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5: Atmosphärenstabilität - Geowissenschaften

5: Atmosphärenstabilität - Geowissenschaften


EIN klingend ist das vertikale Profil der Temperatur und anderer Variablen in der Atmosphäre über einen geografischen Standort. Stabilität bezieht sich auf die Fähigkeit der Atmosphäre, turbulent zu sein, die Sie aus Messungen von Temperatur, Luftfeuchtigkeit und Wind bestimmen können. Turbulenz und Stabilität variieren mit Zeit und Ort aufgrund der entsprechenden Variation der Sondierungen.

Wir bemerken die Stabilitätseffekte durch Windböen, Rauchentwicklung, Licht- und Schallbrechung, Stärke thermischer Aufwinde, Wolkengröße und Intensität von Gewittern.

Thermodynamische Diagramme wurden entwickelt, um uns zu helfen, Sondierungen zu planen und die Stabilität zu bestimmen. Wenn Sie Erfahrung mit diesen Diagrammen sammeln, werden Sie feststellen, dass sie einfacher zu verwenden sind und schneller als das Lösen der thermodynamischen Gleichungen sind. In diesem Kapitel besprechen wir zunächst die verschiedenen Typen thermodynamischer Diagramme und verwenden sie dann zur Bestimmung von Stabilität und Turbulenz.


Leseaufgabe #3: Bewertungsverfahren für Auftrieb und Sondierung Evaluation

Eine Möglichkeit, Meteorologen bei der Einschätzung des Risikos für Auftriebe zu helfen, ist die sogenannte Pakettheorie, bei der angenommen wird, dass ein Luftpaket an der Oberfläche die gleiche Temperatur und den gleichen Taupunkt wie die Umgebung an der Oberfläche hat und relativ zum Umweltluft.

Die Pakettheorie hat ihre Grenzen, da es schwierig ist zu definieren, wie groß oder klein ein Paket wirklich ist und welche Mechanismen existieren, die das kleine Paket und nicht die gesamte atmosphärische Schicht selektiv anheben. Darüber hinaus berücksichtigt die Parzellentheorie nicht die Tatsache, dass bei der Entwicklung von Auftriebsfahnen eine beträchtliche Mitnahme von Umgebungsluft auftritt. Es hat sich jedoch gezeigt, dass die Pakettheorie bei der Erklärung der Gewitterentwicklung erfolgreich ist. Daher werden wir es in dieser Präsentation verwenden.

B. Wie sich Temperaturunterschiede zwischen dem aufsteigenden Luftpaket und der umgebenden Luft bei gleicher Höhe entwickeln

Ein aufgeblähtes Luftpaket muss nach dem skalierten Ersten Hauptsatz der Thermodynamik mit der trockenadiabatischen Rate abkühlen. Die Temperatur der umgebenden, ungestörten Umgebungsluft wird derjenigen entsprechen, die durch die Environmental Lapse Rate (ELR) bei einer atmosphärischen Sondierung dargestellt wird. Je nach ELR kann sich das aufsteigende Luftpaket wärmer, kälter oder auf gleicher Temperatur wie die umgebende Luft auf gleicher Höhe befinden.

Wenn ein Luftpaket angehoben wird und sich auf gleicher Höhe kälter als die umgebende Luft vorfindet, gilt die Atmosphäre als absolut stabil. Man kann sich die Atmosphäre zwischen diesem Extrem und dem absolut instabilen Zustand vorstellen, in dem das Luftpaket beim erzwungenen Anheben wärmer wird als die umgebende Luft auf derselben Höhe. Die Gründe für diese Terminologie werden beim Weiterlesen deutlich.

Die Methodik, die Sie lernen, besteht darin, ein Oberflächenpaket bis zu dem Punkt zu "anheben" (durch Zeichnen von Linien in einem thermodynamischen Diagramm), an dem es eine relative Luftfeuchtigkeit von 100 % hat (das Hebekondensationsniveau - LCL). Dieses Anheben erfolgt zunächst an der trockenen adiabatischen Bewertung. Bleibt das Paket kühler als seine Umgebung, ist der Zustand absolut stabil. Wenn das Luftpaket wärmer wird als seine Umgebung, wird der Punkt, an dem es wärmer wird, als Freie Konvektion (LFC) bezeichnet. In einem absolut instabilen Zustand befindet sich der LFC am Boden.

Anhebendes Kondensationsniveau )LCL) – das Niveau, bei dem das aufgeblähte Luftpaket aufgrund der Expansionskühlung gesättigt wird. Verfahrensweise schneidet die Höhe, bei der die Mischungsverhältnislinie, die sich vom Oberflächentaupunkt erstreckt, den trockenen Adiabat, der sich von der Oberflächentemperatur erstreckt. Oberhalb dieses Niveaus muss das Luftpaket, wenn es aufgebauscht ist, mit der nassadiabatischen Rate abkühlen.

Level of Free Convection (LFC) – die Höhe, über der ein loftendes Luftpaket wärmer wird als die Luft, die es auf derselben Höhe umgibt. Solange das Luftpaket wärmer ist als seine Umgebung, wird es nach oben beschleunigt, und diese Beschleunigung ist direkt proportional dazu, wie warm das Luftpaket relativ zu seiner Umgebung ist (normalerweise rot schattiert).

Es ist wichtig zu bedenken, dass die trocken-adiabatische Latenzrate eine Konstante ist. Somit kühlt ein aufsteigendes Luftpaket, egal ob in instabilem oder stabilem Zustand, mit genau der gleichen Geschwindigkeit ab. Da sich die Umwelt-Lapse-Rate (die vertikale Temperaturänderung in der Umgebung) jedoch selbst über einen Zeitraum von mehreren Stunden dramatisch ändert, kann ein steigendes Luftpaket (dessen Temperatur bei 500 mb beispielsweise -10 °C beträgt) in einem Fall feststellen, dass es ist kälter als die Umgebungsluft auf gleicher Höhe und in einem anderen Fall wärmer als die Umgebungsluft auf gleicher Höhe.


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5: Atmosphärenstabilität - Geowissenschaften



Diese Vorlesung enthält einen Überblick über ein weiteres wichtiges Konzept in der Meteorologie - atmosphärische Stabilität. Nachfolgend finden Sie eine grundlegende Gliederung und einige Illustrationen zu diesem Thema.


Stabilitätsterminologie

>> Hydrostatisches Gleichgewicht: Vertikaler PGF und Schwerkraft im Gleichgewicht
>> Lapse Rate: Geschwindigkeit der Temperaturabnahme mit der Erhöhung


In der Atmosphäre kühlt oder erwärmt sich aufsteigende oder sinkende Luft nur mit einer von zwei Geschwindigkeiten - der trockenen adiabatischen Geschwindigkeit oder der feuchten adiabatischen Geschwindigkeit. Die erste, die trocken-adiabatische Stornorate, ist die Rate an ungesättigt Luftpaket erwärmt oder kühlt, wenn es sich vertikal durch die Atmosphäre bewegt. Die trocken-adiabatische Zeitrafferrate beträgt ungefähr 5,5 Grad Fahrenheit Temperaturänderung pro 1000 Fuß vertikaler Bewegung.
Die feuchte adiabatische Stornorate hingegen ist die Rate, bei der a gesättigt Luftpaket erwärmt oder kühlt, wenn es sich vertikal bewegt. Diese Zeitverlustrate beträgt ungefähr 3,3 Grad Fahrenheit pro 1000 Fuß vertikaler Bewegung.

Aufsteigende Luft kühlt, sinkende Luft wärmt – keine Ausnahme!

Die tatsächliche Stabilität eines Luftpakets wird durch die Orientierung der Umweltfehlerrate im Vergleich zu entweder den trockenen oder feuchten adiabatischen Fehlerraten bestimmt. Das Umwelt Die Absturzrate ist einfach das, was sie sagt - die Änderungsrate der Temperatur der Umgebung (Atmosphäre) mit sich ändernder Höhe. Da die Atmosphäre (Umwelt) im Durchschnitt weder steigt noch sinkt, muss klargestellt werden, dass die Umweltfehlerrate ganz anders aussehen kann als die adiabatischen Trocken- oder Feuchtigkeitsausfallraten. Tatsächlich sind es diese Unterschiede, die es uns ermöglichen zu bestimmen, ob ein bestimmter Teil der Atmosphäre atmosphere stabil oder instabil. Die trockenen und feuchten adiabatischen Absetzraten sind in zu sehen Abbildung 1 Nach rechts.

>> Instabiles Gleichgewicht oder "Unstabil": Paket beschleunigt von der Ausgangsposition weg


Die Atmosphäre gilt als instabil, wenn sich ein aufsteigendes Paket langsamer abkühlt als die Umweltfehlerrate. Dadurch bleibt das Luftpaket wärmer und weniger dicht als seine Umgebung und beschleunigt daher weiter nach oben. Die Orientierung einer instabilen umweltbedingten Stornorate ist links in seen zu sehen Figur 2.



>> Stabiles Gleichgewicht oder "Stabil": Paket widersteht vertikalen Bewegungen


Die Atmosphäre gilt als stabil, wenn sich ein aufsteigendes Paket schneller abkühlt als die umweltbedingte Abfallrate. Dadurch wird das Luftpaket kühler und dichter als seine Umgebung und verliert somit seinen Auftrieb. Vertikale Bewegungen sind in der Regel eingeschränkt, wenn sich die Atmosphäre in einem stabilen Gleichgewicht befindet. Die Orientierung einer stabilen Umweltausfallrate ist rechts in . zu sehen Figur 3.


Eine Temperaturinversion tritt auf, wenn die Temperatur mit der Höhe ansteigt. Das mit einer Temperaturinversion verbundene Umgebungsprofil ist die stabilste Umgebungsart. Ein Temperaturprofil mit Inversion finden Sie links in Figur 4. Die Inversion ist oben, wo die Temperatur mit der Höhe zunimmt.

Stabilität und vertikales Mischen

>> Instabile Umgebung: Fördert die Durchmischung durch das Auf- und Absteigen von Luftblasen


Wenn die Umgebung instabil ist, mischt sich Luft leicht in der Vertikalen. Diese vertikale Vermischung kann tiefgreifende Auswirkungen auf verschiedene atmosphärische Phänomene haben, die so unterschiedlich sind wie Luftqualität, Windgeschwindigkeit und Wolkentyp. Vertikales Mischen in einer instabilen Umgebung trägt dazu bei, saubere Luft von oben nach unten zu bringen, während verschmutzte Luft nach oben transportiert wird. Auch können stärkere Winde von oben (bei geringer Reibung) in Richtung Boden transportiert (gemischt) werden, wenn die Atmosphäre instabil ist. Aus diesem Grund ist es an einem sonnigen Nachmittag oft luftig und morgens oft recht ruhig, wenn die vertikale Durchmischung eingeschränkt ist. Ein Beispiel für diese vertikale Vermischung finden Sie in Abbildung 5 Nach rechts.

Bei ausreichender Feuchtigkeit in der Atmosphäre kondensiert der Wasserdampf in den aufsteigenden Luftblasen zu Wolken, wenn das Paket hoch genug steigt, um bis zum Taupunkt abzukühlen. In einer instabilen Umgebung erzeugen diese konvektiven Bewegungen to kumuliform Wolken.

>> Stabile Umgebung: Verhindert vertikale Vermischung, Schichtung


Die atmosphärischen Bewegungen, die in einer stabilen Umgebung auftreten, unterscheiden sich grundlegend von denen in einer instabilen Umgebung. Der tiefgreifendste Unterschied zwischen diesen beiden Arten von Umgebungen ist die Hemmung der vertikalen Vermischung in der stabilen Umgebung. Das Fehlen einer vertikalen Durchmischung führt zu einer "geschichteten" Atmosphäre, in der viele atmosphärische Variablen in Schichten aufgeteilt werden, anstatt gut vermischt zu werden. Die Schichtung der Atmosphäre führt im stabilen Zustand beispielsweise zu Verschmutzungsepisoden und drastischen Änderungen der Windgeschwindigkeit und -richtung über kurze vertikale Distanzen. Ein Beispiel für eine geschichtete und stabile Umgebung ist in zu sehen Abbildung 6 Nach links.

Eine weitere atmosphärische Folge einer stabilen und geschichteten Atmosphäre ist der Prozess der Wolkenbildung. Unter der Annahme, dass in der Atmosphäre genügend Feuchtigkeit vorhanden ist, stratiform Wolken können sich in einer stabilen Umgebung bilden. Dies kann nur geschehen, wenn die Stallluft entweder durch die Konvergenz der Luft in ein Niederdruckzentrum oder durch das orographische Anheben nach oben gedrückt wird. Ein Beispiel für jeden dieser Prozesse finden Sie unten in Abbildung 7 und Abbildung 8.

>>Temperaturinversionen: Das "ultimative" in Stabilität

Wie oben erwähnt, ist eine Temperaturinversion das stabilste Umgebungsprofil, das möglich ist. Diese Art von atmosphärischem Temperaturprofil kann so ziemlich überall in der Atmosphäre auftreten, in der Höhe oder in Bodennähe - jedes hat einen anderen Einfluss auf das Wetter.

An der Oberfläche können sich je nach Bedingungen und Standort sowohl tagsüber als auch nachts Temperaturinversionen ausbilden. Die häufigere Art der Inversion ist die nächtliche Temperaturinversion, die aufgrund der Strahlungskühlung der Erdoberfläche nach Sonnenuntergang auftritt. Im Sommer kann es auch tagsüber über kühlen Gewässern zu einer Temperaturinversion kommen.

Auch in der Stratosphäre (der Schicht direkt über der Troposphäre) treten Temperaturinversionen auf. Inversionen in dieser Atmosphärenschicht begrenzen die vertikale Entwicklung von Gewittern und deren Ambosse (daher der Name, Stratosphäre).

Die letzte Art der Temperaturinversion wird als Setzungsinversion bezeichnet. Diese Art der Temperaturinversion entsteht durch das Absinken und Erwärmen von Luftpaketen. In diesem Fall sinkt jedoch die Oberseite des Luftpakets und erwärmt sich mehr als die Unterseite des Luftpakets. Diese Art der Temperaturinversion findet sich im Allgemeinen östlich von Hochdrucksystemen weit über dem Boden und weit unter der Stratosphäre.

>> Wenn sie in einer stabilen Umgebung gebildet werden, sind sie flach (stratiform)
>> Wenn sie in einer instabilen Umgebung gebildet werden, sind sie geschwollen mit guter vertikaler Entwicklung (kumuliform)
>> Der Unterschied zwischen Wasser- und Eiswolken ist an den Rändern zu sehen

Man kann den Unterschied zwischen Wolken, die hauptsächlich aus Wasser bestehen, und Wolken, die aus Eis bestehen, erkennen, wenn man sich die Ränder der Wolke ansieht. Wenn die Wolke deutliche, scharfe Kanten hat, handelt es sich höchstwahrscheinlich um eine Wasserwolke. Wenn die Wolke diffuser ist, handelt es sich im Allgemeinen um eine Eiswolke. Das Vorhandensein von Eis oder Wasser in einer Wolke sagt jedoch nichts über die Stabilität der Atmosphäre in der Nähe der Wolke aus. Für Stabilitätshinweise schauen Sie sich die vertikale Ausdehnung der Wolke an. Um ein besseres Verständnis der verschiedenen Cloud-Typen zu erhalten, erkunden Sie einen oder mehrere der auf dieser Seite bereitgestellten Cloud-Atlanten.


Für das Leben lernen

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5: Atmosphärenstabilität - Geowissenschaften

Im Allgemeinen steigt ein Luftpaket spontan (dh ohne nach oben gezwungen zu werden), wenn es wärmer (und daher weniger dicht) ist als seine unmittelbare Umgebung auf der gleichen Höhe wie es selbst. Dieses Verhalten gilt nur für kleinräumige Luftpakete und nicht für großräumige Luftmassen. Um zu erklären, warum Luft in großem Maßstab aufsteigt oder absinkt, müssen wir uns auf andere Erklärungen berufen. Zum Beispiel können großräumige Divergenz oder Konvergenz in der Höhe, Luftbewegungen über Gebirgszüge oder großräumige Luftmassen, die entlang von Fronten ineinander laufen, erzwungene großräumige Aufhebungen oder Senkungen verursachen. Aber große Massen relativ warmer Luft steigen nicht spontan auf – das ist eine Idee im kleinen Maßstab.

Daher steigt warme Luft spontan auf, wenn diese Luft wärmer ist als die Luft direkt um sie herum in der gleichen Höhe, in kleinen Maßstäben.

Stabilität und Instabilität

Es gibt noch eine andere Möglichkeit, dass Luft in kleinen Skalen wärmer als die Luft in ihrer unmittelbaren Umgebung auf gleicher Höhe sein kann und daher spontan aufsteigt. Dieser andere Mechanismus liegt der Idee der atmosphärischen Instabilität zugrunde.

Stellen Sie sich vor, dass ein einzelnes Luftpaket herumsitzt oder sich mit den umgebenden Paketen mitbewegt, und dass seine Temperatur praktisch dieselbe Temperatur hat wie die Temperatur der Luft um es herum in derselben Höhe. Da das Paket weder wärmer noch kälter ist als die unmittelbare Umgebungsluft auf gleicher Höhe, wird das Paket weder spontan steigen noch sinken. Wir sagen, dass es sich in einem Gleichgewichtszustand befindet.

Aber jetzt nehmen wir an, dass das Paket relativ zur Luft, die es unmittelbar umgibt, ein wenig nach oben verschoben ist. Dies kann aus einer beliebigen Anzahl oder aus verschiedenen Gründen passieren – Turbulenzen, kleine Konvergenz oder Divergenz oder was auch immer. Tatsächlich passiert so etwas ständig mit Paketen (und so auch nach unten).

Luft, die so ein wenig nach oben verdrängt wird, kühlt adiabatisch ein wenig ab. Wir könnten uns dann fragen, wie hoch die Temperatur dieses Luftpakets im Verhältnis zur Temperatur der Luft ist, die es jetzt in seiner neuen, etwas höheren Höhe unmittelbar umgibt?

Es könnte verlockend sein zu sagen, dass das Paket kälter sein wird als seine neue Umgebung, da das Paket beim Aufsteigen adiabatisch etwas abgekühlt ist. Das muss aber nicht unbedingt stimmen, denn in der Troposphäre nimmt die Temperatur der Umgebung meist auch mit der Höhe ab (außer in Inversionsschichten). Daher stellt sich die Frage: Welcher nimmt mit der Höhe schneller ab – die Temperatur des verschobenen Pakets oder die Temperatur der unmittelbaren Umgebung des Pakets?

Wenn die Temperatur der Umgebung des Pakets mit der Höhe schneller abnimmt als die Temperatur des verschobenen Pakets, dann wird das Paket in seiner etwas höheren Höhe wärmer als die Luft um es herum! Es würde daher spontan weiter ansteigen, weiter weg von seinem Ausgangspunkt. In dieser Situation sagen wir, dass die Atmosphäre instabil ist.

Die Atmosphäre ist instabil, wenn ein im Gleichgewicht beginnendes Paket relativ zu seiner Umgebung leicht nach oben verschoben wird, es wärmer ist als seine Umgebung (in seiner neuen Höhe) und daher von seinem Ausgangspunkt weg spontan weiter aufsteigt .

Umgekehrt, wenn die Temperatur der Umgebung des Pakets mit der Höhe langsamer abnimmt als die Temperatur des verdrängten Pakets, dann würde das verdrängte Paket kälter als die Luft um es herum sein und würde daher spontan auf seine ursprüngliche Höhe zurücksinken. In dieser Situation&8212die häufigste in der Atmosphäre" sagen wir, dass die Atmosphäre stabil ist.

Die Atmosphäre ist stabil, wenn ein Paket, wenn es gegenüber seiner Umgebung leicht nach oben verschoben wird, kälter ist als seine Umgebung (auf seiner neuen Höhe) und daher spontan auf sein Ausgangsniveau zurücksinkt .

Stabilität und Fehlerraten

Im Gegensatz dazu hängt der Betrag, um den sich ein einzelnes Luftpaket für jede ansteigende Höheneinheit abkühlt, hauptsächlich davon ab, ob es gesättigt ist oder nicht. Wenn ein Paket nicht gesättigt ist, kühlt es für jeden Kilometer, den es ansteigt, immer um 9,8 °C ab. Diese Abkühlgeschwindigkeit wird als bezeichnet trocken adiabatische Ausfallrate.

Wenn ein Paket gesättigt ist, kühlt es beim Aufsteigen langsamer ab, da beim Abkühlen Wasserdampf im Paket kondensiert, wodurch die latente Wärme im Paket in Wärme umgewandelt wird, wodurch die adiabatische Abkühlung verringert wird. Die Geschwindigkeit, mit der gesättigte Luftpakete beim Aufsteigen abkühlen, wird als feuchte oder nasse adiabatische Abfallrate bezeichnet. Diese Abfallrate hängt von der Temperatur des gesättigten Pakets ab. Eine höhere Temperatur bedeutet mehr Wasserdampf im gesättigten Paket und (wie sich herausstellt) mehr Kondensation für eine gegebene Höhenzunahme, was weniger Nettokühlung bedeutet, was eine geringere Abfallrate bedeutet. Für Luft in der unteren Troposphäre, die typische Mengen an Wasserdampf enthält, beträgt die feuchte adiabatische Überschreitungsrate etwa 6 °C pro Kilometer (oder 3,3 °F pro 1.000 Fuß).

Die Stabilität oder Instabilität der Atmosphäre läuft wirklich auf die Frage hinaus, was die Umweltfehlerrate oder die Ausfallrate des Pakets größer ist. Wenn die Umweltausfallrate größer ist als die Ausfallrate des Pakets, ist die Atmosphäre instabil . Wenn die Umweltausfallrate geringer ist als die Ausfallrate des Pakets, ist die Atmosphäre stabil.

Da die Ausfallrate eines Pakets vollständig davon abhängt, ob es gesättigt ist oder nicht, kann die Stabilität der Atmosphäre davon abhängen, ob die Luft gesättigt ist oder nicht. Insbesondere wenn die umweltbedingte Ausfallrate irgendwo zwischen der feuchten und der trockenen adiabatischen Ausfallrate für ein Paket liegt, ist die Luft stabil, wenn sie ungesättigt ist, aber instabil, wenn sie gesättigt ist. Das heißt, die Stabilität hängt davon ab, ob die Luft gesättigt ist oder nicht. Solche Situationen, die in der Atmosphäre am häufigsten vorkommen, werden als bedingt instabil bezeichnet:

    (Ein von seiner Gleichgewichtsposition nach oben gestörtes Paket kühlt sich mit der Höhe entweder langsamer oder schneller ab als seine Umgebung, je nachdem, ob das Paket gesättigt ist oder nicht, und kann sich daher entweder wärmer oder kälter als die Umgebung finden und kann daher entweder fortfahren spontan ansteigen oder in die Gleichgewichtslage zurücksinken.)

Wenn die Umgebungs-Abfallrate größer ist als die adiabatische Trocken-Abfallrate, dann ist sie auch größer als die feuchte adiabatische Abbruchrate, und es spielt keine Rolle, ob die Luft gesättigt ist oder nicht – wir sagen, dass die Luft absolut instabil ist:

    (Ein Paket, das von der Gleichgewichtsposition nach oben gestört wird, kühlt sich mit der Höhe langsamer ab als seine Umgebung, unabhängig davon, ob das Paket gesättigt ist oder nicht, und findet sich daher wärmer als die umgebende Luft und steigt weiter von seiner Gleichgewichtsposition weg.)

In ähnlicher Weise, wenn die Umwelt-Abfallrate geringer ist als die feuchte adiabatische Abgangsrate, dann ist sie auch geringer als die trockene adiabatische Abgangsrate, und es spielt keine Rolle, ob die Luft gesättigt ist oder nicht&8212wir sagen, dass die Luft absolut stabil ist :


Stabilität und Instabilität der Atmosphäre | Niederschlag | Erdkunde

Unterschiedliche Niederschlagsformen (Tau, Nebel, Regen&Scheuer, Frost, Schneefall, Hagel usw.) hängen von der Stabilität und Instabilität der Atmosphäre ab. Die Luft ohne vertikale Bewegung wird als stabile Luft bezeichnet, während instabile Luft eine vertikale Bewegung erfährt (sowohl nach oben als auch nach unten und nach unten). Eine Luftmasse steigt auf und wird instabil, wenn sie wärmer wird als die umgebende Luftmasse, während die absteigende Luftmasse stabil wird.

Die Stabilität und Instabilität hängen von den Beziehungen zwischen ‘nor­mal lapse rate’ und ‘adiabatische Temperaturänderung’ ab. Die adiabatische Rate ist immer konstant, während sich die normale Abfallrate der Lufttemperatur ändert. Wenn die normale Abfallrate höher ist als die adiabatische Trockenrate, steigt die wärmere Luft und wird instabil. Wenn andererseits die normale Temperaturabfallrate niedriger als die adiabatische Trockenrate ist, sinkt die kalte Luft und wird stabil.

Stabilität:

Wenn die trockene adiabatische Abluftrate einer aufsteigenden trockenen Luft höher ist als die normale Abgangsrate, und wenn sie nicht gesättigt ist und keinen Taupunkt erreicht, wird sie in einer bestimmten Höhe kälter als die umgebende Luft, mit dem Ergebnis, dass sie schwerer wird und absinkt. Dieser Prozess bewirkt eine Stabilität der atmosphärischen Zirkulation, wodurch einer vertikalen Luftzirkulation Widerstand geleistet wird.

Wenn beispielsweise an der Erdoberfläche die Temperatur eines Luftpakets 40 °C beträgt, betragen die adiabatische Temperaturänderungsrate und die normale (umweltbedingte) Temperaturänderungsrate 10 °C pro 1000 m bzw. 6,5 °C pro 1000 m, dann in der Höhe von einem Kilometer (oder 1000 m) von der Erdoberfläche würde die Temperatur der aufsteigenden Luft 30°C (40° -10°= 30°C) betragen, während die Temperatur der umgebenden Luft in dieser Höhe 33,5 °C (40 °-6,5° = 33,5°C).

Somit würde die aufsteigende Luft, die kälter als die umgebende Luft ist, absteigen und atmosphärische Stabilität verursacht. Diese Luft (absteigend) wird als stabiles Gleichgewicht bezeichnet. Manchmal beträgt die normale Temperaturverlustrate in einer bestimmten Atmosphärenschicht etwa 4,6 °C pro 1000 Meter. Unter solchen Bedingungen wird, wenn die normale Abfallrate selbst am Kondensationspunkt geringer ist als die naßadiabatische Abfallrate, die weitere vertikale Bewegung der Luft gestoppt, und daher wird diese Luft als absolut stabil bezeichnet, und ein solcher atmosphärischer Zustand wird als absolute Stabilität bezeichnet.

Instabilität:

Wenn die normale Abfallrate größer ist als die trocken-adiabatische Abfallrate des aufsteigenden Luftpakets, steigt die aufsteigende Luft weiter nach oben und dehnt sich aus und wird somit instabil und befindet sich in einem instabilen Gleichgewicht. Mit anderen Worten, eine atmosphärische Instabilität wird verursacht, wenn die Abkühlungsrate der aufsteigenden Luft (trockenadiabatische Abklingrate) niedriger ist als die normale Abkühlungsrate.

Wenn beispielsweise die Temperatur eines bestimmten Luftpakets an der Bodenoberfläche 40°C beträgt, die trockenadiabatischen und normalen Temperaturabfälle 10°C bzw. 11°C pro 1000m betragen, dann ist die Temperatur der aufsteigenden Luft in der Höhe von 1000m (ein Kilometer) würde 30°C (40°-10° = 30°C) betragen, während die Temperatur der Atmosphäre in dieser Höhe 29°C (40°-11°C = 29°C) betragen würde.

Somit steigt die aufsteigende Luft, die wärmer (30 °C) als die Umgebungsluft (29 °C) ist, weiter auf und dehnt sich aus, um eine atmosphärische Instabilität zu verursachen. Wenn die nassadiabatische Überschreitungsrate ebenfalls geringer ist als die normale Überschreitungsrate, steigt die aufsteigende Luft weiter nach oben und unten. Ein solcher Zustand der fortgesetzten Aufwärtsbewegung der Luft wird als absolute Instabilität bezeichnet.

Wenn das aufsteigende Luftstück eine solche Höhe erreicht, dass seine Temperatur gleich der Temperatur der umgebenden Luft ist, wird seine weitere Aufwärtsbewegung gestoppt. Diese Luft befindet sich im Zustand des neutralen Gleichgewichts.

ich. Mechanische Instabilität:

Manchmal gibt es anormale Bedingungen, wenn die normale Abbruchrate außergewöhnlich hoch ist (15° bis 35°C pro 1000 Meter). In einem solchen Zustand werden die oberen Schichten der Atmosphäre außergewöhnlich kalt und dichter als die darunter liegenden Schichten, mit dem Ergebnis, dass kalte und dichtere obere Schichten automatisch absinken. Eine solche Situation wird als mechanische Instabilität bezeichnet, die bei der Bildung von Tornados hilft.

ii. Bedingte Instabilität:

Wenn ein Luftpaket gezwungen wird, sich nach oben zu bewegen, kühlt es mit einer trockenen adiabatischen Temperatur ab (10 °C pro 1000 m oder 5,5 °F pro 1000 Fuß), während die normale Temperatur 6,5 °C pro 1000 m beträgt. Nach dem Aufsteigen auf eine bestimmte Höhe wird die Luft gesättigt und der aufsteigenden Luft wird latente Kondensationswärme hinzugefügt, so dass die aufsteigende Luft mit nass-adiabatischer Abkühlgeschwindigkeit (5 °C pro 1000 m) abkühlt, während die normale Abkühlungsrate (6,5 ° C pro 1000 m) beträgt größer als es.

Folglich wird die Luft wärmer als die Umgebungsluft und steigt daher automatisch nach oben. Dies wird als bedingte Instabilität bezeichnet, da die Luft zunächst gezwungen ist, sich nach oben zu bewegen, aber aufgrund ihrer eigenen Eigenschaften nach Erreichen des Kondensationspunktes automatisch aufsteigt.

Wenn beispielsweise ein Luftpaket mit einer Temperatur von 35 °C zunächst auf eine Höhe von 1000 m aufsteigen muss, sinkt seine Temperatur auf 25 °C (35 °C - 10 °C, trockenadiabatische Rate = 25 °C), während die Temperatur der umgebenden Luftschichten in 1000m Höhe wäre 28,5°C (35°C-6,5°C, normale Abklingrate) und somit wird die aufsteigende Luft um 3,5°C kälter als die Umgebungsluft.

Wenn die aufsteigende Luft bei dieser Temperatur (25°C) gesättigt ist, kehrt die latente Kondensationswärme in die aufsteigende Luft zurück und sie kühlt daher mit der nass-adiabatischen Temperatur ab (5°C pro 1000m). Somit wird die aufsteigende Luft wärmer und instabiler. Bedingte Instabilität kann nur dann auftreten, wenn die normale Verfallrate zwischen trocken-adiabatischen und nass-adiabatischen Verfallraten liegt. Mit anderen Worten, eine bedingte Instabilität tritt auf, wenn die normale Überschreitungsrate größer ist als die trocken-adiabatische Überschreitungsrate, aber geringer als die nass-adiabatische Überschreitungsrate.


2.6 Stabilität und Auftrieb

Wir wissen, dass ein Luftpaket bei gleichem Druck relativ zur Umgebungsluft ansteigt, wenn die Dichte des Luftpakets geringer ist als die der Umgebungsluft. Der Dichteunterschied lässt sich mit der virtuellen Temperatur berechnen, die die Unterschiede der spezifischen Feuchte im Luftpaket und der Umgebungsluft sowie die Temperaturunterschiede berücksichtigt.

Stabilität

Im Gleichgewicht ist die Summe der Kräfte im Gleichgewicht und das Luftpaket bewegt sich nicht. Die Frage ist, was passiert mit dem Paket, wenn es eine leichte Störung in seiner vertikalen Position gibt?

Bei der linken Figur wird der Ball, wenn er ein kleines bisschen nach links oder rechts verschoben wird, von der Schwerkraft gezogen und rollt weiter den Hang hinunter. Diese Position ist instabil. Bei der Abbildung rechts: Wenn der Ball ein wenig verschoben wird, ist er höher als die mittlere Position und die Schwerkraft zieht ihn wieder nach unten. Es kann ein wenig hin und her schaukeln, aber irgendwann wird es sich in seiner ursprünglichen Position niederlassen.

Um die Instabilität von Luftpaketen in der Atmosphäre zu beurteilen, müssen wir herausfinden, ob eine kleine Bewegung des Luftpakets nach oben oder unten dazu führt, dass das Paket weiter steigt oder fällt (Instabilität) oder ob das Luftpaket in seine ursprüngliche Position zurückkehrt ( Stabilität).

Sehen Sie sich nun einige atmosphärische Temperaturprofile an. Wichtig: Ein trockenes Luftpaket, das aus seiner Gleichgewichtsposition geschoben wird, bewegt sich immer entlang der Linie der trockenen adiabatischen Latenzrate (DALR).

Beachten Sie, dass wir auch zeigen können, dass das Luftpaket, wenn es nach unten gedrückt wird, weiterläuft, wenn das atmosphärische (Umwelt-)Profil wie das linke aussieht und in die ursprüngliche Position zurückkehrt, wenn es wie das rechte aussieht.

Überprüfen Sie Ihr Verständnis

Verwenden Sie das obige Bild, um Folgendes zu bestimmen:

Ist das Luftpaket an jedem der Punkte 1-5 stabil oder instabil?

Die rote Linie ist das atmosphärische Temperaturprofil, die gestrichelten Linien sind die trocken-adiabatischen Temperaturverlaufslinien (-9,8 K/km). Betrachten Sie die Punkte 1-5. Wenn ein Luftpaket die DALR hinaufgeschoben wird und seine Temperatur höher ist als die atmosphärische Temperatur auf dem neuen Niveau, ist es wärmer und damit weniger dicht. Es wird weiter steigen. Wenn ein Luftpaket durch das DALR nach unten gedrückt wird und seine Temperatur auf diesem neuen Niveau niedriger ist als die Atmosphärentemperatur, ist es kälter und somit dichter. Es wird weiter fallen. Beide Fälle sind instabil. Wenn jedoch ein Luftpaket die DALR hinaufgeschoben wird und seine Temperatur auf diesem neuen Niveau niedriger ist als die Atmosphärentemperatur, ist es kälter und damit dichter. Es sinkt in seine ursprüngliche Position zurück und ist stabil.

Mit dieser Denkweise sind Luftpakete an den Punkten 1, 2 und 5 stabil und an den Punkten 3 und 4 instabil.

Auftrieb

Wir können die Beschleunigung eines instabilen Luftpakets berechnen und daraus die Geschwindigkeit des Pakets zu einem späteren Zeitpunkt bestimmen. Diese Beschleunigung wird Auftrieb (B) genannt.

Betrachten wir noch einmal die Kräfte auf ein Luftpaket, wie wir es bei der Herleitung des hydrostatischen Gleichgewichts getan haben. Aber nehmen wir diesmal an, dass das Paket eine andere Dichte hat als die umgebende Luft. Wir werden die mit dem Luftpaket verbundenen Mengen mit einem Apostroph (’) kennzeichnen. Umweltparameter werden nicht hochgestellt.

Wenn die Kräfte nicht im Gleichgewicht sind, müssen wir die Beschleunigung, die wir im hydrostatischen Gleichgewichtsfall auf Null setzen, beibehalten. Wir können auch beide Seiten der Gleichung durch die Masse des Luftpakets dividieren:

wobei wir das hydrostatische Gleichgewicht der Umgebung verwendet haben, um den Ausdruck für die Druckänderung als Funktion der Höhe durch die Dichte mal der Erdbeschleunigung zu ersetzen.

Wir können dann das Ideale Gasgesetz verwenden, um Dichten durch virtuelle Temperaturen zu ersetzen, da der Druck des Pakets und seiner umgebenden Luft gleich ist:

Wenn B > 0, dann beschleunigt das Paket nach oben, wenn B < 0, dann beschleunigt das Paket nach unten.

Wir betrachten die Instabilität an jedem Punkt des Umgebungstemperaturprofils und können feststellen Γenv für jeden Punkt.

T en 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 z = T 0 − Γ d Δ z Diese Gleichung wird aufgrund eines inkompatiblen Browsers nicht richtig gerendert. Eine Liste kompatibler Browser finden Sie unter Technische Anforderungen in der Orientierung.

Wenn Γenv < Γd, das Paket beschleunigt nach unten für positiv z (positive Stabilität).

Wenn Γenv >d, das Paket beschleunigt positiv nach oben z (negative statische Stabilität).

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. Viel Glück!

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. Wissenschaft , 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. Stier. 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. Wissenschaft , 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. Wissenschaft , 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. Wissenschaft , 61 , 2928 – 2935 .

Suarez , M. J. , , and D. G. Duffy , 1992 : Terrestrial superrotation: A bifurcation of the general circulation. J. Atmos. Wissenschaft , 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 and 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. Wissenschaft , 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. Wissenschaft , 60 , 1270 – 1296 .

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

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

Williams , G. P. , , and J. L. Holloway , 1982 : The range and unity of planetary circulations. Natur , 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. Das 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 nein = 2 takes 1000 days to equilibrate.

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