Атмосферная конвекция является результатом нестабильности среды (слоя разницы температур) в атмосфере. [ жаргон ] Разные скорости градиента в сухих и влажных воздушных массах приводят к нестабильности. [ жаргон ] Перемешивание воздуха в течение дня увеличивает высоту планетарного пограничного слоя , [ жаргон ] приводит к усилению ветров, развитию кучевых облаков и снижению точки росы на поверхности . Конвекция с участием влажных воздушных масс приводит к развитию гроз , которые часто являются причиной суровой погоды во всем мире. Особые угрозы, связанные с грозами, включают град , ливни и торнадо .
Есть несколько общих архетипов атмосферной нестабильности, которые используются для объяснения конвекции (или ее отсутствия); [ по мнению кого? ] необходимым, но недостаточным условием конвекции является то, что скорость падения температуры в окружающей среде (скорость снижения температуры с высотой) круче, чем скорость градиента, испытываемая поднимающейся порцией воздуха. [ нужны разъяснения ] [ нужна ссылка ]
Когда это условие выполняется, смещенные вверх воздушные пакеты могут стать плавучими и, таким образом, испытывать дополнительную восходящую силу. Плавучая конвекция начинается на уровне свободной конвекции (LFC) , выше которого воздушный пакет может подняться через слой свободной конвекции (FCL) с положительной плавучестью. Его плавучесть становится отрицательной на уровне равновесия (EL) , но вертикальный импульс посылки может довести ее до максимального уровня посылки (MPL) , где отрицательная плавучесть замедляет посылку до остановки. Интегрирование выталкивающей силы с вертикальным смещением посылки дает доступную конвективную потенциальную энергию (CAPE), джоули энергии, доступной на килограмм потенциально плавучего воздуха. CAPE — это верхний предел для идеального неразбавленного пакета, а квадратный корень из удвоенного CAPE иногда называют термодинамическим пределом скорости восходящих потоков, основанным на простом уравнении кинетической энергии .
Однако такие концепции плавучего ускорения дают слишком упрощенное представление о конвекции. Сопротивление — это сила, противодействующая плавучести [1] , так что подъем посылки происходит при балансе сил, подобно конечной скорости падающего объекта. Плавучесть может быть уменьшена за счет увлечения , которое разбавляет груз окружающим воздухом. См. ссылки CAPE , плавучесть и посылки для более глубокого математического объяснения этих процессов.
Атмосферная конвекция называется глубокой , когда она распространяется от поверхности до уровня выше 500 гПа, обычно останавливаясь в тропопаузе на отметке около 200 гПа . [ нужна цитата ] Большая часть атмосферной глубокой конвекции происходит в тропиках как восходящая ветвь циркуляции Хэдли и представляет собой сильную локальную связь между поверхностью и верхней тропосферой, которая в значительной степени отсутствует в зимних средних широтах. Его аналог в океане (глубокая конвекция вниз в толще воды) наблюдается лишь в нескольких местах. [2] [3]
Термический столб (или термик) — это вертикальный участок восходящего воздуха на нижних высотах атмосферы Земли. Термики создаются неравномерным нагревом поверхности Земли солнечной радиацией. Солнце нагревает землю, которая, в свою очередь, нагревает воздух непосредственно над ней. Более теплый воздух расширяется, становясь менее плотным, чем окружающая воздушная масса, и создавая тепловой минимум . [4] [5] Масса более легкого воздуха поднимается и при этом охлаждается из-за расширения при более низком высотном давлении. Он перестает подниматься, когда остынет до той же температуры, что и окружающий воздух. С термиком связан нисходящий поток, окружающий термальный столб. Движение вниз снаружи вызвано вытеснением более холодного воздуха в верхней части термического потока. Еще одним погодным эффектом, вызванным конвекцией, является морской бриз . [6] [7]
Теплый воздух имеет меньшую плотность, чем холодный, поэтому теплый воздух поднимается внутри более холодного воздуха, [8] [ нужен лучший источник ] подобно воздушным шарам . [ нужна цитата ] Облака образуются, когда относительно более теплый воздух, несущий влагу, поднимается в более прохладном воздухе. По мере того, как влажный воздух поднимается вверх, он охлаждается, в результате чего часть водяного пара в поднимающемся пакете воздуха конденсируется . [9] Когда влага конденсируется, она высвобождает энергию, известную как скрытая теплота испарения, которая позволяет поднимающемуся пакету воздуха охлаждаться меньше, чем окружающий его воздух, [10] [ нужен лучший источник ] продолжая восхождение облака. Если в атмосфере присутствует достаточная нестабильность , этот процесс будет продолжаться достаточно долго, чтобы образовались кучево-дождевые облака , которые поддерживают молнии и гром. Обычно для формирования грозы необходимы три условия: влага, нестабильная воздушная масса и подъемная сила (тепло).
Все грозы , независимо от типа, проходят три стадии: стадию развития , стадию зрелости и стадию рассеивания . [11] [ нужен лучший источник ] Средняя гроза имеет диаметр 24 км (15 миль). В зависимости от условий в атмосфере прохождение этих трех этапов занимает в среднем 30 минут. [12]
Существует четыре основных типа гроз: одноячеечная, многоячеечная, линия шквала (также называемая многоячеечной линией) и суперячейка. Какой тип образуется, зависит от нестабильности и относительного ветрового режима в разных слоях атмосферы (« сдвиг ветра »). Одноячеечные грозы образуются в условиях слабого вертикального сдвига ветра и длятся всего 20–30 минут. Организованные грозы и грозовые группы/линии могут иметь более длительный жизненный цикл, поскольку они формируются в условиях значительного вертикального сдвига ветра, что способствует развитию более сильных восходящих потоков, а также различных форм суровых погодных условий. Суперячейка — самая сильная из гроз, чаще всего связанная с сильным градом, сильным ветром и образованием торнадо.
Выделение скрытого тепла в результате конденсации является определяющим фактором между значительной конвекцией и ее практически полным отсутствием. Тот факт, что в зимние месяцы воздух обычно прохладнее и, следовательно, не может удерживать столько водяного пара и связанного с ним скрытого тепла, является причиной того, что значительная конвекция (грозы) нечаста в более прохладных районах в этот период. Громовой снег — это одна из ситуаций, когда механизмы воздействия обеспечивают поддержку очень крутых скоростей изменения окружающей среды, что, как упоминалось ранее, является архетипом благоприятной конвекции. Небольшое количество скрытого тепла, выделяющегося при подъеме воздуха и конденсации влаги в грозовом снеге, также способствует увеличению этого конвективного потенциала, хотя и в минимальной степени. Также различают три типа гроз: орографические, воздушные массы и фронтальные.
Несмотря на то, что в атмосфере может существовать слой с положительными значениями CAPE, если пакет не достигнет или не начнет подниматься до этого уровня, наиболее значительная конвекция, возникающая в FCL, не будет реализована. Это может произойти по множеству причин. Прежде всего, это результат шапки, или конвективного торможения (CIN/CINH) . Процессами, которые могут разрушить это торможение, являются нагрев поверхности Земли и воздействие. Такие механизмы воздействия стимулируют восходящую вертикальную скорость, характеризующуюся скоростью, которая относительно низка по сравнению с той, которую можно обнаружить при грозовом восходящем потоке. Из-за этого не сам воздух, подаваемый к его LFC, «прорывает» торможение, а, скорее, сила адиабатически охлаждает торможение. Это будет противодействовать или «подрывать» повышение температуры с высотой, которое присутствует во время укупорочной инверсии.
Механизмы воздействия, которые могут привести к разрушению торможения, - это те, которые создают своего рода эвакуацию массы в верхних частях атмосферы или избыток массы на нижних уровнях атмосферы, что привело бы к дивергенции верхних уровней или конвергенция нижнего уровня соответственно. Часто последует вертикальное движение вверх. В частности, холодный фронт , морской/озерный бриз , граница оттока или воздействие динамики завихренности ( дифференциальная положительная адвекция завихренности ) атмосферы, например, с впадинами, как коротковолновыми , так и длинноволновыми . Динамика полос струи из-за дисбаланса сил Кориолиса и градиента давления, вызывающая субгеострофические и супергеострофические потоки , также может создавать восходящие вертикальные скорости. Существует множество других атмосферных установок, в которых можно создать восходящие вертикальные скорости.
Плавучесть является ключом к росту грозы и необходима для предотвращения любой серьезной угрозы во время грозы. Существуют и другие процессы, не обязательно термодинамические, которые могут увеличить силу восходящего потока. К ним относятся вращение восходящего потока , конвергенция на низких уровнях и эвакуация массы из верхней части восходящего потока посредством сильных ветров на верхних уровнях и реактивного течения .
Как и другие осадки в кучево-дождевых облаках, град начинается в виде капель воды. Когда капли поднимаются вверх и температура падает ниже точки замерзания, они превращаются в переохлажденную воду и замерзают при контакте с ядрами конденсации . На поперечном разрезе крупной градины видна структура, напоминающая луковицу. Это означает, что градина состоит из толстых и полупрозрачных слоев, чередующихся с тонкими, белыми и непрозрачными слоями. Предыдущая теория предполагала, что градины подвергались множественным спускам и подъемам, попадая в зону влажности и повторно замерзая по мере подъема. Считалось, что это движение вверх и вниз отвечает за появление последовательных слоев градины. Новое исследование (основанное на теории и полевых исследованиях) показало, что это не обязательно так.
Восходящий поток шторма с направленным вверх ветром со скоростью до 180 километров в час (110 миль в час) [14] поднимает образующиеся градины вверх по облаку. По мере подъема градина попадает в области облака, где меняется концентрация влаги и капель переохлажденной воды. Скорость роста градины меняется в зависимости от изменения влажности и капель переохлажденной воды, с которыми она сталкивается. Скорость нарастания этих капель воды является еще одним фактором роста градины. Когда градина перемещается на участок с высокой концентрацией капель воды, она захватывает последнюю и приобретает полупрозрачный слой. Если градина попадает в область, где присутствует преимущественно водяной пар, она покрывается слоем непрозрачного белого льда. [15]
Кроме того, скорость градины зависит от ее положения в восходящем потоке облака и ее массы. Это определяет разную толщину слоев градины. Скорость нарастания капель переохлажденной воды на градину зависит от относительных скоростей между этими каплями воды и самой градинкой. Это означает, что, как правило, более крупные градины формируются на некотором расстоянии от более сильного восходящего потока, где они могут расти дольше [15]. По мере роста градины они выделяют скрытое тепло , которое сохраняет их внешнюю часть в жидкой фазе. Подвергаясь «мокрому росту», внешний слой становится липким или более липким, поэтому одна градина может расти при столкновении с другими более мелкими градинами, образуя более крупный объект неправильной формы. [16]
Града будет продолжать подниматься во время грозы до тех пор, пока ее масса не перестанет поддерживаться восходящим потоком. Это может занять не менее 30 минут, в зависимости от силы восходящих потоков во время грозы, вызывающей град, высота вершины которой обычно превышает 10 километров (6,2 мили). Затем он падает на землю, продолжая расти, основываясь на тех же процессах, пока не покинет облако. Позже он начнет таять, попадая в воздух при температуре выше нуля [17].
Таким образом, уникальной траектории грозы достаточно, чтобы объяснить слоистую структуру градины. Единственный случай, когда мы можем обсуждать множественные траектории, — это многоклеточная гроза, когда градина может быть выброшена из вершины «материнской» ячейки и захвачена восходящим потоком более интенсивной «дочерней клетки». Однако это исключительный случай. [15]
Нисходящий порыв создается столбом опускающегося воздуха, который после достижения уровня земли распространяется во всех направлениях и способен вызвать разрушительный прямой ветер со скоростью более 240 километров в час (150 миль в час), часто вызывая ущерб, аналогичный отличим от того, что вызвано торнадо . Это связано с тем, что физические свойства нисходящего потока совершенно отличаются от свойств торнадо. Ущерб от нисходящего порыва будет исходить из центральной точки по мере того, как нисходящая колонна распространяется при ударе о поверхность, тогда как ущерб от торнадо имеет тенденцию к сходящимся повреждениям, соответствующим вращающимся ветрам. Чтобы различать ущерб от торнадо и ущерб от нисходящего порыва, термин « прямолинейный ветер» применяется к ущербу от микропорывов.
Нисходящие порывы — это особенно сильные нисходящие потоки от грозы. Порывы в воздухе, свободном от осадков или содержащем виргу , известны как сухие нисходящие порывы ; [18] те, которые сопровождаются осадками, известны как влажные нисходящие порывы . Протяженность большинства нисходящих порывов составляет менее 4 километров (2,5 мили): их называют микропорывами . [19] Нисходящие порывы протяженностью более 4 километров (2,5 миль) иногда называют макропорывами . [19] Порывы могут возникать на больших площадях. В крайнем случае дерехо может охватывать огромную территорию шириной более 320 километров (200 миль) и длиной более 1600 километров (990 миль), продолжаясь до 12 часов и более, и связано с некоторыми из наиболее интенсивных прямолинейных волн. линейные ветры, [20] , но генеративный процесс несколько отличается от процесса большинства нисходящих порывов. [ нужна цитата ]
Торнадо — опасный вращающийся столб воздуха, контактирующий как с поверхностью земли, так и с основанием кучево-дождевого облака (грозового облака), или в редких случаях кучевого облака . Торнадо бывают разных размеров, но обычно они образуют видимую конденсационную воронку , самый узкий конец которой достигает земли и окружен облаком обломков и пыли . [21] [ нужен неосновной источник ]
Скорость ветра торнадо обычно составляет от 64 километров в час (40 миль в час) до 180 километров в час (110 миль в час). Их диаметр составляет примерно 75 метров (246 футов), и они проходят несколько километров, прежде чем рассеяться. Некоторые достигают скорости ветра, превышающей 480 километров в час (300 миль в час), могут простираться более чем на 1,6 километра (0,99 мили) в поперечнике и поддерживать контакт с землей на расстояние более 100 километров (62 мили). [22] [23] [24]
Торнадо, несмотря на то, что они являются одним из самых разрушительных погодных явлений, обычно недолговечны. Долгоживущий торнадо обычно длится не более часа, но известно, что некоторые из них могут длиться 2 часа и дольше (например, торнадо в трех штатах ). Из-за их относительно небольшой продолжительности о развитии и формировании торнадо известно меньше информации. [25]
Как правило, любой циклон в зависимости от его размера и интенсивности имеет различную динамику нестабильности. Наиболее нестабильное азимутальное волновое число выше у более крупных циклонов. [26] [ нужен неосновной источник ]
Потенциал конвекции в атмосфере часто измеряется с помощью профиля атмосферной температуры/точки росы с высотой. Это часто отображается на диаграмме Skew-T или другой подобной термодинамической диаграмме. Их можно построить с помощью анализа измеренного зондирования , который представляет собой отправку радиозонда , прикрепленного к воздушному шару, в атмосферу для проведения измерений по высоте. Модели прогнозов также могут создавать эти диаграммы, но они менее точны из-за неопределенностей и систематических ошибок модели, а также имеют более низкое пространственное разрешение. Однако временное разрешение прогностических модельных зондирований выше, чем у прямых измерений, где первые могут иметь графики с интервалом до 3 часов, а вторые - только 2 в день (хотя, когда ожидается конвективное событие, особый зондирование может выйти за рамки обычного расписания 00Z, а затем 12Z.). [27]
Атмосферная конвекция также может быть причиной и иметь последствия для ряда других погодных условий. Вот несколько примеров меньшего масштаба: конвекция, перемешивающая планетарный пограничный слой (ППС) и позволяющая более сухому воздуху подниматься к поверхности, тем самым уменьшая точку росы, создавая кучевые облака, которые могут ограничивать небольшое количество солнечного света, усиливая приземные ветры, делая границы оттока/и другие более мелкие границы более размытыми, а также распространение сухой линии на восток в течение дня. В более широком масштабе подъем воздуха может привести к образованию теплых понижений на поверхности ядра, часто встречающихся на юго-западе пустыни.
