Szybkość upływu

Zmienna Prędkość upływu środowiska w atmosferze ziemskiej ma kluczowe znaczenie w meteorologii, szczególnie w troposferze., Są one używane do określenia, czy paczka wznoszącego się powietrza wzniesie się wystarczająco wysoko, aby jego woda skraplała się tworząc chmury, a po uformowaniu chmur, czy powietrze będzie nadal rosło i tworzyło większe chmury deszczowe, i czy te chmury staną się jeszcze większe i utworzą chmury cumulonimbus (chmury grzmotów).

gdy unosi się nienasycone powietrze, jego temperatura spada w suchym tempie adiabatycznym. Punkt rosy również spada (w wyniku spadku ciśnienia powietrza), ale znacznie wolniej, zwykle około -2 °C na 1000 m., Jeśli nienasycone powietrze wzrośnie wystarczająco daleko, w końcu jego temperatura osiągnie punkt rosy, a kondensacja zacznie się tworzyć. Wysokość ta jest znana jako poziom kondensacji podnoszenia (LCL), gdy występuje mechaniczne podnoszenie i konwekcyjny poziom kondensacji (CCL), gdy mechaniczne podnoszenie jest nieobecne, w którym to przypadku działka musi być ogrzewana od dołu do temperatury konwekcyjnej. Podstawa chmury będzie znajdować się gdzieś w warstwie ograniczonej tymi parametrami.

różnica między szybkością suchego zaniku adiabatycznego a szybkością spadku punktu rosy wynosi około 8 °C na 1000 m., Biorąc pod uwagę różnicę temperatur i punktów rosy na ziemi, można łatwo znaleźć LCL, mnożąc różnicę przez 125 m / °C.

jeśli współczynnik upływu środowiska jest mniejszy niż wilgotny adiabatyczny współczynnik upływu, powietrze jest absolutnie stabilne — rosnące powietrze ochłodzi się szybciej niż otaczające powietrze i straci Wyporność. Często zdarza się to wczesnym rankiem, kiedy powietrze w pobliżu Ziemi ostygło w nocy. Tworzenie się chmur w stabilnym powietrzu jest mało prawdopodobne.,

Jeśli współczynnik upływu środowiska jest między wilgotnym i suchym adiabatycznym współczynnikiem upływu, powietrze jest warunkowo niestabilne — nienasycona partia powietrza nie ma wystarczającej pływalności, aby wznieść się do LCL lub CCL, i jest stabilna do słabych przemieszczeń pionowych w obu kierunkach., Jeśli paczka jest nasycona, jest niestabilna i wzrośnie do LCL lub CCL, i albo zostanie zatrzymana z powodu warstwy inwersji hamowania konwekcyjnego, lub jeśli podnoszenie trwa, może nastąpić głęboka, wilgotna konwekcja (DMC), ponieważ paczka wzrasta do poziomu wolnej konwekcji (LFC), po czym wchodzi w wolną warstwę konwekcyjną (FCL) i zwykle wzrasta do poziomu równowagi (EL).,

Jeśli współczynnik upływu środowiska jest większy niż współczynnik upływu suchego adiabatycznego, ma on superadiabatyczny współczynnik upływu, powietrze jest absolutnie niestabilne — paczka powietrza zyska Wyporność, gdy wzrośnie zarówno poniżej, jak i powyżej poziomu kondensacji podnoszącej lub konwekcyjnego poziomu kondensacji. Często zdarza się to w godzinach popołudniowych głównie nad masami lądowymi. W tych warunkach zwiększa się prawdopodobieństwo wystąpienia chmur cumulus, ulew, a nawet burz.,

meteorolodzy używają radiosond do pomiaru czasu upływu środowiska i porównują go z przewidywanym czasem upływu adiabatycznego, aby przewidzieć prawdopodobieństwo wzrostu powietrza. Wykresy upływu czasu są znane jako diagramy termodynamiczne, których przykładami są diagramy Skew-t log-P i tefigramy. (Zobacz też Termale).

różnica w wilgotnym tempie adiabatycznym i suchym jest przyczyną zjawiska wiatru foehn (znanego również jako „Chinook winds” w częściach Ameryki Północnej)., Zjawisko istnieje, ponieważ ciepłe wilgotne powietrze unosi się poprzez orograficzne podnoszenie w górę i ponad szczyt pasma górskiego lub dużej góry. Temperatura spada wraz z suchym opadem adiabatycznym, aż do punktu rosy, gdzie para wodna w powietrzu zaczyna się skraplać. Powyżej tej wysokości, adiabatyczny upływ zmniejsza się do wilgotnego adiabatycznego upływu wraz ze wzrostem powietrza. Kondensacja jest również często poprzedzona opadami na szczycie i nawietrznych stronach góry., Gdy powietrze opada po zawietrznej stronie, jest ogrzewane przez adiabatyczne ściskanie przy suchym adiabatycznym tempie upływu. Tak więc wiatr foehn na pewnej wysokości jest cieplejszy niż odpowiednia wysokość na zawietrznej stronie pasma górskiego. Ponadto, ponieważ powietrze straciło znaczną część pierwotnej zawartości pary wodnej, zstępujące powietrze tworzy suchy region po zawietrznej stronie góry.