体積のほぼ全体に位置し、速度は 5 m/s から 15 ～ 20 m/s に増加します。 下流は非常に弱いです。 周囲の空気は、雲の境界や上部で混合するため、雲の中に積極的に浸透します。 雲は積雲平凡期に入ります。 このような雲の中で凝縮した結果として形成された最も小さな水滴は、より大きな水滴に合流し、強力な上向きの流れによって運び去られます。 雲は依然として均質で、上昇流に保持された水滴で構成されており、降水は降りません。 雲の上部では、水の粒子がマイナス温度の領域に入ると、水滴は徐々に氷の結晶に変わり始めます。 雲は強力な積雲（Cumulus congestus）になります。 雲の混合組成により、雲の要素が拡大し、降水の条件が作り出されます。 このような雲を積乱雲（Cumulonimbus）またはハゲ積乱雲（Cumulonimbus calvus）と呼びます。 その中の垂直流は25 m / sに達し、頂上のレベルは7〜8 kmの高さに達します。

蒸発する降水粒子は周囲の空気を冷やし、下降気流のさらなる増加につながります。 成熟段階では、雲の中に上昇気流と下降気流が同時に存在します。

崩壊段階では、雲は下降気流によって支配され、徐々に雲全体を覆います。

マルチセルクラスターの雷雨

マルチセル雷雨構造のスキーム

これは、中規模 (10 ～ 1000 km の規模) 擾乱に関連する最も一般的なタイプの雷雨です。 マルチセル クラスターは、1 つの単位として移動する雷雨セルのグループで構成されますが、クラスター内の各セルは雷雲の発達において異なる段階にあります。 成熟した雷雨細胞は通常、クラスターの中央部分に位置し、一方、衰退した細胞はクラスターの風下側に位置します。 横方向の寸法は 20 ～ 40 km で、その頂上はしばしば対流圏界面まで上昇し、成層圏に浸透します。 多細胞クラスターの雷雨は、ひょう、にわか雨、比較的弱いスコールを引き起こす可能性があります。 複数細胞クラスター内の個々の細胞は、約 20 分間成熟状態になります。 マルチセル クラスター自体は数時間存在できます。 このタイプの雷雨は通常、シングルセル雷雨よりも強いですが、スーパーセル雷雨よりははるかに弱いです。

マルチセルライン雷雨（スコールライン）

マルチセルライン雷雨は、前線に長く発達したガストフロントを持つ一連の雷雨です。 スコール ラインは連続している場合もあれば、隙間が含まれている場合もあります。 接近する多細胞列は暗い雲の壁のように見え、通常は西側 (北半球) から地平線を覆っています。 多数の密集した上昇/下降気流により、この複雑な雷雨をマルチセル雷雨とみなすことができますが、その雷雨の構造はマルチセルクラスター雷雨とは大きく異なります。 スコールラインは大規模な雹や激しい豪雨を引き起こす可能性がありますが、一般的には強い下降気流を引き起こすシステムとして知られています。 スコール ラインは寒冷前線と性質が似ていますが、雷雨活動の局地的な結果です。 多くの場合、寒冷前線の前にスコールラインが発生します。 レーダー画像では、このシステムは湾曲した船首に似ています (船首エコー)。 この現象は北米では典型的なものですが、ヨーロッパおよびロシアのヨーロッパ領土ではそれほど頻繁には観察されません。

スーパーセルの雷雨

スーパーセルクラウドの垂直構造と水平構造

スーパーセルは、最も高度に組織化された雷雲です。 スーパーセル雲は比較的まれですが、人間の健康、生命、財産に最大の脅威をもたらします。 スーパーセル クラウドは、両方が同じ上昇気流ゾーンを持つという点でシングル セル クラウドに似ています。 違いは、セルのサイズが非常に大きいことです。半円形のアンビル 1 つで、直径約 50 km、高さ 10 ～ 15 km (多くの場合、上部境界が成層圏に貫通します) になります。 スーパーセル雲内の上昇流の速度は、他の種類の雷雲よりもはるかに速く、最大 40 ～ 60 m/s です。 スーパーセル クラウドを他のタイプのクラウドと区別する主な特徴は、回転の存在です。 スーパーセル雲内で回転する上昇気流（レーダー用語で呼ばれる） メソサイクロン）、巨大な気象現象などの異常気象を引き起こします。 雹（直径 5 cm 以上）、最大 40 m/s の強風、および強力な破壊的な竜巻。 環境条件は、スーパーセル クラウドの形成における主要な要因です。 空気の非常に強い対流不安定性が必要です。 地面近くの気温（雷雨の前）は+ 27 ... + 30以上である必要がありますが、主な必要条件は回転を引き起こす可変方向の風です。 このような条件は、対流圏中央部でのウィンドシアによって達成されます。 上昇気流で形成された降水は、強い流れによって雲の上層に沿って下降気流ゾーンに運ばれます。 したがって、上昇流と下降流のゾーンが空間的に分離され、雲の寿命が長期間保証されます。 スーパーセル雲の前縁では通常、小雨が降ります。 激しい雨は上昇気流ゾーンの近くで発生しますが、最も重い降水量と大きなひょうは主要な上昇気流ゾーンの北東に降ります。 最も危険な状況は、主要な上昇気流領域の近くで発生します（通常は雷雨の後方に移動します）。

スーパーセル （英語） 素晴らしいと 細胞- セル） - メソサイクロンの存在を特徴とする雷雨の一種 - 深くて強く回転する上昇気流。 このため、このような嵐は回転雷雨と呼ばれることもあります。 西洋の分類による 4 種類の雷雨 (スーパーセル、スクアライン、マルチセル、シングルセル) のうち、スーパーセルは最も発生頻度が低く、最大の危険をもたらす可能性があります。 スーパーセルは他の雷雨から隔離されることが多く、前​​線の範囲が最大 32 キロメートルになる場合があります。

夕暮れ時のスーパーセル

スーパーセールは多くの場合、次の 3 つのタイプに分類されます。 降水量が少ない（LP）。 降水量（HP）が多い。 LP タイプのスーパーセルは米国の高地渓谷などの乾燥した気候で形成される傾向があり、HP タイプのスーパーセルは湿潤な気候でより一般的です。 スーパーセルは、気象条件が形成に適していれば世界中のどこでも発生する可能性がありますが、トルネードバレーとして知られる米国グレートプレーンズで最もよく発生します。 アルゼンチン、ウルグアイ、ブラジル南部の平野でも観察できます。

雷雲の物理的特徴

航空機とレーダーの研究によると、単一の雷雨セルは通常約 8 ～ 10 km の高さに達し、約 30 分間生存します。 孤立した雷雨は通常、発達のさまざまな段階にあるいくつかのセルで構成され、約 1 時間続きます。 大きな雷雨は直径が数十キロメートルに達し、ピークの高さは18キロメートル以上に達し、何時間も続くことがあります。

上流と下流

孤立した雷雨における上昇気流と下降気流は通常、直径 0.5 ～ 2.5 km、高さ 3 ～ 8 km です。 上昇気流の直径は4kmに達することもあります。 地表付近では通常、川の直径は大きくなり、その上にある川と比べて速度は遅くなります。 上昇気流の特徴的な速度は 5 ～ 10 m/s の範囲にあり、大きな雷雨の上部では 20 m/s に達します。 高度10,000メートルの雷雲の中を飛行する調査飛行機は、秒速30メートルを超える上昇気流速度を記録しました。 最も強い上昇気流は組織的な雷雨で観察されます。

フラリー

2010 年 8 月のガッチナのスコール前

雷雨によっては、激しい下降気流が発生し、地表に破壊的な風が発生します。 規模に応じて、このような下流は次のように呼ばれます。 嵐また マイクロストーム。直径 4 km を超えるスコールは最大 60 m/s の風を引き起こす可能性があります。 マイクロスコールは小さいですが、最大 75 m/s の風速を引き起こします。 スコールを引き起こす雷雨が十分に暖かく湿った空気から形成される場合、マイクロスコールは激しい雨を伴います。 ただし、雷雨が乾燥した空気から形成される場合、降水は秋の間に蒸発する可能性があり（空中降水帯またはビルガ）、マイクロスコールは乾燥します。 下降気流は、速度と方向が突然変化して地面近くに風を発生させるため、特に離陸時または着陸時に航空機にとって深刻な危険です。

垂直展開

一般に、活発な対流雲は浮力を失うまで上昇します。 浮力の損失は、曇った環境で形成される降水、周囲の乾燥した冷たい空気との混合、またはこれら 2 つのプロセスの組み合わせによって生じる負荷によって発生します。 雲の成長は、ブロッキング反転層、つまり高度とともに気温が上昇する層によっても止めることができます。 雷雲の高さは通常10km程度ですが、20km以上に達することもあります。 大気の水分含有量が高く不安定な場合、順風が吹くと、雲が対流圏界面（対流圏と成層圏を隔てる層）まで成長することがあります。 対流圏界面は高度が上昇しても温度がほぼ一定に保たれるという特徴があり、安定性の高い領域として知られています。 上昇気流が成層圏に近づき始めるとすぐに、雲の頂上の空気は周囲の空気よりも冷たく重くなり、雲の頂上の成長は止まります。 対流圏界面の高さは、その地域の緯度と季節によって異なります。 極地では 8 km から、赤道付近では 18 km 以上まで変化します。

積雲が対流圏界面逆転の阻止層に到達すると、外側に広がり始め、雷雲の特徴である「金床」を形成します。 アンビルの高さで風が吹くと、通常、雲の物質が風の方向に吹き飛ばされます。

乱気流

雷雲の中を飛行する航空機（積乱雲の中を飛行することは禁止されています）は通常、乱気流に巻き込まれ、乱流の雲の流れの影響で飛行機が上下左右に揺れます。 大気の乱気流は、航空機の乗組員や乗客に不快感を与え、航空機に望ましくないストレスを与えます。 乱流はさまざまな単位で測定されますが、多くの場合、g - 自由落下加速度 (1g = 9.8 m / s 2) の単位で定義されます。 1 g の突風が乱気流を引き起こし、航空機にとって危険です。 激しい雷雨の上部では、最大 3 g の垂直加速度が記録されました。

雷雨の動き

雷雲の速度と動きは、主に雲の上昇および下降の流れと、雷雨が発生する大気中層の搬送空気の流れとの相互作用によって、地球の方向に依存します。 孤立した雷雨の移動速度は通常 20 km/h 程度ですが、一部の雷雨はさらに速く移動します。 極端な状況では、活発な寒冷前線の通過中に雷雲が時速 65 ～ 80 km の速度で移動することがあります。 ほとんどの雷雨では、古い雷雨セルが消滅するにつれて、新しい雷雨セルが次々に出現します。 風が弱い場合、個々の細胞は寿命中に 2 キロメートル未満の非常に短い距離を移動できます。 しかし、より大きな雷雨では、成熟した細胞から流れ出る下降気流によって新しい細胞が引き起こされ、風の方向と必ずしも一致しない急速な動きの印象を与えます。 大規模なマルチセル雷雨では、北半球では搬送気流の右側に、南半球では搬送気流の左側に新しいセルが形成されるパターンがあります。

エネルギー

雷雨を引き起こすエネルギーは、水蒸気が凝縮して雲粒を形成するときに放出される潜熱です。 大気中で凝縮する水 1 グラムごとに、約 600 カロリーの熱が放出されます。 水滴が雲の上部で凍ると、1 グラムあたり約 80 カロリー多く放出されます。 解放可能な潜在 熱エネルギー部分的に上昇気流の運動エネルギーに変換されます。 雷雨の総エネルギーの大まかな推定は、雲から沈殿した水の総量から行うことができます。 典型的なエネルギーは 1 億キロワット時程度で、これは 20 キロトンの核電荷にほぼ相当します (ただし、このエネルギーははるかに大きな空間に、より長い時間にわたって放出されます)。 大きな複数セルの雷雨は、10 ～ 100 倍のエネルギーを持つ可能性があります。

下降気流とスコール前線

スコール強力雷雨前線

雷雨の下降気流は、気温が周囲の空間の温度よりも低い高度で発生し、降水による氷の粒子がその中で溶け始め、雲滴が蒸発すると、この流れはさらに冷たくなります。 下降気流内の空気は周囲の空気よりも密度が高いだけでなく、周囲の空気とは異なる水平方向の角運動量も運びます。 たとえば、高度 10 km で下降気流が発生すると、地球付近の風速よりも著しく速い水平速度で地表に到達します。 地上近くでは、この空気は雷雨の前に雲全体の速度よりも速い速度で前方に運ばれます。 そのため、地上の観察者は、雷雲が頭上に来る前であっても、冷たい空気の流れに沿って雷雨の接近を感じるでしょう。 地面に沿って伝播する下降気流は、深さ 500 メートルから 2 km のゾーンを形成し、その流れの冷たい空気と、雷雨が形成される暖かく湿った空気との間に明確な違いがあります。 このようなスコール前線の通過は、風の増加と気温の急激な低下によって簡単に決まります。 5 分以内に気温が 5°C 以上低下することがあります。 スコールは、水平軸を持ち、気温が急激に低下し、風向きが変化する特徴的なスコールゲートを形成します。

極端な場合には、下降気流によって生じるスコール前線の速度は 50 m/s を超え、家屋や農作物に被害を与える可能性があります。 激しいスコールは、中高度の強風条件下で組織的な雷雨の列が発生したときに発生することが多くなります。 同時に、人々はこれらの破壊は竜巻によって引き起こされたと考えるかもしれません。 竜巻の特徴的な漏斗雲を見た目撃者がいない場合、破壊の原因は風によって引き起こされた破壊の性質によって判断できます。 竜巻では破壊は円形のパターンを示し、下降気流によって引き起こされる雷雨は主に一方向に破壊をもたらします。 寒い天候の後には通常、雨が降ります。 場合によっては、秋の間に雨滴が完全に蒸発し、乾燥した雷雨が発生することがあります。 逆の状況では、激しいマルチセルやスーパーセルの雷雨によく見られる、ひょうを伴う大雨が降り、鉄砲水が発生します。

竜巻

竜巻は、雷雲の下で発生する、ほぼ垂直だがしばしば湾曲した軸を持つ、強力で小規模な渦です。 竜巻の周辺部から中心部にかけて100～200hPaの気圧差が観測されます。 竜巻の風速は秒速100メートルを超えることもあり、理論的には音速に達することもあります。 ロシアでは竜巻は比較的まれに発生しますが、甚大な被害をもたらします。 竜巻の発生頻度が最も高いのはロシアのヨーロッパ地域の南部です。

リヴニ

小規模な雷雨では、5 分間の降水量のピークは 120 mm/h を超えることがありますが、残りの雨の強度は一桁低くなります。 平均的な雷雨では約 2,000 立方メートルの雨が発生しますが、大規模な雷雨ではその 10 倍の雨が降ることがあります。 中規模の対流システムに伴う大規模な雷雨は、1,000 万立方メートルから 1,000 万立方メートルの降水量を生み出す可能性があります。

雷雲の電気構造

さまざまな地域の雷雲の電荷の構造

雷雲内およびその周囲の電荷の分布と移動は、複雑で継続的に変化するプロセスです。 それにもかかわらず、クラウドの成熟段階における電荷の分布の一般化された図を提示することは可能です。 正の双極子構造が支配的であり、正の電荷が雲の上部にあり、負の電荷が雲の内部のその下にあります。 雲の底部とその下では、より低い正電荷が観察されます。 電場の作用下で移動する大気イオンは、雲の境界に遮蔽層を形成し、外部の観測者から雲の電気構造を隠します。 測定によると、さまざまな地理的条件下で、雷雲の主な負電荷は周囲温度が -5 ～ -17 °C の高度に位置しています。 雲の中の上昇気流の速度が速いほど、負電荷の中心は高くなります。 空間電荷密度は 1 ～ 10 C/km3 の範囲です。 雷雨の大部分は、逆電荷構造を持っています。 - 雲の上部が負電荷、雲の内部が正電荷、および 4 つ以上の空間ゾーンを持つ複雑な構造を持っています。異なる極性の電荷。

帯電機構

雷雲の電気構造の形成を説明するために多くのメカニズムが提案されており、この科学分野は依然として活発に研究されている分野です。 主な仮説は、大きくて重い雲の粒子が主に負に帯電し、軽い小さな粒子が正の電荷を帯びている場合、大きな粒子がより速い速度で落下するという事実により、空間電荷の空間分離が発生するという事実に基づいています。小さなクラウドコンポーネント。 このメカニズムは一般に、過冷却水滴の存在下で氷ペレットの粒子（粒子は凍った水滴の多孔質粒子）またはあられの粒子が氷の結晶と相互作用するときに強力な電荷移動を示す実験室実験と一致しています。 接触中に移動する電荷の符号と大きさは、周囲の空気の温度と雲の水分含有量だけでなく、氷の結晶のサイズ、衝突速度、その他の要因にも依存します。 他の帯電メカニズムの作用も考えられます。 雲に蓄積された体積電荷の大きさが十分に大きくなると、逆符号に帯電した領域間で雷放電が発生します。 放電は、雲と地面、雲と中性大気、雲と電離層の間でも発生することがあります。 典型的な雷雨では、放電の 3 分の 2 ～ 100 パーセントが雲内放電、雲間放電、または雲から大気への放電です。 残りは雲から地上への放出です。 近年、雷が雲の中で人為的に発生する可能性があることが明らかになりましたが、通常の状態では雷雨の段階に移行しません。 帯電ゾーンがあり、電場を生成する雲では、強い電場のゾーンにある山、高層ビル、航空機、またはロケットによって雷が発生する可能性があります。

ザルニツァ - 遠くの雷雨の際に地平線上で瞬間的に光る閃光。

雷の発生時には、距離があるため雷鳴は聞こえませんが、積乱雲（主に雲の上部）に光が反射して稲妻が光るのを見ることができます。 この現象は、主に穀物の収穫時期である 7 月 5 日以降の暗闇の中で観察されるため、人々は稲妻のタイミングを夏の終わり、つまり収穫の始まりに合わせたと考えており、パン屋と呼ばれることもあります。

吹雪

吹雪の形成のスキーム

吹雪（吹雪とも）は、世界で年に5～6回発生する非常に珍しい気象現象である雷雨です。 大雨の代わりに、大雪、氷雨、または氷粒が降ります。 この用語は主にポピュラーサイエンスや外国文学（英語）で使用されます。 雷雪）。 ロシアの専門的な気象学では、この用語は存在しません。そのような場合、雷雨と大雪の両方が発生します。

冬の雷雨の事例は古代ロシアの年代記に記されている。1383年の冬の雷雨（「非常にひどい雷があり、旋風が強かった」）、1396年（12月25日にモスクワで「...雷があり、旋風が強かった」）。 「真昼の国からの雲」）、1447年（11月13日にノヴゴロドで「...真夜中にひどい雷鳴と稲妻がすごいです」）、1491年（1月2日にプスコフで雷が聞こえました）。

雷放電の発生過程はよく研究されています。 現代科学。 ほとんどの場合 (90%) 雲と地面の間の放電はマイナスの電荷を持っていると考えられています。 残りのまれなタイプの雷放電は、次の 3 つのタイプに分類できます。

  • 地面から雲への放電はマイナスです。
  • 雲から地面へのポジティブな稲妻。
  • プラスの電荷を帯びた地面から雲への閃光。

放電のほとんどは、同じ雲内または異なる雷雲間で固定されます。

雷の形成: プロセス理論

雷放電の発生: 1 = 約 6,000 メートル、-30°C、2 = 15,000 メートル、-30°C。

地球と空の間の大気放電または雷は、特定の必要な条件の組み合わせと存在によって形成されます。その重要なものは対流の出現です。 これは、空気団が十分に暖かく、上昇気流によって上層大気へ移動するのに十分な湿度がある自然現象です。 同時に、それらに存在する水分は凝集の固体状態、つまり氷塊になります。 雷雨前線は、積乱雲が高度15,000メートル以上にあるときに形成され、地上から上昇する川の速度は最大100 km / hです。 対流は、雲の底からの大きなひょう石が衝突し、上部の軽い氷の表面にこすれるときに雷放電を引き起こします。

雷雲の発生量とその分布

マイナスとプラスの電荷: 1 = ひょう石、2 = 氷の結晶。

多くの研究により、-15°C よりも高い気温で形成される降下するより重いひょう石はマイナスに帯電する一方、-15°C よりも低い気温で形成される軽い氷の結晶は通常プラスに帯電することが確認されています。 地面から上昇する気流は、プラスの軽い流氷をより高い層に、マイナスのひょうを雲の中心部に押し上げ、雲を 3 つの部分に分けます。

  • 正の電荷を持つ最上部のゾーン。
  • 中間または中央ゾーン、部分的に負に帯電。
  • 底部は部分的に正電荷を帯びています。

科学者たちは、雲の中での雷の発生を、雲の上部が正の電荷を持ち、中央と一部の下部が負の電荷を持つように電子が分布しているという事実によって説明しています。 場合によっては、この種のコンデンサが放電することがあります。 雲のマイナスの部分から発生した雷はプラスの地球に行きます。 この場合、雷放電に必要な電界強度は 0.5 ～ 10 kV/cm の範囲でなければなりません。 この値は空気の断熱特性によって異なります。

放電分布: 1 = 約 6,000 メートル、2 = 電場。

コスト計算

サイズをお選びください... 10x15 15x15 20x15 20x20 20x30 30x30 30x40

サイズをお選びください... 10 12 14 16 18 20 22

私たちのオブジェクト

    JSC「Mosvodokanal」、レストハウス「Pyalovo」のスポーツおよびレクリエーション複合施設

    オブジェクトのアドレス:モスクワ地方、ミティシ地区、村。 プロイセン人、25歳

    仕事の種類：外部避雷システムの設計と設置。

    避雷器の構成:保護構造物の陸屋根には避雷メッシュが敷かれています。 2 本の煙突は、長さ 2000 mm、直径 16 mm の避雷針を設置することで保護されています。 直径 8 mm (RD 34.21.122-87 に準拠した断面 50 平方 mm) の溶融亜鉛メッキ鋼を避雷針として使用しました。 引下げ導体は、クランプ端子を備えたクランプで縦樋の後ろに配置されます。 引下げ導体には直径8mmの溶融亜鉛メッキ鋼板製導体を使用しました。

    GTPP テレシコボ

    オブジェクトのアドレス:モスクワ市。 Borovskoe sh.、共用エリア「テレシコヴォ」。

    仕事の種類：外部避雷システム（受雷部および引き込み線）の設置。

    アクセサリー：

    実行：施設内13施設の溶融亜鉛めっき鋼線の総量は21.5000メートルとなった。 避雷メッシュは屋根に沿って5x5 mのセル間隔で敷設され、2本の引下げ導体が建物の角に取り付けられます。 壁ホルダー、中間コネクタ、コンクリート付き陸屋根用ホルダー、高速接続端子が固定要素として使用されました。


    ソルネチノゴルスク工場「ユーロプラスト」

    オブジェクトのアドレス:モスクワ地方、ソルネチノゴルスク地区、村。 ラドゥムリヤ。

    仕事の種類：工業用建物の避雷システムを設計します。

    アクセサリー： OBOベターマン社製。

    雷保護システムの選択:建物全体の避雷は、カテゴリ III に従って、セルピッチ 12x12 m の溶融亜鉛めっき導体 Rd8 で作られた避雷メッシュの形で実行する必要があります。コンクリートの重りを備えたプラスチック製の屋根。 複数の避雷針で構成される複数の避雷針を設置することにより、屋根の下層の機器をさらに保護します。 避雷針は溶融亜鉛めっき鋼棒Rd16、長さ2000mmを使用してください。

    マクドナルドの建物

    オブジェクトのアドレス:モスクワ地方、ドモジェドヴォ、M4-Don高速道路

    仕事の種類：外部避雷システムの製作、設置。

    アクセサリー： J.プロップスター社製。

    キット構成:導体 Rd8、50 平方 mm、SGC 製の避雷メッシュ。 アルミニウム避雷針 Rd16 L=2000 mm; ユニバーサルコネクタ Rd8-10/Rd8-10、SGC; 中間コネクタ Rd8-10/Rd16、Al; 壁掛けホルダー Rd8-10、SGC; エンドターミナル、SGC; 亜鉛メッキ導体 Rd8 用のカバー (コンクリート付き) を備えた平屋根上のプラスチック製ホルダー。 孤立ロッド d=16 L=500 mm。


    プライベートコテージ、ノヴォリシスコエ高速道路

    オブジェクトのアドレス:モスクワ地方、ノヴォリシスコエ高速道路、コテージ村

    仕事の種類：外部避雷システムの製造と設置。

    アクセサリーデーン社製。

    仕様：亜鉛メッキ鋼製導体Rd8、銅導体Rd8、銅ホルダーRd8～10（リッジのものを含む）、亜鉛メッキ鋼製ユニバーサルコネクタRd8～10、銅およびステンレス製端子ホルダーRd8～10、銅シーム端子Rd8～10 、バイメタル中間コネクタ Rd8-10/Rd8-10、銅製の縦樋にテープを取り付けるためのテープとクランプ。


    イクシャの民家

    オブジェクトのアドレス:モスクワ地方、イクシャ村

    仕事の種類：外部避雷、接地、等電位化システムの設計と設置。

    アクセサリー： B-S-テクニック、シテル。

    外部雷保護:銅製避雷針、全長250メートルの銅製導体、屋根およびファサードホルダー、接続要素。

    内部雷保護:避雷器 DUT250VG-300/G TNC、CITEL GmbH 製。

    接地:亜鉛メッキ鋼製接地棒 Rd20 12 個 フェルール、全長 65 m のスチール ストリップ Fl30、クロスコネクタ付き。


    民家、ヤロスラフスコエショセ

    オブジェクトのアドレス:モスクワ地方、プーシキンスキー地区、ヤロスラフスコエショセ、コテージ村

    仕事の種類：外部避雷および接地システムの設計と設置。

    アクセサリーデーン社製。

    構造の避雷キットの構成:導体 Rd8、50 平方 mm、銅。 パイプクランプ Rd8-10; 避雷針 Rd16 L=3000 mm、銅。 接地ロッド Rd20 L=1500 mm、SGC; ストリップ Fl30 25x4 (50 m)、亜鉛メッキ鋼; 避雷器 DUT250VG-300/G TNC、CITEL GmbH。


    領土「ノギンスク・テクノパーク」、オフィスとアメニティブロックを備えた生産および倉庫の建物

    オブジェクトのアドレス:モスクワ地方、ノギンスク地区。

    仕事の種類：外部避雷および接地システムの製造および設置。

    アクセサリー： J.プロップスター。

    外部雷保護:防護建物の陸屋根にはセルピッチ10×10mの避雷網を敷き、長さ2000mm、直径16mmの避雷針を9本設置して対空灯を防護する。彼ら。

    下り導体:建物のファサードの「パイ」に16個の量で配置されます。 ダウン導体には、直径 10 mm の PVC シースに入った亜鉛メッキ鋼導体が使用されました。

    接地: 40x4 mmの亜鉛メッキストリップの形の水平接地電極とL 2x1500 mmの長さの深い接地ロッドRd20を備えたリング回路の形で作られています。

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雷雨の地理

同時に、地球上では約1500の雷雨が発生し、放電の平均強度は毎秒100雷と推定されています。 雷雨は地球の表面に不均一に分布します。 海洋での雷雨は大陸での雷雨の約 10 分の 1 です。 すべての雷放電の約 78% は、熱帯および赤道帯 (北緯 30 度から南緯 30 度まで) に集中しています。 最大の雷雨活動は中央アフリカで発生します。 北極と南極の極地や極上では、雷雨はほとんどありません。 雷雨の強さは太陽に続き、最大の雷雨は夏（中緯度地域）と午後の昼間に発生します。 記録された最小の雷雨は日の出前に発生します。 雷雨はその地域の地理的特徴にも影響されます。強い雷雨の中心はヒマラヤ山脈と山脈の山岳地帯にあります。

ロシアの一部の都市で雷雨が発生する年間平均日数は次のとおりです。

街 雷が鳴った日数
アルハンゲリスク 20
アストラハン州 14
バルナウル 32
ブラゴヴェシチェンスク 28
ブリャンスク 28
ウラジオストク 13
ヴォルゴグラード 21
ヴォロネジ 26
エカテリンブルグ 28
イルクーツク 15
カザン 28
カリーニングラード 18
クラスノヤルスク 24
モスクワ 24
ムルマンスク 4
ニジニ ノヴゴロド 28
ノヴォシビルスク 20
オムスク 27
オレンブルク 28
ペトロパブロフスク・カムチャツキー 1
ロストフ・ナ・ドヌ 31
サマラ 25
セントピーターズバーグ 16
サラトフ 28
ソチ 50
スタヴロポリ 26
スィクティフカル 25
トムスク 24
ウファ 31
ハバロフスク 25
ハンティ・マンシースク 20
チェリャビンスク 24
知多 27
ユジノサハリンスク 7
ヤクーツク 12

雷雲の発達段階

雷雲の形成に必要な条件は、対流の発達、または降水の形成に十分な水分の上昇流を生み出す別のメカニズムの存在と、雲の粒子の一部が内部に存在する構造の存在です。液体状態のものと、氷状態のものもあります。 雷雨の発生につながる対流は、次の場合に発生します。

  • 異なる下層表面上の空気の表面層が不均一に加熱される。 たとえば、水温と地温の違いによる水面と陸上。 大都市上では、対流の強さは都市の近くよりもはるかに高くなります。
  • 暖かい空気が上昇するか、大気前線で冷たい空気によって置き換えられるとき。 大気前線における大気の対流は、集団内対流のときよりもはるかに激しく、より頻繁になります。 多くの場合、前線対流は乱層雲と大規模な降水と同時に発達し、結果として生じる積乱雲を覆い隠します。
  • 山脈の地域で空気が上昇するとき。 地形の小さな標高でも、(強制対流により) 雲の形成が増加します。 高山は対流の発達にとって特に困難な条件を作り出し、ほとんどの場合その頻度と強度が増加します。

すべての雷雲は、その種類に関係なく、積雲、成熟した雷雲の段階、減衰の段階という一連の段階を経ます。

雷雲の分類

20 世紀には、雷雨は、塊内、前線、または地形の形成条件に従って分類されました。 現在では、雷雨自体の特性に従って雷雨を分類することがより一般的になっており、これらの特性は主に雷雨が発生する気象環境に依存します。
雷雲の形成に必要な主な条件は、上昇気流を形成する大気の不安定状態です。 このような流れの大きさと力に応じて、さまざまな種類の雷雲が形成されます。

単細胞

単細胞積乱雲 (Cumulonimbus、Cb) 雲は、勾配の低い気圧領域で風の弱い日に発達します。 それらはイントラマスまたはローカルとも呼ばれます。 それらは中央部分に上昇流を伴う対流セルで構成されており、雷や雹の強度に達し、降水によって急速に崩壊する可能性があります。 このような雲の寸法は、横方向 - 5〜20 km、縦方向 - 8〜12 km、平均寿命 - 約30分、場合によっては最大1時間です。 雷雨の後に深刻な天気の変化は起こりません。
雲の形成は、晴天時の積雲 (Cumulus humilis) の出現から始まります。 好条件下では、結果として生じる積雲は垂直方向と水平方向の両方に急速に成長しますが、上昇流は雲の体積のほぼ全体に位置し、速度は 5 m/s から 15 ～ 20 m/s に増加します。 下流は非常に弱いです。 周囲の空気は、雲の境界や上部で混合するため、雲の中に積極的に浸透します。 雲は中積雲 (Cumulus mediocris) の段階に入ります。 このような雲の中で凝縮した結果として形成された最も小さな水滴は、より大きな水滴に合流し、強力な上向きの流れによって運び去られます。 雲は依然として均質で、上昇流に保持された水滴で構成されており、降水は降りません。 雲の上部では、水の粒子がマイナス温度の領域に入ると、水滴は徐々に氷の結晶に変わり始めます。 雲は強力な積雲（Cumulus congestus）になります。 雲の混合組成により、雲の要素が拡大し、降水や雷放電の形成のための条件が作り出されます。 このような雲は積乱雲 (Cumulonimbus) または (特定の場合) ハゲ積乱雲 (Cumulonimbus calvus) と呼ばれます。 その中の垂直流は25 m / sに達し、頂上のレベルは7〜8 kmの高さに達します。
蒸発する降水粒子は周囲の空気を冷やし、下降気流のさらなる増加につながります。 成熟段階では、雲の中に上昇気流と下降気流が同時に存在します。
崩壊段階では、雲は下降気流によって支配され、徐々に雲全体を覆います。

マルチセルクラスターの雷雨

これは、中規模 (10 ～ 1000 km の規模) 擾乱に関連する最も一般的なタイプの雷雨です。 マルチセル クラスターは、1 つの単位として移動する雷雨セルのグループで構成されますが、クラスター内の各セルは雷雲の発達において異なる段階にあります。 成熟した雷雨細胞は通常、クラスターの中央部分に位置し、一方、衰退した細胞はクラスターの風下側に位置します。 横方向の寸法は 20 ～ 40 km で、その頂上はしばしば対流圏界面まで上昇し、成層圏に浸透します。 多細胞クラスターの雷雨は、ひょう、にわか雨、比較的弱いスコールを引き起こす可能性があります。 複数細胞クラスター内の個々の細胞は、約 20 分間成熟状態になります。 マルチセル クラスター自体は数時間存在できます。 このタイプの雷雨は通常、シングルセル雷雨よりも強いですが、スーパーセル雷雨よりははるかに弱いです。

マルチセルライン雷雨（スコールライン）

マルチセルライン雷雨は、前線に長く発達したガストフロントを持つ一連の雷雨です。 スコール ラインは連続している場合もあれば、隙間が含まれている場合もあります。 接近する多細胞列は暗い雲の壁のように見え、通常は西側 (北半球) から地平線を覆っています。 多数の密集した上昇/下降気流により、この複雑な雷雨をマルチセル雷雨とみなすことができますが、その雷雨の構造はマルチセルクラスター雷雨とは大きく異なります。 スコールラインは大きなひょう（直径 2 cm 以上）や激しいにわか雨を引き起こす可能性がありますが、航空にとって危険な強い下降気流やせん断風を引き起こすことが知られています。 スコール ラインは寒冷前線と性質が似ていますが、雷雨活動の局地的な結果です。 多くの場合、寒冷前線の前にスコールラインが発生します。 レーダー画像では、このシステムは湾曲した船首に似ています (船首エコー)。 この現象は北米では典型的なものですが、ヨーロッパおよびロシアのヨーロッパ領土ではそれほど頻繁には観察されません。

スーパーセルの雷雨

スーパーセルは、最も高度に組織化された雷雲です。 スーパーセル雲は比較的まれですが、人間の健康、生命、財産に最大の脅威をもたらします。 スーパーセル クラウドは、両方が同じ上昇気流ゾーンを持つという点でシングル セル クラウドに似ています。 違いはスーパーセルのサイズにあります。半円形のアンビルが 1 つあり、直径は約 50 km、高さは 10 ～ 15 km (上部境界が成層圏に貫通することがよくあります) です。 スーパーセル雲内の上昇流の速度は、他の種類の雷雲よりもはるかに速く、最大 40 ～ 60 m/s です。 スーパーセル クラウドを他のタイプのクラウドと区別する主な特徴は、回転の存在です。 スーパーセル雲（レーダー用語ではメソサイクロンと呼ばれる）内の回転する上昇気流は、大きなひょう（直径 2 ～ 5 cm、場合によってはそれ以上）、最大速度 40 m/s のスコール、強力な破壊的な竜巻などの異常気象を引き起こします。 環境条件は、スーパーセル クラウドの形成における主要な要因です。 空気の非常に強い対流不安定性が必要です。 地面近くの気温（雷雨の前）は+ 27 ... + 30以上である必要がありますが、主な必要条件は回転を引き起こす可変方向の風です。 このような条件は、対流圏中央部でのウィンドシアによって達成されます。 上昇気流で形成された降水は、強い流れによって雲の上層に沿って下降気流ゾーンに運ばれます。 したがって、上昇流と下降流のゾーンが空間的に分離され、雲の寿命が長期間保証されます。 スーパーセル雲の前縁では通常、小雨が降ります。 激しい雨は上昇気流ゾーンの近くで発生しますが、最も重い降水量と大きなひょうは主要な上昇気流ゾーンの北東に降ります。 最も危険な状況は、主要な上昇気流領域の近くで発生します（通常は雷雨の後方に移動します）。

雷雲の物理的特徴

航空機とレーダーの研究によると、単一の雷雨セルは通常、約 8 ～ 10 km の高さに達し、約 30 分間生存します。 孤立した雷雨は通常、発達のさまざまな段階にあるいくつかのセルで構成され、約 1 時間続きます。 大きな雷雨は直径が数十キロメートルに達し、ピークの高さは18キロメートル以上に達し、何時間も続くことがあります。

上流と下流

孤立した雷雨における上昇気流と下降気流は通常、直径 0.5 ～ 2.5 km、高さ 3 ～ 8 km です。 上昇気流の直径は4kmに達することもあります。 地表付近では通常、川の直径は大きくなり、その上にある川と比べて速度は遅くなります。 上昇気流の特徴的な速度は 5 ～ 10 m/s の範囲にあり、大きな雷雨の上部では 20 m/s に達します。 高度10,000メートルの雷雲の中を飛行する調査飛行機は、秒速30メートルを超える上昇気流速度を記録しました。 最も強い上昇気流は組織的な雷雨で観察されます。

フラリー

雷雨によっては、激しい下降気流が発生し、地表に破壊的な風が発生します。 大きさに応じて、このような下降気流はスコールまたはマイクロスコールと呼ばれます。 直径 4 km を超えるスコールは最大 60 m/s の風を引き起こす可能性があります。 マイクロスコールは小さいですが、最大 75 m/s の風速を引き起こします。 スコールを引き起こす雷雨が十分に暖かく湿った空気から形成される場合、マイクロスコールは激しい雨を伴います。 ただし、雷雨が乾燥した空気から形成される場合、降水は秋の間に蒸発する可能性があり（空中降水帯またはビルガ）、マイクロスコールは乾燥します。 下降気流は、速度と方向が突然変化して地面近くに風を発生させるため、特に離陸時または着陸時に航空機にとって深刻な危険です。

垂直展開

一般に、活発な対流雲は浮力を失うまで上昇します。 浮力の損失は、曇った環境で形成される降水、周囲の乾燥した冷たい空気との混合、またはこれら 2 つのプロセスの組み合わせによって生じる負荷によって発生します。 雲の成長は、ブロッキング反転層、つまり高度とともに気温が上昇する層によっても止めることができます。 雷雲の高さは通常10km程度ですが、20km以上に達することもあります。 大気の水分含有量が高く不安定な場合、順風が吹くと、雲が対流圏界面（対流圏と成層圏を隔てる層）まで成長することがあります。 対流圏界面は高度が上昇しても温度がほぼ一定に保たれるという特徴があり、安定性の高い領域として知られています。 上昇気流が成層圏に近づき始めるとすぐに、雲の頂上の空気は周囲の空気よりも冷たく重くなり、雲の頂上の成長は止まります。 対流圏界面の高さは、その地域の緯度と季節によって異なります。 極地では 8 km から、赤道付近では 18 km 以上まで変化します。

積雲が対流圏界面逆転の阻止層に到達すると、外側に広がり始め、雷雲の特徴である「金床」を形成します。 アンビルの高さで風が吹くと、通常、雲の物質が風の方向に吹き飛ばされます。

乱気流

雷雲の中を飛行する航空機（積乱雲の中を飛行することは禁止されています）は通常、乱気流に巻き込まれ、乱流の雲の流れの影響で飛行機が上下左右に揺れます。 大気の乱気流は、航空機の乗組員や乗客に不快感を与え、航空機に望ましくないストレスを与えます。 乱流はさまざまな単位で測定されますが、多くの場合、g - 自由落下加速度 (1g = 9.8 m/s 2) の単位で定義されます。 1 g の突風が乱気流を引き起こし、航空機にとって危険です。 激しい雷雨の上部では、最大 3 g の垂直加速度が記録されました。

動き

雷雲の速度と動きは風の方向に依存します。まず第一に、雷雨が発生する大気の中間層での雲の上昇および下降の流れと搬送空気の流れとの相互作用です。 孤立した雷雨の移動速度は通常 20 km/h 程度ですが、一部の雷雨はさらに速く移動します。 極端な状況では、活発な寒冷前線の通過中に、雷雲は時速65〜80 kmの速度で移動する可能性があります。 ほとんどの雷雨では、古い雷雨セルが消滅するにつれて、新しい雷雨セルが次々に出現します。 風が弱い場合、個々の細胞は寿命中に 2 キロメートル未満の非常に短い距離を移動できます。 しかし、より大きな雷雨では、成熟した細胞から流れ出る下降気流によって新しい細胞が引き起こされ、風の方向と必ずしも一致しない急速な動きの印象を与えます。 大規模なマルチセル雷雨では、北半球では搬送気流の右側に、南半球では搬送気流の左側に新しいセルが形成されるパターンがあります。

エネルギー

雷雨を引き起こすエネルギーは、水蒸気が凝縮して雲粒を形成するときに放出される潜熱です。 大気中で凝縮する水 1 グラムごとに、約 600 カロリーの熱が放出されます。 水滴が雲の上部で凍ると、1 グラムあたり約 80 カロリー多く放出されます。 放出された潜熱エネルギーの一部は上昇流の運動エネルギーに変換されます。 雷雨の総エネルギーの大まかな推定は、雲から沈殿した水の総量から行うことができます。 典型的なエネルギーは 1 億キロワット時程度で、これは 20 キロトンの核電荷にほぼ相当します (ただし、このエネルギーははるかに大きな空間に、より長い時間にわたって放出されます)。 大規模なマルチセル雷雨は、数十倍、数百倍のエネルギーを持つ可能性があります。

雷雨時の気象現象

下降気流とスコール前線

雷雨の下降気流は、気温が周囲の空間の温度よりも低い高度で発生し、降水による氷の粒子がその中で溶け始め、雲滴が蒸発すると、この流れはさらに冷たくなります。 下降気流内の空気は周囲の空気よりも密度が高いだけでなく、周囲の空気とは異なる水平方向の角運動量も運びます。 たとえば、高度 10 km で下降気流が発生すると、地球付近の風速よりも著しく速い水平速度で地表に到達します。 地上近くでは、この空気は雷雨の前に雲全体の速度よりも速い速度で前方に運ばれます。 そのため、地上の観察者は、雷雲が頭上に来る前であっても、冷たい空気の流れに沿って雷雨の接近を感じるでしょう。 地面に沿って伝播する下降気流は、深さ 500 メートルから 2 km のゾーンを形成し、その流れの冷たい空気と、雷雨が形成される暖かく湿った空気との間に明確な違いがあります。 このようなスコール前線の通過は、風の増加と気温の急激な低下によって簡単に決まります。 5 分以内に気温が 5 °C 以上低下することがあります。 スコールは、水平軸を持ち、気温が急激に低下し、風向きが変化する特徴的なスコールゲートを形成します。

極端な場合には、下降気流によって生じるスコール前線の速度は 50 m/s を超え、家屋や農作物に被害を与える可能性があります。 激しいスコールは、中高度の強風条件下で組織的な雷雨の列が発生したときに発生することが多くなります。 同時に、人々はこれらの破壊は竜巻によって引き起こされたと考えるかもしれません。 竜巻の特徴的な漏斗雲を見た目撃者がいない場合、破壊の原因は風によって引き起こされた破壊の性質によって判断できます。 竜巻では破壊は円形のパターンを示し、下降気流によって引き起こされる雷雨は主に一方向に破壊をもたらします。 寒い天候の後には通常、雨が降ります。 場合によっては、秋の間に雨滴が完全に蒸発し、乾燥した雷雨が発生することがあります。 逆の状況では、激しいマルチセルやスーパーセルの雷雨によく見られる、ひょうを伴う大雨が降り、鉄砲水が発生します。

竜巻

竜巻は、雷雲の下にある、ほぼ垂直だがしばしば湾曲した軸を持つ、強力で小規模な渦です。 竜巻の周縁部から中心部にかけて、100～200hPaの圧力降下が生じます。 竜巻の風速は秒速100メートルを超えることもあり、理論的には音速に達することもあります。 ロシアでは竜巻は比較的まれに発生します。 竜巻の発生頻度が最も高いのはロシアのヨーロッパ地域の南部です。

リヴニ

小規模な雷雨では、5 分間の激しい降水量のピークは時速 120 mm を超えることがありますが、残りの雨の強度は一桁低くなります。 平均的な雷雨では約 2,000 立方メートルの雨が発生しますが、大規模な雷雨ではその 10 倍の雨が降ることがあります。 中規模の対流システムに伴う大規模な雷雨は、1,000 万立方メートルから 1,000 万立方メートルの降水量を生み出す可能性があります。

雷雲の電気構造

雷雲内およびその周囲の電荷の分布と移動は、複雑で継続的に変化するプロセスです。 それにもかかわらず、クラウドの成熟段階における電荷の分布の一般化された図を提示することは可能です。 正の双極子構造が支配的であり、正の電荷が雲の上部にあり、負の電荷が雲の内部のその下にあります。 雲の底部とその下では、より低い正電荷が観察されます。 電場の作用下で移動する大気イオンは、雲の境界に遮蔽層を形成し、外部の観測者から雲の電気構造を隠します。 測定によると、さまざまな地理的条件下で、雷雲の主な負電荷は周囲温度が -5 ～ -17 °C の高度に位置しています。 雲の中の上昇気流の速度が速いほど、負電荷の中心は高くなります。 空間電荷密度は 1 ～ 10 C/km3 の範囲です。 雷雨の大部分は、逆電荷構造を持っています。 - 雲の上部が負電荷、雲の内部が正電荷、および 4 つ以上の空間ゾーンを持つ複雑な構造を持っています。異なる極性の電荷。

帯電機構

雷雲の電気構造の形成を説明するために多くのメカニズムが提案されており、この科学分野は依然として活発に研究されている分野です。 主な仮説は、大きくて重い雲の粒子が主に負に帯電し、軽い小さな粒子が正の電荷を帯びている場合、大きな粒子がより速い速度で落下するという事実により、空間電荷の空間分離が発生するという事実に基づいています。小さなクラウドコンポーネント。 このメカニズムは一般に、過冷却水滴の存在下で氷ペレットの粒子（粒子 - 凍った水滴の多孔質粒子）またはあられの粒子が氷の結晶と相互作用するときに強力な電荷移動を示す実験室実験と一致しています。 接触中に移動する電荷の符号と大きさは、周囲の空気の温度と雲の水分含有量だけでなく、氷の結晶のサイズ、衝突速度、その他の要因にも依存します。 他の帯電メカニズムの作用も考えられます。 雲に蓄積された体積電荷の大きさが十分に大きくなると、逆符号に帯電した領域間で雷放電が発生します。 放電は、雲と地面、雲と中性大気、雲と電離層の間でも発生することがあります。 典型的な雷雨では、放電の 3 分の 2 ～ 100 パーセントが雲内放電、雲間放電、または雲から大気への放電です。 残りは雲から地上への放出です。 近年、雷が雲の中で人為的に発生する可能性があることが明らかになりましたが、通常の状態では雷雨の段階に移行しません。 帯電ゾーンがあり、電場を生成する雲では、強い電場のゾーンにある山、高層ビル、航空機、またはロケットによって雷が発生する可能性があります。

雷雨時の注意事項

雷は主に高層の物体に落ちるため、注意が必要です。 これは、放電が最も抵抗の少ない経路、つまりより短い経路をたどるためです。

雷雨のときは、次のことを行わないでください。

  • 送電線の近くにある。
  • 木の下（特に高い木や寂しい木の下）で雨から隠れます。
  • 水域で泳ぐ（水泳者の頭が水から突き出るため、また、水はその中に溶けている物質のおかげで良好な導電率を持っています）。
  • この場合、人は地表からかなり突き出ているため、オープンスペース、つまり「オープンフィールド」にいる。
  • 家の屋根を含む丘に登る。
  • 金属製の物体を使用する。
  • 窓の近くにいる。
  • 自転車やバイクに乗る。
  • 携帯電話を使用してください（電磁波は電気伝導率が良いため）。

これらの規則に従わないと、死亡や火傷、重傷を負うことがよくあります。