hűtőlevegő harmatpontjáig [szerkesztés]
média lejátszása
adiabatikus hűtés: növekvő csomagok nedves airEdit
amint a víz elpárolog a Föld felszínének egy területéről, az ezen a területen lévő levegő nedvessé válik. A nedves levegő könnyebb, mint a környező száraz levegő, instabil helyzetet teremtve. Ha elegendő nedves levegő halmozódott fel, az összes nedves levegő egyetlen csomagként emelkedik fel, anélkül, hogy keveredne a környező levegővel. Ahogy nedvesebb levegő képződik a felület mentén, a folyamat megismétlődik, amelynek eredményeként különálló nedves levegőcsomagok emelkednek felhőkké.
ez a folyamat akkor következik be, amikor a három lehetséges emelőanyag közül egy vagy több—ciklonikus/frontális, konvektív vagy orografikus—a láthatatlan vízgőzt tartalmazó levegő emelkedését és lehűlését okozza harmatpont, az a hőmérséklet, amelyen a levegő telítődik. Ennek a folyamatnak a fő mechanizmusa az adiabatikus hűtés. A légköri nyomás a magassággal csökken, így az emelkedő levegő kitágul egy olyan folyamatban, amely energiát fogyaszt, és a levegő lehűlését okozza, ami a vízgőz felhővé kondenzálódik. A telített levegőben lévő vízgőzt általában olyan kondenzációs magok vonzzák, mint a por és a só részecskék, amelyek elég kicsik ahhoz, hogy a levegő normál keringése a magasba tartsa. A felhőben lévő vízcseppek normál sugara körülbelül 0,002 mm (0,00008 hüvelyk). A cseppek összeütközhetnek, hogy nagyobb cseppeket képezzenek, amelyek addig maradnak a magasban, amíg a felhőben emelkedő levegő sebessége megegyezik vagy nagyobb, mint a cseppek végsebessége.
a nem konvektív felhő esetében azt a magasságot, amelyen a kondenzáció megkezdődik, felemelt kondenzációs szintnek (LCL) nevezzük, amely nagyjából meghatározza a felhőalap magasságát. A szabad konvektív felhők általában a konvektív kondenzációs szint (CCL) magasságában képződnek. A telített levegőben lévő vízgőzt általában olyan kondenzációs magok vonzzák, mint például a só részecskék, amelyek elég kicsiek ahhoz, hogy a levegő normál keringése a magasban tartsa őket. Ha a kondenzációs folyamat a troposzféra fagyási szintje alatt következik be, akkor a magok elősegítik a gőz nagyon kis vízcseppekké történő átalakítását. A közvetlenül a fagyási szint felett képződő felhők többnyire túlhűtött folyadékcseppekből állnak, míg azok, amelyek nagyobb magasságokban kondenzálódnak, ahol a levegő sokkal hidegebb, általában jégkristályok formájában vannak. A megfelelő kondenzációs részecskék hiánya a kondenzációs szinten és a felett az emelkedő levegő túltelítetté válik, és a felhő képződése hajlamos gátolni.
frontális és ciklonos emelés
frontális és ciklonos emelés akkor fordul elő a legtisztább megnyilvánulásaikban, amikor az időjárási frontokon és az alacsony nyomású központok körül stabil levegőt kényszerítenek a felszínre. Az extratropikus ciklonokhoz kapcsolódó meleg frontok általában cirriform és stratiform felhőket generálnak széles területen, kivéve, ha a közeledő meleg légtömeg instabil, ebben az esetben cumulus congestus vagy cumulonimbus felhők általában beágyazódnak a fő csapadékos felhőrétegbe. A hidegfrontok általában gyorsabban mozognak, és szűkebb felhővonalat generálnak, amelyek többnyire stratocumuliform, cumuliform vagy cumulonimbiform, a meleg légtömeg stabilitásától függően, közvetlenül a front előtt.
konvektív emelés
egy másik ágens a felhajtóerő konvektív felfelé irányuló mozgás, amelyet jelentős nappali napsugárzás okoz felszíni szinten, vagy viszonylag magas abszolút páratartalom. A nap által generált bejövő rövidhullámú sugárzást hosszú hullámú sugárzásként bocsátják ki, amikor eléri a Föld felszínét. Ez a folyamat felmelegíti a talajhoz legközelebb eső levegőt, és növeli a légtömeg instabilitását azáltal, hogy meredekebb hőmérsékleti gradienst hoz létre a meleg vagy meleg felületről a hideg magasságra. Ez azt eredményezi, hogy emelkedik és lehűl, amíg a hőmérsékleti egyensúly el nem éri a környező levegőt. A mérsékelt instabilitás lehetővé teszi közepes méretű kumuliform felhők képződését, amelyek könnyű záporokat okozhatnak, ha a légtömeg elég nedves. A tipikus konvekciós áramok lehetővé tehetik, hogy a cseppek körülbelül 0,015 milliméter (0,0006 hüvelyk) sugarúra növekedjenek, mielőtt záporként kicsapódnának. Ezeknek a cseppeknek az egyenértékű átmérője körülbelül 0,03 milliméter (0,001 hüvelyk).
ha a felszín közelében lévő levegő rendkívül meleg és instabil lesz, felfelé irányuló mozgása meglehetősen robbanásszerűvé válhat, ami magasodó gomolyfelhőket eredményezhet, amelyek súlyos időjárást okozhatnak. Mivel a felhőt alkotó apró vízrészecskék együtt esőcseppeket képeznek, a gravitációs erő lehúzza őket a földre. A cseppek általában elpárolognak a páralecsapódás szintje alatt, de az erős feláramlások pufferelik a leeső cseppeket, és sokkal hosszabb ideig tarthatják őket a magasban, mint egyébként. Az erőszakos feláramlás akár 180 mérföld/óra (290 km / h) sebességet is elérhet. Minél tovább maradnak az esőcseppek a magasban, annál több időre van szükségük ahhoz, hogy nagyobb cseppekké növekedjenek, amelyek végül heves záporokként esnek le.
az esőcseppek, amelyek jóval a fagyási szint felett vannak, először túlhűtöttek, majd kis jégesővé fagynak. A fagyott jégmag 0,5 hüvelyk (1,3 cm) méretet képes felvenni az egyik ilyen felfelé haladva, és több felfelé és lefelé haladhat, mielőtt végül olyan nehéz lesz, hogy nagy jégesőként a földre esik. A jégeső kettévágása hagymaszerű jégrétegeket mutat, jelezve a különböző időket, amikor áthaladt egy szuperhűtött vízrétegen. Jégeső találtak átmérője legfeljebb 7 hüvelyk (18 cm).
konvektív emelés instabil légtömegben fordulhat elő, bármilyen fronttól távol. Ugyanakkor nagyon meleg, instabil levegő is jelen lehet a frontok és az alacsony nyomású központok körül, gyakran a kumuliform és a cumulonimbiform felhők nehezebb és aktívabb koncentrációban keletkeznek a kombinált frontális és konvektív emelőanyagok miatt. A nem frontális konvektív emeléshez hasonlóan a növekvő instabilitás elősegíti a felfelé irányuló függőleges felhőnövekedést és növeli a súlyos időjárás lehetőségét. Viszonylag ritka esetekben a konvektív emelés elég erős lehet ahhoz, hogy behatoljon a tropopauzába, és a felhő tetejét a sztratoszférába nyomja.
Orographic liftEdit
az emelés harmadik forrása a szélkeringés, amely a levegőt egy fizikai akadály, például egy hegy fölé kényszeríti (orographic lift). Ha a levegő általában stabil, akkor csak lencsés kupakfelhők képződnek. Ha azonban a levegő elég nedvessé és instabillá válik, orográfiai záporok vagy zivatarok jelenhetnek meg.
az emelőanyagot igénylő adiabatikus hűtéssel együtt három másik fő mechanizmus létezik a levegő hőmérsékletének harmatpontig történő csökkentésére, amelyek mindegyike a felszíni szint közelében fordul elő, és nem igényli a levegő emelését. A vezetőképes, sugárzó és párolgási hűtés felületi szinten páralecsapódást okozhat, ami ködképződést eredményez. A vezetőképes hűtés akkor történik, amikor egy viszonylag enyhe forrásterületről érkező levegő hidegebb felülettel érintkezik, mint amikor az enyhe tengeri levegő hidegebb szárazföldi területen mozog. A sugárzási hűtés az infravörös sugárzás kibocsátása miatt következik be, akár a levegő, akár az alatta lévő felület által. Ez a fajta hűtés gyakori az éjszaka folyamán, amikor tiszta az ég. Párolgási hűtés akkor történik, amikor párolgás útján nedvességet adnak a levegőhöz, ami arra kényszeríti a levegő hőmérsékletét, hogy lehűljön a nedves izzó hőmérsékletére, vagy néha a telítettségig.
nedvesség hozzáadása az airedithez
öt fő módja van a vízgőz hozzáadásának a levegőbe. A megnövekedett gőztartalom a víz vagy a nedves talaj feletti szél konvergenciájából származhat felfelé irányuló mozgássá. A csapadék vagy a felülről eső virga szintén növeli a nedvességtartalmat. A nappali fűtés miatt a víz elpárolog az óceánok, víztestek vagy nedves föld felszínéről. A növények transzpirációja a vízgőz másik tipikus forrása. Végül a melegebb víz felett mozgó hűvös vagy száraz levegő nedvesebb lesz. A nappali fűtéshez hasonlóan a nedvesség hozzáadása a levegőbe növeli annak hőtartalmát és instabilitását, és elősegíti azokat a folyamatokat, amelyek felhő vagy köd képződéséhez vezetnek.
túltelítettség
a víz mennyisége, amely egy adott térfogatban gőzként létezhet, a hőmérséklettel növekszik. Amikor a vízgőz mennyisége egyensúlyban van egy sík vízfelület felett, a gőznyomás szintjét telítettségnek nevezzük, a relatív páratartalom pedig 100%. Ebben az egyensúlyban azonos számú molekula párolog el a vízből, mivel kondenzálódnak vissza a vízbe. Ha a relatív páratartalom meghaladja a 100% – ot, akkor azt túltelítettnek nevezik. A túltelítettség kondenzációs magok hiányában következik be.
mivel a telítési gőznyomás arányos a hőmérséklettel, a hideg levegő telítettségi pontja alacsonyabb, mint a meleg levegőé. Ezen értékek közötti különbség a felhők kialakulásának alapja. Amikor a telített levegő lehűl, már nem tartalmazhat azonos mennyiségű vízgőzt. Ha a feltételek megfelelőek, a felesleges víz kondenzálódik a levegőből, amíg el nem éri az alsó telítettségi pontot. Egy másik lehetőség az, hogy a víz gőz formájában marad, annak ellenére, hogy meghaladja a telítettségi pontot, ami túltelítettséget eredményez.
a vízhez viszonyítva 1-2% – nál nagyobb túltelítettség ritkán figyelhető meg a légkörben, mivel a felhő kondenzációs magjai általában jelen vannak. A tiszta levegőben sokkal magasabb fokú túltelítettség lehetséges, amely a felhőkamra alapja.
nincsenek műszerek a felhők túltelítettségének mérésére.
SupercoolingEdit
a vízcseppek általában folyékony vízként maradnak, és nem fagynak meg, még jóval 0 (32) alatt sem. Azok a jégmagok, amelyek egy légköri cseppecskében jelen lehetnek, az atommag geometriájától és összetételétől függően 0 (32) és -38 (-36) (F) közötti meghatározott hőmérsékleteken aktívvá válnak a jégképződésre. Jégmagok nélkül a túlhűtött vízcseppek (csakúgy, mint bármely rendkívül tiszta folyékony víz) körülbelül -38-ig létezhetnek C (-36 F), ekkor spontán fagyás következik be.
Collision-coalescenceEdit
az egyik elmélet, amely elmagyarázza, hogy az egyes cseppek viselkedése a felhőben hogyan vezet csapadék képződéséhez, az ütközés-koaleszcencia folyamat. A levegőben lebegő cseppek kölcsönhatásba lépnek egymással, akár ütközéssel, akár visszapattanással, akár egy nagyobb csepp képződésével. Végül a cseppek elég nagyok lesznek ahhoz, hogy csapadékként a földre essenek. Az ütközés-koaleszcencia folyamat nem teszi ki a felhőképződés jelentős részét, mivel a vízcseppek viszonylag magas felületi feszültséggel rendelkeznek. Ezenkívül az ütközés-koaleszcencia előfordulása szorosan kapcsolódik az entrainment-keverési folyamatokhoz.
Bergeron processEdit
a jégfelhők kialakulásának elsődleges mechanizmusát Tor Bergeron fedezte fel. A Bergeron-folyamat megjegyzi, hogy a víz telítettségi gőznyomása, vagy az, hogy egy adott térfogat mennyi vízgőzt tartalmazhat, attól függ, hogy a gőz milyen kölcsönhatásban van. Pontosabban, a telítettségi gőznyomás a jéghez képest alacsonyabb, mint a telítettségi gőznyomás a vízhez képest. A vízcseppekkel kölcsönhatásba lépő vízgőz 100% – os relatív páratartalom mellett telített lehet, ha vízcseppekkel kölcsönhatásba lép, de ugyanolyan mennyiségű vízgőz túltelített lenne, ha jégrészecskével kölcsönhatásba lépne. A vízgőz megpróbál visszatérni az egyensúlyba, így az extra vízgőz jéggé kondenzálódik a részecske felületén. Ezek a jégrészecskék a nagyobb jégkristályok magjaiként végződnek. Ez a folyamat csak 0 C (32 F) és -40 C (-40 F) közötti hőmérsékleten megy végbe. -40 C (-40 F) alatt a folyékony víz spontán magvetődik és megfagy. A víz felületi feszültsége lehetővé teszi, hogy a csepp folyadék maradjon jóval a normál fagyáspont alatt. Amikor ez megtörténik, ez most túlhűtött folyékony víz. A Bergeron-folyamat szuperhűtött folyékony vízre (SLW) támaszkodik, amely kölcsönhatásba lép a jégmagokkal, hogy nagyobb részecskéket képezzen. Ha az SLW mennyiségéhez képest kevés jégmag van, akkor a cseppek nem tudnak kialakulni. Az a folyamat, amelynek során a tudósok felhőt vetnek mesterséges jégmagokkal a csapadék ösztönzése érdekében, felhővetésnek nevezik. Ez segíthet csapadékot okozni a felhőkben,amelyek egyébként nem eshetnek. A felhővetés felesleges mesterséges jégmagokat ad hozzá, amelyek elmozdítják az egyensúlyt, így sok mag van a szuperhűtött folyékony víz mennyiségéhez képest. A túlmagozott felhő sok részecskét képez, de mindegyik nagyon kicsi lesz. Ezt megelőző intézkedésként lehet megtenni a jégeső viharok kockázatának kitett területeken.