Konvektiv instabilitet

För en mer allmän diskussion om samma fenomen, se Konvektiv tillgänglig potentiell energi .

Denna artikel innehåller allmän egendomstext skapad av den amerikanska regeringen .

Konvektiv instabilitet, betecknad i det rödmarkerade området ("positivt område"), på ett Skew-T log-P-diagram .

Inom meteorologi hänvisar konvektiv instabilitet eller stabilitet hos en luftmassa till dess förmåga att motstå vertikal rörelse . En stabil atmosfär försvårar vertikala rörelser och små vertikala störningar dämpar ut och försvinner. I en instabil atmosfär tenderar vertikala luftrörelser (som vid orografiska lyft , där en luftmassa förskjuts uppåt när den blåser uppför den stigande sluttningen av en bergskedja) att bli större, vilket resulterar i turbulent luftflöde och konvektiv aktivitet. Instabilitet kan leda till betydande turbulens , omfattande vertikala moln och hårt väder som åskväder .

Mekanism

Adiabatisk kylning och uppvärmning är fenomen med stigande eller sjunkande luft. Stigande luft expanderar och svalnar på grund av att lufttrycket minskar när höjden ökar. Motsatsen är sant för nedstigande luft; när atmosfärstrycket ökar, ökar temperaturen på nedstigande luft när den komprimeras. Adiabatisk uppvärmning och adiabatisk kylning är termer som används för att beskriva denna temperaturförändring.

Den adiabatiska förfallohastigheten är den hastighet med vilken temperaturen hos en stigande eller fallande luftmassa sjunker eller ökar per distans av vertikal förskjutning. Omgivnings- eller miljöförloppet är temperaturförändringen i den (icke-förskjutna) luften per vertikalt avstånd. Instabilitet är ett resultat av skillnaden mellan den adiabatiska förfallningshastigheten för en luftmassa och den omgivande förfallohastigheten i atmosfären.

Om den adiabatiska lapse raten är lägre än den omgivande lapse raten, kyls en luftmassa som förskjuts uppåt mindre snabbt än luften i vilken den rör sig. Därför blir en sådan luftmassa varmare i förhållande till atmosfären. Eftersom varmare luft är mindre tät, skulle en sådan luftmassa tendera att fortsätta att stiga.

Omvänt, om den adiabatiska förfallningshastigheten är högre än den omgivande förfallningshastigheten, kyls en luftmassa som förskjuts uppåt snabbare än luften i vilken den rör sig. Därför blir en sådan luftmassa svalare i förhållande till atmosfären. Eftersom kallare luft är tätare, skulle ökningen av en sådan luftmassa tendera att motstås.

När luft stiger kyls fuktig luft i vilken kondens har uppstått lägre än torr luft (inklusive fuktig luft där kondensation ännu inte har inträffat). Det vill säga, för samma uppåtgående vertikala rörelse och starttemperatur kommer ett paket med fuktig luft att vara varmare än ett paket med torr luft. Detta beror på kondensering av vattenånga i luftpaketet på grund av expansionskylning. När vattenånga kondenserar latent värme till luftpaketet. Fuktig luft har mer vattenånga än torr luft, så mer latent värme släpps ut i paketet med fuktig luft när den stiger. Torr luft har inte så mycket vattenånga, därför kyls torr luft i en högre hastighet med vertikala rörelser än fuktig luft. Som ett resultat av den latenta värmen som frigörs vid kondensation av vattenånga har fuktig luft en relativt lägre adiabatisk förfallshastighet än torr luft. Detta gör fuktig luft i allmänhet mindre stabil än torr luft (se konvektiv tillgänglig potentiell energi [CAPE]). Den torra adiabatiska förfallohastigheten (för omättad luft) är 3 °C (5,4 °F) per 1 000 vertikala fot (300 m). Den fuktiga adiabatiska lapse-hastigheten varierar från 1,1 till 2,8 °C (2,0 till 5,0 °F) per 1 000 vertikala fot (300 m).

Kombinationen av fukt och temperatur bestämmer luftens stabilitet och det resulterande vädret. Sval, torr luft är mycket stabil och står emot vertikala rörelser, vilket leder till bra och allmänt klart väder. Störst instabilitet uppstår när luften är fuktig och varm, som det är i de tropiska områdena på sommaren. Vanligtvis förekommer åskväder dagligen i dessa regioner på grund av den omgivande luftens instabilitet.

Den omgivande förfallohastigheten skiljer sig i olika meteorologiska förhållanden, men är i genomsnitt 2 °C (3,6 °F) per 1 000 vertikalfot (300 m).

Lägre troposfärisk stabilitet

Lägre troposfärisk stabilitet (vanligen kallad LTS) är en meteorologisk parameter som vanligtvis används inom atmosfärsfysik . Den beräknas på en given plats på jorden och definieras som

$$LTS=\theta _{700}-\theta _{0},$$

där $\theta _{700}$ är den potentiella temperaturen för ett luftpaket vid trycknivån 700 hPa, och $\theta _{0}$ är den potentiella temperaturen vid ytan.

Det introducerades först som ett enkelt men användbart mått på styrkan hos den inversion som täcker det planetariska gränsskiktet på jorden, och indikerar också nivån av konvektiv stabilitet för en luftpelare på en given plats. Regioner med negativ LTS har en större potentiell temperatur på ytan än i mitten av troposfären, vilket gör luftpelaren instabil och uppmuntrar konvektion. Det finns dock en stor begränsning av detta stabilitetsmått, vilket är att det inte tar hänsyn till luftens termodynamiska egenskaper (mättnadsblandningsförhållande och därför formen på adiabater i den nedre troposfären). Ett mer förfinat mått på stabilitet har sedan utvecklats, benämnt den uppskattade inversionshållfastheten, som ägnar mer uppmärksamhet åt de termodynamiska egenskaperna hos luften i den nedre troposfären.

Se även

• Fritt konvektivt lager (FCL)
• Lyft index (LI)
• Villkorlig symmetrisk instabilitet (CSI)