Atmosfærisk ustabilitet - Atmospheric instability

En støv djevel i Ramadi , Irak .

Atmosfærisk ustabilitet er en tilstand der jordens atmosfære generelt anses å være ustabil og som et resultat av at været utsettes for en høy grad av variasjon gjennom avstand og tid. Atmosfærisk stabilitet er et mål på atmosfærens tendens til å motvirke eller avskrekke vertikal bevegelse, og vertikal bevegelse er direkte korrelert til forskjellige typer værsystemer og deres alvorlighetsgrad. Under ustabile forhold vil en løftet ting, for eksempel en luftpakke , være varmere enn luften rundt i høyden. Fordi det er varmere, er det mindre tett og er utsatt for ytterligere stigning.

I meteorologi kan ustabilitet beskrives ved forskjellige indekser som Bulk Richardson-tall , løftet indeks , K-indeks , konvektiv tilgjengelig potensiell energi (CAPE) , Showalter og Vertical totals. Disse indeksene, så vel som atmosfærisk ustabilitet i seg selv, innebærer temperaturendringer gjennom troposfæren med høyde eller forfallshastighet . Effekter av atmosfærisk ustabilitet i fuktig atmosfære inkluderer utvikling av tordenvær , som over varme hav kan føre til tropisk syklogenese og turbulens . I tørre atmosfærer kan det dannes dårligere mirages , støv djevler , damp djevler og brannvirvler . Stabil atmosfære kan være forbundet med duskregn , tåke , økt luftforurensning , mangel på turbulens og uformede hulldannelser .

Skjemaer

Anvilformet tordensky i den modne scenen over Swifts Creek, Victoria

Det er to hovedformer for atmosfærisk ustabilitet:

Under konvektiv ustabilitet fører termisk blanding gjennom konveksjon i form av varm luft som stiger til utvikling av skyer og muligens nedbør eller konvektive stormer . Dynamisk ustabilitet produseres gjennom den horisontale bevegelsen av luft og de fysiske kreftene den utsettes for, for eksempel Coriolis -kraft og trykkgradientkraft . Dynamisk løft og blanding gir ofte sky, nedbør og uvær ofte i synoptisk skala .

Årsak til ustabilitet

Hvorvidt atmosfæren har stabilitet eller ikke, avhenger delvis av fuktighetsinnholdet. I en veldig tørr troposfære indikerer en temperaturnedgang med høyde mindre enn 9,8C per kilometer stigning stabilitet, mens større endringer indikerer ustabilitet. Denne forfallshastigheten er kjent som den tørre adiabatiske forfallshastigheten. I en helt fuktig troposfære indikerer en temperaturnedgang med høyde mindre enn 6C per kilometer stigning stabilitet, mens større endringer indikerer ustabilitet. I området mellom 6C og 9,8C temperaturfall per kilometer oppstigning, brukes begrepet betinget ustabil.

Indekser som brukes for å bestemme den

Løftet indeks

Den løftede indeksen (LI), vanligvis uttrykt i kelvin , er temperaturforskjellen mellom temperaturen i miljøet Te (p) og en luftpakke løftet adiabatisk Tp (p) ved en gitt trykkhøyde i troposfæren, vanligvis 500 hPa ( mb ). Når verdien er positiv, er atmosfæren (i den respektive høyden) stabil, og når verdien er negativ, er atmosfæren ustabil. Det forventes tordenvær med verdier under −2, og alvorlig vær er ventet med verdier under −6.

K Indeks

K-indeksverdi Tordenvær sannsynlighet
Mindre enn 20 Ingen
20 til 25 Isolerte tordenvær
26 til 30 Mye spredte tordenvær
31 til 35 Spredt tordenvær
Over 35 Tallrike tordenvær

K-indeksen er avledet aritmetisk: K-indeks = (850 hPa temperatur-500 hPa temperatur) + 850 hPa duggpunkt -700 hPa duggpunkt depresjon

  • Temperaturforskjellen mellom 850 hPa (1.500 m (1.500 m) over havet) og 500 hPa (18.000 fot (5.500 m) over havet) brukes til å parameterisere den vertikale temperaturforløpshastigheten.
  • 850 hPa duggpunkt gir informasjon om fuktighetsinnholdet i den nedre atmosfæren.
  • Det vertikale omfanget av det fuktige laget representeres av forskjellen mellom 700 hPa -temperaturen (3000 fot over havet) og 700 hPa duggpunkt.

CAPE og CIN

Gunstige forhold for tordenværstyper og komplekser

Konvektiv tilgjengelig potensiell energi (CAPE), noen ganger, ganske enkelt, tilgjengelig potensiell energi (APE), er mengden energi en pakke luft ville ha hvis den løftet en viss avstand vertikalt gjennom atmosfæren. CAPE er effektivt den positive oppdriften til en luftpakke og er en indikator på atmosfærisk ustabilitet, noe som gjør den verdifull for å forutsi alvorlig vær. CIN, konvektiv inhibering , er effektivt negativ oppdrift, uttrykt B- ; motsatt av konvektiv tilgjengelig potensiell energi (CAPE) , som uttrykkes som B+ eller ganske enkelt B. Som med CAPE, uttrykkes CIN vanligvis i J /kg, men kan også uttrykkes som m 2 /s 2 , ettersom verdiene er ekvivalente. Faktisk blir CIN noen ganger referert til som negativ flytende energi ( NBE ).

Det er en form for væskeinstabilitet som finnes i termisk lagdelte atmosfærer der en kaldere væske ligger over en varmere. Når en luftmasse er ustabil, akselereres elementet i luftmassen som forskyves oppover av trykkforskjellen mellom den fortrengte luften og omgivelsesluften i (høyere) høyden den ble forskjøvet til. Dette skaper vanligvis vertikalt utviklede skyer fra konveksjon, på grunn av den stigende bevegelsen, som til slutt kan føre til tordenvær. Det kan også opprettes i andre fenomen, for eksempel en kaldfront. Selv om luften er kjøligere på overflaten, er det fortsatt varmere luft i mellomnivåene, som kan stige til de øvre nivåene. Imidlertid, hvis det ikke er nok vanndamp tilstede, er det ingen evne til kondens, derfor vil ikke stormer, skyer og regn dannes.

Bulk Richardson -nummer

Bulk Richardson Number (BRN) er et dimensjonsløst tall som angår vertikal stabilitet og vertikal vindskjæring (vanligvis stabilitet delt på skjær). Det representerer forholdet mellom termisk produsert turbulens og turbulens generert av vertikal skjær. Praktisk talt bestemmer verdien om konveksjon er gratis eller tvunget. Høye verdier indikerer ustabile og/eller svakt skjærede miljøer ; lave verdier indikerer svak ustabilitet og/eller sterk vertikal skjær. Vanligvis antyder verdier i området rundt 10 til 45 miljøforhold som er gunstige for utvikling av superceller .

Showalter -indeks

Showalter -indeksen er et dimensjonsløst tall beregnet ved å ta temperaturen på 850 hPa -nivået som deretter tas tørt adiabatisk opp til metning, deretter opp til 500 hPa -nivået, som deretter trekkes av den observerte temperaturen på 500 hPa. Hvis verdien er negativ, er den nedre delen av atmosfæren ustabil, med tordenvær ventet når verdien er under -3. Anvendelsen av Showalter -indeksen er spesielt nyttig når det er en kjølig, grunne luftmasse under 850 hPa som skjuler det potensielle konvektive løftet. Indeksen vil imidlertid undervurdere det potensielle konvektive løftet hvis det er kule lag som strekker seg over 850 hPa og det ikke tar hensyn til daglige strålingsendringer eller fuktighet under 850 hPa.

Effekter

Bilde av en undular boring bølge

Stabil atmosfære

Stabile forhold, for eksempel under en klar og rolig natt, vil føre til at forurensninger blir fanget nær bakkenivå. Drypp oppstår i en fuktig luftmasse når den er stabil. Luft i et stabilt lag er ikke turbulent. Forhold knyttet til et marint lag , en stabil atmosfære som er vanlig på vestsiden av kontinenter nær kaldtvannsstrømmer, fører til tåke over natten og morgenen. Uformede boringer kan dannes når en lav nivågrense som en kaldfront eller utstrømningsgrense nærmer seg et lag med kald, stabil luft. Grensen som nærmer seg vil skape en forstyrrelse i atmosfæren og produsere en bølgelignende bevegelse, kjent som en tyngdekraftsbølge . Selv om de bølgende bølgebølgene fremstår som skybånd over himmelen, er de tverrgående bølger og drives av energioverføring fra en møtende storm og formes av tyngdekraften. Den bølgelignende utseendet til denne bølgen beskrives som forstyrrelsen i vannet når en stein ruller ned i en dam eller når en båt i bevegelse skaper bølger i vannet rundt. Objektet forskyver vannet eller mediet bølgen beveger seg gjennom og mediet beveger seg oppover. På grunn av tyngdekraften trekkes imidlertid vannet eller mediet ned igjen, og gjentagelsen av denne syklusen skaper tverrbølgebevegelse.

Ustabil atmosfære

Mirage over en varm vei, med utseendet av "falskt vann" på overflaten

Innenfor et ustabilt lag i troposfæren vil løfting av luftpakker skje, og fortsette så lenge atmosfæren i nærheten forblir ustabil. Når det velter gjennom troposfærens dybde (med konveksjon som er avdekket av det relativt varmere, mer stabile laget av stratosfæren ), fører dype konvektive strømmer til tordenværsutvikling når nok fuktighet er tilstede. Over varme havvann og i en region i troposfæren med lett vertikal vindskjæring og betydelig lavt spinn (eller virvel), kan slik tordenværsaktivitet vokse i dekning og utvikle seg til en tropisk syklon . Over varme overflater i varme dager kan ustabil tørr luft føre til betydelig brytning av lyset i luftlaget, noe som forårsaker dårligere mirages .

Når vinden er lett, kan støvdjevler utvikle seg på tørre dager i et område med ustabilitet på bakkenivå. Små, tornado-lignende sirkulasjoner kan forekomme over eller i nærheten av en intens varmekilde på overflaten, noe som vil ha betydelig ustabilitet i nærheten. De som oppstår i nærheten av intense skogbranner kalles brannvirvler, som kan spre en brann utover de tidligere grensene. En damp devil er en roterende oppdriften som involverer damp eller røk . De kan dannes fra røykutslipp fra et røykstativ i et kraftverk . Varme kilder og varme innsjøer er også egnede steder for å danne en damndjevel når kald arktisk luft passerer over det relativt varme vannet.

Se også

Referanser