대기 대류

Atmospheric convection
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뇌우 유형 및 단지에 유리한 조건입니다. (예: 축 레이블에서) 나타나는 기술 용어 및 약어는 전단, AGL,[clarification needed] CAPE [clarification needed]및 BR(대량 Richardson [number])[jargon][citation needed]입니다.

대기 대류는 대기 중의 소포-환경 불안정성(온도차층)의 결과입니다.[jargon] 건조한 공기 덩어리와 습한 공기 덩어리 내에서 다른 소멸 속도는 불안정을 초래합니다.[jargon] 낮 동안 공기가 섞이면 행성 경계층의 높이가 [jargon]확장되어 바람이 증가하고 구름이 쌓이며 표면 이슬점이 감소합니다. 습한 공기 덩어리를 포함하는 대류는 뇌우 발달로 이어지며, 이는 종종 전 세계적으로 심각한 날씨의 원인이 됩니다. 뇌우로 인한 특별한 위협으로는 우박, 다운버스트, 토네이도 등이 있습니다.

개요

대류를 설명하는 데 사용되는 몇 가지 일반적인 대기 불안정의 전형이 있습니다.[according to whom?] 대류를 설명하는 데 필요하지만 충분하지 않은 조건은 환경 소멸률(높이에 따라 온도가 감소하는 속도)이 상승하는 공기 덩어리가 경험하는 소멸률보다 더 가파른 것입니다.[clarification needed][citation needed]

이 조건이 충족되면, 상향 변위된 항공 소포는 부력이 되어 더 높은 상승력을 경험할 수 있습니다. 부력 대류는 자유 대류(LFC) 수준에서 시작되며, 그 위에서 공기 소포가 양의 부력으로 자유 대류층(FCL)을 통해 상승할 수 있습니다. 평형 레벨(EL)에서는 부력이 음으로 변하지만, 소포의 수직 운동량은 부력이 부력이 소포를 정지로 감속시키는 최대 소포 레벨(MPL)까지 운반할 수 있습니다. 소포의 수직 변위에 대한 부력력을 통합하면 잠재적으로 부력이 있는 공기의 킬로그램당 사용 가능한 에너지 줄인 대류 가능 위치 에너지(CAPE)가 산출됩니다. CAPE는 이상적인 원액 소포의 상한이며, CAPE의 두 배의 제곱근은 단순한 운동 에너지 방정식에 기초하여 상승기류의 열역학적 속도 한계라고 불리기도 합니다.

그러나 이러한 부력가속도 개념은 대류를 지나치게 단순화한 시각을 제공합니다. 항력은 부력에 대항하는 반대의 힘이므로,[1] 낙하하는 물체의 말단 속도와 같이 힘의 균형 하에서 소포 상승이 발생합니다. 부력은 환경 공기로 소포를 희석시키는 들뜸에 의해 감소될 수 있습니다. 이러한 과정에 대한 보다 심층적인 수학적 설명은 CAPE, 부력 및 소포 링크를 참조하십시오.

대기 대류는 표면 근처에서 500hPa 수준 이상으로 확장될 때 깊이라고 불리며, 일반적으로 200hPa 정도의 대류권에서 멈춥니다.[citation needed] 대부분의 대기 깊은 대류는 해들리 순환의 상승 분기로서 열대 지방에서 발생하며 겨울 중위도에는 거의 없는 표면과 상층 대류권 사이의 강력한 국소 결합을 나타냅니다. 바다에서의 대응물(물기둥 아래로 향하는 깊은 대류)은 몇몇 장소에서만 발생합니다.[2][3]

개시

열 기둥(thermal column)은 지구 대기의 낮은 고도에서 상승하는 공기의 수직 단면입니다. 열은 태양 복사로 인한 지구 표면의 불균일한 가열에 의해 생성됩니다. 태양은 땅을 따뜻하게 하고, 이것은 다시 땅 위의 공기를 따뜻하게 합니다. 따뜻한 공기가 팽창하여 주변의 공기 덩어리보다 밀도가 낮아져 열저점을 만들어냅니다.[4][5] 더 가벼운 공기의 질량은 증가하고, 그렇게 함에 따라 더 낮은 고도의 압력에서 팽창하기 때문에 냉각됩니다. 주변 공기와 같은 온도로 식으면 상승이 멈춥니다. 열과 관련된 것은 열 기둥을 둘러싼 아래쪽 흐름입니다. 아래로 이동하는 외부는 열 상단에서 더 차가운 공기가 이동하기 때문에 발생합니다. 대류로 인한 또 다른 날씨 영향은 바닷바람입니다.[6][7]

뇌우

주 기사: 뇌우
뇌우의 삶의 무대.

따뜻한 공기는 시원한 공기보다 밀도가 낮아서 뜨거운 공기 풍선과 비슷하게 시원한 공기 [8][better source needed]안에서 따뜻한 공기가 올라갑니다.[citation needed] 더 시원한 공기 안에서 수분을 운반하는 비교적 따뜻한 공기가 상승하면서 구름이 형성됩니다. 습한 공기가 올라감에 따라, 그것은 상승하는 공기 주머니의 일부 수증기를 응결시킵니다.[9] 수분이 응결되면 기화 잠열로 알려진 에너지를 방출하여 상승하는 공기 패킷이 주변 공기보다 더 적게 냉각되어 [10][better source needed]구름의 상승을 계속합니다. 대기 중에 충분한 불안정이 존재한다면, 이 과정은 번개와 천둥을 지원하는 적란운이 형성될 만큼 충분히 오래 지속될 것입니다. 일반적으로 뇌우가 형성되기 위해서는 습기, 불안정한 기단, 그리고 상승력(열)의 세 가지 조건이 필요합니다.

유형에 상관없이 모든 뇌우는 발달단계, 성숙단계, 소멸단계의 세 단계를 거칩니다.[11][better source needed] 평균적인 뇌우의 지름은 24km(15마일)입니다. 대기 중에 존재하는 조건에 따라 이 세 단계를 거치는데 평균 30분이 걸립니다.[12]

종류들

뇌우에는 단전지, 다중전지, 스콜라인(멀티셀라인이라고도 함), 슈퍼셀의 네 가지 주요 유형이 있습니다. 어떤 유형의 형태는 대기의 여러 층("윈드 전단")에서의 불안정성과 상대적인 바람 조건에 따라 달라집니다. 단일 셀 뇌우는 낮은 수직 윈드 시어 환경에서 형성되며 20-30분만 지속됩니다. 조직화된 뇌우 및 뇌우 클러스터/라인은 상당한 수직 윈드 시어 환경에서 형성되기 때문에 더 긴 수명 주기를 가질 수 있으며, 이는 다양한 형태의 혹독한 날씨뿐만 아니라 더 강력한 상승기류의 개발에 도움이 됩니다. 슈퍼셀은 뇌우 중 가장 강한 것으로, 가장 일반적으로 큰 우박, 강풍, 토네이도 형성과 관련이 있습니다.

응축으로 인한 잠열 방출은 상당한 대류와 거의 대류가 없는 사이의 결정 요인입니다. 겨울 동안 공기가 일반적으로 더 시원하기 때문에 수증기와 관련된 잠열을 많이 보유할 수 없기 때문에 이 기간 동안 더 시원한 지역에서 대류(폭풍우)가 거의 발생하지 않습니다. 썬더스노우는 강제 메커니즘이 매우 가파른 환경 소멸률을 지원하는 한 가지 상황으로, 앞서 언급한 바와 같이 선호되는 대류의 원형입니다. 천둥번개가 치는 순간에 공기에서 방출되는 잠열의 양이 적고 수분을 응축하는 것도 이러한 대류 전위를 높이는 역할을 합니다. 뇌우에는 구강학적, 공기량, 정면학적 세 가지 유형도 있습니다.

경계와 강제

대기 중에 CAPE의 양의 값을 갖는 층이 존재할 수 있지만, 소포가 그 수준에 도달하지 않거나 상승하기 시작하면 FCL에서 발생하는 가장 중요한 대류는 실현되지 않습니다. 이는 여러 가지 이유로 발생할 수 있습니다. 주로 캡 또는 대류 억제(CIN/CINH)의 결과입니다. 이러한 억제를 잠식할 수 있는 과정은 지구 표면의 가열과 강제력입니다. 이러한 강제 메커니즘은 뇌우 상승기류에서 발견되는 속도보다 상대적으로 낮은 속도를 특징으로 하는 수직 상승 속도를 장려합니다. 이 때문에 실제 LFC로 밀려오는 공기가 억제를 "파열"하는 것이 아니라 오히려 강제력이 억제를 단열적으로 식혀줍니다. 이는 캡핑 반전 동안 존재하는 높이로 온도 상승을 상쇄하거나 "침식"합니다.

억제의 침식을 초래할 수 있는 강제 메커니즘은 대기의 상층부에서 일종의 질량 대피를 만들거나 대기의 저층부에서 잉여 질량을 만들어 각각 상층의 발산 또는 하층의 수렴을 초래할 수 있습니다. 수직 방향으로 위로 이동하는 경우가 많습니다. 구체적으로, 한랭 전선, 바다/호수 바람, 유출 경계 또는 단파 및 장파 모두와 같은 대기의 와류 역학(차등 양의 와류 진화)을 통한 강제력. 아지구영양 및 초지구영양 흐름을 유발하는 코리올리 및 압력 구배력의 불균형을 통한 제트 연속 역학도 상향 수직 속도를 생성할 수 있습니다. 상향 수직 속도가 생성될 수 있는 수많은 다른 대기 설정이 있습니다.

심한 심습성 대류현상에 대한 우려

부력은 뇌우 성장의 핵심이며 뇌우 내의 심각한 위협에 필요합니다. 반드시 열역학적인 것은 아니지만 드래프트 강도를 높일 수 있는 다른 공정이 있습니다. 여기에는 상승기류 회전, 저준위 수렴, 그리고 강한 상승기류와 제트 기류를 통해 상승기류의 상단 밖으로 질량이 대피하는 것이 포함됩니다.

우박

주 기사: 우박
우박축
우박이 포함된 심한 뇌우는 특징적인 녹색을 나타낼 수 있습니다.[13]

적란운의 다른 강수와 마찬가지로 우박은 물방울로 시작됩니다. 물방울이 올라가고 온도가 영하로 내려가면서 과냉각수가 되어 응축핵과 접촉하면 얼게 됩니다. 커다란 우박석을 통과하는 단면은 양파 같은 구조를 보여줍니다. 이것은 우박이 얇고, 하얗고, 불투명한 층들과 번갈아 가며 두껍고 반투명한 층들로 만들어졌다는 것을 의미합니다. 이전의 이론에 따르면 우박은 여러 번의 하강과 상승을 겪었고, 그것들이 상승하면서 습도 영역으로 떨어지고 다시 얼었습니다. 이 위아래 움직임은 우박석의 연속적인 층에 책임이 있다고 생각되었습니다. (이론과 현장 연구에 기초한) 새로운 연구는 이것이 반드시 사실은 아니라는 것을 보여주었습니다.

바람의 속도가 시속 180킬로미터(시속 110마일)에 이르는 폭풍의 상승기류는 형성 중인 우박을 구름 위로 날려보냅니다.[14] 우박석이 상승하면서 구름의 지역으로 이동하는데, 이 지역은 습도와 과냉각 물방울의 농도가 다양합니다. 우박이 만나는 습도와 과냉각 물방울의 변화에 따라 우박의 성장 속도가 달라집니다. 이러한 물방울의 부착 속도는 우박석 성장의 또 다른 요인입니다. 우박이 물방울이 많은 지역으로 이동하면 후자를 포착하여 반투명층을 획득합니다. 우박이 수증기가 많이 나오는 지역으로 이동하면 불투명한 흰색 얼음 층을 얻게 됩니다.[15]

또한, 우박의 속도는 구름의 상승기류에서의 위치와 질량에 따라 달라집니다. 이것은 우박석 층의 다양한 두께를 결정합니다. 과냉각 물방울이 우박석에 부착되는 속도는 이러한 물방울과 우박석 자체 사이의 상대적인 속도에 따라 달라집니다. 이것은 일반적으로, 더 큰 우박은 성장하는[15] 더 많은 시간을 보낼 수 있는 더 강한 상승기류로부터 어느 정도 거리를 형성할 것이라는 것을 의미합니다. 우박이 성장함에 따라 그것은 잠열을 방출하고, 이것은 그것의 외부를 액체 상태로 유지합니다. '습윤 성장'을 거치는 동안, 바깥층은 끈적이거나 더 접착력이 있어서, 하나의 우박이 다른 작은 우박들과 충돌하여 성장하여 불규칙한 모양의 더 큰 개체를 형성할 수 있습니다.[16]

우박은 더 이상 그 질량이 상승기류에 의해 지탱될 수 없을 때까지 뇌우 속에서 계속해서 상승할 것입니다. 이것은 우박을 생성하는 뇌우에서 상승기류의 힘에 기초하여 최소 30분이 걸릴 수 있으며, 그 위의 높이는 보통 10킬로미터(6.2마일) 이상입니다. 그런 다음 동일한 프로세스를 기반으로 클라우드를 떠날 때까지 계속 성장하면서 지상으로 떨어집니다. 나중에 영하의 온도[17] 이상으로 공기 중으로 통과하면서 녹기 시작할 것입니다.

따라서 뇌우 속에 있는 독특한 궤적은 우박석의 층과 같은 구조를 설명하기에 충분합니다. 우리가 여러 궤적을 논의할 수 있는 유일한 경우는 다세포 뇌우에서 우박이 "어머니" 세포의 꼭대기에서 분출되어 더 강렬한 "딸 세포"의 상승기류에 포획될 수 있습니다. 그러나 이것은 예외적인 경우입니다.[15]

다운버스트

텍사스주 갤버스턴 멕시코만 상공의 적란운
다운버스트

다운버스트는 지면에 도달한 후 사방으로 퍼져나가 시속 240km(150mph) 이상의 손상되는 직선풍을 생성할 수 있는 가라앉는 공기 기둥에 의해 생성되며, 종종 토네이도에 의해 발생하는 것과 유사하지만 구별할 수 있는 피해를 만듭니다. 다운버스트의 물리적 특성이 토네이도의 물리적 특성과 완전히 다르기 때문입니다. 다운버스트 피해는 지표면에 충격을 줄 때 하강하는 기둥이 퍼지면서 중심점에서 방사되는 반면, 토네이도 피해는 회전하는 바람과 일치하는 수렴 피해를 지향하는 경향이 있습니다. 토네이도 피해와 다운버스트 피해를 구분하기 위해 마이크로버스트 피해에 직선풍이라는 용어를 적용합니다.

다운버스트는 특히 뇌우로 인한 강한 다운드래프트입니다. 강수가 없거나 처녀막이 포함된 공기 중의 다운버스트를 건식 다운버스트라고 하며,[18] 강수와 동반된 것을 습식 다운버스트라고 합니다. 대부분의 다운버스트는 범위가 4킬로미터(2.5마일) 미만입니다. 이를 마이크로버스트라고 합니다.[19] 폭이 4킬로미터(2.5마일)보다 큰 다운버스트를 매크로버스트라고 부르기도 합니다.[19] 다운버스트는 넓은 지역에서 발생할 수 있습니다. 극단적인 경우, 데레초는 폭 320킬로미터(200마일) 이상, 길이 1,600킬로미터(990마일) 이상의 거대한 지역을 커버할 수 있고, 최대 12시간 이상 지속되며, 가장 강한 직선 바람과 관련이 있지만,[20] 대부분의 다운버스트와는 생성 과정이 다소 다릅니다.[citation needed]

토네이도

주 기사: 토네이도
2007년 매니토바주 엘리를 강타한 F5 토네이도.

토네이도는 지구의 표면과 적란운(썬더운)의 기저부에 모두 접촉하는 위험한 회전하는 공기 기둥 또는 드물게 적란운입니다. 토네이도는 다양한 크기로 존재하지만 일반적으로 가장 좁은 끝이 지구에 도달하고 파편과 먼지 구름으로 둘러싸인 눈에 보이는 응결 깔때기를 형성합니다.[21][non-primary source needed]

토네이도의 풍속은 일반적으로 시속 64km(40mph)에서 180km(110mph) 사이입니다. 지름이 약 75미터(246피트)이고 몇 킬로미터를 이동한 후 소멸됩니다. 일부는 시속 480km(300mph)를 초과하는 풍속에 도달하고, 1.6km(0.99마일) 이상 뻗어 있을 수 있으며, 100km(62마일) 이상 지면과 접촉을 유지할 수 있습니다.[22][23][24]

토네이도는 가장 파괴적인 기상 현상 중 하나임에도 불구하고 일반적으로 수명이 짧습니다. 일반적으로 오래 지속되는 토네이도는 1시간을 넘지 않지만, 일부 토네이도는 2시간 이상 지속되는 것으로 알려져 있습니다(예를 들어, Tri-state Tornado). 상대적으로 짧은 기간 때문에 토네이도의 발생과 형성에 대한 정보는 덜 알려져 있습니다.[25]

일반적으로 크기와 강도를 기준으로 하는 사이클론은 불안정 역학이 다릅니다. 가장 불안정한 방위각 파수는 큰 사이클론일수록 높습니다.[26][non-primary source needed]

측정.

대기 중 대류 가능성은 높이가 있는 대기 온도/유점 프로파일로 측정되는 경우가 많습니다. 이 값은 종종 Skew-T 관리도 또는 기타 유사한 열역학 다이어그램에 표시됩니다. 이는 측정된 소리 분석을 통해 표시할 수 있습니다. 이것은 풍선에 부착된 라디오손데를 대기로 보내 높이로 측정하는 것입니다. 예측 모델은 이러한 다이어그램을 생성할 수도 있지만 모델 불확실성과 편향성으로 인해 정확도가 낮고 공간 해상도가 낮습니다. 그러나 예측 모델 사운드의 시간적 해상도는 직접 측정보다 크며, 전자는 최대 3시간 간격으로 플롯을 가질 수 있고, 후자는 하루에 2개만 가질 수 있습니다(대류 이벤트가 예상되는 경우 00Z와 12Z의 일반 일정을 벗어난 특별한 사운드를 취할 수 있음).[27]

기타 예측 우려 사항

대기 대류는 또한 여러 다른 기상 조건에 영향을 미치고 영향을 미칠 수 있습니다. 규모가 작은 몇 가지 예는 다음과 같습니다. 대류는 행성 경계층(PBL)을 혼합하고 표면으로 공기를 더 건조하게 하여 이슬점을 감소시켜 소량의 햇빛을 제한할 수 있는 적란형 구름을 생성하고 표면 바람을 증가시키며 유출 경계를 더 확산시킵니다. 그리고 낮 동안에 건조선의 동쪽으로 전파됩니다. 더 큰 규모로, 공기의 상승은 따뜻한 중심부 표면의 낮은 온도로 이어질 수 있으며, 이는 종종 남서쪽 사막에서 발견됩니다.

참고 항목

참고문헌

  1. ^ 개요 chapterflame.org 2008년 10월 6일 Wayback Machine에서 아카이브됨
  2. ^ Jones, Helen. "Open-ocean deep convection".
  3. ^ 이러한 해양 대류는 대기보다 동적으로 덜 중요하지만 전 세계적으로 바다의 가장 낮은 층에 차가운 물이 존재하는 원인입니다.[citation needed]
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