Skyfysikk - Cloud physics
| Del av en serie om |
| Vær |
|---|
 |
 Værportal
|
Skyfysikk er studiet av de fysiske prosessene som fører til dannelse, vekst og nedbør av atmosfæriske skyer. Disse aerosolene finnes i troposfæren , stratosfæren og mesosfæren , som samlet utgjør den største delen av homosfæren . Skyer består av mikroskopiske dråper med flytende vann (varme skyer), små iskrystaller (kalde skyer) eller begge deler (blandede faseskyer). Skydråper dannes først ved kondensering av vanndamp på kondensasjonskjerner når overmettelse av luft overstiger en kritisk verdi ifølge Köhler -teorien . Skykondensasjonskjerner er nødvendige for dannelse av skydråper på grunn av Kelvin -effekten , som beskriver endringen i metningstrykk på grunn av en buet overflate. Ved små radier er mengden overmettelse som trengs for at kondens skal oppstå så stor at det ikke skjer naturlig. Raoults lov beskriver hvordan damptrykket er avhengig av mengden oppløst stoff i en løsning. Ved høye konsentrasjoner, når skydråpene er små, er den nødvendige overmettingen mindre enn uten tilstedeværelse av en kjerne.
I varme skyer faller større skydråper med en høyere terminalhastighet; fordi ved en gitt hastighet er dragkraften per enhet dråpevekt på mindre dråper større enn på store dråper. De store dråpene kan deretter kollidere med små dråper og kombinere for å danne enda større dråper. Når dråpene blir store nok til at deres nedadgående hastighet (i forhold til luften rundt) er større enn den oppadgående hastigheten (i forhold til bakken) for den omkringliggende luften, kan dråpene falle som nedbør . Kollisjonen og koalescensen er ikke like viktig i skyer med blandet fase der Bergeron -prosessen dominerer. Andre viktige prosesser som danner nedbør er kanting , når en avkjølt væskedråpe kolliderer med et solid snøfnugg, og aggregering, når to faste snøfnugg kolliderer og kombineres. Den nøyaktige mekanikken for hvordan en sky dannes og vokser, er ikke helt forstått, men forskere har utviklet teorier som forklarer strukturen til skyer ved å studere mikrofysikken til individuelle dråper. Fremskritt innen værradar og satellittteknologi har også gjort det mulig å studere skyer i stor skala.
Historien om skyfysikk
Den moderne skyfysikken begynte på 1800 -tallet og ble beskrevet i flere publikasjoner. Otto von Guericke kom fra ideen om at skyer var sammensatt av vannbobler. I 1847 Augustus Waller brukes edderkoppnett for å undersøke små dråper under mikroskop. Disse observasjonene ble bekreftet av William Henry Dines i 1880 og Richard Assmann i 1884.
Skydannelse: hvordan luften blir mettet
Kjøle luft til duggpunktet
Adiabatisk kjøling: stigende pakker med fuktig luft
Når vann fordamper fra et område på jordens overflate, blir luften over området fuktig. Fuktig luft er lettere enn den omkringliggende tørre luften, noe som skaper en ustabil situasjon. Når det er akkumulert nok fuktig luft, stiger all fuktig luft som en enkelt pakke, uten å blande seg med luften rundt. Etter hvert som det dannes mer fuktig luft langs overflaten, gjentas prosessen, noe som resulterer i at en rekke diskrete pakker med fuktig luft stiger for å danne skyer.
Denne prosessen skjer når ett eller flere av tre mulige løftemidler - syklonisk/frontal, konvektiv eller orografisk - får luft som inneholder usynlig vanndamp til å stige og avkjøles til duggpunktet , temperaturen ved hvilken luften blir mettet. Hovedmekanismen bak denne prosessen er adiabatisk kjøling . Atmosfærisk trykk avtar med høyden, så den stigende luften ekspanderer i en prosess som bruker energi og får luften til å kjøle seg ned, noe som får vanndamp til å kondensere til sky. Vanndamp i mettet luft er normalt tiltrukket kondensasjonskjerner for eksempel støv og saltpartikler som er små nok til å bli holdt værs ved normal sirkulasjon av luften. Vanndråpene i en sky har en normal radius på omtrent 0,002 mm (0,00008 in). Dråpene kan kollidere for å danne større dråper, som forblir høye så lenge hastigheten til den stigende luften i skyen er lik eller større enn dråpens endehastighet.
For ikke-konvektiv sky kalles høyden der kondens begynner å skje, hevet kondensnivå (LCL), som grovt bestemmer høyden på skybasen. Gratis konvektive skyer dannes vanligvis i høyden av det konvektive kondensnivået (CCL). Vanndamp i mettet luft er normalt tiltrukket kondensasjonskjerner for eksempel saltpartikler som er små nok til å bli holdt værs ved normal sirkulasjon av luften. Hvis kondensasjonsprosessen skjer under frysenivået i troposfæren, hjelper kjernene med å transformere dampen til svært små vanndråper. Skyer som dannes like over frysepunktet består hovedsakelig av underkjølte væskedråper, mens de som kondenserer ut i større høyder der luften er mye kaldere generelt tar form av iskrystaller . Fravær av tilstrekkelige kondenspartikler ved og over kondensnivået får den stigende luften til å bli overmettet og dannelsen av sky har en tendens til å bli hemmet.
Frontal og syklonisk heis
Frontal og syklonisk løft oppstår i deres reneste manifestasjoner når stabil luft, som har blitt utsatt for liten eller ingen overflateoppvarming, blir tvunget opp på værfronter og rundt lavtrykkssentre . Varme fronter assosiert med ekstratropiske sykloner har en tendens til å generere hovedsakelig cirriform og stratiforme skyer over et stort område, med mindre den varme luftmassen som nærmer seg er ustabil, i så fall vil cumulus congestus eller cumulonimbus skyer vanligvis være innebygd i det viktigste utfellende skylaget. Kaldfronter beveger seg vanligvis raskere og genererer en smalere skyline som for det meste er stratokumuliform, cumuliform eller cumulonimbiform avhengig av stabiliteten til den varme luftmassen like foran fronten.
Konvektiv heis
En annen agent er den flytende konvektive oppadgående bevegelsen forårsaket av betydelig soloppvarming på dagtid på overflatenivå, eller av relativt høy absolutt fuktighet. Innkommende kortbølget stråling generert av solen sendes ut på nytt som langbølget stråling når den når jordens overflate. Denne prosessen varmer opp luften nærmest bakken og øker luftmasse ustabilitet ved å opprette en brattere temperatur -gradient fra varm eller varm ved overflatenivå for kulde til værs. Dette får den til å stige og avkjøles til temperatur likevekt er oppnådd med luften rundt. Moderat ustabilitet tillater dannelse av kumuliforme skyer av moderat størrelse som kan produsere lette dusjer hvis luftmassen er tilstrekkelig fuktig. Typiske konveksjonsstrømmer kan gjøre at dråpene vokser til en radius på omtrent 0,015 millimeter (0,0006 in) før de faller ut som byger. Tilsvarende diameter på disse dråpene er omtrent 0,03 millimeter (0,001 tommer).
Hvis luft i nærheten av overflaten blir ekstremt varm og ustabil, kan bevegelsen oppover bli ganske eksplosiv, noe som resulterer i ruvende cumulonimbiforme skyer som kan forårsake alvorlig vær . Som bittesmå vannpartikler som utgjør skygruppen til dannelse av dråper regn, trekkes de ned til jorden av tyngdekraften . Dråpene vil normalt fordampe under kondensnivået, men sterke oppstrøms buffere de fallende dråpene, og kan holde dem høyt mye lenger enn de ellers ville gjort. Voldelig opptrekk kan nå hastigheter på opptil 180 miles i timen (290 km/t). Jo lenger regndråpene forblir oppe, jo mer tid må de vokse til større dråper som til slutt faller som kraftige byger.
Regndråper som bæres godt over frysepunktet blir først avkjølt og fryser deretter ned i små hagl. En frossen iskjerne kan ta opp 1,3 cm i størrelse og bevege seg gjennom et av disse oppdriftene og kan sykle gjennom flere opp- og nedtrekk før det til slutt blir så tungt at det faller til bakken som et stort hagl. Å kutte en hagl i to viser løklignende islag, noe som indikerer tydelige tider da den passerte gjennom et lag med superkjølt vann. Det er funnet hagl med en diameter på opptil 18 cm.
Konvektiv løft kan forekomme i en ustabil luftmasse langt borte fra fronter. Imidlertid kan veldig varm ustabil luft også være tilstede rundt fronter og lavtrykkssentre, og produserer ofte kumuliforme og cumulonimbiforme skyer i tyngre og mer aktive konsentrasjoner på grunn av de kombinerte frontal- og konvektive løftemidlene. Som med ikke-frontal konvektiv løft fremmer økende ustabilitet vertikal skyvekst oppover og øker potensialet for hardt vær. Ved relativt sjeldne tilfeller kan konvektiv løft være kraftig nok til å trenge gjennom tropopausen og skyve skyen opp i stratosfæren.
Orografisk løft
En tredje kilde til heis er vindsirkulasjon som tvinger luft over en fysisk barriere som et fjell ( orografisk løft ). Hvis luften generelt er stabil, vil det ikke danne seg noe mer enn skyer med linseformede hetter. Men hvis luften blir tilstrekkelig fuktig og ustabil, kan det oppstå orografiske byger eller tordenbyger .
Ikke-adiabatisk kjøling
Sammen med adiabatisk kjøling som krever et løftemiddel, er det tre andre hovedmekanismer for å senke temperaturen til luften til duggpunktet, som alle skjer nær overflatenivå og ikke krever løfting av luften. Konduktiv, radiasjonell og fordampende avkjøling kan forårsake kondens på overflatenivå og resultere i dannelse av tåke . Konduktiv kjøling finner sted når luft fra et relativt mildt kildeområde kommer i kontakt med en kaldere overflate, som når mild marin luft beveger seg over et kaldere landområde. Strålingskjøling oppstår på grunn av utslipp av infrarød stråling , enten av luften eller av overflaten under. Denne typen avkjøling er vanlig om natten når himmelen er klar. Fordampningskjøling skjer når fuktighet tilføres luften gjennom fordampning, noe som tvinger lufttemperaturen til å avkjøles til våtpære-temperaturen , eller noen ganger til metningspunktet.
Tilfører fuktighet til luften
Det er fem hovedmåter for at vanndamp kan tilføres luften. Økt dampinnhold kan skyldes vindkonvergens over vann eller fuktig grunn i områder med bevegelse oppover. Nedbør eller virga som faller ovenfra øker også fuktighetsinnholdet. Oppvarming på dagtid får vann til å fordampe fra overflaten av hav, vannmasser eller vått land. Transpirasjon fra planter er en annen typisk kilde til vanndamp. Til slutt vil kald eller tørr luft som beveger seg over varmere vann bli mer fuktig. Som med oppvarming på dagtid, øker tilførsel av fuktighet til luften varmeinnholdet og ustabiliteten og hjelper til med å sette i gang prosessene som fører til dannelse av sky eller tåke.
Overmettelse
Mengden vann som kan eksistere som damp i et gitt volum øker med temperaturen. Når mengden vanndamp er i likevekt over en flat vannflate kalles damptrykket for metning og den relative fuktigheten er 100%. Ved denne likevekten fordamper det like mange molekyler fra vannet når det kondenserer tilbake i vannet. Hvis den relative fuktigheten blir større enn 100%, kalles det overmettet. Overmettelse oppstår i fravær av kondensasjonskjerner.
Siden metningstrykket er proporsjonalt med temperaturen, har kald luft et lavere metningspunkt enn varm luft. Forskjellen mellom disse verdiene er grunnlaget for dannelsen av skyer. Når mettet luft avkjøles, kan den ikke lenger inneholde samme mengde vanndamp. Hvis forholdene er riktige, vil overflødig vann kondensere ut av luften til det nedre metningspunktet er nådd. En annen mulighet er at vannet holder seg i dampform, selv om det er utenfor metningspunktet, noe som resulterer i overmettelse .
Overmettelse på mer enn 1-2% i forhold til vann er sjelden sett i atmosfæren, siden skykondensasjonskjerner vanligvis er tilstede. Mye høyere overmettingsgrader er mulig i ren luft, og er grunnlaget for skykammeret .
Det er ingen instrumenter for å måle overmettelse i skyer.
Superkjøling
Vanndråper forblir vanligvis som flytende vann og fryser ikke, selv godt under 0 ° C (32 ° F). Iskjerner som kan være tilstede i en atmosfærisk dråpe, blir aktive for isdannelse ved spesifikke temperaturer mellom 0 ° C (32 ° F) og -38 ° C (−36 ° F), avhengig av kjernens geometri og sammensetning. Uten iskjerner kan underkjølte vanndråper (så vel som ekstremt rent flytende vann) eksistere ned til omtrent -38 ° C (-36 ° F), da oppstår spontan frysing.
Kollisjon-koalescens
En teori som forklarer hvordan oppførselen til individuelle dråper i en sky fører til dannelse av nedbør, er kollisjon-koalescensprosessen. Dråper suspendert i luften vil samhandle med hverandre, enten ved å kollidere og hoppe av hverandre eller ved å kombinere for å danne en større dråpe. Etter hvert blir dråpene store nok til at de faller til jorden som nedbør. Kollisjons-koalescensprosessen utgjør ikke en vesentlig del av skyformasjonen, da vanndråper har en relativt høy overflatespenning. I tillegg er forekomsten av kollisjon-koalescens nært knyttet til blandingsprosesser.
Bergeron -prosessen
Den primære mekanismen for dannelse av isskyer ble oppdaget av Tor Bergeron . Bergeron -prosessen bemerker at metningens damptrykk i vann, eller hvor mye vanndamp et gitt volum kan inneholde, avhenger av hva dampen interagerer med. Nærmere bestemt er metningens damptrykk med hensyn til is lavere enn metningens damptrykk med hensyn til vann. Vanndamp som interagerer med en vanndråpe kan være mettet, ved 100% relativ fuktighet , når den interagerer med en vanndråpe, men den samme mengden vanndamp ville være overmettet når den interagerer med en ispartikkel. Vanndampen vil prøve å gå tilbake til likevekt , så den ekstra vanndampen vil kondensere til is på overflaten av partikkelen. Disse ispartiklene ender opp som kjernene til større iskrystaller. Denne prosessen skjer bare ved temperaturer mellom 0 ° C (32 ° F) og −40 ° C (−40 ° F). Under −40 ° C (−40 ° F) vil flytende vann spontant nukleere og fryse. Vannets overflatespenning gjør at dråpen kan holde seg flytende godt under det normale frysepunktet. Når dette skjer, er det nå underkjølt flytende vann. Bergeron -prosessen er avhengig av at superkjølt flytende vann (SLW) samhandler med iskjerner for å danne større partikler. Hvis det er få iskjerner sammenlignet med mengden SLW, vil det ikke kunne dannes dråper. En prosess der forskere frø en sky med kunstige iskjerner for å oppmuntre til nedbør, er kjent som skysåing. Dette kan bidra til å forårsake nedbør i skyer som ellers ikke kan regne. Cloud seeding legger til overflødig kunstig iskjerner som forskyver balansen slik at det er mange kjerner sammenlignet med mengden superkjølt flytende vann. En overfrøet sky vil danne mange partikler, men hver vil være veldig liten. Dette kan gjøres som et forebyggende tiltak for områder som er utsatt for haglstorm .
Cloud -klassifisering
Skyer i troposfæren , det atmosfæriske laget som er nærmest Jorden, er klassifisert i henhold til høyden de blir funnet på, og deres form eller utseende. Det er fem former basert på fysisk struktur og dannelsesprosess. Cirriform -skyer er høye, tynne og sprø, og sees mest i utkant langs forkantene av organiserte værforstyrrelser. Stratiforme skyer er ikke-konvektive og fremstår som omfattende arklignende lag, alt fra tynne til veldig tykke med betydelig vertikal utvikling. De er stort sett produktet av storstilt løft av stabil luft. Ustabile frikonvektive kumuliforme skyer dannes stort sett til lokaliserte hauger. Stratocumuliform skyer med begrenset konveksjon viser en blanding av cumuliform og stratiform egenskaper som vises i form av ruller eller krusninger. Svært konvektive cumulonimbiform -skyer har komplekse strukturer, ofte inkludert cirriform -topper og stratocumuliform -tilbehørsskyer.
Disse formene er kryssklassifisert etter høydeområde eller nivå i ti slektstyper som kan deles inn i arter og mindre typer. Høye skyer dannes i høyder på 5 til 12 kilometer. Alle cirriform-skyer er klassifisert som høyt nivå og utgjør derfor en enkelt sky-slekt cirrus . Stratiforme og stratocumuliforme skyer i det høye nivået av troposfæren har prefikset cirro- lagt til navnene sine og gir slektene cirrostratus og cirrocumulus . Lignende skyer som finnes i mellomnivået (høydeområde 2 til 7 kilometer) bærer prefikset alt- noe som resulterer i slektsnavnene altostratus og altocumulus .
Skyer på lavt nivå har ingen høyderelaterte prefikser, så stratiforme og stratocumuliforme skyer basert rundt 2 kilometer eller lavere er bare kjent som stratus og stratocumulus . Små kumuluskyer med liten vertikal utvikling (arter humilis) er også ofte klassifisert som lavt nivå.
Kumuliforme og cumulonimbiforme hauger og dype stratiforme lag opptar ofte minst to troposfæriske nivåer, og det største eller dypeste av disse kan oppta alle tre nivåene. De kan klassifiseres som lavt eller mellomnivå, men er også ofte klassifisert eller karakterisert som vertikal eller flernivå. Nimbostratus -skyer er stratiforme lag med tilstrekkelig vertikal utstrekning til å produsere betydelig nedbør. Tårnende cumulus (arter congestus) og cumulonimbus kan dannes hvor som helst fra nær overflaten til mellomhøyder på rundt 3 kilometer. Av de vertikalt utviklede skyene er cumulonimbus -typen den høyeste og kan praktisk talt spenne over hele troposfæren fra noen hundre meter over bakken og opp til tropopausen. Det er skyen som er ansvarlig for tordenvær.
Noen skyer kan dannes på svært høye til ekstreme nivåer over troposfæren, for det meste over polarområdene på jorden. Polare stratosfæriske skyer sees, men sjelden om vinteren i høyder på 18 til 30 kilometer, mens det om sommeren dannes nattlige skyer av og til på høye breddegrader i et høydeområde på 76 til 85 kilometer. Disse polarskyene viser noen av de samme formene som sett lavere i troposfæren.
Homosfæriske typer bestemt ved kryssklassifisering av former og nivåer .
| Skjemaer og nivåer | Stratiform ikke-konvektiv |
Cirriform stort sett ikke-konvektiv |
Stratokumuliform begrenset-konvektiv |
Kumuliform fri-konvektiv |
Cumulonimbiform sterk-konvektiv |
|---|---|---|---|---|---|
| Ekstremt nivå | PMC : Noctilucent slør | Nattiligende bølger eller virvler | Noctilucent band | ||
| Veldig høyt nivå | Salpetersyre og vann PSC | Cirriform nacreous PSC | Lentikulær nacreøs PSC | ||
| Høy level | Cirrostratus | Cirrus | Cirrocumulus | ||
| Midtnivå | Altostratus | Altocumulus | |||
| Lavt nivå | Stratus | Stratocumulus | Cumulus humilis eller fractus | ||
| Flernivå eller moderat vertikal | Nimbostratus | Cumulus mediocris | |||
| Tårnende vertikal | Cumulus congestus | Cumulonimbus |
Homosfæriske typer inkluderer de ti troposfæriske slektene og flere flere hovedtyper over troposfæren. Cumulus -slekten inkluderer fire arter som angir vertikal størrelse og struktur.
Fastsettelse av eiendommer
Satellitter brukes til å samle data om skyegenskaper og annen informasjon som Cloud Amount, høyde, IR -stråling, synlig optisk dybde, ising, effektiv partikkelstørrelse for både væske og is, og skyens topptemperatur og trykk.
Gjenkjenning
Datasett om skyegenskaper samles ved hjelp av satellitter, for eksempel MODIS , POLDER , CALIPSO eller ATSR . Instrumentene måler strålene til skyene, hvorfra de relevante parameterne kan hentes. Dette gjøres vanligvis ved å bruke omvendt teori .
Metoden for deteksjon er basert på det faktum at skyene har en tendens til å se lysere og kaldere ut enn landoverflaten. På grunn av dette øker vanskeligheter med å oppdage skyer over lyse (sterkt reflekterende ) overflater, for eksempel hav og is.
Parametere
Verdien av en bestemt parameter er mer pålitelig jo flere satellitter måler parameteren. Dette er fordi rekkevidden av feil og forsømte detaljer varierer fra instrument til instrument. Således, hvis den analyserte parameteren har lignende verdier for forskjellige instrumenter, er det akseptert at den sanne verdien ligger i området gitt av de tilsvarende datasettene.
Den globale energi og vannsyklusen eksperiment benytter følgende mengder for å sammenligne datakvalitet fra forskjellige satellitter for å etablere en pålitelig kvantifisering av egenskapene til skyene:
- den skydekke eller sky mengde med verdier mellom 0 og 1
- den uklarhetspunkt på sky topp som strekker seg 150 til 340 K
- den skyen trykket ved toppen 1013 - 100 hPa
- den sky høyde , målt over havnivå, som spenner fra 0 til 20 km
- den sky IR emisjonsevne , med verdier mellom 0 og 1, med en global gjennomsnittlig rundt 0,7
- den effektive skymengden , skymengden vektet av skyens IR -stråling, med et globalt gjennomsnitt på 0,5
- den skyen (synlig) optisk dybde varierer innenfor et område på 4 og 10.
- den sky vannbanen for de flytende og faste (is) faser av skyen partikler
- den skyeffektive partikkelstørrelsen for både væske og is, fra 0 til 200 μm
Ising
En annen viktig egenskap er isingen som kjennetegner forskjellige typer skygenus i forskjellige høyder, noe som kan ha stor innvirkning på flysikkerheten. Metodikkene som brukes for å bestemme disse egenskapene inkluderer bruk av CloudSat -data for analyse og gjenfinning av isforhold, lokalisering av skyer ved hjelp av skygeometriske og reflektivitetsdata, identifisering av skytyper ved bruk av skyklassifiseringsdata og å finne vertikal temperaturfordeling langs CloudSat -sporet (GFS).
Temperaturområdet som kan gi opphav til isforhold er definert i henhold til skytyper og høydenivåer:
- Lavnivåstratocumulus og stratus kan forårsake ising ved et temperaturområde på 0 til -10 ° C.
- For altocumulus og altostratus på mellomnivå er området 0 til -20 ° C.
- Vertikal eller multi -level cumulus, cumulonimbus og nimbostatus, skaper ising i et område fra 0 til -25 ° C.
- Høyt nivå cirrus, cirrocumulus og cirrostratus forårsaker vanligvis ingen ising fordi de hovedsakelig består av iskrystaller kaldere enn -25 ° C.
Samhold og oppløsning
Det er krefter i hele homosfæren (som inkluderer troposfæren, stratosfæren og mesosfæren) som kan påvirke den strukturelle integriteten til en sky. Det har blitt spekulert i at så lenge luften forblir mettet, kan den naturlige kohesjonskraften som holder molekylene til et stoff virke, hindre skyen i å bryte opp. Imidlertid har denne spekulasjonen en logisk feil ved at vanndråpene i skyen ikke er i kontakt med hverandre og derfor ikke tilfredsstiller betingelsen som kreves for at de intermolekylære kreftene skal fungere. Oppløsning av skyen kan oppstå når prosessen med adiabatisk avkjøling opphører og løfting av luften oppover erstattes av innsynking . Dette fører til minst en viss grad av adiabatisk oppvarming av luften, noe som kan føre til at skydråpene eller krystallene blir til usynlig vanndamp. Sterkere krefter som vindskjær og nedtrekk kan påvirke en sky, men disse er stort sett begrenset til troposfæren der nesten alt jordens vær finner sted. En typisk cumulus -sky veier omtrent 500 tonn, eller 1,1 millioner pund, vekten til 100 elefanter.
Modeller
Det er to hovedmodellordninger som kan representere skyfysikk, den vanligste er bulkmikrofysikkmodeller som bruker middelverdier for å beskrive skyegenskapene (f.eks. Regnvanninnhold, isinnhold), egenskapene kan bare representere første orden (konsentrasjon) eller også andre orden (masse). Det andre alternativet er å bruke bin mikrofysikk ordning som holder øyeblikkene (masse eller konsentrasjon) i forskjellige for forskjellige størrelser på partikler. Mikrofysikkmodellene i bulk er mye raskere enn bin -modellene, men er mindre nøyaktige.