| Часть серии по |
| Погода |
|---|
 |
| Портал погоды |
Атмосферная конвекция является результатом нестабильности окружающей среды участка или слоя перепада температур в атмосфере. Различная величина градиента в сухих и влажных воздушных массах ведет к нестабильности. Перемешивание воздуха в течение дня, которое увеличивает высоту планетарного пограничного слоя, приводит к усилению ветра, развитию кучевых облаков и снижению точки росы на поверхности . Влажная конвекция приводит к развитию грозы , которая часто является причиной суровой погоды во всем мире. Особые угрозы со стороны грозы включают град , нисходящие потоки и торнадо .
Обзор [ править ]
Есть несколько общих архетипов атмосферной нестабильности, которые используются для объяснения конвекции (или ее отсутствия). Необходимым (но не достаточным) условием для конвекции является то, что градиент окружающей среды (скорость снижения температуры с высотой) больше, чем градиент, испытываемый поднимающимся воздушным потоком. Когда это условие выполняется, смещенные вверх воздушные частицы могут приобретать плавучесть и, таким образом, испытывать дополнительную силу, направленную вверх. Плавучая конвекция начинается на уровне свободной конвекции (LFC) , выше которого воздушная струя может подниматься через свободный конвективный слой (FCL) с положительной плавучестью. Его плавучесть становится отрицательной на уровне равновесия (EL)., но вертикальный импульс посылки может довести ее до максимального уровня посылки (MPL), где отрицательная плавучесть замедляет посылку до остановки. Интегрирование силы плавучести по вертикальному смещению участка дает доступную конвективную потенциальную энергию (CAPE), джоули энергии, доступной на килограмм потенциально плавучего воздуха. CAPE - это верхний предел для идеальной неразбавленной посылки, а квадратный корень из удвоенного CAPE иногда называют термодинамическим пределом скорости для восходящих потоков на основе простого уравнения кинетической энергии .
Однако такие концепции плавучего ускорения дают упрощенное представление о конвекции. Сопротивление - сила, противоположная силе противодействия плавучести [1] , так что подъем посылки происходит под балансом сил, подобным конечной скорости падающего объекта. Плавучесть может быть уменьшена за счет уноса , который разбавляет посылку окружающим воздухом. См. Ссылки CAPE , плавучесть и участки для более подробного математического объяснения этих процессов.
Атмосферная конвекция называется глубокой, когда она распространяется от поверхности до уровня выше 500 гПа, обычно останавливаясь в тропопаузе на уровне около 200 гПа . [1] Наиболее глубокая атмосферная конвекция происходит в тропиках как восходящая ветвь циркуляции Хэдли ; и представляет собой сильную локальную связь между поверхностью и верхней тропосферой, которая в основном отсутствует в зимних средних широтах. Его аналог в океане (глубокая конвекция вниз в толще воды) встречается только в нескольких местах. [2] Хотя такая конвекция в океане менее важна с точки зрения динамики, чем в атмосфере, она ответственна за существование во всем мире холодной воды в самых нижних слоях океана.
Инициирование [ править ]
Тепловая колонна (или тепловой) представляет собой вертикальный разрез поднимающегося воздуха в нижних высотах атмосферы Земли. Тепловые эффекты создаются из-за неравномерного нагрева поверхности Земли солнечным излучением. Солнце нагревает землю, которая, в свою очередь, нагревает воздух прямо над ней. Более теплый воздух расширяется, становясь менее плотным, чем окружающая воздушная масса, и создает тепловой минимум . [3] [4]Масса более легкого воздуха поднимается, и при этом он охлаждается из-за своего расширения при более низких высотных давлениях. Он перестает подниматься, когда остынет до температуры окружающего воздуха. С термиком связан нисходящий поток, окружающий термическую колонну. Нисходящий внешний вид вызван вытеснением более холодного воздуха в верхней части теплового потока. Еще один погодный эффект, обусловленный конвекцией, - это морской бриз . [5] [6]
Грозы [ править ]
Теплый воздух имеет более низкую плотность, чем холодный, поэтому теплый воздух поднимается вместе с более холодным [7], подобно воздушным шарам . [8] Облака образуются, когда относительно более теплый воздух, несущий влагу, поднимается в более прохладном воздухе. По мере того, как влажный воздух поднимается, он охлаждается, в результате чего часть водяного пара в поднимающемся пакете воздуха конденсируется . [9] Когда влага конденсируется, она выделяет энергию, известную как скрытая теплота испарения, которая позволяет поднимающемуся пакету воздуха охлаждаться меньше, чем окружающий его воздух, [10] продолжая восхождение облака. Если в атмосфере присутствует достаточно нестабильности , этот процесс будет продолжаться достаточно долго дляобразуются кучево-дождевые облака , поддерживающие молнии и гром. Как правило, для образования грозы требуются три условия: влажность, нестабильная воздушная масса и подъемная сила (тепло).
Все грозы , независимо от типа, пройти три этапа: стадия развития , то зрелый этап и этап диссипации . [11] Средняя гроза имеет диаметр 24 км (15 миль). В зависимости от условий в атмосфере на прохождение этих трех стадий уходит в среднем 30 минут. [12]
Существует четыре основных типа гроз: одноклеточные, многоклеточные, шквальные (также называемые многоклеточными) и суперячейки. Какой тип формируется, зависит от нестабильности и относительного ветрового режима в разных слоях атмосферы (« сдвиг ветра »). Однокамерные грозы образуются в условиях низкого вертикального сдвига ветра и длятся всего 20–30 минут. Организованные грозы и грозовые скопления / линии могут иметь более длительный жизненный цикл, поскольку они формируются в условиях значительного вертикального сдвига ветра, что способствует развитию более сильных восходящих потоков, а также различных форм суровой погоды. Суперячейка - самая сильная из гроз, которая чаще всего связана с сильным градом, сильным ветром и образованием торнадо.
Скрытое тепловыделение от конденсации является решающим фактором между значительной конвекцией и почти полным отсутствием конвекции. Тот факт, что в зимние месяцы воздух обычно прохладнее и поэтому не может удерживать столько водяного пара и связанного с ним скрытого тепла, является причиной того, что значительная конвекция (грозы) нечасты в более прохладных районах в этот период. Грозовой снег - это одна из ситуаций, когда механизмы принуждения обеспечивают поддержку очень резких отклонений от окружающей среды, что, как упоминалось ранее, является архетипом благоприятной конвекции. Небольшое количество скрытой теплоты, выделяемой из поднимающегося воздуха и конденсации влаги в грозовом снегу, также увеличивает этот конвективный потенциал, хотя и минимально. Также существуют три типа гроз: орографические, воздушные и фронтальные.
Границы и принуждение [ править ]
Несмотря на то, что в атмосфере может существовать слой с положительными значениями CAPE, если участок не достигает или не начинает подниматься до этого уровня, наиболее значительная конвекция, возникающая в FCL, не будет реализована. Это может происходить по многим причинам. В первую очередь, это результат ограничения или конвективного торможения (CIN / CINH). Процессы, которые могут разрушить это торможение, - это нагревание поверхности Земли и принуждение. Такие механизмы нагнетания способствуют восходящей вертикальной скорости, характеризующейся относительно низкой скоростью по сравнению с восходящей грозовой тягой. Из-за этого не фактический воздух, проталкиваемый к его LFC, «прорывает» ингибирование, а скорее форсирование адиабатически охлаждает ингибирование. Это могло бы противодействовать или "размывать" повышение температуры с высотой, которое имеет место во время инверсии покрытия.
Механизмы принуждения, которые могут привести к ослаблению торможения, - это механизмы, которые создают своего рода эвакуацию массы в верхних частях атмосферы или избыток массы в нижних уровнях атмосферы, что может привести к расхождению верхнего или нижнего уровня. уровень сходимости соответственно. Часто следует вертикальное движение вверх. В частности, холодный фронт , бриз между морем и озером , граница оттока или прохождение динамики завихренности ( дифференциальная адвекция положительной завихренности ) атмосферы, например, с впадинами, как коротковолновыми, так и длинноволновыми . Динамика струйных полос за счет дисбаланса сил Кориолиса и градиента давления, вызывающаясубгеострофические и супергеострофические потоки также могут создавать восходящие вертикальные скорости. Существует множество других атмосферных установок, в которых могут быть созданы восходящие вертикальные скорости.
Опасения по поводу сильной глубокой влажной конвекции [ править ]
Плавучесть является ключом к росту грозы и необходима при любой из серьезных угроз во время грозы. Есть и другие процессы, не обязательно термодинамические, которые могут увеличить силу восходящего потока. К ним относятся вращение восходящего потока , конвергенция на низком уровне и эвакуация массы из верхней части восходящего потока посредством сильных ветров на верхнем уровне и реактивного потока .
Приветствую [ править ]
Как и другие осадки в кучево-дождевых облаках, град начинается с капель воды. Когда капли поднимаются и температура опускается ниже точки замерзания, они становятся переохлажденной водой и замерзают при контакте с ядрами конденсации . Поперечное сечение большой грады показывает структуру, похожую на луковицу. Это означает, что град состоит из толстых и полупрозрачных слоев, чередующихся с тонкими, белыми и непрозрачными слоями. Прежняя теория предполагала, что градины подвергались многократным спускам и подъемам, попадая в зону влажности и повторно замерзая при подъеме. Считалось, что это движение вверх и вниз отвечает за последовательные слои грады. Новое исследование (основанное на теории и полевых исследованиях) показало, что это не всегда так.
Восходящий поток шторма с направленным вверх ветром со скоростью 180 километров в час (110 миль в час) [14] уносит образующиеся градины вверх по облаку. По мере того, как градин поднимается вверх, он попадает в области облака, где изменяется концентрация влаги и капель переохлажденной воды. Скорость роста градины меняется в зависимости от колебаний влажности и капель переохлажденной воды, с которыми он сталкивается. Скорость прироста этих капель воды является еще одним фактором роста градин. Когда градина попадает в зону с высокой концентрацией капель воды, она захватывает последние и приобретает полупрозрачный слой. Если град переместится в область, где в основном присутствует водяной пар, он образует слой непрозрачного белого льда. [15]
Кроме того, скорость грады зависит от его положения в восходящем потоке облака и его массы. Это определяет различную толщину слоев грады. Скорость нарастания капель переохлажденной воды на градину зависит от относительных скоростей между этими каплями воды и самой градой. Это означает, что, как правило, более крупные градины образуются на некотором расстоянии от более сильного восходящего потока, где они могут проходить больше времени для роста [15]. По мере роста градин выделяется скрытое тепло , которое сохраняет его внешний вид в жидкой фазе. Подвергаясь «влажному росту», внешний слой становится липким или более липким , поэтому один градус может расти при столкновении с другими более мелкими градами, образуя более крупный объект неправильной формы.[16]
Градина будет подниматься во время грозы до тех пор, пока ее масса не перестанет поддерживаться восходящим потоком. Это может занять не менее 30 минут в зависимости от силы восходящих потоков при градообразующей грозе, вершина которой обычно превышает 10 километров (6,2 мили). Затем он падает на землю, продолжая расти на основе тех же процессов, пока не покинет облако. Позже он начнет таять, когда попадет в воздух при температуре выше точки замерзания [17]
Таким образом, уникальной траектории грозы достаточно, чтобы объяснить слоистую структуру градин. Единственный случай, в котором мы можем обсуждать множественные траектории, - это многоклеточная гроза, когда град может быть выброшен с вершины «материнской» ячейки и захвачен восходящим потоком более интенсивной «дочерней ячейки». Однако это исключительный случай. [15]
Downburst [ править ]
Нисходящий поток создается столбом тонущего воздуха, который после удара об уровне земли распространяется во всех направлениях и способен создавать разрушительные прямолинейные ветры со скоростью более 240 километров в час (150 миль в час), часто вызывая повреждения, похожие на, но отличим от смерчей . Это потому, что физические свойства нисходящей волны полностью отличаются от свойств торнадо. Ущерб от нисходящего взрыва будет исходить из центральной точки, когда нисходящая колонна распространяется при ударе о поверхность, тогда как повреждение торнадо имеет тенденцию к сходящимся повреждениям, совместимым с вращающимися ветрами. Чтобы различать повреждение от торнадо и повреждение от нисходящего потока, термин « прямолинейный ветер» применяется к ущербу от микропорывов.
Нисходящие потоки - это особенно сильные нисходящие потоки от гроз. Нисходящие выбросы в воздухе, в котором отсутствуют осадки или содержат виргу , известны как сухие нисходящие выбросы ; [18] те, которые сопровождаются осадками, известны как мокрые нисходящие выбросы . Большинство нисходящих всплесков имеют протяженность менее 4 километров (2,5 миль): они называются микропрысками . [19] Нисходящие выбросы протяженностью более 4 километров (2,5 мили) иногда называют макровзрывами . [19] Нисходящие потоки могут происходить на больших площадях. В крайнем случае дерехоможет охватывать огромную территорию более 320 километров (200 миль) в ширину и более 1600 километров (990 миль) в длину, продолжаясь до 12 часов и более, и ассоциируется с некоторыми из самых сильных прямолинейных ветров, [20] но генеративный процесс несколько отличается от большинства нисходящих.
Торнадо [ править ]
Торнадо - это опасный вращающийся столб воздуха, соприкасающийся как с поверхностью земли, так и с основанием кучево-дождевого облака (грозового облака) или, в редких случаях, кучевого облака . Торнадо бывают разных размеров, но обычно образуют видимую воронку для конденсата , самый узкий конец которой достигает земли и окружен облаком мусора и пыли . [21]
Скорость ветра торнадо обычно составляет от 64 километров в час (40 миль в час) до 180 километров в час (110 миль в час). Их диаметр составляет примерно 75 метров (246 футов), и они проходят несколько километров, прежде чем рассеяться. Некоторые из них развивают скорость ветра более 480 километров в час (300 миль в час), могут растягиваться более чем на 1,6 километра (0,99 мили) в поперечнике и поддерживать контакт с землей на расстояние более 100 километров (62 мили). [22] [23] [24]
Торнадо, несмотря на то, что они являются одним из самых разрушительных погодных явлений, обычно недолговечны. Долгоживущий торнадо обычно длится не более часа, но известно, что некоторые из них могут длиться 2 часа или дольше (например, торнадо с тремя состояниями ). Из-за их относительно короткой продолжительности известно меньше информации о развитии и формировании торнадо. [25] Обычно любой циклон в зависимости от его размера и интенсивности имеет разную динамику нестабильности. Наиболее нестабильное азимутальное волновое число выше для больших циклонов. [26]
Измерение [ править ]
Потенциал конвекции в атмосфере часто измеряется профилем температуры атмосферы / точки росы с высотой. Это часто отображается на диаграмме Skew-T или другой подобной термодинамической диаграмме. Они могут быть нанесены на график с помощью анализа измеренного зондирования , который представляет собой отправку радиозонда, прикрепленного к воздушному шару, в атмосферу для измерения высоты. Модели прогнозовтакже могут создавать эти диаграммы, но они менее точны из-за неопределенностей и смещений модели и имеют более низкое пространственное разрешение. Тем не менее, временное разрешение модельных зондирований прогноза больше, чем у прямых измерений, где первые могут иметь графики для интервалов до каждых 3 часов, а вторые - только 2 в день (хотя, когда ожидается конвективное событие, особый зондирование может быть взято вне обычного графика 00Z, а затем 12Z.). [2]
Другие проблемы прогнозирования [ править ]
Атмосферная конвекция также может быть причиной и влиять на ряд других погодных условий. Несколько примеров в меньшем масштабе могут включать: Конвекцию, перемешивающую планетарный пограничный слой (PBL) и позволяющую более сухому воздуху подниматься к поверхности, тем самым уменьшая точки росы, создавая облака типа кучевых облаков, которые могут ограничивать небольшое количество солнечного света, увеличивая приземные ветры, сделать границы оттока / и другие более мелкие границы более размытыми, а также продвижение сухой линии на восток в течение дня. В более крупном масштабе подъем воздуха может привести к понижению температуры ядра на поверхности, часто встречающемуся в пустыне на юго-западе.
См. Также [ править ]
- Атмосферное проседание
- Атмосферная термодинамика
- Обнаружение конвективных штормов
Ссылки [ править ]
- ^ "Мелкая / глубокая конвекция" . Национальные центры экологического прогнозирования. 15 марта 1999 г.
- ^ Хелен Джонс. «Глубокая конвекция в открытом океане» .
- ^ Национальное бюро прогнозов погоды в Тусоне, Аризона (2008). "Что такое сезон дождей?" . Штаб-квартира Национальной метеорологической службы в Западном регионе . Проверено 8 марта 2009 .
- ↑ Дуглас Г. Хан и Сюкуро Манабе (1975). «Роль гор в круговороте муссонов в Южной Азии» . Журнал атмосферных наук . 32 (8): 1515–1541. Bibcode : 1975JAtS ... 32.1515H . DOI : 10.1175 / 1520-0469 (1975) 032 <1515: TROMIT> 2.0.CO; 2 . ISSN 1520-0469 .
- ^ Университет Висконсина. Морские и наземные бризы. Проверено 24 октября 2006.
- ^ JetStream: Интернет школа для погоды (2008). Морской бриз. Архивировано 23 сентября 2006 года национальной метеорологической службой Wayback Machine . Проверено 24 октября 2006.
- ↑ Альберт Ирвин Фрай (1913). Карманный справочник инженеров-строителей: справочник для инженеров, подрядчиков . Компания Д. Ван Ностранд. п. 462 . Проверено 31 августа 2009 .
плотность зависит от температурной книги.
- ^ Yikne Денг (2005). Древние китайские изобретения . Китайская международная пресса. С. 112–13. ISBN 978-7-5085-0837-5. Проверено 18 июня 2009 .
- ^ FMI (2007). «Туман и слоистые слои - физическая метеорология» . Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik . Проверено 7 февраля 2009 .
- ^ Крис С. Муни (2007). Штормовой мир: ураганы, политика и битва за глобальное потепление . Houghton Mifflin Harcourt. п. 20 . ISBN 978-0-15-101287-9. Проверено 31 августа 2009 .
книга скрытой теплоты образования облаков.
- ^ Майкл Х. Могил (2007). Экстремальная погода . Нью-Йорк: Black Dog & Leventhal Publisher. С. 210–211. ISBN 978-1-57912-743-5.
- ^ Национальная лаборатория сильных штормов (2006-10-15). «Букварь для суровых погодных условий: вопросы и ответы о грозах» . Национальное управление океанических и атмосферных исследований . Архивировано из оригинального 25 августа 2009 года . Проверено 1 сентября 2009 .
- ^ Франк В. Галлахер, III. (Октябрь 2000 г.). «Далекие зеленые грозы - пересмотренная теория Фрейзера» . Журнал прикладной метеорологии . 39 (10): 1754. Bibcode : 2000JApMe..39.1754G . DOI : 10.1175 / 1520-0450-39.10.1754 .
- ^ Национальный центр атмосферных исследований (2008). "Радуйся" . Университетская корпорация атмосферных исследований. Архивировано из оригинала на 2010-05-27 . Проверено 18 июля 2009 .
- ^ a b c Стефан П. Нельсон (август 1983 г.). «Влияние силы штормового потока на рост града» . Журнал атмосферных наук . 40 (8): 1965–1983. Bibcode : 1983JAtS ... 40.1965N . DOI : 10.1175 / 1520-0469 (1983) 040 <1965: TIOSFS> 2.0.CO; 2 . ISSN 1520-0469 .
- ^ Джулиан К. Бримелоу; Герхард В. Рейтер и Юджин Р. Пулман (октябрь 2002 г.). «Моделирование максимального размера града во время гроз в Альберте» . Погода и прогнозирование . 17 (5): 1048–1062. Bibcode : 2002WtFor..17.1048B . DOI : 10,1175 / 1520-0434 (2002) 017 <1048: MMHSIA> 2.0.CO; 2 . ISSN 1520-0434 .
- ^ Жак Маршалл (2000-04-10). "Hail Fact Sheet" . Университетская корпорация атмосферных исследований . Архивировано из оригинала на 2009-10-15 . Проверено 15 июля 2009 .
- ^ Фернандо Карасена, Рональд Л. Холле и Чарльз А. Досуэлл III. Микропорывы: Справочник по визуальной идентификации. Проверено 9 июля 2008 г.
- ^ a b Глоссарий по метеорологии. Макроблеск. Проверено 30 июля 2008 г.
- ^ Питер С. Парк и Норван Дж. Ларсон. Пограничные воды Буря. Проверено 30 июля 2008 г.
- ^ Renno, Nilton О. (август 2008). «Термодинамически общая теория конвективных вихрей» (PDF) . Tellus . 60 (4): 688–99. Bibcode : 2008TellA..60..688R . DOI : 10.1111 / j.1600-0870.2008.00331.x . ЛВП : 2027,42 / 73164 .
- ↑ Эдвардс, Роджер (04.04.2006). «Часто задаваемые вопросы о торнадо в Интернете» . Центр прогнозирования штормов . Архивировано 30 сентября 2006 года . Проверено 8 сентября 2006 .
- ^ "Доплер на колесах" . Центр исследований суровой погоды. 2006. Архивировано из оригинала 5 февраля 2007 года . Проверено 29 декабря 2006 .
- ^ "Халлам Небраска Торнадо" . Омаха / Вэлли, штат Северная Каролина, Бюро прогнозов погоды. 2005-10-02. Архивировано 4 октября 2006 года . Проверено 8 сентября 2006 .
- ^ "Торнадо" . 2008-08-01. Архивировано из оригинала на 2009-10-12 . Проверено 3 августа 2009 .
- ^ Ростами, Масуд; Цейтлин, Владимир (2018). «Усовершенствованная модель влажно-конвективного вращающегося мелководья и ее применение к неустойчивости урагано-подобных вихрей» (PDF) . Ежеквартальный журнал Королевского метеорологического общества . 144 (714): 1450–1462. Bibcode : 2018QJRMS.144.1450R . DOI : 10.1002 / qj.3292 .
