Атмосферная нестабильность — это состояние, при котором атмосфера Земли считается нестабильной , и в результате местная погода сильно меняется в зависимости от расстояния и времени. [ необходимо разъяснение ] [1] Атмосферная нестабильность способствует вертикальному движению, которое напрямую связано с различными типами погодных систем и их суровостью. Например, в нестабильных условиях поднятая порция воздуха найдет более холодный и плотный окружающий воздух, что сделает порцию склонной к дальнейшему подъему в положительной обратной связи.
В метеорологии нестабильность может быть описана различными индексами, такими как Bulk Richardson Number , lifted index , K-index , convection available potential energy (CAPE) , Showalter и Vertical totals. Эти индексы, как и сама атмосферная нестабильность, включают изменения температуры в тропосфере с высотой или градиент .
Эффекты атмосферной нестабильности во влажной атмосфере включают развитие гроз , которое над теплыми океанами может привести к тропическому циклогенезу , и турбулентность . В сухой атмосфере могут образовываться нижние миражи , пылевые дьяволы , паровые дьяволы и огненные вихри . Стабильные атмосферы могут быть связаны с моросью , туманом , повышенным загрязнением воздуха , отсутствием турбулентности и образованием волновых боров .
Существует две основные формы атмосферной нестабильности. [2] При конвективной нестабильности тепловое перемешивание посредством конвекции в форме восходящего теплого воздуха приводит к образованию облаков и, возможно, осадков или конвективных штормов . Динамическая нестабильность возникает из-за горизонтального движения воздуха и физических сил, которым он подвергается, таких как сила Кориолиса и сила градиента давления ; в результате динамический подъем и перемешивание приводят к образованию облаков, осадков и штормов, часто в синоптическом масштабе .
Стабильность атмосферы частично зависит от содержания влаги. В очень сухой тропосфере понижение температуры с высотой менее 9,8 °C (17,6 °F) на километр подъема указывает на стабильность, тогда как более значительные изменения указывают на нестабильность. Этот градиент известен как сухой адиабатический градиент. [3] В полностью влажной тропосфере понижение температуры с высотой менее 6 °C (11 °F) на километр подъема указывает на стабильность, тогда как более значительные изменения указывают на нестабильность. В диапазоне между 6 °C (11 °F) и 9,8 °C (17,6 °F) понижения температуры на километр подъема используется термин условно нестабильный.
Поднятый индекс (LI), обычно выражаемый в кельвинах , представляет собой разницу температур между температурой окружающей среды Te(p) и воздушной порцией, поднятой адиабатически Tp(p) на заданной высоте давления в тропосфере, обычно 500 гПа ( мб ). Когда значение положительное, атмосфера (на соответствующей высоте) стабильна, а когда значение отрицательное, атмосфера нестабильна. При значениях ниже −2 ожидаются грозы, а при значениях ниже −6 ожидается суровая погода . [4]
Индекс K выводится арифметически: индекс K = (температура 850 гПа – температура 500 гПа) + точка росы 850 гПа – понижение точки росы 700 гПа
Конвективная доступная потенциальная энергия (CAPE), [6] иногда просто доступная потенциальная энергия (APE), это количество энергии, которое имел бы пакет воздуха, если бы он был поднят на определенное расстояние вертикально через атмосферу. CAPE фактически является положительной плавучестью пакета воздуха и является индикатором атмосферной нестабильности, что делает его ценным для прогнозирования суровой погоды. CIN, конвективное торможение , фактически является отрицательной плавучестью, выражаемой B- ; противоположность конвективной доступной потенциальной энергии (CAPE) , которая выражается как B+ или просто B. Как и в случае с CAPE, CIN обычно выражается в Дж/кг, но также может быть выражена как м 2 /с 2 , поскольку эти значения эквивалентны. Фактически, CIN иногда называют отрицательной плавучей энергией ( NBE ).
Это форма нестабильности жидкости, обнаруженная в термически стратифицированных атмосферах, в которых более холодная жидкость покрывает более теплую. Когда воздушная масса нестабильна, элемент воздушной массы, который перемещается вверх, ускоряется разницей давления между перемещенным воздухом и окружающим воздухом на (большей) высоте, на которую он перемещается. Это обычно создает вертикально развитые облака из-за конвекции из-за восходящего движения, что в конечном итоге может привести к грозам. Это также может быть создано в другом явлении, таком как холодный фронт. Даже если воздух холоднее на поверхности, в средних слоях все еще есть более теплый воздух, который может подняться в верхние слои. Однако, если водяного пара недостаточно, нет возможности для конденсации, поэтому штормы, облака и дождь не образуются.
Число Балка Ричардсона (BRN) — безразмерное число, связывающее вертикальную устойчивость и вертикальный сдвиг ветра (обычно устойчивость, деленная на сдвиг). Оно представляет собой отношение термически создаваемой турбулентности и турбулентности, создаваемой вертикальным сдвигом. На практике его значение определяет, является ли конвекция свободной или вынужденной. Высокие значения указывают на нестабильную и/или слабо сдвигаемую среду ; низкие значения указывают на слабую нестабильность и/или сильный вертикальный сдвиг. Как правило, значения в диапазоне от 10 до 45 указывают на благоприятные условия окружающей среды для развития суперячеек .
Индекс Шоуолтера — это безразмерное число, вычисляемое путем взятия температуры на уровне 850 гПа, которая затем берется в сухом адиабатическом режиме до насыщения, затем до уровня 500 гПа, который затем вычитается из наблюдаемой температуры на уровне 500 гПа. Если значение отрицательное, то нижняя часть атмосферы нестабильна, и грозы ожидаются, когда значение ниже −3. [7] Применение индекса Шоуолтера особенно полезно, когда ниже 850 гПа находится прохладная, неглубокая воздушная масса, которая скрывает потенциальный конвективный подъем. Однако индекс будет недооценивать потенциальный конвективный подъем, если есть прохладные слои, которые простираются выше 850 гПа, и он не учитывает суточные радиационные изменения или влажность ниже 850 гПа. [8]
Стабильные условия, например, ясная и спокойная ночь, приведут к тому, что загрязняющие вещества будут попадать в ловушку около уровня земли. [9] Морось возникает в пределах влажной воздушной массы, когда она стабильна. Воздух в пределах стабильного слоя не является турбулентным. [10] Условия, связанные с морским слоем , стабильной атмосферой, распространенной на западной стороне континентов вблизи холодных водных течений, приводят к ночному и утреннему туману. [11] Волнообразные боры могут образовываться, когда граница низкого уровня, такая как холодный фронт или граница оттока, приближается к слою холодного стабильного воздуха. Приближающаяся граница создаст возмущение в атмосфере, вызывающее волнообразное движение, известное как гравитационная волна . Хотя волны волнообразного бора выглядят как полосы облаков по всему небу, они являются поперечными волнами и приводятся в движение передачей энергии от надвигающегося шторма и формируются под действием силы тяжести. Подобный ряби вид этой волны описывается как возмущение в воде, когда галька падает в пруд или когда движущаяся лодка создает волны в окружающей воде. Объект вытесняет воду или среду, через которую проходит волна, и среда движется вверх. Однако из-за силы тяжести вода или среда тянутся обратно вниз, и повторение этого цикла создает поперечное волновое движение. [12]
В нестабильном слое тропосферы будет происходить подъем воздушных частиц, и он будет продолжаться до тех пор, пока близлежащая атмосфера остается нестабильной. Как только произойдет опрокидывание через глубину тропосферы (при этом конвекция будет перекрыта относительно более теплым, более стабильным слоем стратосферы ) , глубокие конвективные потоки при достаточном количестве влаги приведут к развитию грозы. Над теплыми водами океана и в области тропосферы со слабым вертикальным сдвигом ветра и значительным низкоуровневым вращением (или вихреобразованием) такая грозовая активность может усилиться и развиться в тропический циклон . [13] Над горячими поверхностями в теплые дни нестабильный сухой воздух может привести к значительной рефракции света в воздушном слое, что вызывает нижние миражи . [14]
При слабом ветре пыльные вихри могут образовываться в сухие дни в пределах области нестабильности на уровне земли. [15] Небольшие, похожие на торнадо циркуляции могут возникать над или около любого интенсивного поверхностного источника тепла, который будет иметь значительную нестабильность в своей непосредственной близости. Те, которые возникают вблизи интенсивных лесных пожаров , называются огненными вихрями, которые могут распространять огонь за пределы его предыдущих границ. [16] Паровой вихрь — это вращающийся восходящий поток , который включает пар или дым . Они могут образовываться из дыма, выходящего из дымовой трубы электростанции . Горячие источники и теплые озера также являются подходящими местами для образования парового вихря, когда холодный арктический воздух проходит над относительно теплой водой. [15]
{{cite web}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка ){{cite book}}: |journal=проигнорировано ( помощь )