Skyfysikk

Kjøleluft til duggpunktetrediger

Spill av media

Skyutvikling på under et minutt.

Sommerregnstorm I Danmark. Nesten svart farge på basen indikerer hovedsky i forgrunnen sannsynligvis cumulonimbus.

Adiabatisk kjøling: stigende pakker med fuktig airEdit

når vann fordamper fra Et Område på Jordens overflate, blir luften over dette området fuktig. Fuktig luft er lettere enn den omkringliggende tørrluften, noe som skaper en ustabil situasjon. Når nok fuktig luft har akkumulert, stiger all fuktig luft som en enkelt pakke uten å blande seg med omgivende luft. Etter hvert som mer fuktig luft dannes langs overflaten, gjentas prosessen, noe som resulterer i en rekke diskrete pakker med fuktig luft som stiger for å danne skyer.

denne prosessen oppstår når en eller flere av tre mulige løftemidler-syklonisk / frontal, konvektiv eller orografisk-får luft som inneholder usynlig vanndamp til å stige og avkjøles til duggpunktet, temperaturen der luften blir mettet. Hovedmekanismen bak denne prosessen er adiabatisk kjøling. Atmosfærisk trykk avtar med høyde, slik at den stigende luften utvides i en prosess som bruker energi og får luften til å kjøle seg, noe som gjør vanndampkondensere til sky. Vanndamp i mettet luft tiltrekkes normalt av kondensasjonskjerner som støv og saltpartikler som er små nok til å holdes oppe ved normal sirkulasjon av luften. Vanndråpene i en sky har en normal radius på ca. 0,002 mm (0,00008 tommer). Dråpene kan kollidere for å danne større dråper, som forblir oppe så lenge hastigheten til den stigende luften i skyen er lik eller større enn terminalhastigheten til dråpene.

for ikke-konvektive skyer kalles høyden der kondens begynner å skje, det løftede kondensasjonsnivået (lcl), som grovt bestemmer høyden på skybasen. Frie konvektive skyer dannes vanligvis på høyden av konvektivt kondensasjonsnivå (CCL). Vanndamp i mettet luft tiltrekkes normalt av kondensasjonskjerner som saltpartikler som er små nok til å holdes oppe ved normal sirkulasjon av luften. Hvis kondensasjonsprosessen skjer under frysepunktet i troposfæren, bidrar kjernene til å omdanne dampen til svært små vanndråper. Skyer som danner like over frysepunktet består for det meste av superkjølte væskedråper, mens de som kondenserer ut i høyere høyder hvor luften er mye kaldere, generelt tar form av iskrystaller. Et fravær av tilstrekkelig kondensasjon partikler på og over kondensasjonsnivået fører til stigende luft å bli overmettet og dannelsen av sky tendens til å bli hemmet.

frontal og syklonisk løftrediger

frontal og syklonisk løft forekommer i sine reneste manifestasjoner når stabil luft, som har vært utsatt for liten eller ingen overflateoppvarming, blir tvunget opp på værfronter og rundt sentre med lavt trykk. Varmfronter assosiert med ekstratropiske sykloner har en tendens til å generere for det meste cirriform og stratiform skyer over et stort område, med mindre den nærliggende varme luftmassen er ustabil, i så fall vil cumulus congestus eller cumulonimbusskyer vanligvis være innebygd i det viktigste utfellende skylaget. Kaldfronter er vanligvis raskere i bevegelse og genererer en smalere linje av skyer som for det meste er stratocumuliform, kumulativ eller cumulonimbiform avhengig av stabiliteten til den varme luftmassen rett foran fronten.

Konvektiv løfterediger

Et annet middel er den flytende konvektive oppadgående bevegelsen forårsaket av betydelig dagtidssolvarme på overflatenivå, eller ved relativt høy absolutt fuktighet. Innkommende kortbølgestråling generert av solen sendes ut som langbølgestråling når Den når Jordens overflate. Denne prosessen varmer luften nærmest bakken og øker luftmassens ustabilitet ved å skape en brattere temperaturgradient fra varm eller varm på overflatenivå til kald værs. Dette fører til at den stiger og avkjøles til temperaturbalanse oppnås med omgivende luft oppe. Moderat ustabilitet muliggjør dannelse av kumulative skyer av moderat størrelse som kan produsere lette dusjer hvis luftmassen er tilstrekkelig fuktig. Typiske konveksjonsstrømmer kan tillate dråpene å vokse til en radius på ca 0.015 millimeter (0.0006 in) før utfelling som dusjer. Den tilsvarende diameteren til disse dråpene er ca. 0,03 millimeter (0,001 tommer).

hvis luften nær overflaten blir ekstremt varm og ustabil, kan dens oppadgående bevegelse bli ganske eksplosiv, noe som resulterer i høye cumulonimbiformskyer som kan forårsake alvorlig vær. Som små vannpartikler som utgjør skygruppen sammen for å danne dråper av regn, blir de trukket ned til jorden av tyngdekraften. Dråpene vil normalt fordampe under kondensnivået, men sterke oppdrift buffer de fallende dråpene, og kan holde dem oppe mye lenger enn de ellers ville. Voldelige oppdrag kan nå hastigheter på opptil 180 miles per time (290 km/t). Jo lenger regndråper forblir værs, jo mer tid de har til å vokse til større dråper som til slutt faller som tunge dusjer.

Regndråper som bæres godt over frysepunktet, blir superkjølt først og fryser deretter til små hagl. En frossen is kjerne kan plukke opp 0,5 inches (1,3 cm) i størrelse reiser gjennom en av disse oppdrag og kan sykle gjennom flere oppdrag og downdrafts før endelig blir så tung at den faller til bakken som store hagl. Kutting av haglstein i halv viser løklignende lag av is, noe som indikerer forskjellige tider da den passerte gjennom et lag med superkjølt vann. Hagl har blitt funnet med diameter på opptil 7 inches (18 cm).

Konvektiv løft kan forekomme i en ustabil luftmasse godt borte fra noen fronter. Imidlertid kan svært varm ustabil luft også være tilstede rundt fronter og lavtrykkssentre, og produserer ofte kumulative og cumulonimbiformskyer i tyngre og mer aktive konsentrasjoner på grunn av de kombinerte frontale og konvektive løftemidlene. Som med ikke-frontal konvektiv løft, øker ustabiliteten oppover vertikal skyvekst og øker potensialet for alvorlig vær. I relativt sjeldne tilfeller kan konvektiv løft være kraftig nok til å trenge inn i tropopausen og skyve skyens topp inn i stratosfæren.

orografisk løftrediger

en tredje kilde til løft er vindsirkulasjon som tvinger luft over en fysisk barriere som et fjell (orografisk løft). Hvis luften generelt er stabil, vil det ikke dannes noe mer enn lentikulære capskyer. Men hvis luften blir tilstrekkelig fuktig og ustabil, kan orografiske dusjer eller tordenvær oppstå.

Windy evening twilight forbedret Av Solens vinkel, kan visuelt etterligne en tornado som følge av orografisk løft

Ikke-adiabatisk kjølingrediger

sammen med adiabatisk kjøling som krever et løftemiddel, er det tre andre hovedmekanismer for å senke lufttemperaturen til duggpunktet, som alle forekommer nær overflatenivå og ikke krever noen løfting av luften. Ledende, radiational, og fordamping kjøling kan føre til kondens på overflatenivå som resulterer i dannelsen av tåke. Ledende kjøling skjer når luft fra et relativt mildt kildeområde kommer i kontakt med en kaldere overflate, som når mild marin luft beveger seg over et kaldere landområde. Radiasjonskjøling oppstår på grunn av utslipp av infrarød stråling, enten av luften eller av overflaten under. Denne typen kjøling er vanlig om natten når himmelen er klar. Fordamping kjøling skjer når fuktighet legges til luften gjennom fordampning, som tvinger lufttemperaturen avkjøles til sin våt-pære temperatur, eller noen ganger til punktet av metning.

Legge fuktighet til airEdit

det er fem hovedmåter vanndamp kan legges til luften. Økt dampinnhold kan skyldes vindkonvergens over vann eller fuktig jord i områder med oppadgående bevegelse. Nedbør eller virga som faller ovenfra, øker også fuktighetsinnholdet. Daglig oppvarming får vann til å fordampe fra overflaten av hav, vannlegemer eller vått land. Transpirasjon fra planter er en annen typisk kilde til vanndamp. Til slutt, kjølig eller tørr luft beveger seg over varmere vann vil bli mer fuktig. Som med daglig oppvarming øker tilsetningen av fuktighet til luften varmeinnholdet og ustabiliteten og bidrar til å sette i gang de prosessene som fører til dannelse av sky eller tåke.

Overmetningrediger

mengden vann som kan eksistere som damp i et gitt volum øker med temperaturen. Når mengden vanndamp er i likevekt over en flat overflate av vann, kalles nivået av damptrykk metning og den relative fuktigheten er 100%. Ved denne likevekten er det like mange molekyler som fordamper fra vannet som det kondenserer tilbake i vannet. Hvis den relative fuktigheten blir større enn 100%, kalles den overmettet. Overmetning skjer i fravær av kondensasjonskjerner.

siden metningsdamptrykket er proporsjonalt med temperaturen, har kald luft et lavere metningspunkt enn varm luft. Forskjellen mellom disse verdiene er grunnlaget for dannelsen av skyer. Når mettet luft avkjøles, kan den ikke lenger inneholde samme mengde vanndamp. Hvis forholdene er riktige, vil overflødig vann kondensere ut av luften til det nedre metningspunktet er nådd. En annen mulighet er at vannet forblir i dampform, selv om det er utenfor metningspunktet, noe som resulterer i overmetning.

Overmetning av mer enn 1-2% i forhold til vann er sjelden sett i atmosfæren, siden sky kondensasjonskjerner er vanligvis til stede. Mye høyere grader av overmetning er mulig i ren luft, og er grunnlaget for skykammeret.

det finnes ingen instrumenter for å måle overmetning i skyer.

Underkjølingrediger

vanndråper forblir vanligvis som flytende vann og fryser ikke, selv godt under 0 °C (32 °F). Iskjerner som kan være til stede i en atmosfærisk dråpe, blir aktive for isdannelse ved bestemte temperaturer mellom 0 °C (32 °F) og -38 °C (-36 °F), avhengig av kjernegeometri og sammensetning. Uten iskjerner kan superkjølte vanndråper (samt ekstremt rent flytende vann) eksistere ned til ca. -38 °C (-36 °F), og da oppstår spontan frysing.

Kollisjon-koalescensrediger

en teori som forklarer hvordan atferden til individuelle dråper i en sky fører til dannelse av nedbør, er kollisjons-koalescensprosessen. Dråper suspendert i luften vil samhandle med hverandre, enten ved å kollidere og hoppe av hverandre eller ved å kombinere for å danne en større dråpe. Til slutt blir dråpene store nok til at de faller til jorden som nedbør. Kollisjons-koalescensprosessen utgjør ikke en betydelig del av skyformasjonen, da vanndråper har en relativt høy overflatespenning. I tillegg er forekomsten av kollisjon-koalescens nært knyttet til innblandingsprosesser.

Bergeron-prosessenrediger

den primære mekanismen for dannelsen av isskyer ble oppdaget av Tor Bergeron. Bergeron-prosessen bemerker at metningsdamptrykket av vann, eller hvor mye vanndamp et gitt volum kan inneholde, avhenger av hva dampen interagerer med. Spesielt er metningsdamptrykket med hensyn til is lavere enn metningsdamptrykket med hensyn til vann. Vanndamp som interagerer med en vanndråpe kan være mettet, ved 100% relativ fuktighet, når den interagerer med en vanndråpe, men samme mengde vanndamp vil bli overmettet når den interagerer med en ispartikkel. Vanndampen vil forsøke å gå tilbake til likevekt, så den ekstra vanndampen vil kondensere til is på overflaten av partikkelen. Disse ispartikler ende opp som kjerner av større iskrystaller. Denne prosessen skjer bare ved temperaturer mellom 0 °C (32 °F) og -40 °C (-40 °F). Under -40 °C (-40 Hryvnias F) vil flytende vann spontant kjernes og fryse. Overflatespenningen i vannet gjør at dråpen kan holde seg flytende godt under sitt normale frysepunkt. Når dette skjer, er det nå superkjølt flytende vann. Bergeron-prosessen er avhengig av superkjølt flytende vann (SLW) som interagerer med iskjerner for å danne større partikler. Hvis det er få iskjerner i forhold til MENGDEN SLW, vil dråper ikke kunne danne seg. En prosess hvor forskere frøer en sky med kunstige iskjerner for å oppmuntre til nedbør, kalles skysåing. Dette kan bidra til nedbør i skyer som ellers ikke kan regne. Skysåing legger til overskytende kunstige iskjerner som skifter balansen slik at det er mange kjerner i forhold til mengden superkjølt flytende vann. En over seeded sky vil danne mange partikler, men hver vil være svært liten. Dette kan gjøres som et forebyggende tiltak for områder som er i fare for hagl stormer.