Атмосферная нестабильность - Atmospheric instability

Пыльный дьявол в Рамади, Ирак.

Атмосферная нестабильность это состояние, при котором Атмосфера Земли обычно считается неустойчивый и в результате Погода подвержен высокой степени изменчивости в зависимости от расстояния и времени.[требуется разъяснение ][1] Стабильность атмосферы - это мера тенденции атмосферы препятствовать или сдерживать вертикальное движение, а вертикальное движение напрямую связано с различными типами погодных систем и их серьезностью. В нестабильных условиях поднятая вещь, например посылка воздуха будет теплее окружающего воздуха на высоте. Поскольку он более теплый, он менее плотный и склонен к дальнейшему подъему.

В метеорология, нестабильность можно описать различными индексами, такими как Массовое число Ричардсона, поднял индекс, K-индекс, конвективная доступная потенциальная энергия (CAPE), Showalter и вертикальные итоги. Эти индексы, как и сама атмосферная нестабильность, включают: температура изменения через тропосфера с высотой, или скорость отклонения. Эффекты атмосферной нестабильности во влажной атмосфере включают: гроза развитие, которое над теплыми океанами может привести к тропический циклогенез, и турбулентность. В сухой атмосфере хуже миражи, пыльные дьяволы, паровые дьяволы и огненные вихри может образоваться. Стабильная атмосфера может быть связана с морось, туман, повысился загрязнение воздуха, отсутствие турбулентности и волнообразное отверстие формирование.

Формы

В форме наковальни грозовая туча на стадии зрелости Swifts Creek, Виктория

Есть две основные формы атмосферной нестабильности:[2]

Под конвективная неустойчивость термическое перемешивание через конвекция в виде подъема теплого воздуха приводит к развитию облака и возможно осадки или же конвективные бури. Динамическая нестабильность создается за счет горизонтального движения воздуха и физических сил, которым он подвергается, таких как Сила Кориолиса и сила градиента давления. Динамический подъем и перемешивание порождают облака, осадки и штормы, часто на синоптическая шкала.

Причина нестабильности

Смотрите также: Промежуток времени

Стабильность атмосферы частично зависит от содержания влаги. В очень сухой тропосфере снижение температуры с высотой менее 9,8 ° C на километр подъема указывает на стабильность, в то время как большие изменения указывают на нестабильность. Этот градиент известен как сухой адиабатический градиент.[3] В полностью влажной тропосфере снижение температуры с высотой менее 6 ° C на километр подъема указывает на стабильность, в то время как большие изменения указывают на нестабильность. В диапазоне от 6С до 9,8С снижения температуры на километр подъема используется термин условно нестабильный.

Индексы, используемые для его определения

Смотрите также: Массовое число Ричардсона, Конвективная доступная потенциальная энергия, К-индекс (метеорология), и Поднятый индекс

Поднятый индекс

Повышенный индекс (LI), обычно выражаемый в кельвины, - разница температур между температурой окружающей среды Te (p) и поднятым воздушным пакетом адиабатически Tp (p) при заданной высоте давления в тропосфере, обычно 500 гПа (мб ). Когда значение положительное, атмосфера (на соответствующей высоте) стабильна, а когда значение отрицательное, атмосфера нестабильна. Ожидаются грозы со значениями ниже −2, и суровая погода ожидается со значениями ниже −6.[4]

K Индекс

Значение K-индексаВероятность грозы
Менее 20Никто
От 20 до 25Изолированные грозы
26–30Широко разрозненные грозы
31–35Рассеянные грозы
Выше 35Многочисленные грозы[5]

Индекс K рассчитывается арифметически: K-индекс = (температура 850 гПа - температура 500 гПа) + 850 гПа точка росы - депрессия точки росы 700 гПа

  • Разница температур между 850 гПа (5000 футов (1500 м) над уровнем моря) и 500 гПа (18000 футов (5500 м) над уровнем моря) используется для параметризации вертикального градиента температуры.
  • Точка росы 850 гПа дает информацию о влажности нижних слоев атмосферы.
  • Вертикальная протяженность влажного слоя представлена ​​разницей между температурой 700 гПа (3000 м над уровнем моря) и точкой росы 700 гПа.[4]

КЕЙП и КИН

Условия благоприятные для типов и комплексов гроз.

Конвективная доступная потенциальная энергия (CAPE),[6] иногда просто доступная потенциальная энергия (APE) - это количество энергия посылка воздуха могла бы подняться на определенное расстояние вертикально через атмосферу. CAPE - это позитивный плавучесть воздушной посылки и является индикатором атмосферной нестабильности, что делает его ценным при прогнозировании суровой погоды. КИН, конвективное торможение, фактически отрицательная плавучесть, выраженная B-; противоположно конвективная доступная потенциальная энергия (CAPE), который выражается как B + или просто B. Как и в случае CAPE, CIN обычно выражается в Дж / кг, но может также выражаться как m2/ с2, поскольку значения эквивалентны. Фактически, CIN иногда называют отрицательная плавучая энергия (NBE).

Это форма нестабильности жидкости, обнаруживаемая в термически стратифицированной атмосфере, в которой более холодная жидкость перекрывает более теплую. Когда воздушная масса нестабильна, элемент воздушной массы, который смещается вверх, ускоряется разницей давления между вытесненным воздухом и окружающим воздухом на (большей) высоте, на которую он был перемещен. Обычно это создает вертикально развитые облака из-за конвекции из-за восходящего движения, которое в конечном итоге может привести к грозам. Это также могло быть создано другим явлением, например, холодным фронтом. Даже если воздух на поверхности прохладнее, на средних уровнях все еще есть более теплый воздух, который может подниматься на верхние уровни. Однако, если водяного пара недостаточно, конденсация невозможна, поэтому не будут образовываться грозы, облака и дождь.

Массовое число Ричардсона

Число Балка Ричардсона (BRN) - это безразмерное число, связывающее вертикальную устойчивость и вертикальный сдвиг ветра (как правило, устойчивость, деленную на сдвиг). Он представляет собой соотношение турбулентности, вызванной термическим воздействием, и турбулентности, создаваемой вертикальным сдвигом. Практически от его значения зависит, будет ли конвекция бесплатно или по принуждению. Высокие значения указывают на нестабильность и / или слабый сдвиг. окружающая среда; низкие значения указывают на слабую нестабильность и / или сильный вертикальный сдвиг. Как правило, значения в диапазоне от 10 до 45 предполагают условия окружающей среды, благоприятные для суперячейка разработка..

Showalter index

Индекс Шоуолтера - это безразмерное число, вычисляемое путем взятия температуры на уровне 850 гПа, который затем измеряется адиабатически в сухом состоянии до насыщения, затем до уровня 500 гПа, который затем вычитается из наблюдаемого уровня температуры 500 гПа. Если значение отрицательное, то нижняя часть атмосферы нестабильна, и грозы ожидаются, когда значение ниже -3.[7] Применение индекса Showalter особенно полезно при наличии прохладной мелкой воздушной массы ниже 850 гПа, которая скрывает потенциальный конвективный подъем. Однако индекс будет недооценивать потенциальный конвективный подъем, если есть холодные слои, которые простираются выше 850 гПа, и он не учитывает дневной радиационные изменения или влажность ниже 850 гПа.[8]

Последствия

Изображение волнообразное отверстие волна
Смотрите также: Пыльный дьявол, Мираж, Гроза, и Волнообразное отверстие

Стабильная атмосфера

В стабильных условиях, например, в ясную и тихую ночь, загрязняющие вещества будут задерживаться у земли.[9] Изморось происходит внутри влажной воздушной массы, когда она стабильна. Воздух в стабильном слое не является турбулентным.[10] Условия, связанные с морской слой, стабильная атмосфера, распространенная на западной стороне континентов вблизи течений холодной воды, приводит к ночным и утренним туманам.[11] Волнообразные отверстия может образоваться, когда граница низкого уровня, такая как холодный ветер или же граница оттока приближается к слою холодного, стабильного воздуха. Приближающаяся граница создаст возмущение в атмосфере, вызывающее волнообразное движение, известное как гравитационная волна. Хотя волнообразные волны в стволе выглядят как полосы облаков по небу, они поперечные волны, и двигаются за счет передачи энергии от надвигающегося шторма и формируются под действием силы тяжести. Волна, напоминающая рябь, описывается как возмущение в воде, когда галька падает в пруд или когда движущаяся лодка создает волны в окружающей воде. Объект вытесняет воду или средний волна распространяется, и среда движется вверх. Однако из-за силы тяжести вода или среда тянутся вниз, и повторение этого цикла создает движение поперечных волн.[12]

Нестабильная атмосфера

Мираж над горячей дорогой с появлением на ее поверхности "фальшивой воды"

В нестабильном слое тропосферы будет происходить подъем частиц воздуха и продолжаться до тех пор, пока близлежащая атмосфера остается нестабильной. Как только происходит опрокидывание через толщу тропосферы (конвекция перекрывается относительно более теплым и стабильным слоем стратосфера ), глубокие конвективные токи при достаточном количестве влаги приводят к развитию грозы. Над теплыми водами океана и в районе тропосферы со светлой вертикалью сдвиг ветра и значительное вращение на малых высотах (или завихренность), такая грозовая активность может увеличиваться в охвате и развиваться в тропический циклон.[13] Над горячими поверхностями в теплые дни нестабильный сухой воздух может привести к значительному преломлению света в воздушном слое, что приведет к ухудшению миражи.[14]

При слабом ветре в засушливые дни в зоне нестабильности на уровне земли могут развиваться пылевые дьяволы.[15] Мелкомасштабные, похожие на торнадо циркуляции могут происходить над или вблизи любого интенсивного поверхностного источника тепла, который будет иметь значительную нестабильность в непосредственной близости от него. Те, которые возникают рядом с интенсивным пожары называются огненными вихрями, которые могут распространять огонь за пределы его прежних границ.[16] Паровой дьявол - это вращающийся восходящий поток это включает пар или же курить. Они могут образовываться из дыма, выходящего из электростанция дымовая труба. Горячие источники и теплые озера также являются подходящими местами для образования парового дьявола, когда холодный арктический воздух проходит над относительно теплой водой.[15]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ Стабильность воздуха В архиве 9 февраля 2008 г. Wayback Machine
  2. ^ Объяснение атмосферной стабильности / нестабильности - Стив В. Вудрафф В архиве 12 июня 2008 г. Wayback Machine
  3. ^ Джон Э. Оливер (2005). Энциклопедия мировой климатологии. Springer. п. 449. ISBN  978-1-4020-3264-6.
  4. ^ а б Эдвард Агуадо и Джеймс Э. Берт (2007). Понимание погоды и климата. Пирсон Прентис Холл. С. 416–418. ISBN  978-0-13-149696-5.
  5. ^ Национальное бюро прогнозов погоды, Детройт, Мичиган (25 января 2010 г.). Глоссарий: К. В архиве 2012-11-30 в Wayback Machine Центральный региональный штаб Национальной метеорологической службы. Проверено 24 февраля 2011 г.
  6. ^ М. В. Монкрифф; М.Дж. Миллер (1976). «Динамика и моделирование тропических кучево-дождевых облаков и линий шквала». Q.J. R. Meteorol. Soc. 120 (432): 373–94. Bibcode:1976QJRMS.102..373M. Дои:10.1002 / qj.49710243208. Архивировано из оригинал (Абстрактные) на 2012-12-16.
  7. ^ Ротанг К. Датта (1996). Достижения в тропической метеорологии: метеорология и национальное развитие: материалы национального симпозиума TROPMET-93, организованного Индийским метеорологическим обществом в Нью-Дели 17-19 марта 1993 г. на тему «Метеорология и национальное развитие». Концепт издательской компании. п. 347. ISBN  978-81-7022-532-4.
  8. ^ «Национальная метеорологическая служба NOAA - Глоссарий». NOAA.
  9. ^ Деннис А. Сноу (01.01.2003). Справочник инженера завода. Баттерворт-Хайнеманн. С. 28 / 8–28 / 10. ISBN  978-0-7506-4452-5.
  10. ^ Фил Краучер (2004-03-01). Профессиональные пилотные исследования Jar. Lulu.com. С. 8–29. ISBN  978-0-9681928-2-5.
  11. ^ Офис национальной метеорологической службы, Окснард, Калифорния (2012 г.). «Климат Лос-Анджелеса». Штаб-квартира Национальной метеорологической службы в Западном регионе. Получено 2012-02-16.CS1 maint: несколько имен: список авторов (связь)
  12. ^ Мартин Сетвак; Йохен Керкманн; Александр Яков; HansPeter Roesli; Стефано Галлино и Даниэль Линдси (19 марта 2007 г.). «Отток от конвективного шторма в Мавритании и прилегающем Атлантическом океане (13 августа 2006 г.)» (PDF). Региональное агентство для защиты окружающей среды Амбиенте Лигуре. Архивировано из оригинал (PDF) 25 июля 2011 г.. Получено 2009-07-03.
  13. ^ Крис Ландси. "Как образуются тропические циклоны?". Часто задаваемые вопросы: ураганы, тайфуны и тропические циклоны. Атлантическая океанографическая и метеорологическая лаборатория. Архивировано из оригинал на 2009-08-27. Получено 2006-07-25.
  14. ^ Майкл Фоллмер (март 2009 г.). «Зеркала в воздухе: миражи в природе и в лаборатории». Физическое образование. 44 (2): 167. Bibcode:2009PhyEd..44..165V. Дои:10.1088/0031-9120/44/2/008.
  15. ^ а б Дэвид МакВильямс Ладлам (1991-10-15). Полевой справочник Национального общества одюбонов по погоде в Северной Америке. Random House Digital, Inc., стр. 520–523. ISBN  978-0-679-40851-2.
  16. ^ Стивен Дж. Пайн; Патрисия Л. Эндрюс и Ричард Д. Лавен (1996-04-26). Введение в лесной пожар. Сельскохозяйственная и лесная метеорология. 86. Джон Уайли и сыновья. п. 77. Bibcode:1997AgFM ... 86..140U. Дои:10.1016 / S0168-1923 (97) 00032-4. ISBN  978-0-471-54913-0.