atmosferuli konveqcia

 

ატმოსფერული კონვექცია - (ლათ. Atmospheric convection) (რუს. Атмосферное конвекция)

ატმოსფერული კონვექცია არის გარემოს არასტაბილურობის შედეგი ან ტემპერატურის ცვლილების, ატმოსფეროს ფენის შედეგი. სხვადასხვა ხარვეზების კოეფიციენტები მშრალ და ტენიან ჰაერში იწვევს არასტაბილურობას. ჰაერის შერევა დღის განმავლობაში, რომელიც აფართოვებს პლანეტარული საზღვის ფენის სიმაღლეს იწვევს ქარების მომატებას, კუმულაციური ღრუბლის წარმოქმნას, და შემცირებულ ზედაპირული ნამის წერტილებს. ნესტის კონვექცია იწვევს ჭექა-ქუხილის წარმოქმნას, რომელიც ხშირად შესაძლებელია მთელს მსოფლიოში წარმოიშვას ცუდი ამინდის გამო. განსაკუთრებული საშიშროება ჭექა-ქუხილისგან მოიცავს სეტყვას, კოკისპირულ წვიმას და ტორნადოს.

მიმოხილვა

არსებობს ატმოსფერული არამდგრადობის რამდენიმე ზოგადი არქეტიპი, რომლებიც შეესაბამება კონვექციას და მის დანაკლისს.

უფრო მკვეთრი და/ან პოზიტიური ცვლილების კოეფიციენტი (გარემო ჰაერი გრილდება სწრაფად სიმაღლის ზრდასთან ერთად) წარმოშობს ატმოსფერულ კონვექციას, რაც უფრო ხშირია, მაშინ როცა უფრო სუსტი და/ან ნეგატიური გარემოს ცვლილების კოეფიციენტი მას უფრო ნაკლებად გვთავაზობს. ეს გამომდინარეობს იქიდან, რომ ნებისმიერი გადაადგილებული ჰაერის ნაკადები უფრო (ნაკლებად) ენერგიული ხდება, იწვევს რა თავის ადიაბატურ ტემპერატურულ ცვლილებას, მკვეთრ (სუსტ) ცვლილების გარემოში.

კონვექცია იწყება თავისუფალი კონვექციის დონეზე, სადაც იგი იწყებს გაზრდას თავისუფლად კონვექციური ფენის გავლით და შემდეგ ჩერდება თანასწორობის დონეზე. ეს მზარდი ნაკადი, თუ საკმარისი მომენტი აქვს, განაგრძობს ზრდას მაქსიმალური ნაკადის დონემდე სანამ ნეგატიური ზრდის ტენდენცია ნაკადს შეანელებს გაჩერებამდე.

აჩქარებას მცირე მნიშვნელობა აქვს კონვექციაზე. წევა, რომელიც წარმოიქმნება ზემოთ ქმნის მოწინააღმდეგე ძალას გაჩერების უნარით შეწინააღმდეგებისთვის. ეს შეიძლება მივიჩნიოთ როგორც ჩამოვარდნილი ობიექტის ტერმინალური სიჩქარის მსგავსი. სიჩქარე შეიძლება გაიზომოს კონოვექციური არსებული პოტენციური ენერგიით ან ენერგიის ჯოულებით, რომელბიც არსებობს პოტენციურად გაჩერებული ჰაერის ერთ კილოგრამზე. თეორიული მომატებული სისწრაფე შეიძლება გამომდინარეობდეს ამ სიდიდიდან კინეტიკური ენერგიის გათანაბრებაში ჩანაცვლებით, თუმცა ეს სიდიდე იქნება გამოთვლა ზემოთ აღნიშნული შეზღუდული ეფექტებით, რომლებიც უკან ხევს აჩქარებას გარკვეულ წერტილამდე.

ამ ატმოსფეროში ეს ნიშნავს ზედაპირიდან 500 ჰპა დონემდე, რომელიც ზოგადად ჩერდება ან განსაზღვრავს ტროპოპაუზას დაახლოებით 200 ჰპა-ზე. ატმოსფერული ღრმა კონვექცია უმეტესად ვლინდება ტროპიკებში, ცირკულაციის განშტოების აწევის გამო. იგი წარმოადგენს ძლიერ კავშირს ზედაპირსა და ზემო ატმოსფეროს შორის, რომელიც არ არსებობს შუა განედებზე. ოკეანის ღრმა კონვექცია ჩნდება მხოლოდ რამდენიმე ადგილას. იმის გამო რომ ნაკლებ მნიშვნელოვანია ვიდრე ატმოსფეროში, იგი პასუხისმგებელია ცივი წყლის გავრცელებაზე ოკეანის დაბალი ფენების გავლით. როგორც ასეთი, ეს მნიშვნელოვანია დიდი მასშტაბის ტემპერატურული სტრუქტურებისთვის მთელს ოკეანეში.

ჭექა-ქუხილი

მთავარი სტატია: ჭექა-ქუხილი

თბილ ჰაერს აქვს ცივ ჰაერთან შედარებით ნაკლები სიმკვრივე, ასე რომ თბილი ჰაერი მღლა ადის ცივი ჰაერის გავლით, საჰაერო ბუშტის მსგავსად. ღრუბლები იქმნება, ვინაიდან შედარებით თბილი ჰაერის შემცველი ნესტი ზემოთ ადის უფრო ცივ ჰაერში. ვინაიდან ტენიანი ჰაერი ზემოთ ადის, იგი გრილდება, რაც იწვევს წყლის აორთქლებას ჰაერის ზემოთ ასულ მასებში კონდენსირებისთვის. როცა ტენიანობა კონდენსირდება, იგი გამოყოფს ენერგიას, რომელიც ცნობილია როგორც აორთქლების ლატენტური სითბო, რომელიც აძლევს საშუალებას ჰაერის ნაკადები გაგრილდეს გარემო ჰაერთან შედარებით, რითიც აგრძელებს ღრუბლის ზემოთ სვლას. თუ ადგილი აქვს საკმარის არასტაბილურობას ატმოსფეროში, ეს პროცესი გაგრძელდება საკმარისად ხანგრძლივად კუმულაონის ღრუბლების წარმოსაქმნელად, რომელიც ეხმარება ელვას და ქუხილს. ზოგადად, ჭექა-ქუხილი წარმოსაქმენლად საჭიროებს სამ ფორმას: ტენიანობა, არასტაბილური ჰაერის მასები და ამწევი ძალა (სითბო).

ყველა ჭექა-ქუხილი, მიუხედავად ტიპისა, გადის სამ ეტაპს: განვითარების ეტაპი, მომწიფების ეტაპი და გაფანტვის ეტაპი. საშუალო ჭექა-ქუხილს აქვს 24 კმ (15 მილი) საშუალო დიამეტრი. ატმოსფეროში არსებული პირობებიდან გამომდინარე, ეს სამი ეტაპი საჭიროებს საშუალოდ 30 წუთს.

არსებობს ჭექა-ქუხილის სამი ძირითადი ტიპი: ერთუჯრედიანი, მრავალუჯრედიანი, გრიგალის ხაზის (ასევე უწოდებენ მრავალუჯრედულ ხაზს) და სუპერუჯრედული. ის თუ რომელი ტიპი წარმოიქმნება დამოკიდებულია არასტაბილურობაზე და ქარის პირობებზე ატმოსფეროს სხვადასხვა ფენებში (ქარის დაყოფა). ერთუჯრედიანი ჭექა-ქუხილი გარემოში წარმოქმნის დაბალ ვერტიკალურ ქარის დაყოფას და გრძელდება მხოლოდ 20-30 წუთი. ორგანიზებული ჭექა-ქუხილი და ჭექა-ქუხილის ხაზები შეიძლება უფრო ხანგრძლივად გაგრძელდეს, ვინაიდან ისინი გარემოში ქმნიან მნიშვნელოვან ვერტიკალურ ქარის ჭრას, რაც ეხმარება უფრო ძლიერად აწევაში, ასევე ცუდი ამინდის სხვადასხვა ფორმებს. სუპერუჯრედული არის ყველაზე ძლიერი ჭექა-ქუხილი, რომელიც უმეტესად ასოცირდება დიდ სეტყვასთან, ძლიერ ქარებთან და ტორნადოს წარმოქმნასთან.

ლატენტური სითბოს გათავისუფლება კონდენსაციისგან გადამწყვეტია მნიშვნელოვან კონვექციასა და თითქმის არაკონვექციურს შორის. ის ფაქტი, რომ ჰაერი ზოგადად ცივია ზამთრის თვეებში, და ამიტომ ვერ დაიკავებს იმდენ წყლის ორთქლს და ასოცირდება ლატენტურ სითბოსთან, განაპირობებს იმას თუ რატომ არის მნიშვნელოვანი კონვექცია (ჭექა-ქუხილი) იშვიათი უფრო ცივ ადგილებში ამ პერიოდის განმავლობაში.

საზღვრები და მამოძრავებელი (გამომწვევი) ძალები

მიუხედავად იმ ფაქტისა, რომ ატმოსფეროში შეიძლება იყოს ფენა, რომელსაც აქვს CAPE-ს დადებითი სიდიდე, თუ მასა არ აღწევს ან იწყებს ასვლას ამ დონეზე, ყველაზე მნიშვნელოვანი კონვექცია, რომელიც ჩნდება FCL-ში არ რეალიზრება. ეს შეიძლება მოხდეს მრავალი მიზეზით. ძირითადად, ეს არის ხუფის შედეგი ან კონვექციური დაყოვნების (CIN/CIHN) შედეგი. პროცესები, რომლებმაც შეიძლება აღმოფხრვას ეს დაყოვნება არის დედამიწის ზედაპირის გაცხელება და ძალვა. ასეთი ძალური მექანიზმები ხელს უწყობს ვერტიკალური სიჩქარის ზრდას, რაც ხასიათდება სიჩქარით, რომელიც შედარებით დაბალია იმაზე რაც გვხვდება ჭექა-ქუხილის დროს. ამის გამო, ჩვეულებრივ ჰაერი არ იწევა მის LFC-მდე, რომელიც „გაარღვევს“ დაყოვნებას, არამედ აძლიერებს გაცივებას ადიაბატურად. ამან შესაძლოა წინააღმდეგობა გაუწიოს ან „აღმოფხვრას“ ტემპერატურის ზრდა სიმაღლით, რომელიც წამოდგენილია ხუფის ინვერციისას.

ძალური მექანიზმები, რომლებმაც შესაძლოა გამოიწვიოს დაყოვნება არის ისინი, რომლებიც ქმნიან გარკვეული სახის მასის ევაკუაციას ატმოსფეროს ზემო ნაწილებში ან ჭარბ მასას ატმოსფეროს დაბალ დონეებზე, რომელიც გამოიწვევდა ზემოდონის დივერჰენციას ან დაბალი დონის კონვერჰენციას, შესაბამისად. ამას ხშირად მოჰყვება ზემოთ მიმავალი ვერტიკალური მოძრაობა. განსაკუთრებით, წინა ცივი ქარი, ზღვის/ტბის ბრიზი, გამდინარე საზღვარი ან ძალური დინამიკა ატმოსფეროში, როგორიცაა ქვაბულები, რბილტალღოვანიც და ძლიერტალღოვანიც.

სირთულეები, რომლებიც დაკავშირებულია მკაცრ ნოტიო კონვექციასთან

ტივტივი არის ჭექა-ქუხილის (უამინდობის) ზრდის მიზეზი და ეს აუცილებელია ნებისმიერი მკაცრი საფრთხისათვის ჭექა-ქუხილის დროს. არსებობს სხვა პროცესები, რომლებიც ყოველთვის არ არის თერმოდინამიკური და რომლებსაც შეუძლიათ გაზარდონ აღმასვლის ძალა. მათ შორისაა განახლებული როტაცია, დაბალი დონის კონვერგენცია (შერწყმა) და მასების გამოთავისუფლება ზემო ნაკადიდან ძლიერი ზემო დონის ქარებისა და რეაქტიული ნაკადების გავლით.

სეტყვა

მთავარი სტატია: სეტყვა

სხვა ნალექების მსგავსად კუმულაონის ღრუბლებში სეტყვა იწყება წვიმის წვეთებად. წვეთების გაჩენის და ტემპერატურის ნულზე დაბლა დაცემით, ისინი გარდაიქცევიან ძალიან ცივი წყალის სახით და იყინებიან კონდენსაციის ბირთვთან კონტაქტში. სეტყვების ურთიერთგადაკვეთა ჰქმნის ხახვის მსგავს სტრუქტურას. ეს ნიშნავს, რომ ყინვის ბურთები შედგება სქელი და ნახევრად გამჭვირვალე ფენებისგან, რომლებიც ცვალებადია ფენებით, რომელიც არის თხელი, თეთრი და გაუმჭვირვალე. ადრე არსებული თეორიის მიხედვით სეტყვა გამოწვეული იყო მრავალჯერ არმასვლით და დაღმასვლით, როდესაც ხვდებოდა ტენიან ზონაში და იყინებოდა ზემოთ ასვლისას. ეს ზემოთ-ქვემოთ მოძრაობა ითვლებოდა, რომ იყო სეტყვის შემდგომი ფენების მიზეზი. ახალი კვლევის მიხედვით (თეორიის და სფეროს კვლევის საფუძველზე) გამოვლინდა რომ ეს მაინცდამაინც მართალი არ არის.

ქარიშხალი, ზემოთ მიმართული ქარის სიჩქარით 180 კილომეტრი საათში (100 mph), იწვევს სეტყვის წარმოქმნას ღრუბლის თავზე. როცა სეტყვა აღმავალი ხაზით მიდის, გაივლის ღრუბლის ადგილებს, სადაც ტენიანობის კონცენტრაცია და ძალიან ცივი წვეთები ცვლის ეთმანეთს. სეტყვის ზრდის კოეფიციენტი იცვლება ტენიანობის და ცივი წყლის წვეთების ცვალებადობიდან გამომდინარე, რომელიც მას ხვდება. ამ წყლის წვეთების ზრდის კოეფიციენტის ზრდა მეორე ფაქტორია სეტყვის ზრდაში. როცა სეტყვა შედის იმ ადგილას სადაც წყლის წვეთების კონცენტრაცია მაღალია, იგი იტაცებს ამ უკანასკნელს და იკავებს ნახევრად გამჭვირვალე ფენას. თუ სეტყვა გადადის იმ ადგილას, სადაც უმეტესად ადგილი აქვს წყლის აორთქლებას, იგი იკიდებს გაუმჭვირვალე თეთრი ყინულის ფენას.

ამასთანავე, სეტყვის სიჩქარე დამოკიდებულია მის პოზიციაზე ღრუბლის სიმაღლის და მისი მასის მიხედვით. ეს განსაზღვრავს სეტყვის განსხვავებული სისქის ფენებს. ცივი წვეთების ზრდის კოეფიციენტი სეტყვაზე დამოკიდებულია ფარდობით სიჩქარეზე ამ წყლის წვეთებს და თავად სეტყვას შორის. ეს ნიშნავს, რომ ზოგადად უფრო დიდი სეტყვები წარმოქმნის გარკვეულ მანძილს უფრო ძლიერი ადგილიდან, სადაც მათ შეუძლია გაიაროს მეტი ზრდის დრო. როცა სეტყვა იზრდება იგი გამოყოფს ფარულ სითბოს, რომელიც მის გარე ფენას ინახავს თხევად ფაზაში. ქვემოთ მიმავალი „სველი ზრდა“, გარე ფენა წებოვანია, ან უფრო წებვადი, ამიტომ ერთი სეტყვა შეიძლება გაიზარდოს სხვა უფრო პატარა სეტყვებთან შეჯახებით, წარმოქმნის უფრო დიდ ერთეულს უსწორმასწორო ფორმით.

სეტყვა აგრძელებს ზემოთ სვლას ჭექა-ქუხილში სანამ მის მასას ზემოთ მიმავალი ჰაერი ვეღარ დაიჭერს. ამას შეიძლება დასჭირდეს სულ მცირე 30 წუთი ქარის ძალიდან გამომდინარე სეტყვის წარმომქმნელ ჭექა-ქუხილში, რომლის ზედა ნაწილი როგორც წესი 10 კილომეტრზე უფრო მაღალია (6.2 მილი). მაშინ იგი მიწისკენ ეშვება და აგრძელებს ზრდას, იგივე პროცესების საფუძველზე, სანამ ღრუბლიდან არ გამოვა. იგი მოგვიანებით გალღვება როცა გაივლის ჰაერში ყინვის ტემპერატურის ზემოთ ტემპერატურაზე.

ამრიგად, ჭექა-ქუხილის უნიკალური ტრაექტორია საკმარისია სეტყვის ფენისმაგვარი სტრუქტურის ასახსნელად. ერთადერთი შემთხვევაა, როდესაც შეგვიძლია განვიხილოთ, რომ მრავალი ტრაექტორია არის მრავალუჯრედულ ჭექა-ქუხილში, სადაც სეტყვა შეიძლება ამოვარდეს „დედა“ უჯრედიდან და შეკავდეს უფრო ინტენსიურ „შვილ უჯრედში“. ეს გარკვეულწილად გამონაკლისი შემთხვევაა.

ჰაერის დაღმავალი დინება

დაღმავალი ჰაერის მასა იქმნება ქვემოთ მომავალი ჰაერის სვეტით, მიწის დონეზე დაცემის შემდეგ ვრცელდება ყველა მიმართულებით და შეუძლია დამაზიანებელი სწორხაზოვანი ქარების წარმოქმნა 240 კილომეტრი საათში სიჩქარით (150 mph), ხშირად წარმოქმნის მსგავს, თუმცა გამორჩეულ ფორმას, რომელსაც იწვევს ტორნადოები. ეს ხდება იმის გამო, რომ დაღმავალი ჰაერის მასების ფიზიკური მახასიათებლები სრულიად განსხვავდება ტორნადოსგან. დაღმავალი ჰაერის მასების დაზიანება ასხივებს ცენტრალური წერტილიდან, იმის გამო რომ დაღმავალი სვეტი ვრცელდება როდესაც გავლენას ახდენს ზედაპირზე, მაშინ როცა ტორნადოს დაზიანება მიემართება კონვერგენტული დაზიანებისკენ, რომელიც შეესაბამება როტაციულ ქარებს. ტორნადოს დაზიანებისა და დაღმავალი ჰაერის დაზიანების გასარჩევად გამოიყენება ტერმინი სწორხაზოვანი ქარები მიკროშხეფების დაზიანებისთვის.

დაღმავალი ჰაერის შხეფები განსაკუთრებით ძლიერი დაღმავალი ჰაერის მასებია. დაღმავალი შხეფები ჰაერში, რომელიც არ შეიცავს ნალექს ან შეიცავს ვირგას, იწოდება როგორც მშრალი დაღმავალი შხეფები; თუ მათ თან ახლავს ნალექი, იწოდება როგორც სველი დაღმავალი შხეფები. დაღმავალი შხეფების უმეტესობა 4 კილომეტრზე ნაკლებია (2.5 მილი) სიგანეზე: მათ ეწოდება მიკრო შხეფები. 4 კილომეტრზე (2.5 მილი) მეტი დაღმავალი შხეფები ზოგჯერ იწოდება როგორც მაკრო შხეფები. დაღმავალი შხეფები შეიძლება გაჩნდეს უფრო დიდ ტერიტორიაზე. უკიდურეს შემთხვევაში, შტორმმა შეიძლება დაფაროს უზარმაზარი ტერიტორია 320 კილომეტრზე (200 მილი) მეტი ფართობით და 1,600 კილომეტრზე (900 მილი) მეტი სიგრძე, რომელიც გრძელდება 12 საათი ან მეტი და ასოცირდება ყველაზე ინტენსიურ სწორხაზოვან ქარებთან, თუმცა გენერატიული პროცესი განსხვავდება უმეტესი დაღმავალი შხეფებისგან.

ტორნადო

მთავარი სტატია: ტორნადო

ტორნადო არის საშიში მბრუნავი ჰაერის სვეტი, რომელიც ეხება როგორც მიწის ზედაპირს, ისე კუმულაონის ღრუბლის საფუძველს (ჭექა-ქუხილის ღრუბელი) ან კუმულა ღრუბელს, იშვიათ შემთხვევებში. ტორნადო ჩნდება ბევრი ზომის, თუმცა როგორც წესი ჰქმნის ხილულ კონდენსაციის ძაბრს, რომლის ყველაზე ვიწრო დაბოლოება აღწევს დედამიწას და გარშემორტყმულია ნამსხვრევების და მტვრის ღრუბლით.

ტორნადოს ქარის სიჩქარე საშუალოდ საშუალოდ 64 კმ/სთ-სა (40 მილი/სთ) და 180 კმ/სთ-ს (110 მილი/სთ) შორის ვარირებს. ისინი დაახლოებით 75 მეტრი (246 ფუტი) სიგანისაა და გაშლამდე გადიან რამდენიმე კილომეტრს. ზოგიერთ მათგანს შეუძლია მიაღწიოს 480 კმ/სთ (300 მილი/სთ) ქარის სიჩქარეს და 1.6 კმ (0.99 მილი) სიგანეზე გაიშალოს. ამასთანავე დედამიწასთან კონტაქტით 100 კმ-ზე (62 მილი) გავრცელდეს.

ტორნადოები, მიუხედავად იმისა, რომ ყველაზე დესტრუქციული ამინდის პანორამას წარმოადგენენ, ზოგადად ხანმოკლეა. ხანგრძლივი ტორნადო როგორც წესი გრძელდება არაუმეტეს ერთი საათისა, თუმცა ზოგიერთი ცნობილია, რომ 2 საათს ან მეტხანს გაგრძელებულა (მაგ: სამი შტატის ტორნადო). მათი შედარებით მოკლე ხნით გაგრძელებისა, ცოტა რამეა ცნობილი ტორნადოების წარმოქმნაზე და ფორმაციას.

გაზომვა

ატმოსფეროში კონვექციის პოტენციალი ხშირად იზომება ატმოსფერული ტემპერატურის/ნისლის წერტილის პროფილით სიმაღლესთან. ეს ხშირად აისახება Skew-T სქემაზე ან მსგავს თერმოდინამიკურ დიაგრამაზე. ის შეიძლება გრაფიკზე დატანილ იქნეს, გაიზომოს აკუსტიკური ანალიზით, რომელიც აგზავნის რადიოზონდს, რომელიც მიკრულია ბალონზე ატმოსფეროში, რათა სიმაღლეზე აიღოს ზომები. პროგნოზის მოდელებმა შეიძლება ასევე შექმნას ეს დიაგრამები, თუმცა ნაკლებ ზუსტია მოდელის უზუსტობის და განსხვავებების გამო და აქვთ ნაკლები სპატიური რეზოლუცია. თუმცა, ამინდის დროებითი გადაწყვეტის მოდელის აკუსტიკა უფრო დიდია ვიდრე პირდაპირი გაზომვებით, სადაც წინას შესაძლოა ჰქონდეს ინტერვალები ყოველ 3 საათამდე პერიოდით და უკანასკნელს მხოლოდ ერთი 2 დღეში (თუმცა როდესაც კონვექციური მოვლენა მოსალოდნელია, განსაკუთრებული აკუსტიკა შეიძლება გასცდეს ჩვეულებრივ განრიგს 00Z-დან 12Z-მდე).

სხვა მოსაზრებები პროგნოზთან დაკავშირებით

ატმოსფერული კონვექცია შეიძლება ასევე პასუხისმგებელი იყოს და გავლენა ჰქონდეს ამინდის სხვა პირობებზე. რამდენიმე მაგალითი უფრო მცირე მასშტაბის შკალით შეიძლება მოიცავდეს: კონვექცია, რომელიც ერთმანეთში ურევს პლანეტის სასაზღვრო ფენას და საშუალებას აძლევს უფრო მშრალ ჰაერს დაეშვას ზედაპირზე, ისე რომ ამცირებს ნისლის წერტილებს, ჰქმნის კუმულუსის ტიპის ღრუბლებს, რომლებმაც შეიძლება შეზღუდოს მზის სინათლის მოცულობა, გაზრდის რა ზედაპირზე ქარებს, შექმნის გამდინარე საზღვრებს/და სხვა უფრო მცირე საზღვრებს უფრო დიფუზიურად და მშრალი ხაზის აღმოსავლეთით გავრცელებას იწვევს დღის განმავლობაში. უფრო დიდ შკალაზე ჰაერის ზემოთ სვლამ შეიძლება გამოიწვიოს ზედაპირის დაბალზე არსებული მასების გათბობა, რომლებიც ხშირად გვხვდება უდაბნოს სამხრეთ-დასავლეთში.

იხილეთ ასევე

ატმოსფერული თერმოდინამიკა

კონვექციური შტორმის გამოვლენა