Convective instability

Введение

Способность воздушной массы сопротивляться вертикальному движению более общее обсуждение того же явления В метеорологии конвективная нестабильность или стабильность воздушной массы относится к ее способности сопротивляться вертикальному движению. Стабильная атмосфера затрудняет вертикальное движение, а небольшие вертикальные возмущения уменьшаются и исчезают. В нестабильной атмосфере вертикальные движения воздуха (например, при орографическом подъеме, когда воздушная масса смещается вверх, поскольку она поднимается ветром по поднимающемуся склону горного хребта) имеют тенденцию становиться больше, что приводит к турбулентному воздушному потоку и конвективной активности. Нестабильность может привести к значительным турбулентности, обширные вертикальные облака и суровой погоды, такие как грозы.

Механизм

Адиабатическое охлаждение и нагрев - явления подъема или спуска воздуха. Воздух, поднимающийся вверх, расширяется и охлаждается из-за снижения давления воздуха с увеличением высоты. Противоположное относится к нисходящему воздуху; по мере увеличения атмосферного давления температура нисходящего воздуха увеличивается по мере его сжатия. Адиабатическое нагревание и адиабатическое охлаждение - термины, используемые для описания этого изменения температуры. Скорость адьябатического пропада - скорость, с которой температура поднимающейся или падающей воздушной массы снижается или увеличивается на расстояние вертикального смещения. Скорость прохождения окружающей среды - это изменение температуры (не перемещенного) воздуха на вертикальное расстояние. Нестабильность возникает из-за разницы между скоростью адьябатического пропада воздушной массы и скоростью окружающего пропада в атмосфере. Если скорость адьябатического прохождения меньше, чем скорость прохождения окружающей среды, воздушная масса, смещенная вверх, охлаждается менее быстро, чем воздух, в котором она движется. Поэтому такая воздушная масса становится теплее по сравнению с атмосферой. Поскольку теплый воздух менее плотный, такая воздушная масса будет стремиться к дальнейшему росту. И наоборот, если скорость адьябатического прохождения выше, чем скорость прохождения окружающей среды, воздушная масса, смещенная вверх, охлаждается быстрее, чем воздух, в котором она движется. Поэтому такая воздушная масса становится холоднее по сравнению с атмосферой. Поскольку более холодный воздух более плотный, подъему такой воздушной массы будет сопротивляться. Когда воздух поднимается, влажный воздух, в котором произошла конденсация, охлаждается с меньшей скоростью, чем сухой воздух (включая влажный воздух, в котором еще не произошла конденсация). То есть при том же вертикальном движении вверх и начальной температуре, частица влажного воздуха будет теплее частицы сухого воздуха. Это связано с конденсацией водяного пара в воздушном полотне в результате охлаждения при расширении. Когда водяной пар конденсируется, скрытое тепло выделяется в воздушную частицу. В влажном воздухе больше водяного пара, чем в сухом, поэтому в воздух, поднимаясь вверх, в воздух попадает больше скрытого тепла. Сухой воздух не содержит столько же водяного пара, поэтому сухой воздух охлаждается с более высокой скоростью с вертикальным движением, чем влажный воздух. В результате латентного тепла, который высвобождается во время конденсации водяного пара, влажный воздух имеет относительно более низкую скорость адьябатического пропада, чем сухой воздух. Это делает влажный воздух менее стабильным, чем сухой воздух (см. Конвективная доступная потенциальная энергия [CAPE]). Скорость сухого адьябатического пропада (для ненасыщенного воздуха) составляет 1000 вертикальных футов (300 м). Скорость влажного адьябатического пропадания варьируется от 1000 футов вертикально (300 м). Сочетание влаги и температуры определяет стабильность воздуха и возникающие погодные условия. Холодный, сухой воздух очень стабилен и сопротивляется вертикальному движению, что приводит к хорошей и в целом ясной погоде. Наибольшая нестабильность возникает, когда воздух влажный и теплый, как это бывает в тропических регионах летом. Как правило, грозы появляются ежедневно в этих регионах из-за нестабильности окружающего воздуха. Скорость пропадания в окружающей среде отличается в зависимости от различных метеорологических условий, но в среднем составляет 1000 футов (300 м).

Adiabatic cooling and heating are phenomena of rising or descending air. Rising air expands and cools due to the decrease in air pressure as altitude increases. The opposite is true of descending air; as atmospheric pressure increases, the temperature of descending air increases as it is compressed. Adiabatic heating and adiabatic cooling are terms used to describe this temperature change. The adiabatic lapse rate is the rate at which the temperature of a rising or falling air mass lowers or increases per distance of vertical displacement. The ambient or environmental lapse rate is the temperature change in the (non displaced) air per vertical distance. Instability results from difference between the adiabatic lapse rate of an air mass and the ambient lapse rate in the atmosphere. If the adiabatic lapse rate is lower than the ambient lapse rate, an air mass displaced upward cools less rapidly than the air in which it is moving. Hence, such an air mass becomes warmer relative to the atmosphere. As warmer air is less dense, such an air mass would tend to continue to rise. Conversely, if the adiabatic lapse rate is higher than the ambient lapse rate, an air mass displaced upward cools more rapidly than the air in which it is moving. Hence, such an airmass becomes cooler relative to the atmosphere. As cooler air is more dense, the rise of such an airmass would tend to be resisted. When air rises, moist air in which condensation has occurred cools at a lower rate than dry air (including moist air in which condensation has not yet occurred). That is, for the same upwards vertical movement and starting temperature, a parcel of moist air will be warmer than a parcel of dry air. This is because of the condensation of water vapor in the air parcel due to expansion cooling. As water vapor condenses, latent heat is released into the air parcel. Moist air has more water vapor than dry air, so more latent heat is released into the parcel of moist air as it rises. Dry air does not have as much water vapor, therefore dry air cools at a higher rate with vertical movement than moist air. As a result of the latent heat that is released during water vapor condensation, moist air has a relatively lower adiabatic lapse rate than dry air. This makes moist air generally less stable than dry air (see convective available potential energy [CAPE]). The dry adiabatic lapse rate (for unsaturated air) is per 1,000 vertical feet (300 m). The moist adiabatic lapse rate varies from per 1,000 vertical feet (300 m). The combination of moisture and temperature determine the stability of the air and the resulting weather. Cool, dry air is very stable and resists vertical movement, which leads to good and generally clear weather. The greatest instability occurs when the air is moist and warm, as it is in the tropical regions in the summer. Typically, thunderstorms appear on a daily basis in these regions due to the instability of the surrounding air. The ambient lapse rate differs in different meteorological conditions, but, on average, is per 1,000 vertical feet (300 m).

Нижняя тропосферная стабильность

Нижняя тропосферная стабильность (LTS) - метеорологический параметр, который обычно используется в физике атмосферы. Он рассчитывается в заданном месте на Земле и определяется как потенциальная температура воздушного участка при уровне давления 700 hPa и потенциальная температура на поверхности. Впервые он был введен как простая, но полезная мера силы инверсии, которая ограничивает планетарный пограничный слой на Земле, а также указывает на уровень конвективной стабильности воздушного столба в заданном месте. В регионах с отрицательным LTS температура потенциала на поверхности больше, чем в средней тропосфере, что делает воздушный столб нестабильным и способствует конвекции. Однако существует важное ограничение этой меры стабильности, а именно то, что она не учитывает термодинамические свойства воздуха (соотношение насыщения смешивания и, следовательно, форму адиабатов в нижней тропосфере). С тех пор была разработана более утонченная мера стабильности, названная оценочной силой инверсии, которая уделяет больше внимания термодинамическим свойствам воздуха в нижней тропосфере.