Конвективная неустойчивость
В метеорологии конвективная нестабильность или стабильность воздушной массы означает ее способность сопротивляться вертикальному движению. атмосфера Стабильная и затрудняет вертикальное движение, а небольшие вертикальные возмущения затухают исчезают. В нестабильной атмосфере вертикальные движения воздуха (например, при орографическом подъеме , когда воздушная масса смещается вверх, когда ее уносит ветер вверх по восходящему склону горного хребта) имеют тенденцию становиться сильнее, что приводит к турбулентному потоку воздуха и конвективной активности. Нестабильность может привести к значительной турбулентности , обширным вертикальным облакам и суровым погодным условиям , таким как грозы . [1]
Механизм
[ редактировать ]Адиабатическое охлаждение и нагрев — это явления подъема или опускания воздуха. Поднимающийся воздух расширяется и охлаждается из-за уменьшения атмосферного давления с увеличением высоты. Обратное верно для нисходящего воздуха; по мере атмосферного давления увеличения температура нисходящего воздуха увеличивается по мере его сжатия. Адиабатический нагрев и адиабатическое охлаждение — это термины, используемые для описания этого изменения температуры.
Адиабатический градиент — это скорость, с которой температура поднимающейся или падающей воздушной массы снижается или увеличивается на расстояние вертикального смещения. от окружающей среды или Скорость отклонения окружающей среды представляет собой изменение температуры в (не вытесненном) воздухе на вертикальное расстояние. Нестабильность возникает из-за разницы между адиабатическим градиентом воздушной массы и температурой градиента окружающей среды в атмосфере. [2]
Если адиабатический градиент меньше , чем окружающий градиент, воздушная масса, вытесненная вверх, охлаждается медленнее , чем воздух, в котором она движется. Следовательно, такая воздушная масса становится теплее относительно атмосферы. Поскольку более теплый воздух имеет меньшую плотность, такая воздушная масса будет иметь тенденцию продолжать подниматься.
И наоборот, если адиабатический градиент выше , чем окружающий градиент, воздушная масса, вытесненная вверх, охлаждается быстрее , чем воздух, в котором она движется. Следовательно, такая воздушная масса становится более прохладной по отношению к атмосфере. Поскольку более холодный воздух более плотный, подъему такой воздушной массы придется сопротивляться.
При подъеме воздуха влажный воздух, в котором произошла конденсация, охлаждается с меньшей скоростью, чем сухой воздух (включая влажный воздух, в котором конденсация еще не произошла). То есть при одинаковом вертикальном движении вверх и начальной температуре пакет влажного воздуха будет теплее, чем пакет сухого воздуха. Это происходит из-за конденсации водяного пара в воздушном пакете из-за расширения охлаждения. Когда водяной пар конденсируется, скрытое тепло выделяется в воздушный пакет. Влажный воздух содержит больше водяного пара, чем сухой, поэтому при подъеме в пакет влажного воздуха выделяется больше скрытого тепла. В сухом воздухе не так много водяного пара, поэтому сухой воздух при вертикальном движении охлаждается быстрее, чем влажный. В результате скрытого тепла, выделяющегося при конденсации водяного пара, влажный воздух имеет относительно меньшую скорость адиабатического градиента, чем сухой воздух. Это делает влажный воздух менее стабильным, чем сухой (см. доступную конвективную потенциальную энергию [CAPE]). Скорость сухоадиабатического градиента (для ненасыщенного воздуха) составляет 3 ° C (5,4 ° F) на 1000 вертикальных футов (300 м). Скорость влажно-адиабатического градиента варьируется от 1,1 до 2,8 ° C (от 2,0 до 5,0 ° F) на 1000 вертикальных футов (300 м).
Сочетание влажности и температуры определяет стабильность воздуха и результирующую погоду. Прохладный, сухой воздух очень стабилен и сопротивляется вертикальному движению, что приводит к хорошей и в целом ясной погоде. Наибольшая нестабильность возникает, когда воздух влажный и теплый, как это бывает летом в тропических регионах. Обычно в этих регионах ежедневно возникают грозы из-за нестабильности окружающего воздуха.
Скорость изменения температуры окружающей среды различается в зависимости от метеорологических условий, но в среднем составляет 2 ° C (3,6 ° F) на 1000 вертикальных футов (300 м).
Нижняя тропосферная стабильность
[ редактировать ]Стабильность нижней тропосферы (обычно называемая LTS) — это метеорологический параметр, который обычно используется в физике атмосферы . Он вычисляется в данном месте на Земле и определяется как
где - потенциальная температура воздушного пакета при уровне давления 700 гПа, и – потенциальная температура на поверхности.
Впервые он был введен как простая, но полезная мера силы инверсии , которая ограничивает планетарный пограничный слой на Земле, а также указывает на уровень конвективной устойчивости столба воздуха в данном месте. [3] Области с отрицательным LTS имеют более высокую потенциальную температуру на поверхности, чем в средней тропосфере, что делает столб воздуха нестабильным и способствует конвекции. Однако у этой меры стабильности есть серьезное ограничение: она не учитывает термодинамические свойства (коэффициент насыщения смеси и, следовательно, форму адиабат в нижней тропосфере) воздуха. С тех пор была разработана более точная мера стабильности, названная расчетной силой инверсии, которая уделяет больше внимания термодинамическим свойствам воздуха в нижней тропосфере. [4]
См. также
[ редактировать ]- Свободно-конвективный слой (FCL)
- Индекс подъема (LI)
- Условная симметричная неустойчивость (CSI)
Ссылки
[ редактировать ]- ^ «Теория погоды» (PDF) . Справочник пилота по авиационным знаниям . Министерство транспорта США , Федеральное управление гражданской авиации . 2016. С. 12–12–12–13.
- ^ Аллаби, Майкл; Гарратт, Ричард (2007). Энциклопедия погоды и климата, исправленное издание, двухтомный комплект . Сонлайт Кристиан -м. стр. 435–436. ISBN 9780816063505 .
- ^ Кляйн, Стивен А.; Хартманн, Деннис Л. (август 1993 г.). «Сезонный цикл низких слоистых облаков» . Журнал климата . 6 (8): 1587–1606. Бибкод : 1993JCli....6.1587K . doi : 10.1175/1520-0442(1993)006<1587:TSCOLS>2.0.CO;2 . JSTOR 26198436 . Проверено 22 сентября 2022 г.
- ^ Вуд, Роберт; Бретертон, Кристофер С. (декабрь 2006 г.). «О связи между стратиформной низкой облачностью и стабильностью нижней тропосферы» . Журнал климата . 19 (24): 6425–6432. Бибкод : 2006JCli...19.6425W . дои : 10.1175/JCLI3988.1 . S2CID 18011630 . Проверено 22 сентября 2022 г.