Konvekční dostupná potenciální energie - Convective available potential energy
V meteorologii je konvekční dostupná potenciální energie (běžně zkráceně CAPE ) integrovaným množstvím práce, kterou by vztlaková (vzestupná) síla vykonala na dané hmotnosti vzduchu (nazývané vzduchový balíček ), kdyby stoupala svisle skrz celou atmosféru . Pozitivní CAPE způsobí, že letecký balík stoupne, zatímco negativní CAPE způsobí, že letecký balík klesne. Nenulové CAPE je indikátorem nestability atmosféry v jakémkoli daném atmosférickém znění , což je nezbytná podmínka pro vývoj kupovitých a kumulonimbusových mraků s doprovodnými vážnými nebezpečími počasí .
Mechanika
CAPE existuje v podmíněně nestabilní vrstvě troposféry , volné konvekční vrstvě (FCL), kde vzestupný balík vzduchu je teplejší než okolní vzduch. CAPE se měří v joulech na kilogram vzduchu (J/kg). Jakákoli hodnota větší než 0 J/kg naznačuje nestabilitu a rostoucí možnost bouřek a krupobití. Obecný CAPE se vypočítá vertikální integrací lokálního vztlaku balíku z úrovně volné konvekce (LFC) do rovnovážné úrovně (EL):
Kde je výška hladiny volného proudění a je výška rovnovážné úrovně (neutrální vztlak), kde je virtuální teplota konkrétního balíku, kde je virtuální teplota prostředí (všimněte si, že teploty musí být v Kelvinech měřítko) a kde je gravitační zrychlení . Tento integrál je práce vykonaná vztlakovou silou mínus práce vykonaná proti gravitaci, proto je to přebytečná energie, která se může stát kinetickou energií.
CAPE pro danou oblast se nejčastěji vypočítává z termodynamického nebo sondážního diagramu (např. Diagramu Skew-T log-P ) s využitím údajů o teplotě vzduchu a rosného bodu, obvykle měřených meteorologickým balónem .
CAPE je ve skutečnosti pozitivní vztlak, vyjádřený B+ nebo jednoduše B ; opak konvektivní inhibice (CIN) , která je vyjádřena jako B- , a lze ji považovat za „negativní CAPE“. Stejně jako u CIN je CAPE obvykle vyjádřen v J /kg, ale může být také vyjádřen jako m 2 /s 2 , protože hodnoty jsou ekvivalentní. Ve skutečnosti je CAPE někdy označován jako pozitivní vztlaková energie ( PBE ). Tento typ CAPE je maximální energií dostupnou vzestupnému balíku a vlhkému proudění. Pokud je přítomna vrstva CIN, musí být vrstva erodována povrchovým ohřevem nebo mechanickým zvedáním, aby balíky konvekční mezní vrstvy mohly dosáhnout úrovně volné konvekce (LFC).
Na sondážním diagramu je CAPE pozitivní oblastí nad LFC, oblastí mezi virtuální teplotní linkou balíku a linií virtuální teploty prostředí, kde je vzestupný balík teplejší než prostředí. Zanedbání virtuální teplotní korekce může mít za následek podstatné relativní chyby ve vypočtené hodnotě CAPE u malých hodnot CAPE. CAPE může také existovat pod LFC, ale pokud je přítomna vrstva CIN ( pokles ), není k dispozici hluboké, vlhké konvekci, dokud se CIN nevyčerpá. Když dojde k mechanickému vzestupu k nasycení , cloudová základna začíná na zvednuté úrovni kondenzace (LCL); nepřítomnost síly, základna mraku začíná na úrovni konvekční kondenzace (CCL), kde ohřev zespodu způsobuje spontánní vztlakové zvedání až do bodu kondenzace, když je dosaženo konvekční teploty . Když CIN chybí nebo je překonán, nasycené balíky na LCL nebo CCL, což byla malá kupovitá mračna , stoupnou k LFC a pak spontánně stoupají, dokud nenarazí na stabilní vrstvu rovnovážné úrovně. Výsledkem je hluboká, vlhká konvekce (DMC), nebo jednoduše bouřka.
Když je zásilka nestabilní, bude se i nadále pohybovat svisle, a to v obou směrech, v závislosti na tom, zda přijímá sílu směrem nahoru nebo dolů, dokud nedosáhne stabilní vrstvy (ačkoli hybnost, gravitace a jiné síly mohou způsobit, že zásilka pokračuje). Existuje několik typů CAPE, downdraft CAPE ( DCAPE ), odhaduje potenciální sílu deště a odpařováním chlazených downdrafts . Jiné typy CAPE mohou záviset na zvažované hloubce. Dalšími příklady jsou CAPE na povrchu ( SBCAPE ), smíšená vrstva nebo střední vrstva CAPE ( MLCAPE ), nejvíce nestabilní nebo maximálně použitelné CAPE ( MUCAPE ) a normalizované CAPE ( NCAPE ).
Tekuté prvky přemístěné v takové atmosféře nahoru nebo dolů se adiabaticky expandují nebo stlačují , aby zůstaly v tlakové rovnováze se svým okolím, a tímto způsobem se stávají méně nebo více hustými.
Pokud je adiabatický pokles nebo zvýšení hustoty menší než pokles nebo zvýšení hustoty okolního (nepohybujícího se) média, pak bude přemístěný tekutinový prvek vystaven tlaku směrem dolů nebo nahoru, který bude fungovat tak, aby byl obnoven jeho původní stav. pozice. Počáteční výtlak proto bude působit proti působení síly. Takový stav se označuje jako konvekční stabilita .
Na druhou stranu, pokud je adiabatický pokles nebo zvýšení hustoty větší než v okolní tekutině, posunutí nahoru nebo dolů bude působit přídavnou silou ve stejném směru vyvíjenou okolní tekutinou. Za těchto okolností budou malé odchylky od počátečního stavu zesíleny. Tento stav se označuje jako konvekční nestabilita .
Konvekční nestabilita se také nazývá statická nestabilita , protože nestabilita nezávisí na stávajícím pohybu vzduchu; to je v kontrastu s dynamickou nestabilitou, kde je nestabilita závislá na pohybu vzduchu a souvisejících efektech, jako je dynamické zvedání .
Význam pro bouřky
Bouře se tvoří, když se balíčky vzduchu zvedají svisle. Hluboká, vlhká konvekce vyžaduje zvednutí balíku do LFC, kde se pak samovolně zvedá, dokud nedosáhne vrstvy pozitivního vztlaku. Atmosféra je teplo na povrchu a nižší úrovně v troposféře , kde je směšovací (dále planetární mezní vrstvy (PBL) ), ale stane se v podstatě chladič s výškou. Teplotní profil atmosféry, změna teploty, stupeň ochlazení s výškou je rychlost zániku . Když se stoupající balík vzduchu ochlazuje pomaleji než okolní atmosféra, zůstává teplejší a méně hustý . Balíček nadále volně stoupá ( konvekčně ; bez mechanického zvedání) atmosférou, dokud se nedostane do oblasti vzduchu, která je méně hustá (teplejší) než sama.
Množství a tvar oblasti s pozitivním vztlakem moduluje rychlost stoupavých proudů , takže extrémní CAPE může mít za následek výbušný vývoj bouřek; k takovému rychlému vývoji obvykle dochází, když se CAPE uložený uzavírací inverzí uvolní, když se „víko“ rozbije zahřátím nebo mechanickým zvednutím. Množství CAPE také moduluje, jak je vorticita nízké úrovně stržena a poté natažena ve stoupavém proudu , což je důležité pro tornádogenezi . Nejdůležitější CAPE pro tornáda je v nejnižších 1 až 3 km (0,6 až 1,9 mil) atmosféry, zatímco hluboká vrstva CAPE a šířka CAPE ve středních úrovních je důležitá pro supercely . Ohniska tornáda se obvykle vyskytují v prostředích s vysokým CAPE. Velké CAPE je vyžadováno pro produkci velmi velkých krup, vzhledem k síle stoupavého proudu, ačkoli rotující aktualizační proud může být silnější s menším CAPE. Large CAPE také podporuje bleskovou aktivitu.
Dva pozoruhodné dny za nepříznivého počasí vykazovaly hodnoty CAPE přes 5 kJ/kg. Dvě hodiny před vypuknutím tornáda v Oklahomě dne 3. května 1999 byla hodnota CAPE znějící v Oklahoma City 5,89 kJ/kg. O několik hodin později prorazilo jižní předměstí města tornádo F5 . Také na 4. května 2007 CAPE hodnoty 5,5 kJ / kg bylo dosaženo a EF5 tornádo řítil Greensburg, Kansas . V těchto dnech bylo zřejmé, že podmínky pro tornáda zrály a CAPE nebyl zásadním faktorem. Nicméně, extrémní CAPE, modulací horní tah (a sestupný tah), může počítat s mimořádnými událostmi, jako jsou smrtelné F5 tornáda, které postihly Plainfield, Illinois 28. srpna 1990 a Jarrell, Texas 27. května 1997 ve dnech, které nebyli‘ snadno se jeví jako příznivé pro velká tornáda. Odhaduje se, že CAPE přesahuje 8 kJ/kg v prostředí bouře Plainfield a u bouře Jarrell se pohybovalo kolem 7 kJ/kg .
V oblasti s nízkými hodnotami CAPE se může vyvinout silné počasí a tornáda. Překvapení nepříznivé počasí události , ke kterým došlo v Illinois a Indiana dne 20. dubna 2004, je toho dobrým příkladem. Důležité v tomto případě bylo, že ačkoli celková CAPE byla slabá, v nejnižších úrovních troposféry byla silná CAPE, což umožnilo vypuknutí minisupercelů produkujících velká, dlouhá a intenzivní tornáda.
Příklad z meteorologie
Dobrý příklad konvekční nestability lze nalézt v naší vlastní atmosféře. Pokud je suchý vzduch střední úrovně nasáván přes velmi teplý, vlhký vzduch v dolní troposféře , výsledkem je v oblasti, kde se setkávají vlhká mezní vrstva a vzduch střední úrovně , hydrops (oblast s rychle klesajícími teplotami rosného bodu s výškou) . Jak se denní ohřev zvyšuje míchání ve vlhké mezní vrstvě, část vlhkého vzduchu začne interagovat se suchým vzduchem střední úrovně nad ním. Vzhledem k termodynamickým procesům, jak je suchý vzduch střední úrovně pomalu nasycen, jeho teplota začíná klesat, což zvyšuje rychlost adiabatického zániku . Za určitých podmínek se může v krátké době výrazně zvýšit rychlost lapování, což má za následek konvekci . Vysoká konvekční nestabilita může vést k prudkým bouřím a tornádům, protože vlhký vzduch, který je zachycen v mezní vrstvě, se nakonec stane ve srovnání s rychlostí adiabatického zániku velmi negativně vznášející se a uniká jako rychle stoupající bublina vlhkého vzduchu, která vyvolává vznik kupovité nebo kumulonimbusové oblačnosti .
Viz také
Reference
Další čtení
- Barry, RG a Chorley, RJ Atmosféra, počasí a klima (7. vydání) Routledge 1998 s. 80-81 ISBN 0-415-16020-0