Daugiau

5: Atmosferos stabilumas - geomokslai


A skambantis yra vertikalus temperatūros ir kitų kintamųjų atmosferoje profilis vienoje geografinėje vietoje. Stabilumas reiškia atmosferos gebėjimą būti turbulentiškam, kurį galite nustatyti pagal temperatūros, drėgmės ir vėjo garsus. Turbulencija ir stabilumas skiriasi priklausomai nuo laiko ir vietos dėl atitinkamų zondų variantų.

Pastebime stabilumo poveikį, kurį sukelia vėjo gūsis, dūmų sklaida, šviesos ir garso lūžis, šiluminių upių stiprumas, debesų dydis ir perkūnijų intensyvumas.

Termodinaminės diagramos buvo sukurtos padėti mums suskaičiuoti zondus ir nustatyti stabilumą. Įgydami patirties naudodami šias diagramas pastebėsite, kad jas lengviau naudoti ir greičiau nei išspręsti termodinamines lygtis. Šiame skyriuje pirmiausia aptariame įvairius termodinaminių diagramų tipus, o paskui jais nustatome stabilumą ir turbulenciją.


3 užduoties skaitymas: plūdrumo ir patikimumo vertinimo procedūros

Vienas iš būdų padėti meteorologams įvertinti plūduriuojančių atnaujinimų riziką yra naudoti vadinamąją siuntinių teoriją, kai laikoma, kad viename žemės sklype paviršiaus paviršiuje yra ta pati temperatūra ir rasos taškas, ir jis pakeliamas, palyginti su aplinkos oras.

Siuntinių teorija turi ribotumą, nes sunku apibrėžti, koks iš tikrųjų yra didelis ar mažas siuntinys ir kokie egzistuoja mechanizmai, kurie selektyviai pakelia ne visą atmosferos sluoksnį, o mažą siuntinį. Be to, siuntinių teorija nepripažįsta fakto, kad vystantis plūdriems plunksnams atsiranda didelis aplinkos oro pritraukimas. Tačiau įrodyta, kad siuntų teorija sėkmingai paaiškina perkūnijos plėtrą. Taigi mes jį naudosime šiame pristatyme.

B. Kaip susidaro temperatūros skirtumai tarp kylančio oro sklypo ir aplinkinio oro tuo pačiu aukščiu

Oro paketas, kuris yra pastatytas, pagal mastelį nustatytą Pirmąjį termodinamikos dėsnį turi atvėsti sausu adiabatiniu greičiu. Aplinkinio netrikdomo aplinkos oro temperatūra bus tokia, kokią vaizduoja aplinkos nuotėkio dažnis (ELR) atmosferos zondavimo metu. Priklausomai nuo ELR, kylantis oro sklypas gali būti šiltesnis, šaltesnis arba tokioje pačioje temperatūroje kaip ir aplinkinis oras tuo pačiu iškrovimu.

O kai oro paketas yra pakeltas ir atrodo šaltesnis nei aplinkinis oras tame pačiame aukštyje, sakoma, kad atmosfera yra visiškai stabili. Galima manyti, kad atmosfera egzistuoja tarp šio kraštutinumo ir absoliučiai nestabilios būsenos, kurioje oro paketas, priverstinai pakeltas, būna šiltesnis nei oras aplink jį tame pačiame aukštyje. Šios terminijos pagrindimas bus akivaizdus, ​​kai perskaitysite čia.

Metodiką, kurią sužinosite, sudaro „sklypo pakėlimas“ (brėžiant linijas ant termodinaminės diagramos) paviršiaus sklypas iki taško, kuriame jo santykinis drėgnumas yra 100% (kėlimo kondensacijos lygis - LCL). Šis kėlimas iš pradžių įvyksta sausame adiabatiniame norma. Jei siuntinys išlieka vėsesnis nei jo aplinka, valstybė yra absoliučiai stabili. Jei oro paketas tampa šiltesnis nei jo aplinka, taškas, kuriame jis tampa šiltesnis, vadinamas laisvosios konvekcijos lygiu (LFC). Absoliučiai nestabilioje būsenoje LFC yra ant žemės.

Kėlimo kondensato lygis) LCL) - lygis, kuriame aukščio oro paketas prisotinamas dėl išsiplėtusio aušinimo. Procedūriniu būdu aukštis, kuriame maišymo santykio linija tęsiasi nuo paviršiaus rasos taško, kerta sausą adiabatą, išplėstą nuo paviršiaus temperatūros. Virš šio lygio oro paketas, jei jis yra palėpėje, turi atvėsti šlapiu adiabatiniu greičiu.

Laisvosios konvekcijos lygis (LFC) - aukštis, virš kurio esantis oro paketas tampa šiltesnis už tą patį aukštį supantį orą. Kol oro paketas yra šiltesnis nei jo aplinka, jis įsibėgės į viršų, ir tas pagreitis bus tiesiogiai proporcingas tam, kiek oro paketas yra šiltas, palyginti su jo aplinka (dažniausiai raudona spalva).

Svarbu nepamiršti, kad sauso adiabatinio pasibaigimo greitis yra pastovus. Taigi kylantis oro paketas, nepaisant nestabilios ar stabilios būsenos, atvės lygiai tokiu pačiu greičiu. Kadangi aplinkos netekimo dažnis (vertikalus temperatūros pokytis aplinkoje) TIKRAI keičiasi net per kelias valandas, kylantis oro sklypas (kurio temperatūra esant 500 mb yra, tarkime, -10C), vienu atveju gali nustatyti, kad jis yra šaltesnis nei aplinkinis oras tame pačiame aukštyje ir, kitu atveju, kad jis yra šiltesnis nei aplinkinis oras tame pačiame aukštyje.


Prieigos parinktys

Gaukite visą žurnalo prieigą vieneriems metams

Visos kainos yra NET kainos.
PVM bus pridėtas vėliau kasoje.
Mokesčių apskaičiavimas bus baigtas atsiskaitant.

Gaukite „ReadCube“ ribotą arba pilną prieigą prie straipsnių.

Visos kainos yra NET kainos.


5: Atmosferos stabilumas - geomokslai



Šioje paskaitoje apžvelgiama kita gyvybiškai svarbi meteorologijos samprata - atmosferos stabilumas. Žemiau rasite pagrindinius metmenis ir keletą iliustracijų, susijusių su šia tema.


Stabilumo terminologija

& gt & gt Hidrostatinė pusiausvyra: vertikali PGF ir gravitacijos pusiausvyra
& gt & gt Lapse Rate: temperatūros sumažėjimo greitis padidėjus


Atmosferoje kylantis arba grimztantis oras atvės arba sušils tik vienu iš dviejų greičių - sauso adiabatinio pasibaigimo greičio arba drėgno adiabatinio pasibaigimo greičio. Pirmasis, sauso adiabatinio pasibaigimo rodiklis, yra norma an nesočiųjų oro paketas sušyla arba atvėsta judant vertikaliai per atmosferą. Sauso adiabatinio pasibaigimo greitis yra maždaug 5,5 laipsnio Farenheito temperatūros pokytis kiekvienam 1000 pėdų vertikaliam judesiui.
Kita vertus, drėgnas adiabatinis pasibaigimo dažnis yra greitis, kuriuo a prisotintas oro paketas sušyla arba atvėsta, kai juda vertikaliai. Šis greitis yra maždaug 3,3 laipsniai pagal Fahrenheitą kiekvienam 1000 pėdų vertikaliam judesiui.

Kylantis oras vėsina, grimztantis oras - ne išimtis!

Faktinį oro siuntinio stabilumą lemia aplinkos praradimo greičio orientacija, palyginti su sauso arba drėgno adiabatinio praleidimo greičiu. aplinkosaugos pasibaigimo greitis yra tiesiog tai, ką jis sako - aplinkos (atmosferos) temperatūros kitimo greitis, keičiantis aukščiui. Svarbu atkreipti dėmesį į tai, kad kadangi atmosfera (aplinka) vidutiniškai nekyla ir neslūgsta, aplinkos praradimo dažnis gali atrodyti daug kitaip nei sauso ar drėgno adiabatinio pasibaigimo dažnis. Tiesą sakant, būtent tie skirtumai leidžia mums nustatyti, ar tam tikra atmosferos dalis yra stabilus arba nestabilus. Sauso ir drėgno adiabatinio pasibaigimo rodiklius galima pamatyti figūra 1 į dešinę.

& gt & gt Nestabili pusiausvyra arba „Nestabilus“: siuntinys pagreitėja nuo pradinės padėties


Atmosfera laikoma nestabilia, jei kylantis siuntinys atvėssta lėčiau nei aplinkosauginis greitis. Dėl to oro paketas lieka šiltesnis ir mažiau tankus nei jo aplinka, todėl ir toliau didėja. Nestabilaus aplinkos netekimo greičio orientacija matoma kairėje 2 paveikslas.



& gt & gt Stabili pusiausvyra arba „Stabilus“: siuntinys atsispiria vertikaliam judesiui


Laikoma, kad atmosfera yra stabili, jei kylantis siuntinys atvėsta greičiau nei aplinkosauginis greitis. Dėl to oro paketas yra vėsesnis ir tankesnis už aplinką, todėl praranda plūdrumą. Vertikalūs judesiai paprastai būna ribojami, kai atmosfera yra stabilios pusiausvyros. Stabilaus aplinkos netekimo greičio orientaciją galima pamatyti dešinėje 3 paveikslas.


Temperatūros inversija įvyksta temperatūrai didėjant aukštyje. Aplinkos profilis, susijęs su temperatūros inversija, yra pats stabiliausias aplinkos tipas. Temperatūros profilį su inversija galima rasti kairėje 4 paveikslas. Inversija yra viršuje, kur temperatūra auga didėjant.

Stabilumas ir vertikalus maišymas

& gt & gt Nestabili aplinka: skatina maišymąsi kylant ir skendant oro burbuliukams


Kai aplinka nestabili, oras vertikaliai lengvai maišosi. Šis vertikalus maišymas gali labai paveikti įvairius atmosferos reiškinius, tokius kaip oro kokybė, vėjo greitis ir debesų tipas. Vertikalus maišymas nestabilioje aplinkoje padeda iš viršaus į paviršių nukreipti švaresnį orą, o užterštą orą transportuoti aukštyn. Taip pat stipresnis vėjas iš viršaus (ten, kur trintis yra mažai) gali būti gabenamas (sumaišytas) link žemės, kai atmosfera nestabili. Štai kodėl saulėtą popietę dažnai būna vėjuota, o ryte, kai vertikalus maišymas yra ribojamas, dažnai būna gana ramu. Šio vertikalaus maišymo pavyzdį galima pamatyti 5 paveikslas į dešinę.

Jei atmosferoje yra pakankamai drėgmės, kylantys oro burbuliukai vandens garus kondensuos į debesis, jei siuntinys pakils pakankamai aukštai, kad atvėstų iki rasos taško. Nestabilioje aplinkoje šie konvekciniai judesiai sukuriami gumbinė debesys.

& gt & gt Stabili aplinka: slopina vertikalų maišymą, stratifikaciją


Stabilios aplinkos atmosferos judesiai iš esmės skiriasi nuo nestabilios aplinkos. Didžiausias skirtumas tarp šių dviejų tipų aplinkų yra vertikalaus maišymo stabilioje aplinkoje slopinimas. Vertikalaus maišymo nebuvimas lemia & quot; stratifikuotą & quot; atmosferą, kur daugelis atmosferos kintamųjų yra atskiriami į sluoksnius, o ne gerai maišomi. Atmosferos stratifikacija esant stabiliai lemia, pavyzdžiui, taršos epizodus ir drastiškus vėjo greičio bei krypties pokyčius trumpu vertikaliu atstumu. Sluoksniuotos ir stabilios aplinkos pavyzdį galima pamatyti 6 paveikslas į kairę.

Kita stabilios ir stratifikuotos atmosferos pasekmė yra debesų susidarymo procesas. Darant prielaidą, kad atmosferoje yra pakankamai drėgmės, stratiforminis stabilioje aplinkoje gali susidaryti debesys. Tai gali atsitikti tik tuo atveju, jei stabilus oras yra priverstas į viršų arba susiliejus orui į žemo slėgio centrą, arba per orografinį kėlimą. Kiekvieno iš šių procesų pavyzdžių galite rasti žemiau 7 paveikslas ir 8 paveikslas.

& gt & gtTemperatūros inversijos: stabilumo & quot; aukščiausia & quot;

Kaip minėta pirmiau, temperatūros inversija yra stabiliausias įmanomas aplinkos profilis. Tokio tipo atmosferos temperatūros profilis gali pasireikšti beveik bet kurioje atmosferos vietoje, aukštumoje ar šalia žemės - kiekvienas turi skirtingą poveikį orui.

Paviršiuje temperatūros inversija gali susidaryti tiek dienos, tiek nakties metu, atsižvelgiant į sąlygas ir vietą. Labiau paplitęs inversijos būdas yra naktinė temperatūros inversija, atsirandanti dėl Žemės paviršiaus radiacinio aušinimo nusileidus saulei. Dienos metu vasarą temperatūros inversija taip pat gali susidaryti virš vėsių vandens telkinių.

Temperatūros inversija taip pat vyksta stratosferoje (tiesiai virš troposferos esančiame sluoksnyje). Šio atmosferos sluoksnio inversijos riboja perkūnijų ir jų priekalų vertikalų vystymąsi (taigi ir pavadinimas, stratosfera).

Paskutinis temperatūros inversijos tipas vadinamas nusėdimo inversija. Šis temperatūros inversijos tipas yra oro paketų grimzdimo ir atšilimo rezultatas. Tačiau šiuo atveju oro siuntinio viršus leidžiasi žemyn ir sušyla labiau nei oro paketo dugnas. Šio tipo inversija paprastai būna į rytus nuo aukšto slėgio sistemų gerokai virš žemės ir gerokai žemiau stratosferos.

& gt & gt Jei jie susidaro stabilioje aplinkoje, jie yra plokšti (stratiforminiai)
& gt & gt Jei jie susidaro nestabilioje aplinkoje, jie yra pūsti, gerai išsivystę vertikaliai (kaupiasi)
& gt & gt Skirtumas tarp vandens ir ledo debesų matomas kraštuose

Skirtumą tarp debesų, susidedančių pirmiausia iš vandens, ir debesų, susidarančių iš ledo, galima atskirti žiūrint į debesies kraštus. Jei debesis turi ryškius, aštrius kraštus, greičiausiai tai yra vandens debesis. Jei debesis yra labiau difuzinis, jis paprastai yra ledo debesis. Ledo ar vandens buvimas debesyje nieko nepasako apie atmosferos stabilumą šalia debesies. Norėdami sužinoti stabilumo įžvalgas, atkreipkite dėmesį į vertikalų debesies plotį. Norėdami geriau suprasti skirtingus debesų tipus, ištirkite vieną ar daugiau šiame puslapyje pateiktų Debesų atlasų.


Mokymasis visam gyvenimui

Mūsų katedroje magistrantai studijuoja su geriausiais ir tampa geriausiais.

MEAS absolventai sėkmingai konkuruoja dėl geriausių geomokslų darbo vietų moksliniuose tyrimuose, valstybės tarnyboje ir privačiame sektoriuje. Vadovaujant mokslininkams, kurie savo išvadas skelbia aukščiausio lygio žurnaluose, magistrantai ugdo darbdavių reikalaujamus vadovavimo ir techninius įgūdžius. Be partnerystės su tarptautiniu mastu pripažintais profesoriais, studentai yra skatinami palaikyti vienas kitą per mentorių kurso ir absolventų seminarus. MEAS magistrantai pristato savo tyrimus pirmaujančiose konferencijose visame pasaulyje.

Įsikūrę valstybės sostinėje, MEAS studentai naudojasi kultūriškai turtingomis ir įvairiomis meno ir poilsio galimybėmis. Tyrimų trikampyje studentai bendradarbiauja su kunigaikščio ir UNC-Chapel Hill studentais bei papildomų disciplinų profesoriais. Šiaurės Karolinos pakrantės, Piedmonto ir kalnų geografija yra derlinga dirva beveik kiemo tyrimams.


5: Atmosferos stabilumas - geomokslai

Apskritai oro paketas savaime iškils (tai yra, neverčiamas į viršų), jei jis yra šiltesnis (taigi ir mažiau tankus) nei jo artimiausia aplinka tame pačiame aukštyje kaip ji pati. Šis elgesys galioja tik nedidelio masto oro paketams ir # 8212 netaikomas didelio masto oro masėms. Norėdami paaiškinti, kodėl oras didėja ar mažėja, turime kreiptis į kitus paaiškinimus. Pavyzdžiui, didelio masto divergencija ar konvergencija aukštai, oras, judantis virš kalnų grandinių, arba didelės oro masės, bėgančios viena į kitą priekyje, gali sukelti priverstinį, didelio masto pakilimą ar nusileidimą. Tačiau didelio masto santykinai šilto oro masės savaime nekyla & # 8212. Tai nedidelio masto idėja.

Taigi šiltas oras kyla savaime & # 8212, jei tas oras yra šiltesnis nei oras aplink jį tame pačiame aukštyje, nedidelėmis svarstyklėmis.

Stabilumas ir nestabilumas

Yra dar vienas būdas, kad mažų svarstyklių oras gali būti šiltesnis nei oras aplink jį tame pačiame aukštyje ir todėl savaime pakilti. Šis kitas mechanizmas yra atmosferos nestabilumo idėjos esmė.

Įsivaizduokite, kad atskiras oro sklypas sėdi aplinkui arba juda kartu su aplinkiniais siuntiniais ir kad jo temperatūra yra praktiškai tokia pati kaip ir aplink jį esančio oro temperatūra tame pačiame aukštyje. Kadangi siuntinys nėra nei šiltesnis, nei šaltesnis už tą patį aukštį tiesiogiai supantį orą, siuntinys savaime nei pakils, nei nuskęs. Mes sakome, kad jis yra pusiausvyros būsenoje.

Bet dabar tarkime, kad siuntinys šiek tiek pasislenka aukštyn, palyginti su oru, kuris jį iškart supa. Tai gali atsitikti dėl bet kokio skaičiaus ar priežasčių ir (arba) priežasčių, dėl kurios kyla turbulencija, nedidelio masto konvergencija ar divergencija, ar dėl ko. Tiesą sakant, tokie dalykai nuolat vyksta su siuntiniais (taip pat ir pasislinkimas žemyn).

Šiek tiek į viršų išstumtas oras šiek tiek atvės adiabatiškai. Tada galėtume paklausti, kokia yra šio oro siuntinio temperatūra, palyginti su oro temperatūra, kuri dabar iškart supa jį naujame, šiek tiek didesniame aukštyje?

Gali būti viliojanti sakyti, kad siuntinys bus šaltesnis nei naujoji jo aplinka, nes pakeliantis, siuntinys adiabatiškai šiek tiek atvėso. Bet tai nebūtinai būtų tiesa, nes troposferoje aplinkos temperatūra paprastai mažėja ir aukštyje (išskyrus inversijos sluoksnius). Taigi kyla klausimas: kuris iš jų mažėja greičiau, kai aukštis & # 8212 yra perkelto siuntinio temperatūra, ar artimiausios siuntinio aplinkos temperatūra?

Jei siuntinio aplinkos temperatūra aukštyje mažėja greičiau nei perkelto siuntinio temperatūra, siuntinys bus šiltesnis už aplink jį esantį orą šiek tiek didesniame aukštyje! Todėl dabar ji savaime ir toliau kils toliau nuo savo atskaitos taško. Šioje situacijoje sakome, kad atmosfera nestabili.

Atmosfera nestabili, kai siuntinys, prasidedantis pusiausvyroje, yra šiek tiek pakeltas aukštyn, palyginti su jį supančia aplinka, jis atsiduria šiltesnis už savo aplinką (naujame aukštyje) ir todėl toliau savaime kyla toliau nuo pradinio taško.

Ir atvirkščiai, jei siuntinio aplinkos temperatūra, atsižvelgiant į aukštį, mažėja lėčiau nei perkelto siuntinio temperatūra, tada perkeltas siuntinys atsidurtų šaltesnis už aplink jį esantį orą ir todėl savaime nugrimztų į pradinį aukštį. Šioje situacijoje & # 8212paprastai atmosferoje & # 8212 sakome, kad atmosfera yra stabili.

Atmosfera yra stabili, kai siuntinys pasislenka šiek tiek aukštyn, palyginti su jį supančia aplinka, jis būna šaltesnis nei aplinka (naujame aukštyje) ir todėl savaime nugrimzta į pradinį lygį.

Stabilumas ir galiojimo laikas

Priešingai, kiekvieno oro paketo aušinimo kiekis kiekvienam vertikalaus atstumo vienetui, kurį jis padidina, daugiausia priklauso nuo to, ar jis yra prisotintas, ar ne. Jei siuntinys nėra prisotintas, jis kiekvieną atvėsintą kilometrą visada atvės 9,8 ° C. Šis aušinimo greitis vadinamas sausas adiabatinio pasibaigimo rodiklis.

Jei siuntinys yra prisotintas, tada kylant jis vėčiau lėčiau, nes vėsdamas siuntinyje kondensuojasi vandens garai, kurie latentinę šilumą paverčia siuntinio šiluma, o tai sumažina adiabatinį aušinimą. Spartaus oro siuntinių aušinimo greitis, kylant, vadinamas drėgnu arba šlapiu adiabatiniu pasibaigimo greičiu. Šis pasibaigimo greitis priklauso nuo prisotinto siuntinio temperatūros & # 8212aukštesnė temperatūra reiškia daugiau vandens garų prisotintame siuntinyje ir (pasirodo) daugiau kondensato tam tikram aukščio padidėjimui, o tai reiškia, kad mažesnis grynasis aušinimas, o tai reiškia mažesnį greitį. Oro apatinėje troposferoje, kuriame yra tipiškų vandens garų, drėgno adiabatinio pratekėjimo greitis yra maždaug 6 ° C / 1 km / arba 3,3 ° F / 1 000 pėdų).

Atmosferos stabilumas ar nestabilumas iš tikrųjų kyla dėl to, kuris yra didesnis nei aplinkos taršos ar siuntinio pasibaigimo greitis. Jei aplinkos sunaudojimo greitis yra didesnis nei siuntinio galiojimo laikas, atmosfera yra nestabili. Jei aplinkos sunaudojimo greitis yra mažesnis nei siuntinio galiojimo laikas, atmosfera yra stabili.

Kadangi siuntinio galiojimo laikas visiškai priklauso nuo to, ar jis yra prisotintas, ar ne, atmosferos stabilumas gali priklausyti nuo to, ar oras yra prisotintas, ar ne. Visų pirma, jei aplinkos praradimo greitis yra tarp drėgno ir sauso siuntinio adiabatinio pasibaigimo greičio, oras bus stabilus, jei jis yra nesotus, bet nestabilus, jei jis yra prisotintas. Tai yra, stabilumas priklauso nuo oro, ar jis yra prisotintas, ar priklauso nuo jo. Teigiama, kad tokios situacijos, kurios dažniausiai būna atmosferoje, yra nestabilios:

    (Siuntinys, sutrikęs aukštyn iš pusiausvyros padėties, aukštyje aušinamas lėčiau arba greičiau nei jį supanti aplinka, atsižvelgiant į tai, ar siuntinys yra prisotintas, ar ne, todėl gali būti šiltesnis ar šaltesnis nei supanti aplinka, todėl gali tęstis ir toliau savaime kyla arba nugrimzta link pusiausvyros padėties.)

Jei aplinkos pasibaigimo greitis yra didesnis už sauso adiabatinio pasibaigimo greitį, jis taip pat yra didesnis nei drėgno adiabatinio pasibaigimo dažnis, ir nesvarbu, ar oras yra prisotintas, ar ne & # 8212 sakome, kad oras yra absoliučiai nestabilus:

    (Siuntinys, sutrikęs aukštyn nuo pusiausvyros padėties, su aukščiu vėsta lėčiau, nei jį supanti aplinka, nepaisant to, ar siuntinys yra prisotintas, ar ne, todėl tampa šiltesnis už aplinkinį orą ir toliau kyla iš pusiausvyros padėties.)

Panašiai, jei aplinkos pasibaigimo greitis yra mažesnis už drėgno adiabatinio pasibaigimo greitį, jis taip pat yra mažesnis už sauso adiabatinio pasibaigimo greitį ir nesvarbu, ar oras yra prisotintas, ar ne & # 8212 sakome, kad oras yra visiškai stabilus :


Atmosferos ir drovumo stabilumas ir nestabilumas | Krituliai | Geografija

Skirtingos kritulių formos (rasa, rūkas, lietus ir drovumas, šalnos, sniegas, kruša ir kt.) Priklauso nuo atmosferos stabilumo ir nestabilumo. Oras be vertikalaus judėjimo vadinamas stabiliu oru, o nestabilus oras vertikaliai (tiek aukštyn, tiek žemyn, tiek droviai). Oro masė pakyla ir tampa nestabili, kai ji tampa šiltesnė už aplinkinę, o nusileidžianti masė tampa stabili.

Stabilumas ir nestabilumas priklauso nuo sąsajų tarp & # 8216nor & shymal pasibaigimo greičio & # 8217 ir & # 8216adiabatinio temperatūros pokyčio & # 8217. Adiabatinis dažnis visada yra pastovus, o įprastas oro temperatūros pokyčio greitis keičiasi. Kai įprastas pasibaigimo greitis yra didesnis nei sauso adiabatinio dažnio, šiltesnis oras pakyla ir tampa nestabilus. Kita vertus, kai įprastas temperatūros pasibaigimo greitis yra mažesnis nei sauso adiabatinio dažnio, šaltas oras nusileidžia ir tampa stabilus.

Stabilumas:

Kai kylančio sauso oro sauso adiabatinio pasibaigimo greitis yra didesnis nei įprastas, o jei jis nėra prisotintas ir nepasiekia rasos taško, jis tampa šaltesnis nei aplinkinis oras tam tikrame aukštyje, todėl jis tampa sunkesnis ir leidžiasi žemyn. Šis procesas sukelia atmosferos cirkuliacijos stabilumą, dėl kurio atsispiriama vertikaliai oro cirkuliacijai.

Pavyzdžiui, ant žemės paviršiaus, jei oro sklypo temperatūra yra 40 ° C, sauso adiabatinio pasibaigimo greitis ir įprastas (aplinkos) pralaidumo greitis yra atitinkamai 10 ° C 1000 m ir 6,5 ° C 1000 m, tada aukštyje. vieno kilometro (arba 1000 m) atstumu nuo žemės paviršiaus, kylančio oro temperatūra būtų 30 ° C (40 ° -10 ° = 30 ° C), o aplinkinio ir sklindančio oro temperatūra tame aukštyje būtų 33,5 ° C (40 ° C). ° -6,5 ° = 33,5 ° C).

Taigi kylantis oras, kuris yra šaltesnis už aplinkinį orą, nusileistų ir atmosferos stabilumas ir drovumas. Toks oras (leidžiantis žemyn) vadinamas stabilia pusiausvyra. Kartais įprastas tam tikro atmosferos sluoksnio praleidimo dažnis yra apie 4,6 ° C 1000 metrų. Esant tokioms sąlygoms, jei įprastas pasibaigimo greitis yra mažesnis nei šlapio adiabatinio pasibaigimo greitis net kondensacijos ir šuolio taške, tolesnis vertikalus oro judėjimas sustabdomas, todėl toks oras yra absoliučiai stabilus, o tokia atmosferos būklė vadinama absoliučiu stabilumu.

Nestabilumas:

Kai normalus pasibaigimo greitis yra didesnis nei kylančio oro gabalo sauso adiabatinio pasibaigimo greitis, kylantis oras toliau kyla į viršų ir plečiasi, todėl tampa nestabilus ir yra nestabilios pusiausvyros. Kitaip tariant, atmosferos nestabilumas kyla, kai kylančio oro aušinimo greitis (sauso adiabatinio pasibaigimo greitis) yra mažesnis nei įprastas.

Pvz., Jei tam tikro oro sklypo temperatūra žemės paviršiuje yra 40 ° C, sausojo adiabatinio ir įprasto praleidimo dažnis yra atitinkamai 10 ° C ir 11 ° C / 1000m, tada kylančio oro temperatūra ir drėgnumas 1000m aukštyje (vienas kilometras) būtų 30 ° C (40 ° -10 ° = 30 ° C), o atmosferos temperatūra tame aukštyje būtų 29 ° C (40 ° -11 ° C = 29 ° C).

Taigi kylantis oras, kuris yra šiltesnis (30 ° C) nei aplinkinis oras (29 ° C), toliau kyla ir plečiasi, kad sukeltų atmosferos nestabilumą. Jei šlapio adiabatinio pasibaigimo dažnis taip pat yra mažesnis nei įprastas, tada kylantis oras toliau didėja ir drovus. Tokia tolesnio oro judėjimo aukštyn būsena vadinama absoliučiu nestabilumu.

Kai kylantis oro par & shycel pasiekia tokį aukštį, kad jo temperatūra būtų lygi aplinkinio oro temperatūrai, tolesnis jo judėjimas aukštyn bus sustabdytas. Sakoma, kad toks oras yra neutralios pusiausvyros būsenoje.

i. Mechaninis nestabilumas:

Kartais būna nenormalių sąlygų, kai įprastas praleidimo dažnis yra labai aukštas ir labai aukštas (15–35 ° C / 1000 metrų). Esant tokiai būklei, viršutiniai atmosferos sluoksniai tampa išskirtinai šalti ir tankesni nei apatiniai ir drovūs sluoksniai, todėl šalti ir tankesni viršutiniai sluoksniai automatiškai nusileidžia. Tokia situacija vadinama mechaniniu nestabilumu, kuris padeda formuotis tornadams.

ii. Sąlyginis nestabilumas:

Kai oro siuntinys priverstas judėti į viršų, jis atvėsta esant sausam adiabatinio praleidimo greičiui (10 ° C / 1000 m arba 5,5 ° F / 1000 pėdų), o įprastas - 6,5 ° C / 1000 m. Pakilus į tam tikrą aukštį, oras tampa prisotintas ir prie kylančio oro pridedama latentinė kondensato šiluma, todėl kylantis oras atvėsta esant šlapiam adiabatinio praleidimo greičiui (5 ° C / 1000 m), tuo tarpu įprastas pasibaigimo greitis (6,5 ° C / 1000 m) yra didesnis už jį.

Todėl oras tampa šiltesnis nei aplinkinis, todėl automatiškai ir shymatiškai kyla aukštyn. Tai vadinama sąlyginiu nestabilumu, nes oras iš pradžių priverstas judėti aukštyn, tačiau pasiekus kondensacijos tašką, dėl savo savybių oras kyla automatiškai.

Pvz., Jei oro paketas, kurio temperatūra yra 35 ° C, iš pradžių yra priverstas pakilti iki 1000 m aukščio, jo temperatūra nukrenta iki 25 ° C (35 ° C – 10 ° C, sauso adiabatikos norma = 25 ° C), o aplinkinių oro sluoksnių temperatūra 1000 m aukštyje būtų 28,5 ° C (35 ° C – 6,5 ° C, taip pat ir „shymal“ pasibaigimo dažnis), taigi kylantis oras tampa 3,5 ° C šaltesnis nei aplinkinis.

Jei kylantis oras prisotinamas šioje temperatūroje (25 ° C), latentinė kondensacijos šiluma vėl grįžta į kylantį orą, taigi ji atvėsta esant drėgnam adiabatinio pratekėjimo greičiui (5 ° C / 1000 m). Taigi kylantis oras tampa šiltesnis ir nestabilus. Sąlyginis nestabilumas gali atsirasti tik tada, kai nor & shymal pasibaigimo dažnis svyruoja tarp sauso adiabatinio ir drėgno adiabatinio pasibaigimo greičio. Kitaip tariant, sąlyginis insta & shybility atsiranda, kai įprastas pasibaigimo greitis yra didesnis už sauso adiabatinio pasibaigimo greitį, bet mažesnis nei šlapio adiabatinio pasibaigimo dažnis.


2.6 Stabilumas ir plūdrumas

Mes žinome, kad oro paketas pakils lyginant su aplinkiniu oru tuo pačiu slėgiu, jei oro paketo tankis bus mažesnis nei aplinkinio oro. Tankio skirtumą galima apskaičiuoti naudojant virtualią temperatūrą, kurioje atsižvelgiama į oro sklypo ir aplinkinio oro savitosios drėgmės skirtumus, taip pat į temperatūros skirtumus.

Stabilumas

Pusiausvyroje jėgų suma yra pusiausvyroje ir oro paketas nejudės. Kyla klausimas, kas nutiks siuntiniui, jei jo vertikalioje padėtyje bus nedidelis sutrikimas?

Kairėje esančioje figūroje, jei rutulys bus šiek tiek pasislinkęs į kairę arba į dešinę, jis bus traukiamas gravitacijos ir toliau riedės nuolydžiu. Tokia padėtis nestabili. Dešinėje esančioje figūroje, jei rutulys bus šiek tiek pasislinkęs, jis bus aukštesnis už centrinę padėtį, o sunkio jėgos trauks jį atgal. Jis gali šiek tiek pasisupti pirmyn ir atgal, bet galų gale jis nusistovės į pradinę padėtį.

Norėdami įvertinti oro siuntinių nestabilumą atmosferoje, turime išsiaiškinti, ar nedidelį oro paketo judėjimą aukštyn ar žemyn siuntinys toliau kelia ar krenta (nestabilumas), ar oro paketas grįžta į pradinę padėtį ( stabilumas).

Dabar pažvelk į kai kuriuos atmosferos temperatūros profilius. Svarbu: sauso oro siuntinys, nustumtas iš pusiausvyros padėties, visada juda išilgai sauso adiabatinio pasibaigimo (DALR) linijos.

Atkreipkite dėmesį, kad mes taip pat galime parodyti, kad jei oro paketas bus nustumtas žemyn, jis tęsis, jei atmosferos (aplinkos) profilis atrodys kaip kairėje, ir grįš į pradinę padėtį, jei jis atrodys kaip dešinėje.

Patikrinkite savo supratimą

Norėdami nustatyti:

Ar oro paketas yra stabilus ar nestabilus kiekviename taške, 1–5?

Raudona linija yra atmosferos temperatūros profilis, brūkšninės linijos yra sauso adiabatinio pasibaigimo greičio linijos (-9,8 K / km). Apsvarstykite 1–5 punktus. Kai oro paketas stumiamas aukštyn DALR ir jo temperatūra yra aukštesnė nei atmosferos temperatūra naujame lygyje, jis yra šiltesnis ir mažiau tankus. Jis ir toliau kils. Kai oro paketas stumiamas žemyn DALR ir jo temperatūra yra žemesnė už atmosferos temperatūrą tame naujame lygyje, ji yra šaltesnė ir todėl tankesnė. Jis ir toliau kris. Abu atvejai nestabilūs. Tačiau jei oro paketas pakeltas aukštyn DALR ir jo temperatūra yra žemesnė už atmosferos temperatūrą tame naujame lygyje, ji yra šaltesnė ir todėl tankesnė. Jis grįš į pradinę padėtį ir yra stabilus.

Taikant šį mąstymą, oro paketai 1, 2 ir 5 taškuose yra stabilūs, o 3 ir 4 taškuose - nestabilūs.

Plūdrumas

Mes galime apskaičiuoti pagreitį, kurį turės nestabilus oro siuntinys, ir iš to galime nustatyti siuntinio greitį vėliau. Šis pagreitis vadinamas plūdrumu (B).

Dar kartą pažvelkime į oro sklypo jėgas, kaip kad padarėme, kad gautume hidrostatinę pusiausvyrą. Bet šį kartą tarkime, kad siuntinio tankis skiriasi nuo aplinkinio oro. Mes paskirsime kiekius, susijusius su oro siuntiniu su apostrofo (’) aplinkos parametrais, neturės viršutinio indekso.

Jei jėgos nėra pusiausvyroje, tada turime išlaikyti pagreitį, kurį nustatėme į nulį hidrostatinės pusiausvyros atveju. Mes taip pat galime padalinti abi lygties puses iš oro siuntinio masės:

kur mes panaudojome aplinkos hidrostatinę pusiausvyrą, kad slėgio pokyčio, kaip aukščio funkcijos, išraišką pakeistume tankiu, pagreitėjusiu dėl sunkio.

Tada mes galime naudoti Idealių dujų įstatymą, kad tankį pakeistume virtualia temperatūra, nes siuntinio ir jį supančio oro slėgis yra vienodas:

Jei B & gt 0, tada siuntinys pagreitėja aukštyn, jei B & lt 0, tada siuntinys pagreitėja žemyn.

Mes stebime nestabilumą kiekviename aplinkos temperatūros profilio taške ir galime tai nustatyti Γenv kiekvienam taškui.

T e n v = T 0 + ∂ T ∂ z | e n v Δ z = T 0 - Γ e n v Δ z T p a r c e l = T 0 + ∂ T ∂ z | p a r c e l Δ z = T 0 - Γ d Δ z Ši lygtis neteisingai pateikiama dėl nesuderinamos naršyklės. See Technical Requirements in the Orientation for a list of compatible browsers.

Jei Γenv < Γd, the parcel accelerates downward for positive Δz (positive stability).

Jei Γenv > Γd, the parcel accelerates upward for positive Δz (negative static stability).

We can put this idea of buoyancy in terms of potential temperature.

We want to find dθ/dz. Taking the log of both sides of the equation and replacing a dp/dz term with –gρ, we are able to find the following expression for buoyancy in terms of potential temperature:

Remember that no matter what the environmental temperature or potential temperature profiles, a change in height of an air parcel will result in a temperature that changes along the dry adiabat and a potential temperature that does not change at all. As you can see below, the stability of a layer depends on the change in environmental potential temperature with height. Air parcels try to move vertically with constant potential temperature.

Parcels will move to an altitude (and air density) for which B = 0. However, if they still have a velocity when they reach that altitude, they will overshoot, experience a negative acceleration, and then descend, overshooting the neutral level again. In this way, the air parcel will oscillate until its oscillation is finally damped out by friction and dissipation of the air parcel. Note that in the neutral section of vertical profile where potential temperature does not change, it is not possible to determine if an air parcel will be stable or unstable. For instance, if the air parcel in the neutral region is given a small upward push, it will continue to rise until it reaches a stable region.

Quiz 2-4: Stability and buoyancy.

This quiz provides practice determining stability or instability of an air parcel and in calculating the buoyancy of air parcels.

  1. Go to Canvas and find Practice Quiz 2-4. You may complete this practice quiz as many times as you want. It is not graded, but it allows you to check your level of preparedness before taking the graded quiz.
  2. When you feel you are ready, take Quiz 2-4. You will be allowed to take this quiz only once. Good luck!

Discussion Activity: Storms in the troposphere

(3 discussion points)

This week's discussion topic is a hypothetical question involving stability. The troposphere always has a capping temperature inversion–it's called the stratosphere. The tropopause is about 16 km high in the tropics and lowers to about 10 km at high latitudes. The stratosphere exists because solar ultraviolet light makes ozone and then a few percent of the solar radiation is absorbed by stratospheric ozone, heating the air and causing the inversion. Suppose that there was no ozone layer and hence no stratosphere caused by solar UV heating of ozone.

Would storms in the troposphere be different if there were no stratosphere to act like a capping inversion? And if so, how?

Use what you have learned in this lesson about the atmosphere's pressure structure and stability to help you to think about this problem and to formulate your answer and discussions. It's okay to be wrong, as long as you have some solid reasoning to back up your ideas. My goal is to get you all to communicate with each other and think hard about atmospheric science.

  1. You can access the Storms in the Troposphere Discussion Forum in Canvas.
  2. Post a response that answers the question above in a thoughtful manner that draws upon course material and outside sources.
  3. Keep the conversation going! Comment on at least one other person's post. Your comment should include follow-up questions and/or analysis that might offer further evidence or reveal flaws.

This discussion will be worth 3 discussion points. I will use the following rubric to grade your participation:


Edmon , H. J. , , B. J. Hoskins , , and M. E. McIntyre , 1980 : Eliassen–Palm cross sections for the troposphere. J. Atmos. Sci , 37 , 2600 – 2616 .

Edmon , H. J. , B. J. Hoskins , and M. E. McIntyre

Gordon , C. T. , , and W. F. Stern , 1982 : A description of the GFDL global spectral model. Mon. Wea. Rev , 110 , 625 – 644 .

Gordon , C. T. , and W. F. Stern

Held , I. M. , , and M. J. Suarez , 1994 : A proposal for the intercomparison of dynamical cores of atmospheric general circulation models. Bull. Amer. Meteor. Soc , 75 , 1825 – 1830 .

Held , I. M. , and M. J. Suarez

Hoskins , B. , , R. Neale , , M. Rodwell , , and G-Y. Yang , 1999 : Aspects of the large-scale tropical atmospheric circulation. Tellus , 51 , 33 – 44 .

Hoskins , B. , R. Neale , M. Rodwell , and G-Y. Yang

Kraucunas , I. , , and D. L. Hartmann , 2005 : Equatorial superrotation and the factors controlling the zonal-mean winds in the tropical upper troposphere. J. Atmos. Sci , 62 , 371 – 389 .

Kraucunas , I. , and D. L. Hartmann

Saravanan , R. , 1993 : Equatorial superrotation and maintenance of the general circulation in two-level models. J. Atmos. Sci , 50 , 1211 – 1227 .

Shell , K. M. , , and I. M. Held , 2004 : Abrupt transition to strong superrotation in an axisymmetric model of the upper troposphere. J. Atmos. Sci , 61 , 2928 – 2935 .

Suarez , M. J. , , and D. G. Duffy , 1992 : Terrestrial superrotation: A bifurcation of the general circulation. J. Atmos. Sci , 49 , 1541 – 1554 .

Suarez , M. J. , and D. G. Duffy

Vasavada , A. R. , , and A. P. Showman , 2005 : Jovian atmospheric dynamics: An update after Galileo ir Cassini . Rep. Prog. Phys , 68 , 1935 – 1996 .

Vasavada , A. R. , and A. P. Showman

Williams , G. P. , 1978 : Planetary circulations: 1. Barotropic representation of Jovian and terrestrial turbulence. J. Atmos. Sci , 35 , 1399 – 1426 .

Williams , G. P. , 1988 : The dynamical range of global circulations—I. Climate Dyn , 2 , 205 – 260 .

Williams , G. P. , 2003a : Jovian dynamics. Part III: Multiple, migrating, and equatorial jets. J. Atmos. Sci , 60 , 1270 – 1296 .

Williams , G. P. , 2003b : Jet sets. J. Meteor. Soc. Japonija , 81 , 439 – 476 .

Williams , G. P. , 2003c : Barotropic instability and equatorial superrotation. J. Atmos. Sci , 60 , 2136 – 2152 .

Williams , G. P. , , and J. L. Holloway , 1982 : The range and unity of planetary circulations. Nature , 297 , 295 – 299 .

Williams , G. P. , and J. L. Holloway

Meridional sections of the primary mean and eddy fields for the case A with ΔVΘ = 10 K averaged over 2800–3000 days, an equilibrated phase. Labels at the top of each panel indicate the field depicted. The contour intervals (CI) are (a) 10 m s −1 , (b) 10 K, (c) 10 s −1 , (d) 1 K m s −1 , (e) 2 m 2 s −2 , (f) 20 m 2 s −2 . The negative (zero) contours are dashed (dotted).

Citation: Journal of the Atmospheric Sciences 63, 5 10.1175/JAS3711.1

Meridional sections of the primary mean and eddy fields for the case B solution with ΔVΘ = 80 K averaged over 800–1000 days, a growth phase. Labels at the top of each panel indicate the field depicted. The CI are (a) 10 m s −1 , (b) 10 K, (c) 5 s −1 , (d) 0.2 K m s −1 , (e) 0.5 m 2 s −2 , (f) 5 m 2 s −2 negative (zero) contours are dashed (dotted).

Citation: Journal of the Atmospheric Sciences 63, 5 10.1175/JAS3711.1

Meridional sections of the primary mean and eddy fields for the case B solution with ΔVΘ = 80 K averaged over 8800–9000 days, an equilibrated phase. Labels at the top of each panel indicate the field depicted. The CI are (a) 20 m s −1 , (b) 10 K, (c) 5 s −1 , (d) 0.2 K m s −1 , (e) 0.5 m 2 s −2 , (f) 2 m 2 s −2 negative (zero) contours are dashed (dotted).

Citation: Journal of the Atmospheric Sciences 63, 5 10.1175/JAS3711.1

Meridional sections of the geostrophic components of the Eliassen–Palm fields and the quasigeostrophic potential vorticity gradient near the equator, for case A with ΔVΘ = 10 K averaged over 2800–3000 days, an equilibrated phase, and for case B with ΔVΘ = 80 K averaged over 800–1000 days, a growth phase, and over 8800–9000 days, an equilibrated phase. E CI are (a) 1, (b) 0.1, (c) 0.2 in units of 10 −5 m 2 . The nondimensional qϕ contour intervals are (d) 0.5, (e) 0.2, (f) 0.5 negative (zero) contours are dashed (dotted).

Citation: Journal of the Atmospheric Sciences 63, 5 10.1175/JAS3711.1

Spectra of the primary eddy fluxes for case A with ΔVΘ = 10 K averaged over 2800–3000 days, an equilibrated phase, and for case B with ΔVΘ = 80 K averaged over 800–1000 days, a growth phase. The CI are (a) 5 K m s −1 at σ = 0.9, (b) 10 m 2 s −2 at σ = 0.4, (c) 50 m 2 s −2 at σ = 0.4. (d) 1 K m s −1 at σ = 0.2, (e) 1 m 2 s −2 at σ = 0.2, (f) 5 m 2 s −2 at σ = 0.2 negative (zero) contours are dashed (dotted).

Citation: Journal of the Atmospheric Sciences 63, 5 10.1175/JAS3711.1

That is, a model with realistic radiative heating, moist convection, and a simplified global ocean surface with preassigned surface temperatures.

At low rotation rates superrotation is actually the preferred state and occurs for the standard cos 2 ϕ heating profile.

A biharmonic diffusion was used in the previous calculations (Williams 2003c).

The standard system with n = 2 takes 1000 days to equilibrate.

Differences between the Northern and Southern Hemispheres provide a measure of the sampling limitations.


Žiūrėti video įrašą: 티비냥 푸른거탑 악몽의 5분 대기조 편 5대기 국룰, 꼭 화장실 마려울 때 터지는 상황;; 이용주 도 터짐;;. #롤러코스터2. CJ ENM 120805 방송 (Spalio Mėn 2021).