Alpská planetární mezní vrstva - Alpine planetary boundary layer - Wikipedia

PBL přes hornatý terén (levá strana) vs. rovný terén (pravá strana)

The alpská planetární mezní vrstva je planetární mezní vrstva (PBL) spojené s hornatý regionech. Díky své vysoké prostorové a časové variabilitě je jeho chování složitější než na rovném terénu. Rychle se měnící lokální větrný systém přímo spojený s topografií a variabilní pokryv půdy, který přechází ze sněhu do vegetace, mají významný vliv na růst PBL a znesnadňují předvídání.

Pochopení procesů vyvolávajících změny v horských oblastech PBL má kritické aplikace pro předpovídání transportu znečištění ovzduší,[1] požární počasí a místní intenzivní bouřkové události. Zatímco některé procesy, jako např horské vlny, byly na horských PBL dobře studovány kvůli jejich významu pro letectví, většina chování alpských PBL je relativně neznámá.[2]

Větrné systémy

[3][4]

PBL ve složitém terénu je formován třemi lokálními (nesynoptickými) větrnými systémy vyskytujícími se v různých měřítcích, které úzce souvisí se strukturou topografie. Výšku PBL lze pozorovat pomocí rozhlasové ozvučení, které měří gradienty teploty a vlhkosti nebo LIDAR, který měří zpětné rozptyly aerosolů.[5]

Horské větry

Větrný systém Mountain-Plain je největším fenoménem rozsahu přes celé pohoří.

Denní větrný systém horských plání

Během dne ohřívá přicházející sluneční záření vrchol hory rychleji než pláň a vytváří nahoře střední nízkotlakou zónu. Poté na všechny strany fouká vítr, který stoupá po svahu a sbíhá se nahoře. Zpětný tok nastává ve vzduchu a vrací se zpět dolů do rovin. Přesný opak se děje během noci, kdy se vrchol ochladí rychleji než pláň, což vytváří střední tlakovou zónu vedoucí k větrům přicházejícím z vrcholu hory dolů na pláň. To představuje idealizovanou situaci, protože mnoho komplikací může vzniknout z příčných proudů, vynuceného nebo tlakově řízeného směrování nebo dokonce studené fronty blížící se k horské bariéře.

Větry do údolí

Během dne větry nahoru a v noci větry dolů.

Větry v údolí se nejlépe rozvíjejí za jasných letních dnů a jsou poháněny vodorovnými tlakovými spády. Během dne je údolí teplejší než rovný terén (protože obsahuje menší objem vzduchu přijímajícího stejné množství radiace), což vytváří dolní tlakovou zónu nad údolím, unášející vzduch z rovin až do údolí. Opačný proces nastává v noci, kdy se údolí ochlazuje rychleji a vzduch proudí zpět dolů na pláně.

Svahové větry

Přes den větry a v noci větry dolů.

Svahové větry jsou vytvářeny teplotním gradientem mezi údolím a vzdušnou vrstvou nahoře. Během dne je vzduch nad údolím na svazích teplejší než na dně (v důsledku přímějšího vystavení přicházejícímu záření), což vede k stoupajícím tokům sbíhajícím se na vrcholcích hřebenů (a může vést k tvorbě mraků v závislosti na vlhkosti leteckého balíku). V noci se vzduch nad údolím ochlazuje rychleji než povrch, což vede k pohybu dolů. To znamená, že v noci dochází k teplotní inverzi. Teplota se zvyšuje od dna údolí k vrcholu hřebene a poté se začíná snižovat, pouze když je pozemek bez vlivu topografie. Tento ideální oběh se opět může měnit kvůli složité topografii. Izolaci svahů ovlivňuje odstín, aspekt a faktor pohledu na oblohu, což je část viditelné oblohy nezakrytá reliéfem. Například východní svahy přijímají záření dříve ráno než západní svahy, což ovlivňuje, jak PBL roste s časem a prostorem. Velmi dobrým příkladem sjezdového větru jsou Santa Ana větry, což jsou suché a teplé větry přicházející z Velké pánve a Mohavské pouště až k pobřežní jižní Kalifornii.

Růst PBL v důsledku větrných systémů

Denní variace

Denní variace větrného systému v Apalačském pohoří.
Denní variace PBL v hornatém terénu.

Celkově lze říci, že rovinaté až horské větry, které se vyskytují během dne, se vyskytují během dne a lokálně zvyšují výšku PBL.[6]PBL začíná stoupat na východních svazích a v blízkosti hřebenů (nejprve zahřátých sluncem a nebráněných kapesami studeného vzduchu nahromaděných v údolí přes noc) a během odpoledne se stává více prostorově homogenní. podvečer. Mraky se poté začnou rozptylovat a oběh horských plání se začne otáčet do klesajícího pohybu.[7] Přechod se hromadí z povrchu a časem se prohlubuje. Ranní přechod je mírně odlišný a je výsledkem kombinace jak růstu PBL, tak i potlačení noční teplotní inverze. omezená zbytková vrstva, protože dominuje advekční systém horského synoptického větru.

Horské větrání

Denní nárůst PBL z větrných svahů se nazývá horské větrání. Tento jev může někdy způsobit vertikální výměnu vzduchu PBL do volného troposféra.[8]Podobně jako za dne, i v létě je vrchol hory teplejší než její okolí a vytváří nízkotlakou zónu. Z plání pak fouká vítr na vrchol hory, což je účinný zvedací mechanismus, který přenáší znečišťující látky PBL do volné atmosféry.

Účinek landcover

Vedle větrných systémů hraje při růstu PBL významnou roli také změna krajinného pokryvu. Holé nebo kamenité půdy nejsou jedinými typy krajinného pokryvu ve vysokých nadmořských výškách, složitější je kombinace sněhu a / nebo ledu a / nebo vegetace. často pozorováno. Na takových površích je rozpočet radiační energie vysoce časově a prostorově variabilní, stejně jako růst PBL.

Sníh

Sníh sublimuje a vytváří studenou vrstvu přímo nad povrchem, což vede k větru, který fouká ze svahu.

V důsledku větru nezůstává čerstvý sníh na povrchu, ale je vháněn do prvních několika metrů povrchové vrstvy. Tento foukající sníh obvykle sublimuje kvůli izolaci a má významný meteorologický účinek. Sublimace vanecího sněhu vede ke změně energetického rozpočtu a byl pozorován celkový pokles teploty o 0,5 ° C spojený se zvýšením vodní páry.[9] To vytváří stabilní studenou a vlhkou vrstvu vzduchu nad povrchem sněhu, i když je teplota okolního vzduchu nad bodem mrazu. Tato studená vrstva indukuje sestupné větry, které brzdí růst PBL. Tyto povrchové větry také unášejí sněhovou pokrývku, což vede ke zvýšení drsnosti povrchu a tím ke zvýšení střihu větru (Nucená konvekce ).

Vegetace

Vrchlík vrchlíku odráží významnou část přicházejícího slunečního záření, které ohřívá vzduchovou vrstvu výše.

Nízkozeleninová pokrývka, jako je tráva nebo keře, je obvykle pokryta sněhem v zimním období nebo ve velmi vysokých nadmořských výškách, a proto je úprava drsnosti povrchu omezená. Husté a vysoké lesy však mají významný vliv na drsnost povrchu a také na rozpočet na energii. Turbulence vytvořená vegetačním baldachýnem zvyšuje nucenou konvekci v povrchové vrstvě. Horní část vrchlíku má tendenci se zahřívat rychleji než vzduch na dně údolí, což vytváří prudké větrné podmínky jen z přítomnosti vegetace.

Stručně řečeno, přítomnost sněhu vytváří svahové větry, které brání růstu PBL, zatímco přítomnost lesa vytváří svahové větry usnadňující růst PBL.

Reference

  1. ^ Henne, S .; Dommen, J .; Neiniger, B .; Reimann, S .; Staehelin, J .; Prévôt, A. (2005). „Vliv větrání hor v Alpách na chemii ozonu spodní volné troposféry a vývoz evropského znečištění“. Journal of Geophysical Research. 110 (D22): D22307. Bibcode:2005JGRD..11022307H. doi:10.1029 / 2005jd005936.
  2. ^ Vyšetřování planetární mezní vrstvy ve švýcarských Alpách pomocí dálkového průzkumu Země a měření in situ
  3. ^ "MetEd» Popis zdroje: PBL v komplexním terénu - 1. část ".
  4. ^ "MetEd» Popis zdroje: PBL v komplexním terénu - část 2 ".
  5. ^ Hennemuth, B .; Lammert, A. (2006). "Určení výšky atmosférické mezní vrstvy z radiosondy a zpětného rozptylu lidaru". Mezní vrstva meteorologie. 120 (1): 181–200. Bibcode:2006BoLMe.120..181H. doi:10.1007 / s10546-005-9035-3.
  6. ^ Ketterer, Christine; Zieger, Paul; Bukowiecki, Nicolas; Collaud Coen, Martine; Maier, Olaf; Ruffieux, Dominique; Weingartner, Ernest (2013). „Vyšetřování planetární mezní vrstvy ve švýcarských Alpách pomocí dálkového průzkumu Země a měření na místě“. Mezní vrstva meteorologie. 151 (2): 317–334. Bibcode:2014BoLMe.151..317K. doi:10.1007 / s10546-013-9897-8.
  7. ^ Kossmann, M .; Vögtlin, R .; Corsmeier, U .; Vogel, B .; Fiedler, F .; Binder, H .; Kalthoff, N .; Beyrich, F. (1998). "Aspekty konvekční struktury mezní vrstvy na složitém terénu". Atmosférické prostředí. 32 (7): 1323–1348. Bibcode:1998AtmEn..32,1323 tis. doi:10.1016 / s1352-2310 (97) 00271-9.
  8. ^ Kossmann, M .; Corsmeier, U .; de Wekker, S .; Fiedler, F .; Vögtlin, R .; Kalthoff, N .; Güsten, H .; Neininger, B. (1999). "Pozorování předávacích procesů mezi atmosférickou mezní vrstvou a volnou troposférou v hornatém terénu". Contrib Atmos Phys. 72: 329–350.
  9. ^ Déry, Stephen J .; Taylor, Peter A .; Jingbing, Xiao (1998). "Termodynamické účinky sublimace, foukání sněhu v mezní vrstvě atmosféry". Mezní vrstva meteorologie. 89 (2): 251–283. Bibcode:1998BoLMe..89..251T. doi:10.1023 / A: 1001712111718.