Atmosfærisk ustabilitet - Atmospheric instability

En støv djævel i Ramadi , Irak .

Atmosfærisk ustabilitet er en tilstand, hvor Jordens atmosfære generelt anses for at være ustabil, og som følge heraf udsættes vejret for en høj grad af variation gennem afstand og tid. Atmosfærisk stabilitet er et mål for atmosfærens tendens til at modvirke eller afskrække lodret bevægelse, og lodret bevægelse er direkte korreleret med forskellige typer vejrsystemer og deres sværhedsgrad. Under ustabile forhold vil en løftet ting, såsom en luftpakke , være varmere end den omgivende luft i højden. Fordi den er varmere, er den mindre tæt og er tilbøjelig til yderligere stigning.

I meteorologi kan ustabilitet beskrives ved forskellige indekser såsom Bulk Richardson-nummer , løftet indeks , K-indeks , konvektiv tilgængelig potentiel energi (CAPE) , Showalter og de lodrette totaler. Disse indekser samt atmosfærisk ustabilitet indebærer temperaturændringer gennem troposfæren med højde eller forfaldshastighed . Virkninger af atmosfærisk ustabilitet i fugtige atmosfærer omfatter tordenvejr , som over varme oceaner kan føre til tropisk cyklogenese og turbulens . I tørre atmosfærer kan der dannes ringere luftspejlinger , støvdjævle , damndjæle og ildvirvler . Stabil atmosfære kan være forbundet med støvregn , tåge , øget luftforurening , mangel på turbulens og ringformet boring .

Skemaer

Anvilformet tordensky i den modne scene over Swifts Creek, Victoria

Der er to primære former for atmosfærisk ustabilitet:

Under konvektiv ustabilitet fører termisk blanding gennem konvektion i form af varm luftstigning til udvikling af skyer og muligvis nedbør eller konvektive storme . Dynamisk ustabilitet frembringes gennem den vandrette bevægelse af luft og de fysiske kræfter, den udsættes for, såsom Coriolis -kraften og trykgradientkraften . Dynamisk løft og blanding producerer ofte sky, nedbør og storme i synoptisk skala .

Årsag til ustabilitet

Om atmosfæren har stabilitet eller ej, afhænger delvist af fugtindholdet. I en meget tør troposfære indikerer et temperaturfald med højde mindre end 9,8C pr. Kilometer opstigning stabilitet, mens større ændringer indikerer ustabilitet. Denne forfaldshastighed er kendt som den tørre adiabatiske forfaldshastighed. I en fuldstændig fugtig troposfære indikerer et temperaturfald med højde mindre end 6C pr. Kilometerstigning stabilitet, mens større ændringer indikerer ustabilitet. I området mellem 6C og 9,8C temperaturfald pr. Kilometer opstigning bruges udtrykket betinget ustabil.

Indeks, der bruges til bestemmelse

Løftet indeks

Det løftede indeks (LI), normalt udtrykt i kelvin , er temperaturforskellen mellem temperaturen i miljøet Te (p) og en luftpakke, der løftes adiabatisk Tp (p) ved en given trykhøjde i troposfæren, normalt 500 hPa ( mb ). Når værdien er positiv, er atmosfæren (i den respektive højde) stabil, og når værdien er negativ, er atmosfæren ustabil. Tordenvejr forventes med værdier under −2, og der forventes hårdt vejr med værdier under −6.

K Indeks

K-indeksværdi Tordenvejr sandsynlighed
Mindre end 20 Ingen
20 til 25 Isolerede tordenvejr
26 til 30 Spredt tordenvejr
31 til 35 Spredte tordenbyger
Over 35 Talrige tordenvejr

K-indekset er afledt aritmetisk: K-indeks = (850 hPa temperatur-500 hPa temperatur) + 850 hPa dugpunkt -700 hPa dugpunktsdepression

  • Temperaturforskellen mellem 850 hPa (1.500 m (1.500 m) over havets overflade) og 500 hPa (18.000 fod (5.500 m) over havets overflade) bruges til at parameterisere den lodrette temperaturforløbshastighed.
  • 850 hPa dugpunkt giver information om fugtindholdet i den lavere atmosfære.
  • Det lodrette omfang af det fugtige lag repræsenteres af forskellen mellem temperaturen på 700 hPa (3.000 m) over havets overflade) og 700 hPa dugpunkt.

CAPE og CIN

Forhold, der er gunstige for tordenvejrstyper og -komplekser

Konvektiv tilgængelig potentiel energi (CAPE), nogle gange simpelthen tilgængelig potentiel energi (APE), er mængden af energi, en luftpakke ville have, hvis den løftede en bestemt afstand lodret gennem atmosfæren. CAPE er effektivt den positive opdrift af en luftpakke og er en indikator på atmosfærisk ustabilitet, hvilket gør den værdifuld til at forudsige hårdt vejr. CIN, konvektiv inhibering , er effektivt negativ opdrift, udtrykt B- ; det modsatte af konvektiv tilgængelig potentiel energi (CAPE) , der udtrykkes som B+ eller ganske enkelt B. Som med CAPE udtrykkes CIN normalt i J /kg, men kan også udtrykkes som m 2 /s 2 , da værdierne er ækvivalente. Faktisk omtales CIN undertiden som negativ flydende energi ( NBE ).

Det er en form for væskeinstabilitet, der findes i termisk lagdelte atmosfærer, hvor en koldere væske ligger over en varmere. Når en luftmasse er ustabil, accelereres elementet i luftmassen, der forskydes opad, af trykforskellen mellem den forskudte luft og den omgivende luft i den (højere) højde, som den blev forskudt til. Dette skaber normalt lodret udviklede skyer fra konvektion på grund af den stigende bevægelse, som i sidste ende kan føre til tordenvejr. Det kan også skabes i andre fænomener, såsom en koldfront. Selvom luften er køligere på overfladen, er der stadig varmere luft i mellemniveauerne, der kan stige til de øverste niveauer. Men hvis der ikke er tilstrækkelig vanddamp til stede, er der ingen evne til kondens, derfor vil der ikke dannes storme, skyer og regn.

Bulk Richardson -nummer

Bulk Richardson Number (BRN) er et dimensionsløst tal, der vedrører lodret stabilitet og lodret vindskæring (generelt stabilitet divideret med forskydning). Det repræsenterer forholdet mellem termisk produceret turbulens og turbulens genereret af lodret forskydning. Praktisk set bestemmer dens værdi, om konvektion er fri eller tvunget. Høje værdier angiver ustabile og/eller svagt afskårne miljøer ; lave værdier indikerer svag ustabilitet og/eller stærk lodret forskydning. Generelt tyder værdier i området omkring 10 til 45 på miljøforhold, der er gunstige for udvikling af superceller .

Showalter indeks

Showalter -indekset er et dimensionsløst tal beregnet ved at tage temperaturen på 850 hPa -niveauet, som derefter tages tørt adiabatisk op til mætning, derefter op til 500 hPa -niveauet, som derefter trækkes fra den observerede 500 hPa -temperatur. Hvis værdien er negativ, er den nedre del af atmosfæren ustabil, med tordenvejr forventet, når værdien er under -3. Anvendelsen af ​​Showalter -indekset er især nyttig, når der er en kølig, lav luftmasse under 850 hPa, der skjuler det potentielle konvektive løft. Indekset vil imidlertid undervurdere det potentielle konvektive løft, hvis der er kølige lag, der strækker sig over 850 hPa, og det ikke overvejer daglige strålingsændringer eller fugtighed under 850 hPa.

Effekter

Billede af en undular boring bølge

Stabil atmosfære

Stabile forhold, f.eks. Under en klar og rolig nat, vil få forurenende stoffer til at blive fanget nær jordoverfladen. Dryp forekommer inden for en fugtig luftmasse, når den er stabil. Luft i et stabilt lag er ikke turbulent. Betingelser forbundet med et havlag , en stabil atmosfære, der er almindelig på vestsiden af ​​kontinenter nær koldt vandstrømme, fører til tåge natten over og morgen. Uformede boringer kan dannes, når en lav grænse, såsom en koldfront eller udstrømningsgrænse, nærmer sig et lag kold, stabil luft. Den nærliggende grænse vil skabe en forstyrrelse i atmosfæren, der producerer en bølgelignende bevægelse, kendt som en tyngdekraftsbølge . Selvom de ringformede borebølger fremstår som skyer over himlen, er de tværgående bølger og drives af energioverførsel fra en modkørende storm og formes af tyngdekraften. Denne bølges krusningslignende udseende beskrives som forstyrrelsen i vandet, når en sten rulles ned i en dam, eller når en båd i bevægelse skaber bølger i det omgivende vand. Objektet forskyder vandet eller mediet, som bølgen bevæger sig igennem, og mediet bevæger sig i en opadgående bevægelse. På grund af tyngdekraften trækkes vandet eller mediet imidlertid ned igen, og gentagelsen af ​​denne cyklus skaber den tværgående bølgebevægelse.

Ustabil atmosfære

Mirage over en varm vej med udseendet af "falsk vand" på overfladen

Inden for et ustabilt lag i troposfæren vil løft af luftpakker forekomme og fortsætte, så længe den nærliggende atmosfære forbliver ustabil. Når først vælten gennem troposfærens dybde forekommer (med konvektion, der er lukket af det relativt varmere, mere stabile lag af stratosfæren ), fører dybe konvektive strømme til tordenvejr, når der er tilstrækkelig fugtighed. Over varmt havvand og inden for en region i troposfæren med let lodret vindskæring og betydeligt lavt spin (eller vorticitet) kan sådan tordenvejraktivitet vokse i dækning og udvikle sig til en tropisk cyklon . Over varme overflader i varme dage kan ustabil tør luft føre til betydelig brydning af lyset i luftlaget, hvilket forårsager ringere spejlinger .

Når vinden er let, kan støv djævle udvikle sig på tørre dage inden for en region med ustabilitet på jorden. Små, tornado-lignende cirkulationer kan forekomme over eller i nærheden af ​​enhver intens overfladevarmekilde, hvilket ville have betydelig ustabilitet i nærheden. Dem, der opstår nær intense brande , kaldes ildvirvler, som kan sprede en brand ud over dens tidligere grænser. En damp djævel er en roterende opdrift, der involverer damp eller røg . De kan danne fra røg udsteder fra et kraftværk skorsten . Varme kilder og varme søer er også egnede steder, hvor en damp djævel kan dannes, når kold arktisk luft passerer over det relativt varme vand.

Se også

Referencer