Атмосферная нестабильность
Атмосферная нестабильность — это состояние, при котором атмосфера Земли считается нестабильной , и в результате местная погода сильно меняется в зависимости от расстояния и времени. [ нужны разъяснения ] [1] Стабильность атмосферы является мерой склонности атмосферы препятствовать вертикальному движению, а вертикальное движение напрямую коррелирует с различными типами погодных систем и их суровостью. В нестабильных условиях поднятый предмет, например пакет с воздухом, будет теплее окружающего воздуха. Поскольку он теплее, он менее плотный и склонен к дальнейшему подъему.
В метеорологии нестабильность может быть описана различными индексами, такими как число Балка Ричардсона , индекс подъема , К-индекс , доступная конвективная потенциальная энергия (CAPE) , число Шоуолтера и вертикальные суммы. Эти индексы, а также сама нестабильность атмосферы, включают изменения температуры в тропосфере с высотой или скоростью градиента . Последствия нестабильности атмосферы во влажной атмосфере включают развитие гроз , которые над теплыми океанами могут привести к тропическому циклогенезу , и турбулентности . В сухой атмосфере нижние миражи , пылевые дьяволы , паровые дьяволы и огненные вихри могут образовываться . Стабильная атмосфера может быть связана с моросью , туманом , повышенным загрязнением воздуха , отсутствием турбулентности и образованием волнообразных бороздок .
Формы
[ редактировать ]
Существуют две основные формы атмосферной нестабильности: [2]
При конвективной неустойчивости тепловое перемешивание за счет конвекции в виде подъема теплого воздуха приводит к развитию облаков и, возможно, осадков или конвективных штормов . Динамическая нестабильность возникает из-за горизонтального движения воздуха и физических сил, которым он подвергается, таких как сила Кориолиса и сила градиента давления . Динамический подъем и перемешивание приводит к образованию облаков, осадков и штормов, часто синоптического масштаба .
Причина нестабильности
[ редактировать ]Стабильность атмосферы частично зависит от содержания влаги. В очень сухой тропосфере снижение температуры с высотой менее 9,8 ° C (17,6 ° F) на километр подъема указывает на стабильность, тогда как более значительные изменения указывают на нестабильность. Этот градиент известен как сухоадиабатический градиент. [3] В полностью влажной тропосфере снижение температуры с высотой менее 6 ° C (11 ° F) на километр подъема указывает на стабильность, тогда как более значительные изменения указывают на нестабильность. В диапазоне снижения температуры на 6 ° C (11 ° F) и 9,8 ° C (17,6 ° F) на километр подъема используется термин «условно нестабильный».
Индексы, используемые для его определения
[ редактировать ]Поднятый индекс
[ редактировать ]Индекс подъема (LI), обычно выражаемый в кельвинах , представляет собой разность температур между температурой окружающей среды Te(p) и воздушным пакетом, поднятым 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, а суровая погода - со значениями ниже -6. [4]
индекс К
[ редактировать ]| Значение K-индекса | Вероятность грозы |
|---|---|
| Менее 20 | Никто |
| от 20 до 25 | Изолированные грозы |
| с 26 до 30 | Широко разбросанные грозы |
| с 31 по 35 | Рассеянные грозы |
| Выше 35 | Многочисленные грозы [5] |
Индекс K рассчитывается арифметически: Индекс K = (температура 850 гПа – температура 500 гПа) + точка росы 850 гПа – депрессия точки росы 700 гПа.
- Разница температур между 850 гПа (5000 футов (1500 м) над уровнем моря) и 500 гПа (18 000 футов (5500 м) над уровнем моря) используется для параметризации вертикального градиента температуры.
- Точка росы на уровне 850 гПа дает информацию о содержании влаги в нижних слоях атмосферы.
- Вертикальная протяженность влажного слоя представлена разницей температуры 700 гПа (10 000 футов (3 000 м) над уровнем моря) и точки росы 700 гПа. [4]
CAPE и CIN
[ редактировать ]
Конвективная доступная потенциальная энергия (CAPE), [6] иногда проще говоря, доступная потенциальная энергия (APE) — это количество энергии, которое получил бы пакет воздуха, если бы его подняли на определенное расстояние вертикально через атмосферу. CAPE фактически представляет собой положительную плавучесть воздушного потока и является индикатором нестабильности атмосферы, что делает его ценным для прогнозирования суровой погоды. CIN, конвективное торможение , фактически представляет собой отрицательную плавучесть, выраженную B- ; противоположность доступной конвективной потенциальной энергии (CAPE) , которая выражается как B + или просто B. Как и CAPE, CIN обычно выражается в Дж/кг, но также может быть выражен как м 2 /с 2 , поскольку значения эквивалентны. Фактически, CIN иногда называют отрицательной плавучей энергией ( NBE ).
Это форма нестабильности жидкости, обнаруживаемая в термически стратифицированной атмосфере, в которой более холодная жидкость находится над более теплой. Когда воздушная масса нестабильна, элемент воздушной массы, вытесняемый вверх, ускоряется за счет разницы давлений между вытесненным воздухом и окружающим воздухом на (более высокой) высоте, на которую он был вытеснен. Обычно это создает вертикально развитые облака в результате конвекции из-за восходящего движения, что в конечном итоге может привести к грозам. Оно также могло возникнуть в результате другого явления, например, холодного фронта. Даже если на поверхности воздух 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 образуются грозы, облака и дождь.
Объемное число Ричардсона
[ редактировать ]Объемное число Ричардсона (BRN) — это безразмерное число, связывающее вертикальную устойчивость и вертикальный сдвиг ветра (обычно устойчивость делится на сдвиг). Он представляет собой соотношение термической турбулентности и турбулентности, создаваемой вертикальным сдвигом. Практически ее величина определяет, является ли конвекция свободной или вынужденной. Высокие значения указывают на нестабильную и/или слабо сдвигаемую среду ; низкие значения указывают на слабую нестабильность и/или сильный вертикальный сдвиг. Обычно значения в диапазоне от 10 до 45 указывают на условия окружающей среды, благоприятные для развития суперклеток .
Индекс Шоуолтера
[ редактировать ]Индекс Шоуолтера представляет собой безразмерное число, вычисляемое путем принятия температуры на уровне 850 гПа, которая затем высушивается адиабатически до насыщения, затем до уровня 500 гПа, которую затем вычитают из наблюдаемой температуры на уровне 500 гПа. Если значение отрицательное, то нижняя часть атмосферы нестабильна: при значении ниже −3 ожидаются грозы. [7] Применение индекса Шоуолтера особенно полезно, когда имеется прохладная неглубокая воздушная масса ниже 850 гПа, которая скрывает потенциальный конвективный подъем. Однако индекс будет недооценивать потенциальный конвективный подъем, если существуют прохладные слои, простирающиеся выше 850 гПа, и он не учитывает суточные радиационные изменения или влажность ниже 850 гПа. [8]
Эффекты
[ редактировать ]
Стабильная атмосфера
[ редактировать ]Стабильные условия, например, ясная и спокойная ночь, приведут к тому, что загрязняющие вещества будут задерживаться вблизи уровня земли. [9] Морось возникает во влажной воздушной массе, когда она устойчива. Воздух внутри стабильного слоя не турбулентен. [10] Условия, связанные с морским слоем , стабильной атмосферой, распространенной на западной стороне континентов вблизи течений холодной воды, приводят к ночным и утренним туманам. [11] Ондулярные отверстия могут образовываться, когда граница низкого уровня, такая как холодный фронт или граница оттока, приближается к слою холодного стабильного воздуха. Приближающаяся граница создаст возмущение в атмосфере, вызывая волнообразное движение, известное как гравитационная волна . Хотя ондулярные волны выглядят как полосы облаков по небу, они представляют собой поперечные волны , приводятся в движение за счет передачи энергии надвигающегося шторма и формируются под действием силы тяжести. Появление этой волны в виде ряби описывается как возмущение воды, когда в пруд роняют камешек или когда движущаяся лодка создает волны в окружающей воде. Объект вытесняет воду или среду, через которую проходит волна, и среда движется вверх. Однако под действием силы тяжести вода или среда тянутся обратно вниз, и повторение этого цикла создает поперечное волновое движение. [12]
Нестабильная атмосфера
[ редактировать ]
Внутри нестабильного слоя тропосферы будет происходить подъем частиц воздуха, который будет продолжаться до тех пор, пока близлежащая атмосфера остается нестабильной. Как только происходит переворот в глубине тропосферы (при этом конвекция перекрывается относительно более теплым и стабильным слоем стратосферы ) , глубокие конвективные течения приводят к развитию грозы при наличии достаточного количества влаги. Над теплыми океанскими водами и в пределах области тропосферы с легким вертикальным сдвигом ветра и значительным вращением (или завихренностью) на низком уровне такая грозовая активность может расширяться и перерастать в тропический циклон . [13] Над горячими поверхностями в теплые дни нестабильный сухой воздух может привести к значительному преломлению света внутри слоя воздуха, что приводит к возникновению нижних миражей . [14]
При слабом ветре в засушливые дни в зоне нестабильности на уровне земли могут образовываться пылевые вихри. [15] Мелкомасштабные, подобные торнадо, циркуляции могут возникать над любым интенсивным источником тепла на поверхности или рядом с ним, который будет иметь значительную нестабильность вблизи него. Те, которые возникают вблизи интенсивных лесных пожаров , называются огненными вихрями, которые могут распространить огонь за пределы его прежних границ. [16] Паровой дьявол — это вращающийся восходящий поток , включающий в себя пар или дым . Они могут образоваться из дыма, выходящего из электростанции дымовой трубы . Горячие источники и теплые озера также являются подходящими местами для образования парового дьявола, когда холодный арктический воздух проходит над относительно теплой водой. [15]
См. также
[ редактировать ]Ссылки
[ редактировать ]- ↑ Стабильность воздуха. Архивировано 9 февраля 2008 г., в Wayback Machine.
- ↑ Объяснение атмосферной стабильности/нестабильности - Стив В. Вудрафф. Архивировано 12 июня 2008 г., в Wayback Machine.
- ^ Джон Э. Оливер (2005). Энциклопедия мировой климатологии . Спрингер. п. 449. ИСБН 978-1-4020-3264-6 .
- ^ Jump up to: а б Эдвард Агуадо и Джеймс Э. Берт (2007). Понимание погоды и климата . Пирсон Прентис Холл. стр. 416–418. ISBN 978-0-13-149696-5 .
- ^ Управление прогнозов Национальной метеорологической службы, Детройт, Мичиган (25 января 2010 г.). Глоссарий: K. Архивировано 30 ноября 2012 г. в штаб-квартире Национальной метеорологической службы Wayback Machine в Центральном регионе. Проверено 24 февраля 2011 г.
- ^ М.В. Монкрифф; М. Дж. Миллер (1976). «Динамика и моделирование тропических кучево-дождевых и шквальных линий» . QJR Метеорол. Соц . 120 (432): 373–94. Бибкод : 1976QJRMS.102..373M . дои : 10.1002/qj.49710243208 . Архивировано из оригинала (аннотация) 16 декабря 2012 г.
- ^ 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. по теме «Метеорология и национальное развитие» . Концептуальное издательство. п. 347. ИСБН 978-81-7022-532-4 .
- ^ «Национальная метеорологическая служба NOAA — глоссарий» . НОАА.
- ^ Деннис А. Сноу (1 января 2003 г.). Справочник инженера завода . Баттерворт-Хайнеманн. стр. 28/8–28/10. ISBN 978-0-7506-4452-5 .
- ^ Фил Краучер (1 марта 2004 г.). Jar профессиональные пилотные исследования . Лулу.com. стр. 8–29. ISBN 978-0-9681928-2-5 .
- ^ Офис Национальной метеорологической службы, Окснард, Калифорния (2012 г.). «Климат Лос-Анджелеса» . Штаб-квартира Национальной метеорологической службы Западного региона . Проверено 16 февраля 2012 г.
{{cite web}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка ) - ^ Мартин Сетвак; Йохен Керкманн; Александр Джейкоб; ХансПетер Рёсли; Стефано Галлино и Дэниел Линдси (19 марта 2007 г.). «Отток конвективного шторма, Мавритания и прилегающий Атлантический океан (13 августа 2006 г.)» (PDF) . Региональное агентство по защите окружающей среды. Архивировано из оригинала (PDF) 25 июля 2011 года . Проверено 3 июля 2009 г.
- ^ Крис Ландси . «Как образуются тропические циклоны?» . Часто задаваемые вопросы: ураганы, тайфуны и тропические циклоны . Атлантическая океанографическая и метеорологическая лаборатория . Архивировано из оригинала 27 августа 2009 г. Проверено 25 июля 2006 г.
- ^ Майкл Воллмер (март 2009 г.). «Зеркала в воздухе: миражи в природе и в лаборатории». Физическое образование . 44 (2): 167. Бибкод : 2009PhyEd..44..165В . дои : 10.1088/0031-9120/44/2/008 . S2CID 121672201 .
- ^ Jump up to: а б Дэвид МакВильямс Ладлум (15 октября 1991 г.). Путеводитель Национального общества Одюбона по погоде в Северной Америке . Random House Digital, Inc., стр. 520–523. ISBN 978-0-679-40851-2 .
- ^ Стивен Дж. Пайн; Патрисия Л. Эндрюс и Ричард Д. Лавен (26 апреля 1996 г.). Знакомство с лесными пожарами . Том. 86. Джон Уайли и сыновья. п. 77. Бибкод : 1997АгФМ...86..140У . дои : 10.1016/S0168-1923(97)00032-4 . ISBN 978-0-471-54913-0 .
{{cite book}}:|journal=игнорируется ( помогите )