비
Rain비는 대기 중의 수증기로부터 응축된 다음 중력에 떨어질 정도로 무거워지는 물방울 형태의 액체 물이다. 비는 물의 순환의 주요 구성 요소로서 대부분의 맑은 물을 지구에 침전시키는 역할을 한다. 수력발전소와 농작물 관개용수뿐 아니라 여러 종류의 생태계에 적합한 조건을 제공한다.
열대우 생산의 주요 원인은 수분이 3차원적인 온도대를 따라 이동하면서 기후전선으로 알려진 수분 대비를 일으킨다. 충분한 수분과 상승운동이 존재하면 좁은 빗줄기로 정리할 수 있는 적운(구름밑)과 같은 대류운(상향 수직운동이 강한 구름)에서 강수량이 떨어진다. 산악지대의 경우, 높은 지형의 바람이 불어오는 방향 내에서 상류의 흐름이 극대화되어 습한 공기가 응축되어 산의 측면을 따라 강우량이 강우량으로서 빠질 수 있다. 산의 위쪽에 있는 사막 기후는 하행류로 인한 건조한 공기로 인해 공기량의 난방과 건조를 유발하기 때문에 존재할 수 있다. 몬순 기압골의 이동, 즉 열대간 융합 지대는 우기를 사바나 클라임으로 가져온다.
도시 열섬 효과는 도시의 강우량 증가와 강도로 이어진다. 지구 온난화는 또한 북미 동부의 습윤 상태와 열대 지방의 건조한 상태 등 전세계적으로 강수 패턴의 변화를 일으키고 있다. 남극대륙은 가장 건조한 대륙이다. 육지에 대한 전세계 연평균 강수량은 715mm(28.1인치)이지만 지구 전체에서 990mm(39인치)로 훨씬 높다.[1] 쾨펜 분류 체계와 같은 기후 분류 시스템은 다른 기후 정권들을 구별하기 위해 연평균 강우량을 사용한다. 강우량은 측우기를 이용하여 측정한다. 강우량은 기상 레이더로 추정할 수 있다.
비는 메탄, 네온, 황산, 심지어 물보다는 철로 이루어져 있는 다른 행성에서도 알려져 있거나 의심받고 있다.
포메이션
수포화 공기
공기는 수증기를 포함하고 있으며, 혼합비라고 알려진, 주어진 건조한 공기의 질량의 물의 양은 건조한 공기(g/kg)의 킬로그램 당 물의 그램으로 측정된다.[2][3] 공기 중의 습기의 양은 상대 습도라고도 보고되는데, 이것은 특정 공기 온도에서 전체 수증기 공기가 지탱할 수 있는 비율이다.[4] 공기 한 묶음이 포화 상태가 되기 전(상대 습도 100%) 얼마나 많은 수증기를 함유할 수 있는지(지구 표면 위에 떠 있는 가시적이고 작은 물과 얼음 입자의 그룹)[5]는 그 온도에 따라 달라진다. 따뜻한 공기는 포화 상태가 되기 전에 차가운 공기보다 더 많은 수증기를 포함할 수 있다. 그러므로, 공기 한 꾸러미를 포화시키는 한 가지 방법은 그것을 식히는 것이다. 이슬점은 소포가 포화 상태가 되기 위해 냉각해야 하는 온도다.[6]
공기를 이슬점까지 냉각시키는 네 가지 주요 메커니즘이 있다: 단열 냉각, 전도 냉각, 복사 냉각, 증발 냉각. 단열 냉각은 공기가 상승하거나 팽창할 때 발생한다.[7] 대류, 대규모 대기 운동, 또는 산과 같은 물리적 장벽(오로그래픽 리프트)으로 인해 공기가 상승할 수 있다. 전도성 냉각은 공기가 더 차가운 표면과 접촉할 때 발생하는데,[8] 예를 들어 액체 수면에서 더 차가운 육지로 한 표면에서 다른 표면으로 날아가는 것이다. 방사선 냉각은 적외선 방사선의 방출로 인해 공기 또는 그 아래 표면으로 발생한다.[9] 증발 냉각은 증발에 의해 수분이 더해져 공기 온도가 습식 전구 온도까지 냉각되거나 포화 상태에 이를 때까지 발생한다.[10]
그 주된 방법은 수증기의 공기 중에 있는데 추가됩니다 상승 motion,[11]강수 또는 미류운 above,[12]주간 난방 수분 물에서 대양, 물 기구나 plants,[14]거나 건조한 시원한 공기가 더 따뜻하water,[15]고 산을 넘어 공기를 들어올리고 움직이지 않게 젖은 land,[13]는 증산 작용의 표면에서 떨어지는 지역에 바람 수렴하죠.[16] 수증기는 보통 구름을 형성하기 위해 먼지, 얼음, 소금과 같은 응축핵에서 응축되기 시작한다. 기상 전선의 상승된 부분(본질적으로 3차원)[17]은 지구 대기권 내에서 위쪽으로 움직이는 광범위한 영역을 밀어 올려서 이토스트라투스나 권선화 같은 구름 데크를 형성한다.[18] 스트라투스는 서늘하고 안정적인 공기 덩어리가 따뜻한 공기 덩어리 아래에 갇힐 때 형성되는 경향이 있는 안정적인 구름 갑판이다. 그것은 또한 산들바람의 조건 동안에 흡착안개가 걷히기 때문에 형성될 수 있다.[19]
결합과 단편화
결합은 물방울이 융합하여 더 큰 물방울을 만들 때 발생한다. 공기저항은 일반적으로 구름 속의 물방울을 움직이지 않게 한다. 난기류가 발생하면 물방울이 충돌하여 더 큰 물방울이 생긴다.
이 더 큰 물방울이 떨어질 때, 합성은 계속되기 때문에, 그 물방울은 공기 저항을 극복하고 비로서 떨어질 수 있을 만큼 충분히 무거워진다. 일반적으로 결빙 이상의 구름에서 가장 자주 발생하며, 따뜻한 비 과정으로도 알려져 있다.[20] 얼음이 어는 아래의 구름에서, 얼음 결정체가 충분한 질량을 얻으면 그것들은 떨어지기 시작한다. 이것은 일반적으로 수정과 인접한 물방울 사이에 발생할 때 결합보다 더 많은 질량을 필요로 한다. 이 과정은 온도에 따라 달라지는데, 과냉각된 물방울은 결빙 이하의 구름 속에만 존재하기 때문이다. 게다가 구름과 지면 수준의 큰 온도 차이 때문에 이러한 얼음 결정체들은 떨어질 때 녹아서 비가 될 수도 있다.[21]
빗방울의 크기는 평균 지름이 0.1~9mm(0.0039~0.3543인치)이지만 더 큰 크기에서 헤어지는 경향이 있다. 더 작은 방울은 구름방울이라고 불리며, 그 모양은 구형이다. 빗방울의 크기가 증가함에 따라, 그것의 모양은 점점 더 없어지고, 그것의 가장 큰 단면은 다가오는 기류를 마주하게 된다. 큰 빗방울은 햄버거 빵처럼 바닥에 점점 더 납작해진다; 매우 큰 빗방울은 낙하산처럼 생겼다.[22][23] 일반적인 믿음과는 달리, 그들의 모양은 눈물방울과 닮지 않았다.[24] 2004년 브라질과 마셜 제도 상공에서 지구상에서 가장 큰 빗방울은 기록되었는데, 그 중 일부는 10mm(0.39인치)나 되었다. 큰 크기는 큰 연기 입자에 응결하거나 액상수 함량이 특히 높은 작은 지역에서 떨어지는 물방울 사이의 충돌로 설명된다.[25]
우박이 녹는 것과 관련된 빗방울은 다른 빗방울보다 더 큰 경향이 있다.[26]
강우 강도와 지속시간은 보통 반비례한다. 즉, 고강도의 폭풍은 지속시간이 짧고 저강도의 폭풍은 지속시간이 길 수 있다.[27][28]
방울 크기 분포
최종 방울 크기 분포는 지수 분포다. 공간 단위 볼륨당 과 D+ 사이의 직경을 가진 물방울 수는 ( )= 0 - / {d }.d 이것은 보통 그것을 처음 특징지은 연구자들의 이름을 따서 마샬-팔머 법칙이라고 부른다.[23][29] 매개변수는 다소 온도에 따라 달라지며,[30] 경사도는 강우 속도 - 1= R- 시속 1mm 단위의 d, R)에 따라 조정된다.[23]
편차는 작은 물방울과 다른 강우 조건에서 발생할 수 있다. 분포는 평균 강우량에 적합한 경향이 있는 반면, 순간 크기 스펙트럼은 종종 편차를 보이며 감마 분포로 모델링되었다.[31] 방울 조각화로 인해 분포가 상한이다.[23]
빗방울 영향
빗방울은 단자 속도에 영향을 미치는데, 이는 질량 대 드래그 비율이 더 크기 때문에 더 큰 낙하의 경우 더 크다. 해수면에서는 바람 없이 0.5mm(0.020인치)의 이슬비가 2m/s(6.6ft/s) 또는 7.2km/h(4.5mph)에서, 대형 5mm(0.20인치)는 약 9m/s(30ft/s) 또는 32km/h(20mph)에서 떨어진다.[32]
새로 떨어진 재와 같이 느슨하게 포장된 물질에 떨어지는 비는 빗방울 인상이라고 불리는 화석이 될 수 있는 보조개를 만들 수 있다.[33] 화석 빗방울 각인과 함께 최대 빗방울 직경의 공기 밀도 의존성은 27억년 전 공기의 밀도를 제한하는데 이용되어 왔다.[34]
빗방울이 물을 때리는 소리는 물속에서 진동하는 기포의 기포가 원인이다.[35][36]
비의 METAR 코드는 RA이고, 소나기의 코드는 SHRA이다.[37]
비르가
어떤 조건에서는 구름에서 강우량이 떨어질 수 있지만 지상에 도달하기 전에 증발하거나 숭고하게 될 수 있다. 이것은 처녀자리라고 불리며 덥고 건조한 기후에서 더 자주 볼 수 있다.
원인들
정면 활동
성층형(강도가 비교적 비슷한 넓은 강수량)과 동적 강수량(단거리에서 강도의 큰 변화로 자연에서 소나기가 내리는 수렴성 강수량)은 한랭전선 부근이나 근방과 같이 시냅스계(cm/s의 순서로)에서 공기의 상승이 느린 결과로 발생한다. 표면 온열 전선의 극지 방향. 이와 유사한 등반은 안벽 바깥 열대성 사이클론 주변에서 볼 수 있으며, 중간위도 사이클론 주변의 쉼표 머리 강수 패턴에서 볼 수 있다.[38] 뇌우가 가능한 밀폐된 전면을 따라 매우 다양한 날씨를 발견할 수 있지만, 보통 그들의 통로는 공기량의 건조와 관련이 있다. 차단된 전선은 보통 성숙한 저기압 지역을 중심으로 형성된다.[39] 얼음 알갱이나 눈과 같은 다른 강수 유형과 강우를 구분하는 것은 물의 녹는 지점 위에 있는 두껍게 쌓인 공기의 존재로서, 그것은 땅에 닿기도 전에 얼어붙은 강수량을 잘 녹인다. 만약 빙하 이하의 얕은 근해 표면층이 있다면, 동결 비(얼음화 환경에서 표면과 접촉할 때 얼게 되는 비)가 발생할 것이다.[40] 우박은 대기권 내 결빙도가 지상 3400m(1만1000ft)를 초과하면 점점 드물게 발생한다.[41]
대류
대류 비 또는 소나기 강수량은 대류 구름(예: 적운 또는 적운 울혈)에서 발생한다. 그것은 강렬하게 빠르게 변화하는 소나기처럼 떨어진다. 대류성 강수는 대류성 구름이 수평 범위를 제한하기 때문에 비교적 짧은 시간 동안 특정 지역에 걸쳐 떨어진다. 열대 지방의 대부분의 강수량은 대류인 것처럼 보이지만, 성층적인 강수량 또한 발생한다고 제안되었다.[38][42] 그라우펠과 우박은 대류를 나타낸다.[43] 중위도에서 대류 강수량은 간헐적으로 발생하며 한랭 전선, 편평선, 따뜻한 전선 등 바오로클린 경계와 관련되는 경우가 많다.[44]
오로그래픽 효과
오로그래픽 강수량은 산등성이를 가로지르는 습한 공기의 대규모 흐름이 상승하여 단열 냉각과 응결이 일어나면서 발생한다. 비교적 일관된 바람(예를 들어 무역풍)을 받는 세계의 산악지대에서, 바람이 부는 쪽이나 바람이 부는 쪽보다 바람이 부는 쪽에 더 습한 기후가 우세하다. 습기는 측광학 리프트에 의해 제거되어 비 그림자가 관측되는 방향에서 일반적으로 온난하고 하강하는 쪽에 건조한 공기(가타바틱 바람 참조)를 남긴다.[16]
하와이에서는 카우아이섬에 있는 와이잘레잘레 산이 9,500mm(373인치)의 강수량으로 세계에서 강수량이 가장 높은 곳 중 하나일 정도로 강수량이 극심하기로 유명하다.[45] 코나 폭풍으로 알려진 시스템은 10월에서 4월 사이에 폭우로 인해 주(州)[46]에 영향을 미친다. 지방 기후는 그들의 지형 때문에 각 섬마다 상당히 다양하며, 높은 산과 관련된 위치에 따라 바람 방향(코오솔라우)과 바람 방향(코나) 지역으로 구분된다. 바람이 불어오는 쪽은 동쪽에서 북동쪽으로 무역풍으로 향하고 훨씬 더 많은 강우량을 받는다; 바람이 부는 쪽은 더 건조하고 햇볕이 더 따갑고 비가 적게 오고 구름이 덜 낀다.[47]
남아메리카에서는 안데스 산맥이 그 대륙에 도착하는 태평양의 습기를 차단하여, 아르헨티나 서부를 가로지르는 사막 같은 기후를 초래한다.[48] 시에라 네바다 산맥은 북아메리카에서 그레이트 분지와 모하비 사막을 형성하는 것과 같은 효과를 만들어 낸다.[49][50]
열대지방 내에서
습하거나 비가 오는 계절은 한 지역의 연평균 강우량이 대부분 떨어지는 한 달 또는 그 이상을 커버하는 연중 계절이다.[51] 그린 시즌이라는 용어는 관광 당국의 완곡한 표현으로도 쓰이기도 한다.[52] 우기가 있는 지역은 열대 지방과 아열대 지방으로 분산된다.[53] 사바나 기후와 장마 정권이 있는 지역은 습한 여름과 건조한 겨울을 가지고 있다. 열대 우림은 강수량이 1년 내내 균등하게 분포하기 때문에 기술적으로 건조하거나 습한 계절이 없다.[54] 장마철이 뚜렷한 일부 지역은 온난한 계절의 중간에 열대지방간 융복합지역이나 장마 수조가 위치의 극지방으로 이동하는 계절 중 강우량이 끊기는 현상이 나타날 것이다.[27] 따뜻한 계절, 즉 여름에 우기가 발생하면 주로 늦은 오후와 초저녁 시간에 비가 내린다. 우기는 대기질이 좋아지고,[55] 담수질이 좋아지며,[56][57] 식물이 크게 자라는 시기다.
열대성 사이클론은 매우 강한 강우량의 원천으로, 중심부에 저기압이 있고 바람이 시계방향(남반구) 또는 반시계방향(북반구)[58]으로 중심부를 향해 안쪽으로 부는 수백 마일이나 되는 큰 기단으로 이루어져 있다. 비록 사이클로인이 생명과 개인 재산에서 엄청난 피해를 입힐 수 있지만, 그들은 그들이 영향을 미치는 장소의 강수 체계에 중요한 요인이 될 수 있다. 그렇지 않으면 그들은 건조 지역에 많은 필요의 강수량을 가져올 수 있기 때문이다.[59] 그 길의 지역은 열대성 사이클론 통로에서 1년 동안 강우량을 받을 수 있다.[60]
인간의 영향
자동차 배기가스와 다른 오염원들에 의해 생성되는 미세한 입자 물질은 구름 응축핵을 형성하고, 구름의 생산으로 이어지고, 비 올 가능성을 증가시킨다. 통근자와 상업 교통이 주중에 걸쳐 오염을 증가시키면서, 비가 내릴 가능성은 높아지는데, 이는 평일 오염이 5일 동안 쌓인 후 토요일이 되면 절정에 달하게 된다. 미국 동부 해안과 같이 해안 가까이에 인구가 많은 지역에서는 월요일보다 토요일에는 22% 더 높은 비가 내릴 가능성이 있다는 점에서 그 효과가 극적일 수 있다.[61] 도시 열섬 효과는 주변 교외와 농촌 지역 위 0.6~5.6℃(1.1~10.1℃)의 도시를 따뜻하게 한다. 이 여분의 열은 더 큰 상승 운동으로 이어지고, 이것은 추가적인 소나기와 뇌우 활동을 유발할 수 있다. 도시의 강우량은 48%에서 116%로 증가한다. 부분적으로 이러한 온난화의 결과로, 도시의 32에서 64 km (20에서 40 mi) 강우량이 상승풍에 비해 약 28% 더 많다.[62] 일부 도시는 총 강수량 51%[63] 증가를 유도한다.
온도가 증가하면 증발이 증가하여 강수량이 증가할 수 있다. 강수량은 1900년대부터 2005년까지 30°N 이북의 육지에서 일반적으로 증가했지만 1970년대 이후 열대지방에서는 감소해왔다. 전 세계적으로 지난 세기에 걸쳐 강수량의 통계적으로 유의미한 추세는 없었지만, 지역과 시간에 따라 추세가 크게 달라졌다. 북아메리카와 남아메리카의 동부지역, 북유럽, 그리고 중앙아시아의 북쪽과 중앙아시아가 더 습해졌다. 사헬, 지중해, 아프리카 남부, 그리고 남아시아의 일부 지역은 더 건조해졌다. 지난 세기 동안 많은 지역에 걸쳐 집중 강수량의 수가 증가했으며, 가뭄의 유병률도 1970년대 이후 특히 열대 지방과 아열대에서 증가했다. 해양에서의 강수량 및 증발량의 변화는 중위도 및 고도 수역의 염도 감소(강수량이 증가함)와 함께 낮은 위도에서 염도 증가(강수량 감소 및/또는 더 많은 증발)에 의해 제안된다. 인접한 미국의 경우 1900년 이후 연평균 강수량이 6.1% 증가해 동북중부 기후 지역(세기당 11.6%)과 남부(11.1%) 내에서 가장 큰 폭으로 증가했다. 하와이가 유일하게 감소(-9.25%)를 보였다.[64]
미국의 65년 강우량 기록을 분석한 결과, 하부 48개 주에는 1950년 이후 폭우량이 증가했다. 가장 큰 폭우는 동북부와 중서부로 지난 10년간 1950년대에 비해 31%, 16% 더 많은 폭우가 쏟아졌다. 로드아일랜드는 증가율이 104%로 가장 큰 주입니다. 텍사스 주 매컬런은 700%의 증가율을 보인 도시다. 분석에서 폭우는 1950-2014년 동안 총 강수량이 모든 비와 눈 일수의 상위 1%를 초과한 날이다.[65][66]
날씨에 영향을 미치는 가장 성공적인 시도는 구름씨뿌리기와 관련이 있는데, 구름씨뿌리기는 산 위에 겨울 강수량을 증가시키고 우박을 억제하는 기술을 포함한다.[67]
특성.
패턴
비띠는 구름과 강수량이 상당히 긴 지역이다. 빗줄기는 성층형 또는 대류형일 수 있으며,[68] 온도차이에 의해 생성된다. 기상 레이더 이미지에서 이 강수 [69]연장은 띠 구조라고 한다. 따뜻한 가려진 전선과 따뜻한 전선에 앞서 있는 빗줄기는 약한 상승운동과 연관되어 있으며,[70] 자연에서는 넓고 층층이 형성되는 경향이 있다.[71]
한랭 전선 근처와 앞으로 생겨난 레인밴드는 토네이도를 발생시킬 수 있는 스콜 라인이 될 수 있다.[72] 한랭전선과 연관된 빗줄기는 저준위 방호제트의 형성으로 인해 전방 방향과 수직인 산호벽에 의해 휘어질 수 있다.[73] 충분한 습기가 존재한다면, 뇌우 띠는 바닷바람과 육지풍 경계와 함께 형성될 수 있다. 한랭전선 바로 앞에서 해풍비대가 활동하게 되면 한랭전선의 위치 자체를 가릴 수 있다.[74]
일단 사이클론이 차단된 전방(온풍기 수조 높이)을 침범하면 북동쪽, 그리고 궁극적으로 북서쪽, 주변(따뜻한 컨베이어 벨트라고도 함)을 중심으로 회전하는 동쪽 변방의 강한 남풍에 의해 발생하게 되어 표면 수조가 폐쇄된 전방과 유사한 곡선으로 차가운 구역으로 계속 진입하게 된다. 앞면은 특징에 수반되는 중궤도 구름의 쉼표 같은 모양 때문에 콤마 헤드로 알려진 폐쇄 사이클론 부분을 생성한다. 또한 국지적으로 많은 강수량의 초점이 될 수 있는데, 앞쪽의 대기가 대류하기에 충분히 불안정할 경우 뇌우가 가능하다.[75] 아열대성 저기압의 쉼표 머리 강수 패턴 내에서 밴딩하면 상당한 양의 비가 내릴 수 있다.[76] 가을과 겨울 동안 열대성 저기압의 뒤편에서, 빗줄기는 오대호와 같은 상대적인 따뜻한 물체의 바람을 형성할 수 있다. 섬의 저풍, 소나기 띠, 천둥번개가 동반될 수 있는 것은 섬 가장자리의 낮은 바람 수렴 바람 때문이다. 캘리포니아 연안, 이것은 한랭전선의 여파로 주목되어 왔다.[77]
열대성 사이클론 내의 레인밴드는 방향이 곡선이다. 열대 저기압의 빗줄기는 눈, 안벽, 눈과 함께 허리케인이나 열대성 폭풍우를 구성하는 소나기와 뇌우를 포함하고 있다. 열대성 사이클론 주위의 빗줄기의 정도는 사이클론의 강도를 결정하는 데 도움이 될 수 있다.[78]
산도
산성비라는 문구는 1852년 스코틀랜드의 화학자 로버트 아우구스 스미스에 의해 처음 사용되었다.[79] 비의 pH는 특히 그 기원에 따라 다양하다. On America's East Coast, rain that is derived from the Atlantic Ocean typically has a pH of 5.0–5.6; rain that comes across the continental from the west has a pH of 3.8–4.8; and local thunderstorms can have a pH as low as 2.0.[80] Rain becomes acidic primarily due to the presence of two strong acids, sulfuric acid (H2SO4) and nitric acid (HNO3). 황산은 화산과 같은 자연원과 습지(황산염 감소세균)에서 유래한다; 그리고 화석연료의 연소, 그리고2 HS가 존재하는 채굴과 같은 인공적인 원천에서 유래한다. 질산은 번개, 토양 박테리아, 자연 화재와 같은 자연적인 원천에 의해 생산되는 반면, 화석 연료의 연소와 발전소에서 인간적으로 생산된다. 지난 20년 동안 질산과 황산의 농도는 빗물이 흐르면서 감소했는데, 이는 산성비의 완충제 역할을 하고 pH를 높이는 암모늄(축산물 생산에서 암모니아로 가장 가능성이 높은)이 크게 증가했기 때문일 것이다.[81]