Atmosfärisk instabilitet - Atmospheric instability

En damm djävul i Ramadi , Irak .

Atmosfärisk instabilitet är ett tillstånd där jordens atmosfär generellt anses vara instabil och som ett resultat av att vädret utsätts för en hög grad av variation över avstånd och tid. Atmosfärstabilitet är ett mått på atmosfärens tendens att avskräcka eller avskräcka vertikal rörelse, och vertikal rörelse är direkt korrelerad till olika typer av vädersystem och deras svårighetsgrad. Under instabila förhållanden kommer en upphöjd sak, till exempel ett luftpaket, att vara varmare än den omgivande luften på höjd. Eftersom det är varmare är det mindre tätt och är benäget för ytterligare stigning.

Inom meteorologi kan instabilitet beskrivas med olika index, till exempel Bulk Richardson-nummer , upphöjt index , K-index , konvektiv tillgänglig potentiell energi (CAPE) , Showalter och Vertical totals. Dessa index, såväl som atmosfärisk instabilitet i sig, innebär temperaturförändringar genom troposfären med höjd eller fördröjningshastighet . Effekter av atmosfärisk instabilitet i fuktig atmosfär inkluderar åskväderutveckling , som över varma hav kan leda till tropisk cyklogenes och turbulens . I torra atmosfärer, underlägsna hägringar , damm djävlar , ånga djävlar och brand virvlar kan bildas. Stabil atmosfär kan associeras med duggregn , dimma , ökad luftförorening , brist på turbulens och oformiga borrbildningar .

Blanketter

Anvilformat åskmoln i det mogna scenen över Swifts Creek, Victoria

Det finns två primära former av atmosfärisk instabilitet:

Under konvektiv instabilitet leder termisk blandning genom konvektion i form av varmluft som stiger till moln och eventuellt nederbörd eller konvektiva stormar . Dynamisk instabilitet produceras genom den horisontella rörelsen av luft och de fysiska krafter den utsätts för, till exempel Coriolis -kraften och tryckgradientkraften . Dynamisk lyftning och blandning ger moln, nederbörd och stormar ofta i synoptisk skala .

Orsak till instabilitet

Om atmosfären har stabilitet beror delvis på fuktinnehållet. I en mycket torr troposfär indikerar en temperaturminskning med höjd mindre än 9,8C per kilometer uppstigning stabilitet, medan större förändringar indikerar instabilitet. Denna förloppshastighet är känd som den torra adiabatiska fördröjningshastigheten. I en helt fuktig troposfär indikerar en temperaturminskning med en höjd mindre än 6C per kilometer uppstigning stabilitet, medan större förändringar indikerar instabilitet. I intervallet mellan 6C och 9,8C temperaturminskning per kilometerstigning används termen villkorligt instabil.

Index som används för dess bestämning

Lyft index

Det upphöjda indexet (LI), vanligtvis uttryckt i kelvin , är temperaturskillnaden mellan temperaturen i miljön Te (p) och ett luftpaket som lyfts adiabatiskt Tp (p) vid en given tryckhöjd i troposfären, vanligtvis 500 hPa ( mb ). När värdet är positivt är atmosfären (på respektive höjd) stabil och när värdet är negativt är atmosfären instabil. Åska förväntas med värden under −2, och hårt väder förväntas med värden under −6.

K Index

K-indexvärde Sannolikhet för åskväder
Mindre än 20 Ingen
20 till 25 Isolerade åskväder
26 till 30 Mycket spridda åskväder
31 till 35 Spridda åskväder
Över 35 Många åskväder

K-index härleds aritmetiskt: K-index = (850 hPa temperatur-500 hPa temperatur) + 850 hPa daggpunkt- 700 hPa daggpunktsdepression

  • Temperaturskillnaden mellan 850 hPa (1.500 m (1.500 m) över havet) och 500 hPa (18.000 fot (5.500 m) över havet) används för att parametrisera den vertikala temperaturförloppshastigheten.
  • Daggpunkten 850 hPa ger information om fuktinnehållet i den nedre atmosfären.
  • Det fuktiga lagrets vertikala utsträckning representeras av skillnaden mellan 700 hPa -temperaturen (3000 fot) över havet och 700 hPa daggpunkt.

CAPE och CIN

Gynnsamma förhållanden för åskväder och komplex

Konvektiv tillgänglig potentiell energi (CAPE), ibland, helt enkelt, tillgänglig potentiell energi (APE), är mängden energi som ett luftpaket skulle ha om man lyft ett visst avstånd vertikalt genom atmosfären. CAPE är i själva verket den positiva flytkraften hos ett flygpaket och är en indikator på atmosfärisk instabilitet, vilket gör det värdefullt att förutsäga hårt väder. CIN, konvektiv hämning , är effektivt negativ flytkraft, uttryckt B- ; motsatsen till konvektiv tillgänglig potentiell energi (CAPE) , som uttrycks som B+ eller helt enkelt B. Liksom med CAPE uttrycks CIN vanligtvis i J /kg men kan också uttryckas som m 2 /s 2 , eftersom värdena är ekvivalenta. I själva verket kallas CIN ibland för negativ flytkraft ( NBE ).

Det är en form av vätskeinstabilitet som finns i termiskt skiktade atmosfärer där en kallare vätska ligger över en varmare. När en luftmassa är instabil, accelereras elementet i luftmassan som förskjuts uppåt av tryckskillnaden mellan den förskjutna luften och den omgivande luften på (högre) höjd som den förflyttades till. Detta skapar vanligtvis vertikalt utvecklade moln från konvektion, på grund av den stigande rörelsen, vilket så småningom kan leda till åskväder. Det kan också skapas i andra fenomen, till exempel en kallfront. Även om luften är svalare på ytan, finns det fortfarande varmare luft i mellannivåerna, som kan stiga till de övre nivåerna. Men om det inte finns tillräckligt med vattenånga finns det ingen förmåga att kondensera, så stormar, moln och regn kommer inte att bildas.

Bulk Richardson -nummer

Bulk Richardson Number (BRN) är ett måttlöst tal som rör vertikal stabilitet och vertikal vindskjuvning (i allmänhet stabilitet dividerat med skjuvning). Det representerar förhållandet mellan termiskt producerad turbulens och turbulens som genereras av vertikal skjuvning. I praktiken avgör dess värde om konvektion är fri eller forcerad. Höga värden indikerar instabila och/eller svagt klippda miljöer ; låga värden indikerar svag instabilitet och/eller stark vertikal skjuvning. I allmänhet föreslår värden i intervallet cirka 10 till 45 miljöförhållanden som är gynnsamma för utveckling av superceller .

Showalter index

Showalter -index är ett måttlöst tal som beräknas genom att ta temperaturen på 850 hPa -nivån som sedan tas torrt adiabatiskt upp till mättnad, sedan upp till 500 hPa -nivån, som sedan subtraheras med den observerade temperaturen på 500 hPa. Om värdet är negativt är den nedre delen av atmosfären instabil, med åskväder förväntas när värdet är under -3. Tillämpningen av Showalter -indexet är särskilt användbart när det finns en sval, ytlig luftmassa under 850 hPa som döljer den potentiella konvektiva lyften. Indexet kommer dock att underskatta det potentiella konvektiva lyftet om det finns svala lager som sträcker sig över 850 hPa och det inte beaktar dagliga strålningsförändringar eller fukt under 850 hPa.

Effekter

Bild av en undular hål våg

Stabil atmosfär

Stabila förhållanden, till exempel under en klar och lugn natt, kommer att få föroreningar att fastna nära marknivå. Regnregn uppstår i en fuktig luftmassa när den är stabil. Luft i ett stabilt lager är inte turbulent. Förhållanden associerade med ett marint lager , en stabil atmosfär som är vanlig på västra sidan av kontinenter nära kallvattenströmmar, leder till dimma över natten och morgonen. Oformiga hål kan bildas när en låg nivågräns , såsom en kallfront eller utflödesgräns, närmar sig ett lager av kall, stabil luft. Den närmande gränsen kommer att skapa en störning i atmosfären som producerar en vågliknande rörelse, känd som en gravitationskvåg . Även om de vågiga borrvågorna uppträder som molnband över himlen, är de tvärgående vågor och drivs av överföring av energi från en mötande storm och formas av gravitationen. Denna vågs krusliknande utseende beskrivs som störningen i vattnet när en sten rullas ner i en damm eller när en båt i rörelse skapar vågor i det omgivande vattnet. Objektet förskjuter vattnet eller mediet som vågen färdas genom och mediet rör sig i en uppåtgående rörelse. På grund av tyngdkraften dras dock vattnet eller mediet tillbaka och repetitionen av denna cykel skapar tvärgående vågrörelse.

Instabil atmosfär

Mirage över en varm väg, med utseendet av "falskt vatten" på ytan

Inom ett instabilt lager i troposfären kommer lyften av luftpaket att ske och fortsätta så länge den närliggande atmosfären förblir instabil. När väl välten genom troposfärens djup inträffar (med konvektion som täcks av det relativt varmare, mer stabila lagret av stratosfären ), leder djupa konvektiva strömmar till åskväderutveckling när tillräckligt med fukt finns. Över varma havsvatten och inom en region i troposfären med lätt vertikal vindskjuvning och betydande låg spinn (eller virvel) kan sådan åskväderaktivitet växa i täckning och utvecklas till en tropisk cyklon . Över heta ytor under varma dagar kan instabil torr luft leda till betydande brytning av ljuset i luftlagret, vilket orsakar sämre hägringar .

När vindarna är lätta kan dammdjävlar utvecklas på torra dagar inom ett område med instabilitet på marknivå. Småskaliga, tornado-liknande cirkulationer kan inträffa över eller nära någon intensiv ytvärmekälla, vilket skulle ha betydande instabilitet i dess närhet. De som uppstår nära intensiva skogsbränder kallas eldvirvlar, som kan sprida en eld utanför dess tidigare gränser. En ångdjävel är en roterande uppåtgående som involverar ånga eller rök . De kan bildas från rök som utgår från en kraftverks skorsten . Varma källor och varma sjöar är också lämpliga platser för en ångdjävel att bilda när kall arktisk luft passerar över det relativt varma vattnet.

Se även

Referenser