Cloud fysik - Cloud physics
| Del af en serie om |
| Vejr |
|---|
 |
 Vejrportal
|
Skyfysik er studiet af de fysiske processer, der fører til dannelse, vækst og nedbør af atmosfæriske skyer. Disse aerosoler findes i troposfæren , stratosfæren og mesosfæren , som tilsammen udgør den største del af homosfæren . Skyer består af mikroskopiske dråber af flydende vand (varme skyer), små iskrystaller (kolde skyer) eller begge dele (blandede faseskyer). Skydråber dannes oprindeligt ved kondensering af vanddamp på kondensationskerner, når overmætning af luft overstiger en kritisk værdi ifølge Köhler -teorien . Skykondensationskerner er nødvendige for dannelse af skydråber på grund af Kelvin -effekten , som beskriver ændringen i mætningstryk på grund af en buet overflade. Ved små radier er mængden af overmætning, der er nødvendig for at kondens kan forekomme, så stor, at det ikke sker naturligt. Raoults lov beskriver, hvordan damptrykket afhænger af mængden af opløst stof i en opløsning. Ved høje koncentrationer, når skydråberne er små, er den nødvendige overmættelse mindre end uden tilstedeværelse af en kerne.
I varme skyer falder større skydråber med en højere terminalhastighed; fordi ved en given hastighed er trækkraften pr. dråbeenhedsenhed på mindre dråber større end på store dråber. De store dråber kan derefter kollidere med små dråber og kombinere for at danne endnu større dråber. Når dråberne bliver store nok til at deres nedadgående hastighed (i forhold til den omgivende luft) er større end den omgivende lufts hastighed (i forhold til jorden), kan dråberne falde som nedbør . Kollisionen og koalescensen er ikke lige så vigtig i blandede faseskyer, hvor Bergeron -processen dominerer. Andre vigtige processer, der danner nedbør, er kantning , når en afkølet væskedråbe kolliderer med et fast snefnug og aggregering, når to faste snefnug kolliderer og kombineres. Den præcise mekanik for, hvordan en sky dannes og vokser, er ikke helt forstået, men forskere har udviklet teorier, der forklarer skyernes struktur ved at studere mikrofysik af individuelle dråber. Fremskridt inden for vejrradar og satellitteknologi har også muliggjort en præcis undersøgelse af skyer i stor skala.
Skyfysikkens historie
Den moderne skyfysik begyndte i det 19. århundrede og blev beskrevet i flere publikationer. Otto von Guericke stammer fra ideen om, at skyer var sammensat af vandbobler. I 1847 brugte Augustus Waller edderkoppespind til at undersøge dråber under mikroskopet. Disse observationer blev bekræftet af William Henry Dines i 1880 og Richard Assmann i 1884.
Skydannelse: hvordan luften bliver mættet
Køle luft til dens dugpunkt
Adiabatisk køling: stigende pakker med fugtig luft
Når vand fordamper fra et område af Jordens overflade, bliver luften over dette område fugtig. Fugtig luft er lettere end den omgivende tørluft, hvilket skaber en ustabil situation. Når der er akkumuleret nok fugtig luft, stiger al den fugtige luft som en enkelt pakke uden at blande sig med den omgivende luft. Efterhånden som mere fugtig luft dannes langs overfladen, gentages processen, hvilket resulterer i en række diskrete pakker med fugtig luft, der stiger for at danne skyer.
Denne proces opstår, når et eller flere af tre mulige løftemidler - cyklon/frontal, konvektiv eller orografisk - får luft, der indeholder usynlig vanddamp, til at stige og afkøle til sit dugpunkt , den temperatur, hvor luften bliver mættet. Hovedmekanismen bag denne proces er adiabatisk køling . Atmosfærisk tryk falder med højden, så den stigende luft udvider sig i en proces, der bruger energi og får luften til at afkøle, hvilket får vanddamp til at kondensere til sky. Vanddamp i mættet luft tiltrækkes normalt til kondensationskerner, såsom støv og saltpartikler , der er små nok til at blive holdt oppe ved normal cirkulation af luften. Vanddråberne i en sky har en normal radius på ca. 0,002 mm (0,00008 in). Dråberne kan kollidere for at danne større dråber, som forbliver højt, så længe hastigheden af den stigende luft i skyen er lig med eller større end dråbernes terminalhastighed.
For ikke-konvektiv sky kaldes den højde, hvor kondens begynder at ske, det hævede kondensniveau (LCL), som groft bestemmer højden af skybasen. Gratis konvektive skyer dannes generelt i højden af det konvektive kondensationsniveau (CCL). Vanddamp i mættet luft tiltrækkes normalt til kondensationskerner, såsom saltpartikler , der er små nok til at blive holdt oppe ved normal cirkulation af luften. Hvis kondensprocessen sker under frysepunktet i troposfæren, hjælper kernerne med at omdanne dampen til meget små vanddråber. Skyer, der dannes lige over frysepunktet, består hovedsageligt af underkølede væskedråber, mens dem, der kondenserer ude i højere højder, hvor luften er meget koldere, generelt har form af iskrystaller . Fravær af tilstrækkelige kondenspartikler ved og over kondensniveauet får den stigende luft til at blive overmættet, og dannelsen af sky har en tendens til at blive hæmmet.
Frontal og cyklonisk lift
Frontal og cyklonisk løft forekommer i deres reneste manifestationer, når stabil luft, der har været udsat for lidt eller ingen overfladeopvarmning, tvinges op ad vejrfronter og omkring centre for lavt tryk . Varme fronter forbundet med ekstratropiske cykloner har en tendens til hovedsageligt at generere cirriform og stratiforme skyer over et bredt område, medmindre den nærmer sig varme luftmasse er ustabil, i hvilket tilfælde cumulus congestus eller cumulonimbus skyer normalt vil være indlejret i det primære udfældende skylag. Kolde fronter bevæger sig normalt hurtigere og genererer en smallere skyline, der for det meste er stratocumuliform, cumuliform eller cumulonimbiform afhængigt af stabiliteten af den varme luftmasse lige foran fronten.
Konvektiv lift
En anden agent er den flydende konvektive opadgående bevægelse forårsaget af betydelig solopvarmning i dagtimerne på overfladeniveau eller ved relativt høj absolut luftfugtighed. Indgående kortbølget stråling genereret af solen genudsendes som langbølget stråling, når den når Jordens overflade. Denne proces opvarmer luften nærmest jorden og øger luftmasse ustabilitet ved at skabe en stejlere temperatur gradient fra varme eller varmt i overfladen for kulde vejrs. Dette får den til at stige og afkøle, indtil temperaturligevægt opnås med den omgivende luft højt. Moderat ustabilitet muliggør dannelse af kumuliforme skyer af moderat størrelse, der kan producere lette byger, hvis luftmassen er tilstrækkelig fugtig. Typiske konvektionsstrømme kan tillade dråberne at vokse til en radius på ca. 0,015 millimeter (0,0006 in), før de udfældes som byger. Den tilsvarende diameter på disse dråber er ca. 0,03 millimeter (0,001 in).
Hvis luft nær overfladen bliver ekstremt varm og ustabil, kan dens opadgående bevægelse blive ganske eksplosiv, hvilket resulterer i tårnhøje cumulonimbiforme skyer, der kan forårsage hårdt vejr . Som små vandpartikler, der udgør skygruppen til dannelse af dråber regn, trækkes de ned til jorden af tyngdekraften . Dråberne ville normalt fordampe under kondensniveauet, men stærke opstrømninger buffer de faldende dråber og kan holde dem højt længere end de ellers ville. Voldelige opdrift kan nå hastigheder på op til 180 miles i timen (290 km/t). Jo længere regndråberne forbliver højt, jo mere tid har de til at vokse til større dråber, der til sidst falder som kraftige byger.
Regndråber, der transporteres langt over frysepunktet, bliver først afkølet og fryser derefter ned i små hagl. En frossen iskerne kan tage 1,3 cm i størrelse, når den rejser gennem et af disse opadgående træk og kan cykle gennem flere op- og nedadgående træk, før den endelig bliver så tung, at den falder til jorden som et stort hagl. At skære en hagl i halvdelen viser løglignende islag, hvilket angiver tydelige tidspunkter, hvor den passerede gennem et lag superkølet vand. Hagl er fundet med diametre på op til 18 cm.
Konvektiv løft kan forekomme i en ustabil luftmasse langt væk fra alle fronter. Imidlertid kan meget varm ustabil luft også være til stede omkring fronter og lavtrykscentre, der ofte producerer kumuliforme og cumulonimbiforme skyer i tungere og mere aktive koncentrationer på grund af de kombinerede frontale og konvektive løftemidler. Som med ikke-frontal konvektiv løft fremmer stigende ustabilitet opadgående lodret skyvækst og øger potentialet for hårdt vejr. I forholdsvis sjældne tilfælde kan konvektiv løft være kraftig nok til at trænge ind i tropopausen og skubbe skyens top ind i stratosfæren.
Orografisk løft
En tredje kilde til løft er vindcirkulation, der tvinger luft over en fysisk barriere som f.eks. Et bjerg ( orografisk lift ). Hvis luften generelt er stabil, vil der ikke dannes mere end skyer med linseformede hætter. Men hvis luften bliver tilstrækkelig fugtig og ustabil, kan der forekomme orografiske byger eller tordenbyger .
Ikke-adiabatisk køling
Sammen med adiabatisk køling, der kræver et løftemiddel, er der tre andre hovedmekanismer til at sænke luftens temperatur til dens dugpunkt, som alle forekommer nær overfladeniveau og ikke kræver løft af luften. Ledende, stråle- og fordampningskøling kan forårsage kondens på overfladeniveau og resultere i dannelse af tåge . Ledende køling finder sted, når luft fra et relativt mildt kildeområde kommer i kontakt med en koldere overflade, som når mild marin luft bevæger sig hen over et koldere landområde. Strålingskøling opstår på grund af emission af infrarød stråling , enten fra luften eller af overfladen nedenunder. Denne form for afkøling er almindelig i løbet af natten, når himlen er klar. Fordampningskøling sker, når fugt tilføjes til luften gennem fordampning, hvilket tvinger lufttemperaturen til at afkøle til dens vådpære-temperatur eller nogle gange til mætningspunktet.
Tilfører fugt til luften
Der er fem hovedmåder, hvorpå vanddamp kan tilføjes luften. Øget dampindhold kan skyldes vindkonvergens over vand eller fugtig jord til områder med bevægelse opad. Nedbør eller virga, der falder ovenfra, øger også fugtindholdet. Opvarmning i dagtimerne får vand til at fordampe fra overfladen af oceaner, vandområder eller vådt land. Transpiration fra planter er en anden typisk kilde til vanddamp. Endelig vil kølig eller tør luft, der bevæger sig over varmere vand, blive mere fugtig. Som med opvarmning i dagtimerne øger tilsætning af fugt til luften dets varmeindhold og ustabilitet og hjælper med at sætte gang i de processer, der fører til dannelse af sky eller tåge.
Overmættelse
Mængden af vand, der kan eksistere som damp i et givet volumen, stiger med temperaturen. Når mængden af vanddamp er i ligevægt over en flad vandoverflade kaldes damptrykket for mætning, og den relative luftfugtighed er 100%. Ved denne ligevægt fordamper der lige mange molekyler fra vandet, da der kondenserer tilbage i vandet. Hvis den relative luftfugtighed bliver større end 100%, kaldes det overmættet. Overmætning sker i fravær af kondensationskerner.
Da mætningens damptryk er proportional med temperaturen, har kold luft et lavere mætningspunkt end varm luft. Forskellen mellem disse værdier er grundlaget for dannelsen af skyer. Når mættet luft afkøles, kan den ikke længere indeholde den samme mængde vanddamp. Hvis betingelserne er rigtige, vil det overskydende vand kondensere ud af luften, indtil det lavere mætningspunkt er nået. En anden mulighed er, at vandet forbliver i dampform, selvom det er uden for mætningspunktet, hvilket resulterer i overmætning .
Overmætning på mere end 1-2% i forhold til vand ses sjældent i atmosfæren, da sky -kondensationskerner normalt er til stede. Meget højere grader af overmætning er mulige i ren luft og er grundlaget for skyekammeret .
Der er ingen instrumenter til at måle overmætning i skyer.
Superafkøling
Vanddråber forbliver normalt som flydende vand og fryser ikke, selv godt under 0 ° C (32 ° F). Iskerner, der kan være til stede i en atmosfærisk dråbe, bliver aktive til isdannelse ved specifikke temperaturer mellem 0 ° C (32 ° F) og -38 ° C (−36 ° F) afhængigt af kernegeometri og sammensætning. Uden iskerner kan superkølede vanddråber (såvel som ekstremt rent flydende vand) eksistere ned til omkring -38 ° C (-36 ° F), på hvilket tidspunkt spontan frysning forekommer.
Kollision-koalescens
En teori, der forklarer, hvordan de enkelte dråbes adfærd i en sky fører til dannelse af nedbør, er kollisions-koalescensprocessen. Dråber suspenderet i luften vil interagere med hinanden, enten ved at kollidere og hoppe af hinanden eller ved at kombinere for at danne en større dråbe. Til sidst bliver dråberne store nok til, at de falder til jorden som nedbør. Kollisions-koalescensprocessen udgør ikke en væsentlig del af skydannelsen, da vanddråber har en relativt høj overfladespænding. Derudover er forekomsten af kollision-koalescens tæt forbundet med processer til blanding af blandinger.
Bergeron proces
Den primære mekanisme til dannelse af isskyer blev opdaget af Tor Bergeron . Bergeron -processen bemærker, at vandets mættet damptryk , eller hvor meget vanddamp et givet volumen kan indeholde, afhænger af, hvad dampen interagerer med. Specifikt er mætningens damptryk med hensyn til is lavere end mætningens damptryk med hensyn til vand. Vanddamp, der interagerer med en vanddråbe, kan være mættet ved 100% relativ luftfugtighed , når det interagerer med en vanddråbe, men den samme mængde vanddamp ville være overmættet, når den interagerer med en ispartikel. Vanddampen vil forsøge at vende tilbage til ligevægt , så den ekstra vanddamp vil kondensere til is på overfladen af partiklen. Disse ispartikler ender som kernerne i større iskrystaller. Denne proces sker kun ved temperaturer mellem 0 ° C (32 ° F) og −40 ° C (−40 ° F). Under -40 ° C (-40 ° F) vil flydende vand spontant nukleere og fryse. Vandets overfladespænding gør det muligt for dråben at forblive flydende et godt stykke under sit normale frysepunkt. Når dette sker, er det nu underafkølet flydende vand. Bergeron -processen er afhængig af superkølet flydende vand (SLW), der interagerer med iskerner for at danne større partikler. Hvis der er få iskerner sammenlignet med mængden af SLW, vil dråber ikke kunne dannes. En proces, hvor forskere frøer en sky med kunstige iskerner for at tilskynde til nedbør, kaldes skyfrøning. Dette kan hjælpe med at forårsage nedbør i skyer, der ellers ikke må regne. Cloud seedning tilføjer overskydende kunstige iskerner, som forskyder balancen, så der er mange kerner i forhold til mængden af superkølet flydende vand. En overfrøet sky vil danne mange partikler, men hver vil være meget lille. Dette kan gøres som en forebyggende foranstaltning for områder, der er i fare for haglstorme .
Cloud -klassificering
Skyer i troposfæren , det atmosfæriske lag tættest på Jorden, klassificeres efter den højde, de findes på, og deres form eller udseende. Der er fem former baseret på fysisk struktur og dannelsesproces. Cirriform -skyer er høje, tynde og sprøde og ses mest udbredt langs forkanterne af organiserede vejrforstyrrelser. Stratiforme skyer er ikke-konvektive og fremstår som omfattende arklignende lag, der spænder fra tynde til meget tykke med betydelig lodret udvikling. De er for det meste et produkt af storstilet løft af stabil luft. Ustabile frikonvektive kumuliforme skyer dannes hovedsageligt til lokaliserede dynger. Stratocumuliform skyer med begrænset konvektion viser en blanding af cumuliform og stratiform egenskaber, der vises i form af ruller eller krusninger. Meget konvektive cumulonimbiform skyer har komplekse strukturer, der ofte inkluderer cirriform toppe og stratocumuliform tilbehør skyer.
Disse former krydsklassificeres efter højdeområde eller niveau i ti slægttyper , som kan opdeles i arter og mindre typer. Skyer på højt niveau dannes i 5 til 12 kilometers højde. Alle cirriformskyer er klassificeret som højt niveau og udgør derfor en enkelt sky-slægt cirrus . Stratiforme og stratocumuliforme skyer i det høje niveau i troposfæren har præfikset cirro- tilføjet til deres navne, hvilket giver slægterne cirrostratus og cirrocumulus . Lignende skyer fundet i det midterste niveau (højdeområde 2 til 7 kilometer) bærer præfikset alto- hvilket resulterer i slægtsnavnene altostratus og altocumulus .
Skyer på lavt niveau har ingen højderelaterede præfikser, så stratiforme og stratocumuliforme skyer baseret omkring 2 kilometer eller lavere kendes ganske enkelt som stratus og stratocumulus . Små kumulusskyer med lidt lodret udvikling (arter humilis) er også almindeligt klassificeret som lavt niveau.
Cumuliform og cumulonimbiform bunker og dybe stratiform lag optager ofte mindst to troposfæriske niveauer, og det største eller dybeste af disse kan optage alle tre niveauer. De kan klassificeres som lavt eller mellemniveau, men er også almindeligt klassificeret eller karakteriseret som lodret eller flerniveau. Nimbostratus -skyer er stratiforme lag med tilstrækkelig lodret udstrækning til at producere betydelig nedbør. Tårnhøje cumulus (arter congestus) og cumulonimbus kan dannes hvor som helst fra nær overfladen til mellemhøjder på omkring 3 kilometer. Af de lodret udviklede skyer er cumulonimbus -typen den højeste og kan stort set spænde over hele troposfæren fra et par hundrede meter over jorden op til tropopausen. Det er skyen, der er ansvarlig for tordenvejr.
Nogle skyer kan dannes på meget høje til ekstreme niveauer over troposfæren, for det meste over polarområderne på Jorden. Polære stratosfæriske skyer ses, men sjældent om vinteren i højder på 18 til 30 kilometer, mens der om sommeren dannes nattlige skyer lejlighedsvis på høje breddegrader i et højdeområde på 76 til 85 kilometer. Disse polarskyer viser nogle af de samme former som set lavere i troposfæren.
Homosfæriske typer bestemt ved krydsklassificering af former og niveauer .
| Former og niveauer | Stratiform ikke-konvektiv |
Cirriform for det meste ikke-konvektiv |
Stratokumuliform begrænset-konvektiv |
Kumuliform fri-konvektiv |
Cumulonimbiform stærk-konvektiv |
|---|---|---|---|---|---|
| Ekstremt niveau | PMC : Noctilucent slør | Noctilucent bølger eller hvirvler | Noctilucent bånd | ||
| Meget højt niveau | Salpetersyre og vand PSC | Cirriform nacreous PSC | Lentikulær nacreøs PSC | ||
| Højt niveau | Cirrostratus | Cirrus | Cirrocumulus | ||
| Mellemniveau | Altostratus | Altocumulus | |||
| Lavt niveau | Stratus | Stratocumulus | Cumulus humilis eller fractus | ||
| Multi-level eller moderat lodret | Nimbostratus | Cumulus mediocris | |||
| Tårnhøj lodret | Cumulus congestus | Cumulonimbus |
Homosfæriske typer omfatter de ti troposfæriske slægter og flere yderligere hovedtyper over troposfæren. Cumulus -slægten omfatter fire arter, der angiver lodret størrelse og struktur.
Bestemmelse af ejendomme
Satellitter bruges til at indsamle data om skyegenskaber og andre oplysninger, såsom Cloudmængde, højde, IR -emission, synlig optisk dybde, isning, effektiv partikelstørrelse for både væske og is og cloud top -temperatur og tryk.
Opdagelse
Datasæt vedrørende skyegenskaber indsamles ved hjælp af satellitter, såsom MODIS , POLDER , CALIPSO eller ATSR . Instrumenterne måler skyernes udstråling , hvorfra de relevante parametre kan hentes. Dette gøres normalt ved at bruge omvendt teori .
Metoden til påvisning er baseret på, at skyerne har en tendens til at fremstå lysere og koldere end landoverfladen. På grund af dette stiger vanskelighederne med at opdage skyer over lyse (stærkt reflekterende ) overflader, såsom oceaner og is.
Parametre
Værdien af en bestemt parameter er mere pålidelig, jo flere satellitter måler parameteren. Dette skyldes, at rækkevidden af fejl og forsømte detaljer varierer fra instrument til instrument. Således, hvis den analyserede parameter har lignende værdier for forskellige instrumenter, accepteres det, at den sande værdi ligger i det område, der er givet af de tilsvarende datasæt.
Den Globale Energi og vandkredsløbet Experiment bruger følgende mængder for at sammenligne data kvalitet fra forskellige satellitter for at etablere en pålidelig kvantificering af egenskaberne for skyerne:
- den skydække eller sky beløb med værdier mellem 0 og 1
- den sky temperatur ved cloud top i området fra 150 til 340 K
- den sky tryk ved toppen 1013 - 100 hPa
- den sky højde , målt over havets overflade, der spænder fra 0 til 20 km
- den sky IR emissivitet , med værdier mellem 0 og 1, med en global gennemsnitlig omkring 0,7
- den effektive skymængde , cloudmængden vægtet af skyens IR -emission, med et globalt gennemsnit på 0,5
- den cloud (synlig) optisk dybde varierer inden for en afstand af 4 og 10.
- den sky vand sti for de flydende og faste (is) faser af skypartikler
- den skyeffektive partikelstørrelse for både væske og is, der spænder fra 0 til 200 um
Isning
En anden vigtig egenskab er isingen, der er karakteristisk for forskellige sky -slægtyper i forskellige højder, hvilket kan have stor indflydelse på flyvesikkerheden. De metoder, der bruges til at bestemme disse egenskaber, omfatter brug af CloudSat -data til analyse og genfinding af isforhold, placeringen af skyer ved hjælp af skygeometriske og reflektivitetsdata, identifikation af skytyper ved hjælp af skyklassificeringsdata og at finde lodret temperaturfordeling langs CloudSat -sporet (GFS).
Området af temperaturer, der kan give anledning til isdannelse, er defineret i henhold til skytyper og højdeniveauer:
- Lavt niveau stratocumulus og stratus kan forårsage isdannelse ved et temperaturområde på 0 til -10 ° C.
- For altocumulus og altostratus på mellemniveau er området 0 til -20 ° C.
- Lodret eller multi -level cumulus, cumulonimbus og nimbostatus skaber isning i et område fra 0 til -25 ° C.
- Cirrus, cirrocumulus og cirrostratus på højt niveau forårsager generelt ikke isdannelse, fordi de hovedsagelig består af iskrystaller koldere end -25 ° C.
Sammenhængskraft og opløsning
Der er kræfter i hele homosfæren (som omfatter troposfæren, stratosfæren og mesosfæren), der kan påvirke en skys strukturelle integritet. Det er blevet spekuleret i, at så længe luften forbliver mættet, kan den naturlige samhørighedskraft, der holder et stofs molekyler sammen, virke for at forhindre skyen i at bryde op. Denne spekulation har imidlertid en logisk fejl ved, at vanddråberne i skyen ikke er i kontakt med hinanden og derfor ikke opfylder den betingelse, der kræves for at kohærens intermolekylære kræfter kan virke. Opløsning af skyen kan forekomme, når processen med adiabatisk køling ophører, og luftens løft opad erstattes af nedsynkning . Dette fører til i det mindste en vis grad af adiabatisk opvarmning af luften, hvilket kan resultere i, at skydråber eller krystaller vender tilbage til usynlig vanddamp. Stærkere kræfter som vindforskydning og nedfald kan påvirke en sky, men disse er stort set begrænset til troposfæren, hvor næsten alt jordens vejr finder sted. En typisk cumulussky vejer omkring 500 tons, eller 1,1 millioner pund, vægten af 100 elefanter.
Modeller
Der er to hovedmodelordninger, der kan repræsentere skyfysik, den mest almindelige er bulkmikrofysikmodeller, der bruger middelværdier til at beskrive skyens egenskaber (f.eks. Regnvandindhold, isindhold), egenskaberne kan kun repræsentere første orden (koncentration) eller også anden orden (masse). Den anden mulighed er at bruge bin mikrofysik ordning, der holder øjeblikke (masse eller koncentration) i forskellige for forskellige størrelser af partikler. Mikrofysikmodellerne i bulk er meget hurtigere end skraldespandsmodellerne, men er mindre præcise.