Earth
Конвективна гроза
Дивіться, як літній день будує грозу над прерією: сонце гріє землю, перемішаний шар поглиблюється вздовж сухої адіабати й вгризається в затримувальний шар над собою, а піднімана частинка — суха до рівня конденсації, потім насичена вздовж псевдоадіабати — показує свої CAPE і CIN на табло зондування поруч із небом. Купчасті хмари гарної погоди тримаються біля основи хмар — близько 125 м висоти на кожен кельвін дефіциту точки роси, — доки терміки не пронесуть частинку за рівень вільної конвекції; тоді вежа росте зі швидкістю струменя — висхідного потоку із залученням, значно слабшого, ніж sqrt(2 CAPE) за замкненою формулою, — і розтікається ковадлом на рівні рівноваги. Її дощ запускає холодний низхідний потік, чий фронт поривів душить комірку. Посильте затримувальний шар — і гроза так і не прийде; висушіть повітря вгорі — і витічний потік стане холоднішим.
Що відбувається
Зондування 9:00: 24 °C біля землі, 6,5 К/км до затримувальної інверсії завтовшки 300 м на 1,8 км, яка на 2,5 К тепліша, ніж дав би вертикальний градієнт, вище — 7 К/км до тропопаузи на 12 км, ще вище — ізотермія; 1000 гПа біля землі, гідростатичний тиск за замкненою формулою. Потік явного тепла 400 Вт/м² о 13:00 (схід о 6:00, захід о 20:00) нагріває перемішаний шар, що йде за сухою адіабатою g/cp від температури поверхні до перетину з профілем зондування; його тепловміст ρ·cp·∫(T − T_morning)dz дорівнює підведеному теплу. Приземна частинка (точка роси 17 °C) піднімається сухою до свого точного рівня конденсації, потім уздовж псевдоадіабати з тиском пари за Мерфі–Купом, RK4 через кожні 100 м; B = g·(Tp − Te)/Te дає LFC, EL, CAPE і CIN. Струмінь d(w²/2)/dz = B − g·f·q_c − 2ε·w²/2 стартує з конвективною швидкістю w* = (g·h·H/(ρ·cp·T))^(1/3); гроза починається, коли струмінь проносить частинку за LFC і вище рівня −10 °C зі швидкістю 1 м/с або більше. Потім вежа росте зі швидкістю струменя, ковадло розтікається на EL зі швидкістю π·a²·w_EL у шарі завтовшки 2 км (a = 2,5 км), потік конденсату ρ·w·q_c наповнює хмару; через десять хвилин після того, як вежа проходить −10 °C, дощ досягає землі, нагрів припиняється, а хмарна вода зменшується як dW/dt = C − W/τ при τ = top/(8 м/с), половина її — дощем; холодний витічний потік душить висхідний потік через один час падіння. Насичений низхідний потік із 3 км дає DCAPE, холодний купол і фронт поривів √(2·g′·500 м); блискавки відповідають частоті Прайса–Рінда за висотою верхньої межі хмари.
Що спробувати
Дивіться, як затримувальний шар тримається на початку дня, а купчасті хмари поглиблюються; порівняйте CAPE, CIN і основу хмар із правилом 125 м/К; поставте залучення на нуль і порівняйте висхідний потік із √(2 CAPE); посилюйте затримувальний шар, доки гроза не перестане приходити; висушіть повітря вгорі й дивіться, як витічний потік стає холоднішим.
Модель та її обмеження
Теорія частинки з одновимірним струменем і плитою перемішаного шару: без поправки на віртуальну температуру, без льоду, без зсуву вітру, без розділеної динаміки хмари й без електричної моделі — вежа, ковадло, смуга дощу й блискавки малюються за числами частинки, а частота спалахів — емпіричний закон Прайса–Рінда. Одна звичайна комірка, задушена власним витічним потоком; перемішаний шар зберігає ранкове відношення суміші. Числа стосуються цього ідеалізованого дня.
Рівняння модуля
Рівняння ρ·cp·∫(T − T_m) dz = ∫H dt, T = T_s − (g/cp)·z below h dT/dp = (R_d·T/p + L·r_s/(p − e_s))/(cp + L·∂r_s/∂T), B = g·(T_p − T_e)/T_e d(w²/2)/dz = B − g·f·q_c − 2ε·w²/2, w_EL = √(w0² + 2·(CAPE − CIN)) at ε = f = 0 dW/dt = ρ_b·w_b·q_c − W/τ, DCAPE = ∫ g·(T_e − T_d)/T_e dz, c = √(2·g′·h)
