เรียนรู้

เสถียรภาพแนวตั้งของบรรยากาศ

การก่อตัวของเมฆและหยาดน้ำฟ้า เป็นผลส่วนใหญ่จากการเคลื่อนที่แนวดิ่งในบรรยากาศ บางครั้งการเคลื่อนที่เหล่านี้มองเห็นด้วยตาเปล่า ขณะที่เฝ้ามองการก่อตัวของเมฆในท้องฟ้า บางเวลาการเคลื่อนที่แนวดิ่งอาจเกิดขึ้นได้โดยปราศจากเมฆ การเคลื่อนที่แนวดิ่งในบรรยากาศโดยปกติมีขนาดเล็กกว่าการเคลื่อนที่ทางระดับมาก แม้กระนั้นเมื่อมันแผ่ขยายเป็นบริเวณกว้างหรือเมื่อมันก่อตัวดีแล้ว ผลของมันก็มีความสำคัญมาก ปรากฏการณ์ลมฟ้าอากาศที่เปลี่ยนแปลงเกิดขึ้นจากการเคลื่อนที่แนวดิ่ง ลมกระโชกเป็นบางแห่งที่ผิดปกติและช่วงลมสงบอาจเกิดขึ้นในช่วงเวลา 2 สามวินาที การไหลขึ้นและไหลลงของอากาศอย่างรุนแรงอาจเกิดขึ้นต่อเนื่องกันได้เป็นเวลาหลายนาทีระหว่างวันที่มีพายุฝนฟ้าคะนอง บางครั้งเกิดขึ้นเป็นบริเวณกว้างแต่เคลื่อนไหวช้าลงและอาจอยู่ได้ครั้งละหลายๆ วัน เนื่องจากผลของระบบลมฟ้าอากาศสเกลใหญ่ การเคลื่อนที่เหล่านี้สัมพันธ์กับ เสถียรภาพในแนวดิ่ง (vertical stability) ของบรรยากาศและจะต้องศึกษาว่ามันเกิดขึ้นได้อย่างไร

กระบวนการอะเดียแบติกในอากาศ

กระบวนการอะเดียแบติก เกิดขึ้นโดยปราศจากการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม เช่น การเปลี่ยนในปริมาตรหรือความกดของอนุภาคเล็กๆ ของ ก๊าซ อาจเกิดขึ้นโดยปราศจากกระแสความร้อนเข้าไปในหรือออกมาจากอนุภาค การเปลี่ยนแปลงความกดบรรยากาศที่เกิดขึ้นชั่วคราวส่วนมากเป็นอะเดียแบติกหรือเกือบจะเป็นอะเดียแบติกด้วยเหตุผล 3 อย่าง อย่างแรก อากาศเป็นตัวนำความร้อนที่เลว อย่างที่ 2 การผสมของอนุภาคของอากาศกับสิ่งแวดล้อมโดยปกติเกิดขึ้นช้า ๆ อย่างที่สาม กระบวนการแผ่รังสีทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงที่น้อยมากระหว่างช่วงที่เกิดขึ้นชั่วคราว อนุภาคของอากาศที่ยังไม่อิ่มตัวอาจขยายตัวตามอะเดียแบติกเมื่อมันลอยตัวขึ้นและเข้าไปในแถบความกดอากาศต่ำกว่าที่อยู่เบื้องบน ในการกระทำเช่นนั้นอากาศจะเย็นลงตาม อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติกของอากาศแห้ง (dry adiabatic อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงการเย็นลงเนื่องจากการขยายตัวทางอะเดียแบติกนี้อยู่ในอัตราประมาณ 10องศาเซลเซียส/กิโลเมตร โดยสมมติว่าอากาศยังคงไม่อิ่มตัว

 ในการที่ใช้ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติกของอากาศแห้ง (D.A.L.R) ก็เพราะการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิตามอะเดียแบติกซึ่งเกิดขึ้นในอากาศที่ยังไม่อิ่มตัวนั้น มีค่าใกล้เคียงกับที่เกิดขึ้นในอากาศแห้งมาก อย่างไรก็ตาม เป็นเรื่องสำคัญที่ควรบันทึกว่าอากาศชื้น ต้องยังไม่อิ่มตัวหากจะนำอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติกของอากาศแห้งมาใช้ บางครั้งอากาศชื้นอาจอิ่มตัวได้เนื่องจากเย็นลงจึงต้องใช้ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก ที่แตกต่างกัน หากอนุภาคของอากาศที่อิ่มตัวแล้วยังคงลอยขึ้นแล้วขยายตัวต่อไป การเย็นลงตามอะเดียแบติกของอากาศที่อิ่มตัวแล้วนำไปสู่การกลั่นตัวของไอน้ำเป็นจำนวนมาก และเมฆก็เริ่มก่อตัวความร้อนแฝงจะถูกปล่อยออก และจะขัดขว้างการเย็นลงตามอะเดียแบติกเนื่องจากการขยายตัวได้บางส่วน

หากอากาศอิ่มตัวแล้ว อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูง จะน้อยกว่า อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติกของอากาศแห้ง อากาศที่อิ่มตัวแล้วจะเย็นลงตาม ความอิ่มตัวขงอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก

ค่าของ ความอิ่มตัวขงอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก (S.A.L.R.) ขึ้นอยู่กับความกดและอุณหภูมิ เหตุผลที่ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิก็คือ อากาศจะมีความชื้นได้มากขึ้น หากอุณหภูมิสูงขึ้นความร้อนแฝงจะถูกปล่อยออกมากขึ้นทำให้ลดอัตราการเย็นลง ดังนั้น จึงเป็นไม่ได้ที่จะกล่าวถึง ความอิ่มตัวขงอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก แต่เพียงอัตราเดียว ตาราง 1 แสดงค่าบางค่าในความกดและอุณหภูมิที่แตกต่างกัน

ตาราง 1 ความอิ่มตัวขงอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก

 ในบางตัวอย่างจะต้องใช้ค่าของ 5 องศาเซลเซียส/กิโลเมตร สำหรับ ความอิ่มตัวขงอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก ตารางนี้เพียงเพื่อความสะดวกเท่านั้น เนื่องจากสภาพทีแท้จริงต้องนำมาพิจารณาตามสภาพการณ์โดยเฉพาะ

อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูง

 ในบทที่ 2 กล่าวด้วยเรื่องการแบ่งชั้นแนวดิ่งของบรรยากาศโดยถือตามอุณหภูมิ การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิเหล่านี้หมายถึงสภาพเฉลี่ยในบรรยากาศ แต่ละวันในตำบลที่ใด ๆ การกระจายแนวดิ่งของอุณหภูมิตามสูงแตกต่างจากสภาพเฉลี่ยเหล่านี้ ด้วยเหตุผลดังนี้เจ้าหน้าที่ตรวจอากาศจึงปล่อยบอลลูนซึ่งผูกเครื่องวิทยุหยั่งอากาศ (Radiosonde) ขึ้นไป ในบรรยากาศสูงๆ โดยวิธีนี้จะสามารถหาความกด อุณหภูมิ และความชื้นในชั้นต่างๆ ของบรรยากาศได้ ความรู้เกี่ยวกับกระจายแนวดิ่งของอุณหภูมิช่วยให้นักอุตุนิยมวิทยาสามารถหา อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม ที่ระดับต่างๆ ได้ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม จึงเป็นอัตราของการลดอุณหภูมิตามสูง อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม (E.L.R.) มีค่าเป็นบวกหากอุณหภูมิลดลงตามสูงในทางตรงกันข้าม หากอุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามสูงตลอดชั้นของบรรยากาศ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม จะมีค่าเป็นลบ และกล่าวด้วยว่า อุณหภูมิหักกลับ เกิดขึ้น อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม อาจมีค่ามากกว่า เท่ากับหรือน้อยกว่า อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติกของอากาศแห้ง สำหรับอนุภาคเล็กๆ ของอากาศที่ยังไม่อิ่มตัวที่เคลื่อนตัวในแนวดิ่งผ่านบรรยากาศ มันอาจจะแตกต่างกัน ความอิ่มตัวขงอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก ของอนุภาคของอากาศที่อิ่มตัวแล้วในการเคลื่อนที่แนวดิ่งได้เหมือนกัน ความแตกต่างระหว่าง อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม กับ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก สำหรับอนุภาคของอากาศนำไปสู่เหตุการณ์ที่สำคัญในบรรยากาศ

เสถียรภาพ (Stability)

 หากแรงที่กระทำบนวัสดุสมดุลกันมันจะหยุดนิ่ง และกล่าวได้ว่าอยู่ใน state of equilibrium วัตถุในสถานะสมดุลแสดงอาการแตกต่างกัน เมื่อมันถูกทำให้เคลื่อนที่เพียงเล็กน้อยจากสภาพสมดุล บ้างมีแนวโน้มที่จะเข้าหาสภาพเริ่มต้น ในกรณีเช่นนั้นถือว่าวัตถุอยู่ใน stable equilibrium บ้างมีแนวโน้มทีจะเคลื่อนห่างออกไปจากสภาพเริ่มต้น วัตถุเช่นนั้นได้รับการพิจารณาว่าอยู่ใน unstable equilibrium กรณีสามที่อาจเกิดขึ้นได้ วัตถุอาจมีแนวโน้มที่จะไม่กลับไปสู่สภาพเริ่มต้นและไม่เคลื่อนห่างออกไป คงอยู่ในสถานะใหม่ เช่นนี้เรียกว่าเป็น neutral equilibrium

 รูปที่ 10.1 แสดงแบบต่างๆ กันสามแบบของสมดุลของวัตถุทรงกลมซึ่งวางอยู่บนผิวพื้นที่มีรูปร่างแตกต่างกัน รูป 1 States of equilibrium

10.4 Parcel Method Stability

 วิธีการหนึ่งที่จะหาว่าการเคลื่อนที่แนวดิ่งกำลังเกิดขึ้น ในบรรยากาศหรือไม่ อยู่ที่การพิจารณาการเคลื่อนที่แนวดิ่งของอนุภาคเล็กๆ ของอากาศ โดยครั้งแรกสมมุติว่าอนุภาคอยู่ในสถานะสมดุล และแรงที่กระทำได้สมดุล

 แล้วให้การเคลื่อนที่แนวดิ่งเล็กๆ เคลื่อนขึ้น หากมันมีแนวโน้มที่จะกลับมายังสภาพเริ่มต้นของมัน มันต้องอยู่ใน stable equilibrium ในพฤติกรรมเหล่านี้ บรรยากาศกล่าวได้ว่าอยู่ใน Stable บันทึกว่าใน บรรยากาศเสถียร การเคลื่อนที่แนวดิ่ง อาจขาดไปหรืออยู่ในวงจำกัด เช่นการก่อตัวแนวดิ่งของเมฆอยู่ในวงจำกัดในแถบ stable ของบรรยากาศ ในบางสถานะ บรรยากาศไม่เสถียร เกิดขึ้น มันจะเกิดขึ้นหากอนุภาคเล็ก ๆ ของอากาศยังลอยตัวขึ้นไปหลังจากได้รับการเคลื่อนที่ขึ้นเพียงเล็กน้อย การเคลื่อนที่ในแนวดิ่งและใน บรรยากาศไม่เสถียร หากอากาศอิ่มตัวเมฆจะแผ่ออกไปในระดับสูงมาก หนทางที่สามก็คือ neutral บรรยากาศ ไม่มีแนวโน้มสำหรับอากาศที่จะเคลื่อนขึ้นหรือลงจากตำแหน่งใหม่ของมัน ในแต่ละกรณีของสามกรณีเหล่านี้ทิศทางของการเคลื่อนที่แนวดิ่งของอนุภาคเคลื่อนที่ของอากาศจะขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของมันสูงกว่าหรือต่ำกว่าสิ่งแวดล้อมคืออากาศที่อยู่ล้อมรอบหรือไม่ ดังนั้นบรรยากาศ stable unstable หรือ neutral ขึ้นอยู่กับการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิที่เกิดขึ้นตามสูง จะต้องพิจารณาสถานะสำหรับอากาศที่ยังไม่อิ่มตัว และที่อิ่มตัวแล้วทีละคราว

10.5 การเคลื่อนที่แนวดิ่งทียังไม่อิ่มตัว

 มาพิจารณา ส่วนของบรรยากาศซึ่งความชื้นสัมพันธ์อยู่ต่ำกว่า 100% มากๆ และดังนั้นอากาศจึงยังไม่อิ่มตัว สมมุติว่าอุณหภูมิผิวพื้นเป็น 20 องศาเซลเซียส มาพิจารณา อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม ที่แตกต่างกันสามอัตรา 1) สมมุติว่า อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม (E.L.R.) เป็น 8 องศาเซลเซียส/กิโลเมตร รูป 10 .2 แสดง การกระจายของอุณหภูมิถึงความสูง 3 กิโลเมตร เหนือผิวโลก

รูป 10 .2 A บรรยากาศเสถียร for Unsaturated Air

พิจารณาอนุภาคของบรรยากาศในสถานะสมดุลใกล้ผิวโลก parcel อุณหภูมิ เป็น 20 องศาเซลเซียส เท่ากับอุณหภูมิสิ่งแวดล้อม สมมุติว่ามันเคลื่อนที่ถึงความสูง 1 กิโลเมตร หากมันขยายตัวและเย็นลงตามอะเดียแบติกการเย็นลงจะเป็นอัตราประมาณ 10 องศาเซลเซียส/กิโลเมตร คือที่ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติกของอากาศแห้ง (D.A.L.R.) หากท่านดูรูป 2 อีกครั้ง ท่านจะสังเกตเห็นว่าที่ความสูง 1 กิโลเมตร อุณหภูมิอนุภาคเป็น 10 องศาเซลเซียส ขณะที่อุณหภูมิสิ่งแวดล้อมเป็น 12 องศาเซลเซียส ดังนั้นอนุภาคจึงเย็นกว่าอากาศที่อยู่แวดล้อมอยู่ 2 องศาเซลเซียส หากมันมีความหนาแน่นมากกว่าสิ่งแวดล้อมที่ระดับนั้น อนุภาคของอากาศจะจมลงไปอยู่ที่ตำบลที่เริ่มต้น ระหว่างการจมมันจะถูกบีบ และสมมุติว่าเกิดขึ้นตามอะเดียแบติกอุณหภูมิของมันจะขึ้น 10 องศาเซลเซียส เพื่อจะถึงค่าเริ่มต้นที่ 20 องศาเซลเซียส ระหว่างเหตุการณ์ข้างบน อนุภาคของอากาศเคลื่อนขึ้นจากตำบลที่สมดุลของมัน แล้วกลับมาหาตำบลที่เริ่มต้นของมัน และดังนั้นมันจะต้องอยู่ใน stable equilibrium ดังนั้น บรรยากาศเสถียร จึงเกิดขึ้นในสถานะข้างบน จงสังเกตว่า อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม เป็น 8 องศาเซลเซียส/กิโลเมตร ซึ่งต่างจากอัตราของการเย็นลงของอนุภาคของอากาศซึ่งเป็น 10 องศาเซลเซียส/กิโลเมตร คือที่ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติกของอากาศแห้ง (D.A.L.R.)

 สำหรับ บรรยากาศเสถียร

E.L.R < D.A.L.R—————-(10.1)

 หากอนุภาคของอากาศยังคงไม่อิ่มตัว

2) สมมุติว่า อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม เป็น 11 องศาเซลเซียส/กิโลเมตร รูป 3 แสดงการกระจายของอุณหภูมิไปยังความสูง 3 กิโลเมตร เหนือผิวโลก

รูป 3 An บรรยากาศไม่เสถียร for Unsaturated Air

 ในกรณีนี้ อนุภาคของอากาศจะถึงระดับ 1 กิโลเมตรที่อุณหภูมิ 10 องศาเซลเซียส อีกครั้งหนึ่ง อย่างไรก็ตามมันยังอุ่นกว่าสิ่งทีอยู่ล้อมรอบอยู่ 1 องศาเซลเซียส เนื่องจากอุณหภูมิสิงแวดล้อมที่ 1 กิโลเมตรเพียง 9 องศาเซลเซียส เป็นผลทำให้มันมีความหนาแน่นน้อยกว่าอากาศทีอยู่ล้อมรอบและจะถูกดันให้ลอยขึ้นไปอีกเรื่อยๆ ดังนั้นจึ่งเป็นกรณี Unstable equilibrium ดังนั้น บรรยากาศไม่เสถียร จึงเกิดขึ้นในสถานะนี้ จงสังเกตว่าสำหรับ บรรยากาศไม่เสถียร

E.L.R > D.A.L.R—————-(10.2)

 หากอนุภาคของอากาศยังคงไม่อิ่มตัว

3) สมมุติว่า อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม เป็น 10 องศาเซลเซียส/กิโลเมตร รูป 4 แสดงสถานะ ซึ่งอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม เป็น 10 องศาเซลเซียส/กิโลเมตรคือเท่ากับ D.A.L.R. ในกรณีนี้ อนุภาคเคลื่อนที่ของอากาศที่ 1 กิโลเมตรจะอยู่ที่อุณหภูมิเดียวกับสิ่งแวดล้อม ดังนั้นจึงมีแนวโน้มที่จะคงอยู่ในตำแหน่งใหม่ neutral บรรยากาศ จึงเกิดขึ้นภายใต้สภาพเหล่านี้

รูป 4 A Neutral บรรยากาศ for Unsaturated Air

สำหรับ neutral บรรยากาศ

E.L.R = D.A.L.R.——————-(10.3)

หากอนุภาคของอากาศยังคงไม่อิ่มตัว ในการอภิปรายข้างบน พูดถึงเฉพาะการเคลื่อนขึ้นในแนวดิ่ง คือ ลอยขึ้นเท่านั้น ในมุมบน ของแต่ละไดอะแกรม ท่านจะสังเกตเห็นว่า การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิซึ่งเกิดขึ้นระหว่างการเคลื่อนลงแนวดิ่งจาก 3 กิโลเมตร มายัง 2 กิโลเมตร คือจมลง ระหว่างการจมลง อนุภาคของอากาศจะอุ่นขึ้นตาม อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติกของอากาศแห้ง ท่าน จะต้องตรวจสอบด้วยตัวของท่านเองว่าเหตุการณ์ต่อไปนี้เกิดขึ้น

หาก E.L.R.<D.A.L.R. อนุภาคจะกลับไปที่ระดับ 3 กิโลเมตร (บรรยากาศเสถียร)

 E.L.R.>D.A.L.R. อนุภาคจะจมลงต่อไป (บรรยากาศไม่เสถียร)

 E.L.R.=D.A.L.R. อนุภาคจะคงอยู่ที่ 2 กิโลเมตร (Neutral บรรยากาศ)

10.6 การเคลื่อนที่แนวดิ่งของอากาศอิ่มตัว

หากอนุภาคของอากาศอิ่มตัวแล้ว การปล่อยออกของความร้อนแฝงจะลดอัตราของการเย็นลงเมื่อมันขยายตัวตามอะเดียแบติกดังนั้นจะใช้ ความอิ่มตัวขงอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก (S.A.L.R.) ที่เหมาะสมแทน อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติกของอากาศแห้ง ค่าของ ความอิ่มตัวขงอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก เปลี่ยนตามอุณหภูมิและความกด แต่ท่านอาจสมมุติว่ามันมีค่า 5 องศาเซลเซียส/กิโลเมตร ในแบบฝึกหัดนี้ทดลองด้วยของท่านเองว่าอะไรจะเกิดขึ้นเมื่ออุณหภูมิผิวพื้นเป็น 20 องศาเซลเซียส และ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม (E.L.R.) เป็น 4 องศาเซลเซียส/กิโลเมตร ครั้งแรกให้อนุภาคเคลื่อนที่แนวดิ่ง จากผิวพื้นถึงความสูง 1 กิโลเมตร และศึกษาผลที่เกิดขึ้น ต่อมาหาว่าอะไรจะเกิดขึ้นแก่อนุภาคของอากาศที่อิ่มตัวแล้ว หากมันถูกดันให้จมจาก 3 กิโลเมตรถึงระดับ 2 กิโลเมตร ซ้ำแบบฝึกหัดสำหรับ E.L.R. = 8 องศาเซลเซียส/กิโลเมตร และ E.L.R. = 5 องศาเซลเซียส/กิโลเมตร แล้วท่านจะต้องสามารถสร้างความสัมพันธ์ดั้งต่อไปนี้ 1) บรรยากาศเสถียร : E.L.R. < S.A.L.R. 2) บรรยากาศไม่เสถียร : E.L.R. > S.A.L.R. 3) Neutral บรรยากาศ : E.L.R. = S.A.L.R. (สำหรับอนุภาคที่อิ่มตัวแล้วของอากาศ)

10.7 Conditional Instability

หากท่านพิจารณาสถานะซึ่ง อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม เป็น 8 องศาเซลเซียส./กิโลเมตร ท่านจะสังเกตว่า E.L.R. < D.A.L.R. แต่ E.L.R. > S.A.L.R. ดังนั้นบรรยากาศจึง stable สำหรับอนุภาคมี่ไม่ยังอิ่มตัวของอากาศ ในทางตรงกันข้ามมันจะ unstable หากมันอิ่มตัวแล้ว สภาพเช่นนี้เรียกว่า conditional instability มันอาจเกิดขึ้นสำหรับ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม เช่นนี้ S.A.L.R. < E.L.R. < D.A.L.R.

10.8 Summary of เสถียรภาพในแนวดิ่ง

 ความรู้ใน Stability ของอนุภาคของอากาศที่หยุดนิ่งเป็นการบอกที่เป็นประโยชน์ของสิ่งที่อาจเกิดขึ้นในการเคลื่อนที่แนวดิ่ง เนื่องจากอนุภาคถูกสมมุติให้อยู่กับที่ในชั้นแรก ความเข้าใจนี้มักจะหมายถึง static stability

 ในหัวข้อก่อนนี้ได้สมมุติว่าอนุภาคของอากาศถูกกำหนดให้เคลื่อนที่แนวดิ่งเพียงเล็กน้อย แล้วมันเคลื่อนเข้าไปในแถบที่มีความกดต่างกันและปริมาตรของมันเปลี่ยนแปลง แล้วสมมุติว่าไม่มีความร้อนเพิ่มเข้าหรือออกจากอนุภาคของอากาศคือมันขยายตัวหรือหดตัวภายใต้สภาพอะเดียแบติก ในการศึกษากระบวนการทางบรรยากาศ ส่วนมากสำหรับช่วงเวลาประมาณหนึ่งวัน เป็นสมมุติฐานที่มีเหตุผลว่ามันเป็นอะเดียแบติกด้วยเหตุผล 2 อย่าง 1) อากาศเป็นตัวนำความร้อนที่เลว 2) การผสมของอนุภาคกับสิ่งที่อยู่ล้อมรอบเป็นไปได้ช้า อย่างไรก็ตาม ในบางสถานการณ์ผสมของอากาศกับสิ่งที่อยู่ล้อมรอบอาจสำคัญ ยกตัวอย่างระหว่างการก่อตัวของเมฆ cumuliform เช่นเมฆคิวมูโลนิมบัส อากาศที่อยู่ล้อมรอบอาจถูกดูดเข้าไปในแถบของอากาศที่กำลังลอยตัวขึ้น เรียกว่า entrainment และการผสมของอากาศจะเกิดขึ้นระหว่างกระบวนการนี้ นักอุตุนิยมวิทยาใช้วิธีการพิเศษของการศึกษา stability ของบรรยากาศในแถบซึ่ง entrainment มีความสำคัญ ไม่แต่เพียงทำให้การถ่ายเทความร้อนเกิดขึ้นเท่านั้น แต่ยังทำให้มีการเปลี่ยนความจุความชื้นของอากาศในทางที่อาจสูงขึ้นได้ เขายังยอมรับเอาการเปลี่ยนแปลงอย่าง non-อะเดียแบติก ของอุณหภูมิ หากเขาต้องการที่จะคาดคะเนการเคลื่อนที่ในแนวดิ่งสำหรับช่วงเวลาที่นานกว่ายี่สิบ 4 ชั่วโมง กระบวนการ non-อะเดียแบติก รวมเอาการได้รับหรือการสูญเสียความร้อนโดยการแผ่รังสีเข้าด้วยกัน โดยทั่วไปอย่างไรก็ตาม ท่านจะพบว่าวิธีการอนุภาคของการหา static stability จะจัดเตรียมคำแนะนำที่เป็นประโยชน์ต่อสิ่งที่อาจเกิดขึ้นของการเคลื่อนที่แนวดิ่ง จะเป็นประโยชน์มากที่สุดระหว่างช่วงเวลาสั้น ซึ่งติดตามการสิ้นสุดของ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม จากการตรวจวิทยุหยั่งอากาศ (Radiosonde) ได้บันทึกว่าคุณสมบัติ 2 อย่าง หา stability ของบรรยากาศ ได้อย่างกว้างขว้างระหว่างกระบวนการชั่วคราว 1) การเปลี่ยนอุณหภูมิตามสูงในสิ่งแวดล้อม อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม (E.L.R.) 2) การเปลี่ยนอุณหภูมิตามสูงของอนุภาคของอากาศขณะที่ลอยขึ้น หรือจมลง ในกรณี 2) ใช้ dry aticadiac อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูง (D.A.L.R.) หากอนุภาคของอากาศยังไม่อิ่มตัว หากอากาศอิ่มตัวแล้วก็จำเป็นต้องใช้ ความอิ่มตัวขงอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก (S.A.L.R.) ตามที่เหมาะสม ดังนั้นอำจสรุปสิ่งที่อำจเกิดขึ้นได้ต่อไปนี้ 1) หาก E.L.R. < D.A.L.R. บรรยากาศจะ stable ตลอดไป 2) หาก S.A.L.R. < E.L.R. < D.A.L.R. บรรยากาศจะ stable สำหรับอากาศที่ยังไม่ อิ่มตัว แต่ unstable สำหรับอากาศที่อิ่มตัว คือ conditional instability เกิดขึ้น 3) หาก E.L.R. > D.A.L.R. บรรยากาศจะ unstable ตลอดไป ในกรณี E.L.R. = S.A.L.R. หรือ D.A.L.R. neutral stabilityจะเกิดขึ้น

10. 9 Lifting การควบแน่น Level

มาพิจารณาอนุภาคเล็กๆ ของอากาศที่ยังไม่อิ่มตัวซึ่งถูกดันในบรรยากาศ ขณะที่มันลอยขึ้นมันจะเย็นลงตาม อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติกของอากาศแห้ง (D.A.L.R.) หากการเคลื่อนที่ยังดำเนินต่อไปอนุภาคจะเย็นลงถึงขั้นซึ่งมันอิ่มตัว การเย็นลงต่อไปอีกจะเป็นเหตุให้การกลั่นตัว (คือการก่อตัวของเมฆ) เริ่มขึ้น ระดับนี้เรียกว่า lifting การควบแน่น level หากศึกษาการเคลื่อนที่ของอนุภาคของอากาศที่อยู่เหนือ lifting การควบแน่น level ต้องพิจารณาว่ามันเย็นลงด้วยอัตราที่ช้าลง เนื่องจากความจริงที่ว่าการปล่อยออกความร้อนแฝง

ขัดขวางการเย็นลงตามอะเดียแบติกลงบางส่วน แล้วเปรียบเทียบ ความอิ่มตัวขงอัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก (S.A.L.R.) กับ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม (E.L.R.) ซึ่งหาได้จากการตรวจ rediosonde

10.10 Atmospheric กระแสอากาศปั่นป่วน

หากท่านตรวจสอบการลากเส้นของ anemograph ท่านจะสังเกตเห็นว่าลมผิวพื้นมักจะประสบการแกว่งไกวที่รวดเร็วและผิดปกติทั้งความเร็วและทิศทาง การแกว่งไกวเหล่านี้แสดงว่ากระแสอากาศปั่นป่วนตาม eddies เป็นอันมากที่เกิดขึ้นในแถบใกล้ผิวโลก เป็นการยากที่จะหาโครงสร้างที่แท้จริงของ eddies เหล่านี้ แต่มันผิดปกติมากโดยเฉพาะแกนการหมุนของมันอาจเอียงทางหนึ่งทางใด Degree of กระแสอากาศปั่นป่วน ได้ถูกพบว่าขึ้นอยู่กับจำนวนของปัจจัย เช่น ความเร็วลม ความขรุขระของผิวพื้น อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม และอื่นๆ นักอุตุนิยมวิทยามักจำแนก กระแสอากาศปั่นป่วน ออกเป็น 2 ชนิด ) กระแสอากาศปั่นป่วนเชิงอุณหภูมิ (thermal turbulence) 2) กระแสอากาศปั่นป่วนเชิงกล (mechanical turbulenceเกิดจากกระแสอากาศมีแรงเสียดทาทนจากลักษณะภูมิประเทศ

กระแสอากาศปั่นป่วนเชิงอุณหภูมิ เป็นผลจากกระแสพาความร้อนในแนวดิ่งที่เกิดขึ้นโดยการรับความร้อนที่ผิวพื้น การรับความร้อนนี้อาจเป็นผลจาก insolation บนแผ่นดิน บางครั้งมันยังเกิดขึ้นเมื่อมวลเย็นของอากาศเคลื่อนผ่านเหนือแผ่นดินหรือผิวหน้า น้ำทะเลที่ร้อนกว่าด้วย ขณะที่อุณหภูมิสูงขึ้นใกล้ผิวโลก อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม จะเพิ่มขึ้น ผลสุดท้ายอากาศจะ unstable และกระแสพาความร้อนในแนวดิ่งจะเป็นส่วนของโครงสร้างแห่งความปั่นป่วน ใน convectiveเมฆ โดยเฉพาะใน พายุฝนฟ้าคะนอง ความร้อนแฝงจะถูกปล่อยออกที่ระดับความสูงของเมฆ และพลังงานนี้กระทำให้เกิด updrafts และ downdrafts แทนการเคลื่อนไหวแบบ eddy ที่ใหญ่โต เหล่านี้จะทำให้ eddies เป็นจำนวนมากทยอยกันเกิดในขนาดที่แตกต่างกัน

กระแสอากาศปั่นป่วนเชิงอุณหภูมิ หรือ convection ไม่นำไปสู่การก่อตัวของเมฆเสมอไปในแถบที่ร้อนและแห้งแล้งความชื้นของบรรยากาศต่ำเกินไปที่การกลั่นตัวจะเกิดขึ้นกระนั้น กระแสอากาศปั่นป่วน ก็อาจมีมากในแถบเหล่านี้ เครื่องบินได้รับความกระทบกระเทือนแม้จาก กระแสอากาศปั่นป่วน ซึ่งเรียกว่า bumpiness ในบางท้องที่ผลของ กระแสอากาศปั่นป่วน จะสังเกตเห็นได้หากพายุฝุ่นก่อตัวขึ้น ชนิดสำคัญอื่นๆ ของ กระแสอากาศปั่นป่วน เรียกว่า กระแสอากาศปั่นป่วนเชิงกล หรือเรียกว่า กระแสอากาศปั่นป่วนจากแรงเสียดทาน แผ่เป็นบริเวณกว้างเนื่องจากความขรุขระของผิวโลก กระแสอากาศปั่นป่วน จะแรงขึ้นโดยกระแสของอากาศเหนืออาคาร ต้นไม้ ภูเขา และอื่นๆ และยังเกิดขึ้นได้โดย wind shear ของไหลที่สัมผัสกับขอบเขตที่อยู่กับที่ถือว่าตัวมันหยุดนิ่ง อย่างไรก็ตามทั่วทั้ง ชั้นแรงเสียดทาน ความเร็วเฉลี่ยเพิ่มขึ้นตามระยะทางจากขอบเขต จนกระทั่งถึงทางลมอิสระที่ไม่ถูกต้านทาน smooth or laminar flow เกิดขึ้นหากความเร็วของทางลมอิสระต่ำเพียงพอ สำหรับของไหลที่กำหนดและชนิดของขอบเขต อย่างไรก็ตาม เมื่อความเร็วอิสระเกินขีดจำกัด กระแสก็จะล้มเหลวเป็น กระแสอากาศปั่นป่วน motion eddies ก็จะเกิดขึ้นใกล้ขอบเขตและพัดออกไปในทางลม ชั้นแรงเสียดทาน จะลึกมากขึ้นใน กระแสอากาศปั่นป่วน flow ยิ่งกว่าใน laminar flow Eddies ที่เกิดจาก กระแสอากาศปั่นป่วนเชิงกล อาจหมุนรอบแกนได้ทุกทิศทาง มีแนวโน้มที่จะก่อตัวง่ายกว่าหากความเร็วลมสูง หรือหาก อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม ใหญ่ ระแสอากาศปั่นป่วนเชิงกล มีแนวโน้มที่จะต่ำลงเหนือทะเลเปิดหรือพื้นดินที่เรียบ สภาพลมอ่อนหรือลมสงบ และ บรรยากาศเสถียร จะชักนำให้ กระแสอากาศปั่นป่วนเชิงกล ลดลง รูปที่รุนแรงมากของ กระแสอากาศปั่นป่วน อาจเกิดขึ้นในอากาศโปร่งที่ระดับสูงในบรรยากาศ เรียกว่า clear air กระแสอากาศปั่นป่วน มันมักจะเป็นอันตรายต่อเครื่องบินที่บินในแถบเหล่านี้ ผลของชนิดต่างๆ ของ กระแสอากาศปั่นป่วน ในบรรยากาศจะถูกอภิปรายในรายละเอียดมากยิ่งขึ้นในขั้นต่อไป

10.11 อุณหภูมิหักกลับ

 อุณหภูมิสิ่งแวดล้อมมักจะลดลงตามสูงในชั้นโทรโพสเฟียร์ อย่างไรก็ตาม บางครั้งอุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามสูง ซึ่งเรียกว่า อุณหภูมิหักกลับ หรือเรียกง่ายๆ ว่าชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) บางครั้งชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) อาจเกิดจากระดับพื้นดินขึ้นไป ซึ่งเรียกว่า surfaceชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) บางโอกาสชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) เกิดขึ้นในชั้นซึ่งอยู่เหนือผิวโลก เรียกว่า upperชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion)

 รูป 5 แสดงภาพผลที่เกิดขึ้นทั้ง 2 อันเหล่านี้ จุด A เป็นฐานของชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) และจุด B แทนยอด ในกรณีของ surfaceชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ฐานอยู่ที่ระดับพื้นดิน

รูป 5 Surface and Upperชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) (a) SURFACEชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) (b) UPPERชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) อุณหภูมิหักกลับ อาจเกิดขึ้นได้หลายวิธี กระบวนการ 4 อย่างต่อไปนี้ถือว่าสำคัญ 1) การแผ่รังสี 2) กระแสอากาศปั่นป่วน 3) Subsidence 4) แนวปะทะอากาศal Development

10.12 การแผ่รังสีชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion)

การแผ่รังสีชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) อาจก่อให้เกิด surfaceชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ในเวลากลางคืนผิวโลกเย็นลงโดยการแผ่รังสี หากการเย็นลงต่อเนื่องกันนานพอ อากาศใกล้ผิวโลกจะเย็นลงกว่าบรรยากาศที่อยู่เหนือขึ้นไป surfaceชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ก็จะก่อตัวขึ้นใกล้พื้นดิน (ดูรูป 5 (a) ) ด้วยลมสงบหรือลมอ่อนมาก การเย็นลงของอากาศจะแผ่ขึ้นไปข้างบนตลอดความสูงเพียงเล็กน้อยเรียกว่า shallowชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion)

อุณหภูมิที่ผิวพื้นอาจจะต่ำมากและ shallow surfaceชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) อาจจะเด่นชัด ซึ่งเรียกว่า strongชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ในคืนที่ปราศจากเมฆและมีลมเล็กน้อย การแผ่รังสีชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) จะเกิดขึ้น หมอกตอนเช้าตรู่ (การแผ่รังสีหมอก) อาจก่อตัวขึ้น หากอากาศประกอบด้วยความชื้นเพียงพอ ในบางสถานะ frosts อาจเกิดขึ้น ในกรณีเหล่านี้ อากาศมีความชื้นน้อยและ การแผ่รังสี อาจเกิดขึ้นเร็วกว่า ดังนั้นอุณหภูมิผิวพื้นที่ต่ำกว่าจึงเกิดขึ้น โดยเฉพาะในแถบที่อยู่ในแผ่นดินหลังจากคืนฤดูหนาวที่ปราศจากเมฆอันยาวนาน การแผ่รังสี เกิดจากยอดของเมฆในเวลากลางคืนด้วย ในวิธีนี้ การแผ่รังสีชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) อาจก่อตัวในบรรยากาศเหนือผิวโลกมากๆ

 10.13 กระแสอากาศปั่นป่วนชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion)

กระแสอากาศปั่นป่วน มักจะมีส่วนช่วยในการก่อตัวของชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) หากเกิดต่อเนื่องกันนานพอ การผสมที่ทั่วถึงของบรรยากาศจะเกิดขึ้นในชั้นซึ่งมี กระแสอากาศปั่นป่วน ดังนั้น กระแสอากาศปั่นป่วนเชิงกล อาจจะเป็นเหตุให้อากาศเย็นที่ระดับต่ำสุดของ surfaceชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ถูกพาขึ้นไปข้างบน การเย็นลงที่เกิดขึ้นโดยการเย็นลงเนื่องจากการแผ่รังสีอาจแผ่ไปทั่วชั้นที่หนาของบรรยากาศ ดังนั้นยอดของชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) จึงเกิดขึ้นที่ระดับสูงมากกว่า อีกอย่างหนึ่ง หากลมแรงขึ้น กระแสอากาศปั่นป่วน อาจจะแรงขึ้น การผสมจะเป็นเหตุให้อากาศที่เย็นกว่าแผ่กว้างไปทั่วชั้นที่หนากว่าได้มาก เป็นผลให้มีการต่ำลงเล็กน้อยของอุณหภูมิ และชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ก็ไม่เกิดขึ้น แสดงให้เห็นว่ากำลังของลมและ กระแสอากาศปั่นป่วน ที่เป็นผลเนื่องมาต้องอยู่ระหว่างเขตจำกัด หาก surfaceชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ที่ลึกเกิดขึ้น บางครั้ง กระแสอากาศปั่นป่วน อาจก่อให้เกิด upperชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ใน กระแสอากาศปั่นป่วน layers อากาศถูกนำลงมาและได้รับความร้อนโดยการบีบทางอะเดียแบติกในเวลาเดียวกัน อากาศจากระดับต่ำกว่าได้ถูกยกตัวขึ้นและเย็นลงเป็นผลจากการขยายตัวตามอะเดียแบติกหลังจากเวลาใดเวลาหนึ่ง อากาศทั้งหมดใน กระแสอากาศปั่นป่วน layer จะได้รับการขยายตัวและบีบตัวตามอะเดียแบติกในกระบวนการการผสม อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก จะก่อตัวขึ้นภายในชั้น อากาศที่ก้นจะอุ่นกว่าเดิม ขณะที่อากาศที่ยอดจะเย็นลง เหนือ กระแสอากาศปั่นป่วน layer อุณหภูมิจะไม่ได้รับความกระทบกระเทือนจากการเย็นลงตามอะเดียแบติกเป็นผลให้ กระแสอากาศปั่นป่วนชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ก่อตัวขึ้น รูป 6 แสดงภาพการเปลี่ยนแปลงเหล่านี้ เส้นประแสดงการกระจายอุณหภูมิ

รูป 6 Development of a กระแสอากาศปั่นป่วนชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion)

10.14 Subsidenceชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion)

ในบางแถบของบรรยากาศชั้นทั้งหมดของอากาศที่มีความหนาหลายร้อยเมตรอาจจมหรือทรุดลง กระบวนการนี้อาจเกิดขึ้นเหนือพื้นที่กว้าง และเรียกว่า subsidence ผลอันนี้สัมพันธ์กับ horizontal mass convergence and divergence ซึ่งได้อภิปรายไว้ในหัวข้อ 7.14 convergence มักจะเกิดขึ้นใน upperชั้นโทรโพสเฟียร์ ในเวลาเดียวกับที่ divergcnce เกิดขึ้นที่ใกล้ผิวโลก รูป 7 แสดงให้เห็นว่า subsidence เป็นผลจากกระบวนการเหล่านี้ได้อย่างไร

รูป 7 Subsidence Associated with Convergence and Divergence

ขณะที่อากาศเป็นอันมากไหลออกไปใกล้ผิวโลก มันจะถูกแทนที่โดยอากาศอื่นซึ่งจมลงมาจากเบื้องบน ความเร็วแนวดิ่งที่ลงมาจะมากที่สุดที่ประมาณตอนกลางของชั้นโทรโพสเฟียร์ ที่ระดับสูงกว่าที่อยู่ใต้โทรโปพอสอากาศจะไหลเข้ามาก่อนที่มันจะไหลลงไปยังระดับที่ต่ำกว่า ขณะที่อากาศแผ่ออกไปใกล้ผิวโลก ความหนาของชั้นบรรยากาศที่จมลงจะลดลง ในกรณียอดของชั้นจะจมลงมากกว่าฐาน อากาศที่จมลงจะอุ่นขึ้นเนื่องจากความจริงที่ว่ามันได้รับการบีบตัวตามอะเดียแบติกขณะที่มันถึงแถบที่มีความกดสูงกว่าใกล้ผิวโลก หากยอดของชั้นจมลงมากกว่าฐานมันจะอุ่นมากกว่าฐาน หากยอดของชั้นที่จมลงถึงอุณหภูมิสูงกว่าฐานของมัน subsidenceชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) จะก่อตัวขึ้น Subsidence สัมพันธ์กับบริเวณความกดอากาศสูง (แอนติไซโคลน) convergence เบื้องบนอาจเป็นเหตุให้ความกดสูงขึ้นใกล้ผิวโลก divergence ระดับต่ำอาจเกิดขึ้นในชั้นแรกขณะที่ แรงจากความชันของความกดอากาศ ขับอากาศออกไป อย่างไรก็ตาม แรงโคริโอลิส จะค่อยๆ เพิ่มขึ้นตามความเร็วลม และมีแนวโน้มที่จะสมดุลกับ แรงจากความชันของความกดอากาศ อย่างไรก็ตาม อากาศไม่ไหลรอบเส้นความกดอากาศเท่าอย่างแท้จริง แรงเสียดทาน ทำให้อากาศไหลตัดเส้นความกดอากาศเท่าออกไป และช่วยให้มี divergence ในระดับต่ำ

10.15 อุณหภูมิผกผันที่เกิดจากแนวประทะอากาศ (แนวปะทะอากาศal inversion)

แนวปะทะมวลอากาศ อาจเกิดขึ้นระหว่าง มวลอากาศ ที่มีความหนาแน่นและอุณหภูมิต่างกันได้ หากอากาศอุ่นถูกดันให้ลอยขึ้นเหนืออากาศเย็นในบริเวณ โซนแนวปะทะอากาศ สภาพที่จำเป็นสำหรับการก่อตัวของชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ก็จะปรากฏ เรียกว่า อุณหภูมิผกผันที่เกิดจากแนวประทะอากาศ (แนวปะทะอากาศal inversion) แนวปะทะมวลอากาศ และ อุณหภูมิผกผันที่เกิดจากแนวประทะอากาศ (แนวปะทะอากาศal inversion) จะถูกนำมาอภิปรายในรายละเอียดมากยิ่งขึ้นในขั้นต่อไป อย่างไรก็ตาม จะต้องกล่าวว่านอกจากการสูงขึ้นของอุณหภูมิแล้ว บางครั้งยังมีการเพิ่มขึ้นในความจุไอน้ำที่ อุณหภูมิผกผันที่เกิดจากแนวประทะอากาศ (แนวปะทะอากาศal inversion) ด้วย ในวิธีนี้มันอาจแตกต่างจากแบบอื่นของชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ซึ่งการลดลงอย่างรวดเร็วในความจุความชื้นมักจะตามมากับการสูงขึ้นของอุณหภูมิ

10.16 Effects ofชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion)

Stability ของอากาศในชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) ใหญ่มาก ดังนั้นการเคลื่อนไหวแนวดิ่งจึงถูกขัดขวางและมีแนวโน้มที่สูญสิ้นอย่างรวดเร็ว ความคงอยู่ของชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) มักจะแสดงโดยยอดของเมฆซึ่งถูกป้องกันจากการแผ่ออกไปข้างบน ดังนั้นยอดของมันจึงแผ่ออกภายใต้ฐานของ invesion layer ทำนองเดียวกับ haze จะเกิดขึ้นจาก smoke หรือ dust มักจะจำกัดขอบเขตอยู่ต่ำกว่า อุณหภูมิหักกลับ ผลทางแสงสว่างก็สัมพันธ์กับชั้นอุณหภูมิผกผัน (inversion) การหักหรือการเลี้ยวของแสงสว่างขึ้นอยู่กับอุณหภูมิและความจุ น้ำของอากาศ ในบริเวณของ อุณหภูมิหักกลับ การหักอาจผิดปกติ mirages จะเกิดขึ้นเมื่อลำแสงเลี้ยว ขณะที่มันเดินทางลงมาจากชั้นที่อุ่นของอากาศยังอีกชั้นหนึ่งที่เย็นกว่าข้างล่าง การถ่ายทอดคลื่นวิทยุของความยาวคลื่นที่น้อยกว่า 10 เมตร ก็ได้รับความกระทบกระเทือนโดยการเปลี่ยนแปลงในอุณหภูมิและความจุไอน้ำของชั้นต่างกันของอากาศเหมือนกัน อุณหภูมิหักกลับs และความแตกต่างที่สัมพันธ์กันในความหนาแน่นของชั้นต่างๆ ของอากาศนับว่ามีความสำคัญเป็นพิเศษ เนื่องจากผลของมันบนทางเดินของคลื่นวิทยุที่สั้นกว่าซึ่งใช้ในการถ่ายทอด microwave และใน radar

10.17 Super-อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก

อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูง ที่ใหญ่กว่า dryอะเดียแบติกเรียกว่า super-อะเดียแบติก บรรยากาศเป็น unstable และกระแสแนวดิ่งมักจะเกิดขึ้น เหล่านี้ผสมอากาศและเกลี่ยกระจายความร้อน จนกระทั่ง อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม เท่ากับ อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติกของอากาศแห้ง Super อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงแบบอะเดียแบติก บางครั้งพบภายในชั้นซึ่งยึดขึ้นไปจากพื้นดิน 2 สามเมตร สถานะนี้อาจเกิดขึ้นเมื่อพื้นดินอยู่กลางแจ้งรับแสงแดดอันแรงกล้า และมีสภาพลมอ่อน หรือลมสงบอยู่เป็นประจำ

10.18 Convection การควบแน่น Level

อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม ใกล้ผิวโลกประสบการเปลี่ยนแปลงระหว่างเวลากลางวันกับเวลากลางคืน ได้หาการเปลี่ยนแปลงซึ่งนำไปสู่การเกิด อุณหภูมิหักกลับ ไว้แล้ว ผลอื่น ๆ ที่เกิดขึ้นเนื่องจาก การแผ่รังสีจากดวงอาทิตย์ ให้ความร้อนแก่ผิวโลกขณะที่กลางวันล่วงไป ความร้อนนี้จะถ่ายเทจากพื้นดินไปยังชั้นที่ต่ำกว่าของบรรยากาศ ความลึกของอากาศที่ได้รับความร้อนแสดงโดยความหนาของชั้นซึ่ง อัตราการเปลี่ยนอุณหภูมิตามความสูงในสิ่งแวดล้อม เท่ากับ dryอะเดียแบติกlapser rate รูป 8 แสดงว่าการกระจายของอุณหภูมิเปลี่ยนแปลงได้อย่างไร ขณะที่ dryอะเดียแบติกlapser rate ถูกสร้างขึ้นผ่านชั้นที่ลึกและลึกยิ่งขึ้น

รูป 8 Convection การควบแน่น Level

ขณะที่อุณหภูมิสูงขึ้นระหว่างเวลากลางวัน ผลสุดท้ายจะมาถึงขั้นเมื่อ dryอะเดียแบติกlapser rate ยึดขึ้นไปถึงระดับซึ่ง การควบแน่น เกิดขึ้น แสดงโดยจุด A ในรูป 8 เรียกว่า convection การควบแน่น level อุณหภูมิที่ผิวพื้นเรียกว่า การควบแน่น อุณหภูมิ เมื่ออุณหภูมิผิวพื้นถึง การควบแน่น อุณหภูมิ และ dryอะเดียแบติกlapser rate ยึดขึ้นไปถึง การควบแน่น levelเมฆคิวมูลัส จะก่อตัวขึ้น ฐานของมันจะเกิดขึ้นที่ประมาณระดับนี้ ศึกษา static stability ของบรรยากาศและความสัมพันธ์ของมันต่อการเคลื่อนที่แนวดิ่ง นำไปสู่การทะยอยก่อตัวของเมฆ หากการเคลื่อนที่คงดำเนินต่อไปจนกระทั่งการกลั่นตัวของไอน้ำเกิดขึ้น ในบทต่อไป จะต้องหากระบวนการทางฟิสิกส์ของการก่อตัวของเมฆในรายละเอียดมากยิ่งขึ้น นอกจากนี้ศึกษาปัจจัยต่าง ๆ ซึ่งนำไปสู่การแยกกระจัดกระจายของเมฆด้วย

. . .
บทความล่าสุด : www.mitrearth.org
เยี่ยมชม facebook : มิตรเอิร์ธ – mitrearth

Share: