kylluft till dess daggpunktredigera
spela media
adiabatisk kylning: stigande paket med fuktig airEdit
när vatten avdunstar från ett område på jordens yta blir luften över det området fuktig. Fuktig luft är lättare än den omgivande torra luften, vilket skapar en instabil situation. När tillräckligt fuktig luft har ackumulerats stiger all fuktig luft som ett enda paket utan att blandas med omgivande luft. När mer fuktig luft bildas längs ytan upprepas processen, vilket resulterar i en serie diskreta paket med fuktig luft som stiger för att bilda moln.
denna process uppstår när ett eller flera av tre möjliga lyftmedel—cyklon/frontal, konvektiv eller orografisk—får luft som innehåller osynlig vattenånga att stiga och svalna till dess Daggpunkt, temperaturen vid vilken luften blir mättad. Huvudmekanismen bakom denna process är adiabatisk kylning. Atmosfärstrycket minskar med höjden, så den stigande luften expanderar i en process som förbrukar energi och får luften att svalna, vilket gör att vattenånga kondenserar till moln. Vattenånga i mättad luft lockas normalt till kondensationskärnor som damm-och saltpartiklar som är tillräckligt små för att hållas uppe av normal luftcirkulation. Vattendropparna i ett moln har en normal radie på cirka 0,002 mm (0,00008 tum). Dropparna kan kollidera för att bilda större droppar, som förblir högt så länge hastigheten hos den stigande luften i molnet är lika med eller större än dropparnas terminalhastighet.
för icke-konvektivt moln kallas höjden vid vilken kondens börjar hända den upphöjda kondensnivån (LCL), som grovt bestämmer molnbasens höjd. Fria konvektiva moln bildas vanligtvis på höjden av konvektiv kondensnivå (CCL). Vattenånga i mättad luft lockas normalt till kondensationskärnor som saltpartiklar som är tillräckligt små för att hållas uppe av normal cirkulation av luften. Om kondensationsprocessen sker under frysningsnivån i troposfären, hjälper kärnorna att omvandla ångan till mycket små vattendroppar. Moln som bildas strax ovanför frysnivån består mestadels av superkylda vätskedroppar, medan de som kondenserar ut vid högre höjder där luften är mycket kallare i allmänhet har formen av iskristaller. En frånvaro av tillräckliga kondenspartiklar vid och över kondensnivån gör att den stigande luften blir övermättad och bildandet av moln tenderar att hämmas.
Frontal och cyklon liftEdit
Frontal och cyklonlyft förekommer i sina renaste manifestationer när stabil luft, som har utsatts för liten eller ingen ytvärme, tvingas högt på väderfronter och runt lågtryckscentra. Varma fronter associerade med extratropiska cykloner tenderar att generera mestadels cirriform och stratiform moln över ett brett område om inte den närmande varma luftmassan är instabil, i vilket fall cumulus congestus eller cumulonimbus moln kommer vanligtvis att inbäddas i det huvudsakliga utfällande molnskiktet. Kalla fronter är vanligtvis snabbare rörliga och genererar en smalare linje av moln som mestadels är stratocumuliform, cumuliform eller cumulonimbiform beroende på stabiliteten hos den varma luftmassan precis framför framsidan.
konvektiv liftEdit
ett annat medel är den flytande konvektiva uppåtgående rörelsen orsakad av betydande solvärme på ytan eller av relativt hög absolut fuktighet. Inkommande kortvågsstrålning som genereras av solen återutsänds som långvågsstrålning när den når jordens yta. Denna process värmer luften närmast marken och ökar luftmassans instabilitet genom att skapa en brantare temperaturgradient från varm eller varm på ytnivå till kall höjd. Detta får den att stiga och svalna tills temperaturjämvikt uppnås med den omgivande luften högt. Måttlig instabilitet möjliggör bildandet av kumuliforma moln av måttlig storlek som kan producera lätta duschar om luftmassan är tillräckligt fuktig. Typiska konvektionsströmmar kan låta dropparna växa till en radie av cirka 0,015 millimeter (0,0006 tum) innan de fälls ut som duschar. Den ekvivalenta diametern för dessa droppar är cirka 0,03 millimeter (0,001 tum).
om luften nära ytan blir extremt varm och instabil kan dess uppåtgående rörelse bli ganska explosiv, vilket resulterar i höga cumulonimbiforma moln som kan orsaka svårt väder. Som små vattenpartiklar som utgör molngruppen tillsammans för att bilda droppar av regn, dras de ner till jorden av tyngdkraften. Dropparna skulle normalt avdunsta under kondensationsnivån, men starka updrafts buffert fallande droppar, och kan hålla dem väders mycket längre än de annars skulle. Våldsamma uppdrag kan nå hastigheter upp till 180 miles per timme (290 km/h). Ju längre regndropparna förblir högt, desto mer tid måste de växa till större droppar som så småningom faller som tunga duschar.
regndroppar som bärs långt över frysnivån blir först superkylda och fryser sedan till liten hagel. En frusen iskärna kan plocka upp 0,5 tum (1,3 cm) i storlek som reser genom en av dessa uppdrag och kan cykla genom flera uppdrag och neddragningar innan den äntligen blir så tung att den faller till marken som stor hagel. Att skära en hagelsten i hälften visar lökliknande lager av is, vilket indikerar tydliga tider när det passerade genom ett lager av superkylt vatten. Hagelstenar har hittats med diametrar på upp till 7 tum (18 cm).
konvektiv Hiss kan förekomma i en instabil luftmassa långt borta från alla fronter. Emellertid kan mycket varm instabil luft också finnas runt fronter och lågtryckscentra, vilket ofta producerar cumuliforma och cumulonimbiforma moln i tyngre och mer aktiva koncentrationer på grund av de kombinerade frontala och konvektiva lyftmedlen. Som med icke-frontal konvektiv Hiss, ökar instabiliteten uppåt vertikal molntillväxt och ökar potentialen för hårt väder. Vid relativt sällsynta tillfällen kan konvektiv Hiss vara tillräckligt kraftfull för att tränga in i tropopausen och skjuta molntoppen in i stratosfären.
orografisk liftEdit
en tredje lyftkälla är vindcirkulation som tvingar luft över en fysisk barriär som ett berg (orografisk lift). Om luften i allmänhet är stabil kommer inget annat än linsformiga lockmoln att bildas. Men om luften blir tillräckligt fuktig och instabil kan orografiska duschar eller åskväder uppstå.
Non-adiabatic coolingEdit
tillsammans med adiabatisk kylning som kräver ett lyftmedel finns det tre andra huvudmekanismer för att sänka luftens temperatur till dess Daggpunkt, som alla förekommer nära ytnivån och inte kräver någon lyftning av luften. Konduktiv, strålnings-och evaporativ kylning kan orsaka kondens på ytnivå vilket resulterar i bildning av dimma. Ledande kylning sker när luft från ett relativt milt källområde kommer i kontakt med en kallare yta, som när mild marin luft rör sig över ett kallare landområde. Radiationskylning sker på grund av utsläpp av infraröd strålning, antingen av luften eller av ytan under. Denna typ av kylning är vanligt under natten när himlen är klar. Evaporativ kylning sker när fukt läggs till luften genom avdunstning, vilket tvingar lufttemperaturen att svalna till sin våta glödlampa, eller ibland till mättnadspunkten.
lägga till fukt i airEdit
det finns fem huvudsakliga sätt att vattenånga kan läggas till luften. Ökat ånginnehåll kan bero på vindkonvergens över vatten eller fuktig mark till områden med uppåtgående rörelse. Nederbörd eller virga som faller ovanifrån ökar också fuktinnehållet. Daguppvärmning gör att vatten avdunstar från ytan av hav, vattenkroppar eller våtmark. Transpiration från växter är en annan typisk källa till vattenånga. Slutligen blir sval eller torr luft som rör sig över varmare vatten fuktigare. Som med dagtidsuppvärmning ökar tillsatsen av fukt till luften dess värmeinnehåll och instabilitet och hjälper till att sätta igång de processer som leder till bildandet av moln eller dimma.
Övermättnadredigera
mängden vatten som kan existera som ånga i en given volym ökar med temperaturen. När mängden vattenånga är i jämvikt över en plan vattenyta kallas ångtrycket mättnad och den relativa fuktigheten är 100%. Vid denna jämvikt finns det lika många molekyler som avdunstar från vattnet eftersom det kondenserar tillbaka i vattnet. Om den relativa fuktigheten blir större än 100% kallas den övermättad. Övermättnad sker i frånvaro av kondensationskärnor.
eftersom mättnadstrycket är proportionellt mot temperaturen har kall luft en lägre mättnadspunkt än varm luft. Skillnaden mellan dessa värden är grunden för bildandet av moln. När mättad luft svalnar kan den inte längre innehålla samma mängd vattenånga. Om förhållandena är rätt kondenseras överskottsvattnet ur luften tills den nedre mättnadspunkten uppnås. En annan möjlighet är att vattnet förblir i ångform, även om det ligger utanför mättnadspunkten, vilket resulterar i övermättnad.
övermättnad av mer än 1-2% i förhållande till vatten ses sällan i atmosfären, eftersom molnkondensationskärnor vanligtvis är närvarande. Mycket högre grader av övermättnad är möjliga i ren luft och utgör grunden för molnkammaren.
det finns inga instrument för att mäta övermättnad i moln.
SupercoolingEdit
vattendroppar förblir vanligen som flytande vatten och fryser inte, till och med långt under 0 C (32 F). Iskärnor som kan vara närvarande i en atmosfärisk droppe blir aktiva för isbildning vid specifika temperaturer mellan 0 C (32 F) och -38 C (-36 F) beroende på kärnans geometri och sammansättning. Utan iskärnor kan superkylda vattendroppar (såväl som extremt rent flytande vatten) existera ner till cirka -38 kcal C (-36 kcal F), vid vilken tidpunkt spontan frysning inträffar.
kollision-koalescenseedit
en teori som förklarar hur beteendet hos enskilda droppar i ett moln leder till bildandet av nederbörd är kollisions-koalescensprocessen. Droppar suspenderade i luften kommer att interagera med varandra, antingen genom att kollidera och studsa av varandra eller genom att kombinera för att bilda en större droppe. Så småningom blir dropparna tillräckligt stora för att de faller till jorden som Nederbörd. Kollisions-koalescensprocessen utgör inte en betydande del av molnbildningen, eftersom vattendroppar har en relativt hög ytspänning. Dessutom är förekomsten av kollisions-koalescens nära relaterad till entrainment-blandningsprocesser.
Bergeron processEdit
den primära mekanismen för bildandet av ismoln upptäcktes av Tor Bergeron. Bergeron-processen noterar att mättnadsångtrycket av vatten, eller hur mycket vattenånga en given volym kan innehålla, beror på vad ångan interagerar med. Specifikt är mättnadsångtrycket med avseende på is lägre än mättnadsångtrycket med avseende på vatten. Vattenånga som interagerar med en vattendroppe kan vara mättad vid 100% relativ fuktighet vid interaktion med en vattendroppe, men samma mängd vattenånga skulle övermättas vid interaktion med en ispartikel. Vattenångan kommer att försöka återgå till jämvikt, så den extra vattenångan kondenseras till IS på partikelns yta. Dessa ispartiklar hamnar som kärnorna i större iskristaller. Denna process sker endast vid temperaturer mellan 0 C (32 F) och -40 C (-40 F). Under -40 CCG (-40 FCG) kommer flytande vatten spontant att kärnbildas och frysas. Vattnets ytspänning gör att droppen kan hålla sig flytande långt under sin normala fryspunkt. När detta händer är det nu superkylt flytande vatten. Bergeron-processen bygger på superkylt flytande vatten (SLW) som interagerar med iskärnor för att bilda större partiklar. Om det finns få iskärnor jämfört med mängden SLW, kommer droppar inte att kunna bildas. En process där forskare fröer ett moln med artificiella iskärnor för att uppmuntra nederbörd kallas molnsådd. Detta kan hjälpa till att orsaka nederbörd i moln som annars inte kan regna. Molnsådd lägger till överskott av artificiella iskärnor som förskjuter balansen så att det finns många kärnor jämfört med mängden superkylt flytande vatten. Ett överfröet moln kommer att bilda många partiklar, men var och en kommer att vara mycket liten. Detta kan göras som en förebyggande åtgärd för områden som riskerar hagelstormar.