В метеорологии конвективная доступная потенциальная энергия (обычно сокращенно CAPE ) [1] является мерой способности атмосферы поддерживать восходящее движение воздуха, которое может привести к образованию облаков и штормов. Некоторые атмосферные условия, такие как очень теплый, влажный воздух в атмосфере, которая быстро охлаждается с высотой, могут способствовать сильному и устойчивому восходящему движению воздуха, возможно, стимулируя образование кучевых облаков или кучево-дождевых (грозовых облаков). В этой ситуации потенциальная энергия атмосферы, вызывающая восходящее движение воздуха, очень высока, поэтому CAPE (мера потенциальной энергии) будет высокой и положительной. Напротив, другие условия, такие как менее теплый пакет воздуха или пакет в атмосфере с температурной инверсией (в которой температура повышается выше определенной высоты), имеют гораздо меньшую способность поддерживать энергичное восходящее движение воздуха, поэтому уровень потенциальной энергии (CAPE) будет намного ниже, как и вероятность гроз.
Более технически, CAPE — это интегрированное количество работы , которую восходящая (положительная) сила плавучести будет выполнять над заданной массой воздуха (называемой воздушным пакетом ), если он поднимется вертикально через всю атмосферу. Положительный CAPE заставит воздушный пакет подняться, в то время как отрицательный CAPE заставит воздушный пакет опуститься. Ненулевой CAPE является индикатором атмосферной нестабильности при любом заданном атмосферном зондировании , необходимым условием для развития кучевых и кучево-дождевых облаков с сопутствующими серьезными погодными опасностями.
CAPE существует в условно нестабильном слое тропосферы , свободном конвективном слое (FCL), где восходящий поток воздуха теплее окружающего воздуха. CAPE измеряется в джоулях на килограмм воздуха (Дж/кг). Любое значение больше 0 Дж/кг указывает на нестабильность и возрастающую вероятность гроз и града. Общий CAPE рассчитывается путем вертикального интегрирования локальной плавучести потока от уровня свободной конвекции (LFC) до уровня равновесия (EL):
Где - высота уровня свободной конвекции, - высота уровня равновесия (нейтральная плавучесть), где - виртуальная температура конкретной посылки, где - виртуальная температура окружающей среды (обратите внимание, что температуры должны быть в шкале Кельвина), и где - ускорение силы тяжести . Этот интеграл - это работа, совершаемая выталкивающей силой, за вычетом работы, совершаемой против силы тяжести, следовательно, это избыточная энергия, которая может стать кинетической энергией.
CAPE для данного региона чаще всего рассчитывается с помощью термодинамической или зондирующей диаграммы (например, диаграммы Skew-T log-P ) с использованием данных о температуре воздуха и точке росы, обычно измеряемых с помощью метеозонда .
CAPE — это фактически положительная плавучесть, выражаемая B+ или просто B ; противоположность конвективному торможению (CIN) , которое выражается как B- и может рассматриваться как «отрицательное CAPE». Как и CIN, CAPE обычно выражается в Дж/кг, но может также выражаться как м 2 /с 2 , поскольку значения эквивалентны. Фактически, CAPE иногда называют положительной плавучей энергией ( PBE ). Этот тип CAPE — это максимальная энергия, доступная восходящему пакету и влажной конвекции. Когда присутствует слой CIN, этот слой должен быть разрушен поверхностным нагревом или механическим подъемом, так что пакеты конвективного пограничного слоя могут достичь своего уровня свободной конвекции (LFC).
На диаграмме зондирования CAPE — это положительная область над LFC, область между виртуальной температурной линией пакета и виртуальной температурной линией окружающей среды, где восходящая посылка теплее окружающей среды. Пренебрежение поправкой на виртуальную температуру может привести к существенным относительным ошибкам в расчетном значении CAPE для малых значений CAPE. [2] CAPE может также существовать ниже LFC, но если присутствует слой CIN ( проседание ) , он недоступен для глубокой влажной конвекции, пока CIN не исчерпается. При наличии механического подъема до насыщения основание облака начинается на уровне поднятой конденсации (LCL); при отсутствии воздействия основание облака начинается на уровне конвективной конденсации (CCL), где нагрев снизу вызывает спонтанный плавучий подъем до точки конденсации при достижении конвективной температуры . Когда CIN отсутствует или преодолен, насыщенные участки в LCL или CCL, которые были небольшими кучевыми облаками , поднимутся до LFC, а затем спонтанно поднимутся до достижения устойчивого слоя равновесного уровня. Результатом является глубокая влажная конвекция (DMC), или просто гроза.
Когда пакет нестабилен, он будет продолжать двигаться вертикально в любом направлении, в зависимости от того, получает ли он направленное вверх или вниз усилие, пока не достигнет устойчивого слоя (хотя импульс, гравитация и другие силы могут заставить пакет продолжать движение). Существует несколько типов CAPE, CAPE нисходящего потока ( DCAPE ), оценивает потенциальную силу дождя и испарительно охлажденных нисходящих потоков . Другие типы CAPE могут зависеть от рассматриваемой глубины. Другими примерами являются CAPE на основе поверхности ( SBCAPE ), CAPE смешанного слоя или среднего слоя ( MLCAPE ), наиболее нестабильный или максимально используемый CAPE ( MUCAPE ) и нормализованный CAPE ( NCAPE ). [3]
Элементы жидкости, перемещаемые вверх или вниз в такой атмосфере, расширяются или сжимаются адиабатически, чтобы оставаться в равновесии давления с окружающей средой, и таким образом становятся менее или более плотными.
Если адиабатическое уменьшение или увеличение плотности меньше , чем уменьшение или увеличение плотности окружающей (не перемещаемой) среды, то смещенный элемент жидкости будет подвергаться давлению вниз или вверх, которое будет функционировать для его возвращения в исходное положение. Следовательно, будет существовать противодействующая сила первоначальному смещению. Такое состояние называется конвективной устойчивостью .
С другой стороны, если адиабатическое уменьшение или увеличение плотности больше , чем в окружающей жидкости, смещение вверх или вниз будет встречать дополнительную силу в том же направлении, оказываемую окружающей жидкостью. В этих обстоятельствах небольшие отклонения от начального состояния будут усиливаться. Это состояние называется конвективной неустойчивостью . [4]
Конвективную неустойчивость также называют статической неустойчивостью , поскольку она не зависит от существующего движения воздуха; это контрастирует с динамической неустойчивостью , при которой неустойчивость зависит от движения воздуха и связанных с ним эффектов, таких как динамический подъем.
Грозы образуются, когда воздушные пакеты поднимаются вертикально. Глубокая влажная конвекция требует, чтобы пакет был поднят в LFC, где он затем поднимается спонтанно, пока не достигнет слоя неположительной плавучести. Атмосфера теплая на поверхности и нижних уровнях тропосферы , где происходит перемешивание ( планетарный пограничный слой (PBL) ), но становится существенно холоднее с высотой. Температурный профиль атмосферы, изменение температуры, степень, в которой она охлаждается с высотой, — это градиент температуры . Когда поднимающийся воздушный пакет охлаждается медленнее, чем окружающая атмосфера, он остается более теплым и менее плотным . Пакет продолжает свободно подниматься ( конвективно ; без механического подъема) через атмосферу, пока не достигнет области воздуха менее плотного (более теплого), чем он сам.
Количество и форма области положительной плавучести модулируют скорость восходящих потоков , таким образом, экстремальный CAPE может привести к взрывному развитию грозы; такое быстрое развитие обычно происходит, когда CAPE, сохраненный инверсией крышки, высвобождается, когда «крышка» ломается из-за нагрева или механического подъема. Количество CAPE также модулирует, как низкоуровневая завихренность увлекается и затем растягивается в восходящем потоке , что имеет значение для торнадогенеза . Самый важный CAPE для торнадо находится в пределах самых нижних 1–3 км (0,6–1,9 мили) атмосферы, в то время как глубокий слой CAPE и ширина CAPE на средних уровнях важны для суперячеек . Вспышки торнадо, как правило, происходят в средах с высоким CAPE. Большой CAPE требуется для производства очень большого града из-за силы восходящего потока, хотя вращающийся восходящий поток может быть сильнее с меньшим CAPE. Большой CAPE также способствует активности молний. [5]
Два примечательных дня для суровой погоды показали значения CAPE более 5 кДж/кг. За два часа до вспышки торнадо в Оклахоме 1999 года 3 мая 1999 года значение CAPE, зафиксированное в Оклахома-Сити, составило 5,89 кДж/кг. Несколько часов спустя торнадо F5 пронесся по южным пригородам города. Также 4 мая 2007 года значения CAPE достигли 5,5 кДж/кг, а торнадо EF5 пронесся по Гринсбургу, штат Канзас . В эти дни стало очевидно, что условия для торнадо созрели, и CAPE не был решающим фактором. Однако экстремальный CAPE, модулируя восходящий (и нисходящий) поток воздуха, может допускать исключительные события, такие как смертоносные торнадо F5, обрушившиеся на Плейнфилд, штат Иллинойс , 28 августа 1990 года и Джаррелл, штат Техас , 27 мая 1997 года, в дни, которые не были явно благоприятными для крупных торнадо. По оценкам, CAPE превысил 8 кДж/кг в условиях шторма Плейнфилд и составил около 7 кДж/кг для шторма Джаррелл .
Суровая погода и торнадо могут развиваться в области с низкими значениями CAPE. Неожиданное суровое погодное явление , произошедшее в Иллинойсе и Индиане 20 апреля 2004 года, является хорошим примером. Важно в этом случае то, что хотя в целом CAPE был слабым, в самых нижних слоях тропосферы наблюдался сильный CAPE, что позволило вспышке мини-суперячеек, производящих большие, длинные, интенсивные торнадо. [6]
Хороший пример конвективной нестабильности можно найти в нашей собственной атмосфере. Если сухой воздух среднего уровня втягивается над очень теплым влажным воздухом в нижней тропосфере , гидролапс (область быстро уменьшающихся температур точки росы с высотой) приводит к области, где встречаются влажный пограничный слой и воздух среднего уровня. По мере того, как дневное нагревание увеличивает перемешивание во влажном пограничном слое, часть влажного воздуха начнет взаимодействовать с сухим воздухом среднего уровня над ним. Из-за термодинамических процессов, по мере того как сухой воздух среднего уровня медленно насыщается, его температура начинает падать, увеличивая адиабатический градиент . При определенных условиях градиент может значительно увеличиться за короткий промежуток времени, что приводит к конвекции . Высокая конвективная нестабильность может привести к сильным грозам и торнадо , поскольку влажный воздух, который находится в пограничном слое, в конечном итоге становится сильно отрицательно плавучим относительно адиабатического градиента и вырывается в виде быстро поднимающегося пузыря влажного воздуха, вызывая развитие кучевых или кучево-дождевых облаков.
Как и в случае с большинством параметров, используемых в метеорологии , следует помнить о некоторых оговорках, одна из которых заключается в том, что CAPE представляет собой физически и в каких случаях может использоваться. Одним из примеров, когда более распространенный метод определения CAPE может начать давать сбои, является присутствие тропических циклонов (TC), таких как тропические депрессии, тропические штормы или ураганы . [7] [8]
Более распространенный метод определения CAPE может перестать работать вблизи тропических циклонов, поскольку CAPE предполагает, что жидкая вода мгновенно теряется во время конденсации . Таким образом, этот процесс необратим при адиабатическом спуске. Этот процесс нереалистичен для тропических циклонов. Чтобы сделать процесс более реалистичным для тропических циклонов, следует использовать обратимый CAPE (сокращенно RCAPE). RCAPE предполагает противоположную крайность стандартной конвенции CAPE и заключается в том, что жидкая вода не будет теряться во время процесса. Этот новый процесс придает участкам большую плотность, связанную с водной нагрузкой.
RCAPE рассчитывается по той же формуле, что и CAPE, разница в формуле заключается в виртуальной температуре . В этой новой формуле мы заменяем коэффициент смешивания насыщения парцеллы (который приводит к конденсации и исчезновению жидкой воды) на содержание воды в парцелле. Это небольшое изменение может кардинально изменить значения, которые мы получаем посредством интеграции.
RCAPE имеет некоторые ограничения, одним из которых является то, что RCAPE не предполагает испарения, что обеспечивает единообразие при использовании в TC, но его следует использовать в других местах с осторожностью.
Еще одним ограничением CAPE и RCAPE является то, что в настоящее время обе системы не учитывают унос .
