В метеорологии конвективная нестабильность или стабильность воздушной массы относится к ее способности противостоять вертикальному движению. Стабильная атмосфера затрудняет вертикальное движение, а небольшие вертикальные возмущения затухают и исчезают. В нестабильной атмосфере вертикальные движения воздуха (например, при орографическом подъеме , когда воздушная масса смещается вверх , поскольку ее выдувает ветер вверх по восходящему склону горного хребта) имеют тенденцию становиться больше, что приводит к турбулентному потоку воздуха и конвективной активности. Нестабильность может привести к значительной турбулентности , обширным вертикальным облакам и суровой погоде , такой как грозы . [1]
Адиабатическое охлаждение и нагревание — это явления восходящего или нисходящего воздуха. Поднимающийся воздух расширяется и охлаждается из-за уменьшения давления воздуха по мере увеличения высоты. Обратное верно для нисходящего воздуха; по мере увеличения атмосферного давления температура нисходящего воздуха увеличивается по мере его сжатия. Адиабатический нагрев и адиабатическое охлаждение — это термины, используемые для описания этого изменения температуры.
Адиабатический градиент — это скорость, с которой температура поднимающейся или опускающейся воздушной массы понижается или повышается на расстояние вертикального смещения. Окружающий или экологический градиент — это изменение температуры в (несмещенном) воздухе на вертикальное расстояние. Нестабильность возникает из-за разницы между адиабатическим градиентом воздушной массы и окружающим градиентом в атмосфере. [2]
Если адиабатический градиент ниже , чем наружный градиент, то воздушная масса, перемещаемая вверх, охлаждается медленнее , чем воздух, в котором она движется. Следовательно, такая воздушная масса становится теплее относительно атмосферы. Поскольку более теплый воздух менее плотный, такая воздушная масса будет стремиться продолжать подниматься.
Наоборот, если адиабатический градиент выше, чем вертикальный градиент окружающей среды, воздушная масса, перемещаемая вверх, охлаждается быстрее , чем воздух, в котором она движется. Следовательно, такая воздушная масса становится холоднее относительно атмосферы. Поскольку более холодный воздух более плотный, подъем такой воздушной массы будет иметь тенденцию к сопротивлению.
Когда воздух поднимается, влажный воздух, в котором произошла конденсация, охлаждается с меньшей скоростью, чем сухой воздух (включая влажный воздух, в котором конденсация еще не произошла). То есть, при том же вертикальном движении вверх и начальной температуре порция влажного воздуха будет теплее, чем порция сухого воздуха. Это происходит из-за конденсации водяного пара в воздушной порции из-за охлаждения при расширении. По мере конденсации водяного пара скрытая теплота выделяется в воздушную порцию. Влажный воздух содержит больше водяного пара, чем сухой воздух, поэтому больше скрытой теплоты выделяется в порцию влажного воздуха по мере его подъема. Сухой воздух не содержит столько водяного пара, поэтому сухой воздух охлаждается с большей скоростью при вертикальном движении, чем влажный воздух. В результате скрытой теплоты, которая выделяется при конденсации водяного пара, влажный воздух имеет относительно меньший адиабатический градиент, чем сухой воздух. Это делает влажный воздух в целом менее стабильным, чем сухой воздух (см. конвективную доступную потенциальную энергию [CAPE]). Сухой адиабатический градиент (для ненасыщенного воздуха) составляет 3 °C (5,4 °F) на 1000 вертикальных футов (300 м). Влажный адиабатический градиент варьируется от 1,1 до 2,8 °C (от 2,0 до 5,0 °F) на 1000 вертикальных футов (300 м).
Сочетание влажности и температуры определяет устойчивость воздуха и, соответственно, погоду. Прохладный, сухой воздух очень устойчив и сопротивляется вертикальному движению, что приводит к хорошей и в целом ясной погоде. Наибольшая нестабильность возникает, когда воздух влажный и теплый, как в тропических регионах летом. Обычно грозы в этих регионах случаются ежедневно из-за нестабильности окружающего воздуха.
Скорость изменения температуры окружающего воздуха различается в зависимости от метеорологических условий, но в среднем составляет 2 °C (3,6 °F) на 1000 вертикальных футов (300 м).
Нижняя тропосферная устойчивость (обычно называемая LTS) — это метеорологический параметр, который обычно используется в физике атмосферы . Он вычисляется в заданном месте на Земле и определяется как
где — потенциальная температура воздушной массы на уровне давления 700 гПа, — потенциальная температура на поверхности.
Впервые он был введен как простая, но полезная мера силы инверсии , которая покрывает планетарный пограничный слой на Земле, а также указывает на уровень конвективной устойчивости воздушного столба в данном месте. [3] Регионы с отрицательным LTS имеют большую потенциальную температуру на поверхности, чем в средней тропосфере, что делает воздушный столб нестабильным и способствует конвекции. Однако существует серьезное ограничение этой меры устойчивости, которое заключается в том, что она не учитывает термодинамические свойства (коэффициент смешивания насыщения и, следовательно, форму адиабат в нижней тропосфере) воздуха. С тех пор была разработана более точная мера устойчивости, названная оценочной силой инверсии, которая уделяет больше внимания термодинамическим свойствам воздуха в нижней тропосфере. [4]
