Verschieben von Durchschnittswerten: Faktoren, um Daten in der Berechnung zu berücksichtigen13 Die meisten gleitenden Durchschnitte nehmen die Schlusskurse eines bestimmten Vermögenswertes und faktor sie in die Berechnung. Wir dachten, es wäre wichtig zu beachten, dass dies nicht immer der Fall sein muss. Es ist möglich, einen gleitenden Durchschnitt zu berechnen, indem man den offenen, nahen, hohen, niedrigen oder sogar den Median verwendet. Auch wenn es zwischen diesen Berechnungen nur wenig Unterschiede gibt, wenn sie auf einem Diagramm aufgezeichnet sind, könnte der leichte Unterschied noch Auswirkungen auf Ihre Analyse haben. 13 Finden Sie eine angemessene Zeitperiode13 Da die meisten MAs den Durchschnitt aller anwendbaren Tagespreise repräsentieren, ist zu beachten, dass der Zeitrahmen nicht immer in Tagen sein muss. Durchgehende Durchschnitte können auch nach Minuten, Stunden, Wochen, Monaten, Quartalen, Jahren etc. berechnet werden. Warum sollte ein Tag Trader sich darum kümmern, wie ein 50-Tage-Gleitender Durchschnitt den Preis über die kommenden Wochen beeinflussen wird. Auf der anderen Seite ein Tageshändler Möchte auf einen 50-minütigen Durchschnitt achten, um eine Vorstellung von den relativen Kosten der Sicherheit im Vergleich zur vergangenen Stunde zu bekommen. Manche Händler können sogar den durchschnittlichen Preis in den letzten drei Minuten nutzen, um eine Aufnahme in kurzfristiger Dynamik abzuschätzen.13 Kein Durchschnitt ist narrensicher13 Wie Sie wissen, ist nichts an den Finanzmärkten sicher - sicher nicht, wenn es um technische Indikatoren geht . Wenn eine Aktie von der Unterstützung eines großen Durchschnitts jedes Mal, wenn es nahe kam, hing, würden wir alle reich sein. Einer der Hauptnachteile bei der Verwendung von gleitenden Durchschnitten ist, dass sie relativ unbrauchbar sind, wenn ein Vermögenswert seitwärts tendiert, im Vergleich zu den Zeiten, in denen ein starker Trend vorhanden ist. Wie Sie in Abbildung 1 sehen können, kann der Preis eines Vermögenswertes durch einen gleitenden Durchschnitt viele Male passieren, wenn der Trend sich seitwärts bewegt, was es schwierig macht, zu entscheiden, wie man handelt. Diese Grafik ist ein gutes Beispiel dafür, wie die Unterstützungs - und Widerstandsmerkmale der bewegten Durchschnitte nicht immer vorhanden sind.13 Ansprechverhalten auf Preisaktion13 Händler, die gleitende Durchschnitte in ihrem Handel verwenden, werden schnell zugeben, dass es einen Kampf zwischen dem Versuch, einen gleitenden Durchschnitt zu erreichen, zu reagieren Zu Trendänderungen, während es nicht so empfindlich ist, dass es einen Händler veranlasst, vorzeitig eine Position einzugeben oder zu verlassen. Kurzfristige bewegte Durchschnitte können nützlich sein, um sich ändernde Trends zu identifizieren, bevor ein großer Schritt auftritt, aber der Nachteil ist, dass diese Technik auch dazu führen kann, dass sie in und aus einer Position peitschen, weil diese Mittel sehr schnell auf wechselnde Preise reagieren. Da die Qualität der Transaktionssignale je nach den bei der Berechnung verwendeten Zeitspannen drastisch variieren kann, empfiehlt es sich, andere technische Indikatoren zur Bestätigung eines durch einen gleitenden Durchschnitt vorhergesagten Umzugs zu betrachten. (Weitere Informationen zu verschiedenen Indikatoren finden Sie unter Einführung in die technische Analyse.) 13 Hüten Sie sich vor der Lag 13 Da sich die gemittelten Mittelwerte nach wie vor belasten, werden Transaktionssignale immer auftreten, nachdem der Preis in einer Richtung genug bewegt wurde, um zu bewirken, dass der gleitende Durchschnitt reagiert. Diese nacheilende Charakteristik kann oft gegen einen Händler arbeiten und dazu führen, dass er oder sie in eine Position zum mindesten Zeitpunkt eintreten wird. Zum Beispiel ist der einzige Weg für einen kurzfristigen gleitenden Durchschnitt, um über einen langfristigen gleitenden Durchschnitt zu überqueren, dass der Preis vor kurzem höher gewechselt hat - viele Händler werden diese bullish Crossover als Kaufsignal verwenden. Ein großes Problem, das oft auftritt, ist, dass der Preis bereits eine große Zunahme erlebt hat, bevor das Transaktionssignal präsentiert wird. Wie Sie in Abbildung 2 sehen können, schafft die große Preislücke Ende September ein Kaufsignal, aber dieses Signal ist zu spät Denn der Preis ist in den vergangenen 12 Tagen bereits um mehr als 25 gestiegen und wird erschöpft. In diesem Fall würde der nacheilende Aspekt eines gleitenden Durchschnitts gegen den Händler arbeiten und wahrscheinlich zu einem Verlust des Handels führen. Schauen Sie sich den nächsten Abschnitt dieses Tutorials an, um sich über Handelsstrategien mit bewegten Durchschnitten zu informieren. 13 Abbildung 2 13 13Imagefilterung kann je nach Effekt in zwei gruppiert werden: Tiefpassfilter (Glättung) Tiefpassfilterung (aka Glättung) wird eingesetzt, um ein räumliches Frequenzrauschen aus einem digitalen Bild zu entfernen. Die Tiefpaßfilter verwenden gewöhnlich einen bewegten Fensteroperator, der ein Pixel des Bildes zu einem Zeitpunkt beeinflußt und seinen Wert durch irgendeine Funktion eines lokalen Bereichs (Fensters) von Pixeln ändert. Der Bediener bewegt sich über das Bild, um alle Pixel im Bild zu beeinflussen. Hochpassfilter (Kantenerkennung, Schärfen) Ein Hochpassfilter kann verwendet werden, um ein Bild schärfer zu machen. Diese Filter betonen feine Details im Bild - das Gegenteil des Tiefpaßfilters. Hochpass-Filter funktioniert in der gleichen Weise wie Tiefpass-Filterung verwendet es nur einen anderen Faltungs-Kernel. Beim Filtern eines Bildes wird jedes Pixel von seinen Nachbarn beeinflusst, und der Nettoeffekt der Filterung verschiebt Informationen um das Bild herum. In diesem Kapitel, verwenden Sie dieses Bild: Bogotobogo Website-Suche: Bogotobogo Website-Suche: Mittlere Filterung ist einfach zu implementieren. Es wird als eine Methode zum Glätten von Bildern verwendet, wodurch der Betrag der Intensitätsänderung zwischen einem Pixel und dem nächsten verringert wird, was das Reduzieren von Rauschen in Bildern verursacht. Die Idee der mittleren Filterung ist einfach, jeden Pixelwert in einem Bild mit dem mittleren (durchschnittlichen) Wert seiner Nachbarn zu ersetzen, einschließlich selbst. Dies hat die Wirkung, Pixelwerte zu eliminieren, die ihrer Umgebung nicht repräsentativ sind. Die mittlere Filterung wird üblicherweise als Faltungsfilter betrachtet. Wie andere Windungen basiert es um einen Kern, der die Form und Größe der Nachbarschaft darstellt, die bei der Berechnung des Mittelwerts abgetastet werden soll. Oft wird ein 3-facher 3-Quadrat-Kernel verwendet, wie unten gezeigt: Der mf ist der mittlere Filter: Der Filter2 () ist definiert als: Y filter2 (h, X) filtert die Daten in X mit dem zweidimensionalen FIR-Filter in der Matrix h. Es berechnet das Ergebnis, Y, mit zweidimensionaler Korrelation und gibt den zentralen Teil der Korrelation zurück, der die gleiche Größe wie X hat. Er gibt den durch den Formparameter angegebenen Teil von Y zurück. Form ist ein String mit einem dieser Werte: voll. Gibt die vollständige zweidimensionale Korrelation zurück. In diesem Fall ist Y größer als X. gleich. (Default) Gibt den zentralen Teil der Korrelation zurück. In diesem Fall ist Y die gleiche Größe wie X. gültig. Gibt nur die Teile der Korrelation zurück, die ohne nullgepolsterte Kanten berechnet werden. In diesem Fall ist Y kleiner als X. Nun wollen wir den im vorigen Abschnitt definierten Kernel mit filter2 () anwenden: Wir können sehen, dass das gefilterte Bild (rechts) im Vergleich zum ursprünglichen Eingang (links) . Wie bereits erwähnt, kann das Tiefpassfilter verwendet werden. Lass es testen Zuerst, um die Eingabe ein wenig schmutzig zu machen, spritzen wir etwas Pfeffer und Salz auf das Bild und wenden dann den mittleren Filter an: Es hat eine gewisse Wirkung auf das Salz - und Pfeffergeräusch, aber nicht viel. Es hat sie nur verschwommen gemacht. Wie wäre es mit dem Versuch, die Matlabs eingebaute Median Filter Bogotobogo Website Suche: Bogotobogo Website Suche: Median Filter - medfilt2 () Hier ist das Skript: Viel besser. Anders als der vorherige Filter, der gerade Mittelwert verwendet, dieses Mal haben wir Median verwendet. Median-Filterung ist eine nichtlineare Operation, die häufig in der Bildverarbeitung verwendet wird, um Salz - und Pfeffergeräusche zu reduzieren. Beachten Sie auch, dass das medfilt2 () 2-D-Filter ist, also funktioniert es nur für Graustufenbild. Für Lärm entfernen für RGB-Bild, gehen Sie bitte bis zum Ende dieses Kapitels: Entfernen von Rauschen im RGB-Bild. Matlab bietet eine Methode zur Erstellung eines vordefinierten 2-D-Filters. Sein fspecial (): h fspecial (Typ) erzeugt einen zweidimensionalen Filter h des angegebenen Typs. Es gibt h als Korrelationskernel zurück, welches die entsprechende Form ist, um mit imfilter () zu verwenden. Der Typ ist ein String mit einem dieser Werte: Matlab Bild - und Videobearbeitung OpenCV 3 - Bild Videoverarbeitung OpenCV 3 Bild - und Videoverarbeitung mit PythonWeather Fundamentals Air ist eine Mischung aus mehreren Gasen. Wenn es vollständig trocken ist, sind es etwa 78 Stickstoff und 21 Sauerstoff. Die restlichen 1 sind andere Gase wie Argon, Kohlendioxid, Neon, Helium und andere. In der Natur ist die Luft jedoch nie ganz trocken. Es enthält immer etwas Wasserdampf in Mengen, die von fast keiner bis 5 Volumen variieren. Wenn der Wasserdampfgehalt zunimmt, nehmen die anderen Gase proportional ab. Vertikale Struktur Die Atmosphäre wird in Schichten oder Sphären durch in diesen Schichten dargestellte Merkmale klassifiziert. Die Troposphäre ist die Schicht von der Oberfläche bis zu einer durchschnittlichen Höhe von etwa 7 mi. Es zeichnet sich durch eine Gesamtabnahme der Temperatur mit zunehmender Höhe aus. Die Höhe der Troposphäre variiert mit Breiten - und Jahreszeiten. Es hängt von etwa 20.000 ft über die Pole auf etwa 65.000 ft über den Äquator und es ist höher im Sommer als im Winter. An der Spitze der Troposphäre ist die tropopause. Eine sehr dünne Schicht, die die Grenze zwischen der Troposphäre und der obigen Schicht markiert. Eine Beziehung zwischen der Höhe der Tropopause und bestimmten Wetterphänomenen wurde dokumentiert. Über der tropopause ist die stratosphäre Diese Schicht zeichnet sich durch relativ kleine Temperaturänderungen mit der Höhe aus, mit Ausnahme eines wärmenden Trends in der Nähe der Oberseite. Luft ist Materie und hat Gewicht. Da es gasförmig ist, ist es komprimierbar. Der Druck, den die Atmosphäre auf die Oberfläche ausübt, ist das Ergebnis des Gewichtes der Luft oben. So ist die Luft in der Nähe der Oberfläche viel dichter als die Luft in den großen Höhen. TEMPERATUR Temperaturskalen Zwei häufig verwendete Temperaturskalen sind Celsius (x00B0C) oder Celsius und Fahrenheit (x00B0F). Die Celsius-Skala wird ausschließlich für die oberen Lufttemperaturen eingesetzt und wird auch weltweit zum Weltstandard für Oberflächentemperaturen. Traditionell sind zwei gemeinsame Temperaturreferenzen der Schmelzpunkt von reinem Eis und der Siedepunkt von reinem Wasser auf Meereshöhe. Der Schmelzpunkt von Eis ist 32x00B0F (0x00B0C) der Siedepunkt von Wasser ist 212x00B0F (100x00B0C). So ist der Unterschied zwischen dem Schmelzen und dem Kochen 100x00B0C oder 180x00B0F das Verhältnis zwischen Grad Celsius und Fahrenheit 100180 oder 59. Da 0x00B0F 32x00B0F kälter als 0x00B0C ist, müssen Sie diesen Unterschied beim Vergleich der Temperaturen auf den beiden Skalen anwenden. Sie können von einer Skala zur anderen mit einer der folgenden Formeln umwandeln: C 59 (F x 2212 32) oder F 95 C 32 wobei C Grad Celsius und F ist Grad Fahrenheit. Wärme und Temperatur Wärme ist eine Form von Energie. Wenn eine Substanz Hitze enthält, zeigt sie die Eigenschaft, die als Temperatur gemessen wird, der Grad von x0022hotnessx0022 oder x0022coldness. x0022 Eine spezifische Wärmemenge, die von einer Substanz absorbiert oder entfernt wird, erhöht oder senkt ihre Temperatur eine bestimmte Menge. Die Temperaturänderung hängt jedoch von den Merkmalen des Stoffes ab. Jede Substanz hat ihre einzigartige Temperaturänderung für die spezifische Wärmeänderung. Zum Beispiel, wenn eine Landoberfläche und eine Wasseroberfläche die gleiche Temperatur haben und eine gleiche Menge an Wärme hinzugefügt wird, wird die Landoberfläche heißer als die Wasseroberfläche. Umgekehrt wird bei gleichem Wärmeverlust das Land kälter als das Wasser. Die Erde empfängt Energie von der Sonne in Form von Sonnenstrahlung. Erde und ihre Atmosphäre reflektieren etwa 55 der Strahlung und absorbieren die restlichen 45 und wandeln sie in Hitze um. Die Erde strahlt wiederum Energie aus, und diese ausgehende Strahlung ist terrestrische Strahlung. Es ist offensichtlich, dass die durchschnittliche Wärme, die aus der ankommenden Sonnenstrahlung gewonnen wird, die durch die terrestrische Strahlung verlorene Wärme ausmachen muss, um die Erde immer stärker oder kälter zu halten. Allerdings ist dieses Gleichgewicht weltweit regionale und lokale Ungleichgewichte, die Temperaturschwankungen verursachen sollten auch berücksichtigt werden. Temperaturvariationen Die Menge der Sonnenenergie, die von einer Region empfangen wird, variiert mit der Tageszeit, mit Jahreszeiten und mit Breitengrad. Diese Unterschiede in der Sonnenenergie erzeugen Temperaturschwankungen. Die Temperaturen (mit freundlicher Genehmigung der U. S. Air Force) variieren auch mit den Unterschieden in der topographischen Oberfläche und mit der Höhe. Diese Temperaturschwankungen verursachen Kräfte, die die Atmosphäre in ihren endlosen Bewegungen antreiben. Tag-zu-Nacht (tägliche) Variation der Temperatur Tägliche Variation ist die Veränderung der Temperatur von Tag zu Nacht durch die tägliche Rotation der Erde verursacht. Die Erde empfängt Hitze während des Tages von der Sonneneinstrahlung, verliert aber ständig Wärme durch terrestrische Strahlung. Erwärmung und Kühlung hängen von einem Ungleichgewicht der Sonnen - und Erdstrahlung ab. Während des Tages überschreitet die Sonnenstrahlung die terrestrische Strahlung und die Oberfläche wird wärmer. Nachts hört die Sonnenstrahlung auf, aber die terrestrische Strahlung setzt sich fort und kühlt die Oberfläche. Die Abkühlung geht nach Sonnenaufgang weiter, bis die Sonnenstrahlung die terrestrische Strahlung wieder überschreitet. Die Mindesttemperatur erfolgt meist nach Sonnenaufgang, manchmal bis zu einer Stunde danach. Die fortgesetzte Kühlung nach Sonnenaufgang ist ein Grund dafür, dass Nebel kurz nach der Sonne über dem Horizont liegt. Saisonale Variation der Temperatur Neben der täglichen Rotation dreht sich die Erde in einem kompletten Umlauf um die Sonne einmal pro Jahr. Da die Achse der Erde zur Ebene der Umlaufbahn kippt, variiert der Winkel der einfallenden Sonnenstrahlung saisonal zwischen Halbkugeln. Die nördliche Hemisphäre ist im Juni, Juli und August wärmer, weil sie mehr Sonnenenergie erhält als die südliche Hemisphäre. Im Dezember, Januar und Februar ist das Gegenteil zutreffend, wenn die südliche Hemisphäre mehr Sonnenenergie erhält und wärmer ist. Temperaturvariation mit Breitengrad Die Form der Erde verursacht eine geographische Variation im Einfallswinkel der Sonnenstrahlung. Da die Erde im wesentlichen sphärisch ist, ist die Sonne näher in der Äquatorregion als in höheren Breiten. Äquatoriale Regionen erhalten daher die strahlendste Energie und sind am wärmsten. Schräge Strahlen der Sonne in höheren Breiten liefern weniger Energie über einen bestimmten Bereich mit dem geringsten empfangen an den Polen. So variiert die Temperatur mit dem Breitengrad vom warmen Äquator zu den kalten Pole. Temperaturschwankungen mit Topographie Nicht bezogen auf Bewegung oder Form der Erde sind Temperaturschwankungen, die durch Wasser und Gelände verursacht werden. Wasser absorbiert und strahlt Energie mit weniger Temperaturänderung als Land. Große, tiefe Wasserkörper neigen dazu, Temperaturänderungen zu minimieren, während Kontinente große Veränderungen bevorzugen. Nasser Boden, wie bei Sümpfen und Sümpfen, ist fast so effektiv wie Wasser bei der Unterdrückung von Temperaturänderungen. Die dicke Vegetation neigt dazu, Temperaturänderungen zu kontrollieren, da sie etwas Wasser enthält und auch gegen Wärmeübertragung zwischen dem Boden und der Atmosphäre isoliert. Trockene, unfruchtbare Oberflächen erlauben die größten Temperaturänderungen. Diese topographischen Einflüsse sind sowohl diurnal als auch saisonal. Zum Beispiel kann der Unterschied zwischen einem täglichen Maximum und Minimum kann 10x00B0F oder weniger über Wasser, in der Nähe einer Küstenlinie oder über einen Sumpf oder Sumpf, während ein Unterschied von 50x00B0F oder mehr ist über Rocky oder sandigen Wüsten gemeinsamen. In der nördlichen Hemisphäre im Juli sind die Temperaturen wärmer über Kontinente als über Ozeane im Januar sind sie kälter über Kontinente als über Ozeane. Das Gegenteil ist in der südlichen Hemisphäre wahr, aber nicht so ausgeprägt wegen der Wasseroberfläche in der südlichen Hemisphäre. Um Land und Wasser-Effekt auf saisonale Temperatur Variation vergleichen, betrachten Nordasien und Südkalifornien in der Nähe von San Diego. In der tiefen kontinentalen Innenraum von Nordasien, Juli durchschnittliche Temperatur ist etwa 50x00B0F, und Januar Durchschnitt, etwa -30x00B0F. Die Saison ist etwa 80x00B0F. In der Nähe von San Diego, aufgrund der Nähe des Pazifischen Ozeans, Juli Durchschnitt ist etwa 70x00B0F, und Januar Durchschnitt, ca. 50x00B0F. Saisonale Variation ist nur etwa 20x00B0F. Der vorherrschende Wind ist auch ein Faktor bei der Temperaturkontrolle. In einem Gebiet, in dem herrschende Winde von großen Wasserkörpern sind, sind Temperaturänderungen eher klein. Die meisten Inseln genießen ziemlich konstante Temperaturen. Auf der anderen Seite sind die Temperaturveränderungen stärker ausgeprägt, wenn der herrschende Wind aus trockenen, kargen Regionen liegt. Die Luft überträgt langsam Wärme von der Oberfläche nach oben. Somit sind die Temperaturänderungen allmählicher als an der Oberfläche. Temperaturvariation mit der Höhe Die Temperatur sinkt normalerweise mit zunehmender Höhe in der Troposphäre. Diese Abnahme der Temperatur mit der Höhe wird als Abfallrate definiert. Die durchschnittliche Abnahme der Temperatur224aastraktratex2014 in der Troposphäre beträgt 3.6x00B0F pro 1.000 ft. Da es sich hierbei um einen Durchschnitt handelt, existiert der genaue Wert selten. In der Tat erhöht sich die Temperatur manchmal mit der Höhe durch eine Schicht. Eine Erhöhung der Temperatur mit der Höhe wird als eine Inversion definiert, d. h. die Verströmungsrate ist umgekehrt. Eine Inversion entwickelt sich in der Nähe des Bodens auf klare, kühle Nächte, wenn der Wind leicht ist. Der Boden strahlt und kühlt viel schneller als die darüber liegende Luft. Luft in Kontakt mit dem Boden wird kalt, während die Temperatur ein paar hundert Fuß über ändert sich sehr wenig. So steigt die Temperatur mit der Höhe an. Inversionen können auch in jeder Höhe auftreten, wenn die Bedingungen günstig sind. Zum Beispiel erzeugt ein Strom von warmer Luft, der die kalte Luft in der Nähe der Oberfläche überwindet, eine Inversion, Inversionen sind in der Stratosphäre üblich. ATMOSPHERISCHER DRUCK x0026 DER BAROMETER Atmosphärischer Druck Der atmosphärische Druck ist die Kraft pro Flächeneinheit, die durch das Gewicht der Atmosphäre ausgeübt wird. Da die Luft nicht fest ist, kann sie nicht mit herkömmlichen Schuppen gewogen werden. Dennoch hat Toricelli vor drei Jahrhunderten bewiesen, dass er die Atmosphäre wiegen könnte, indem er sie gegen eine Säule von Quecksilber ausbalancierte. Er maß tatsächlich den Druck, indem er ihn direkt auf das Gewicht umwandelte. Messdruck Das für die Druckmessung ausgelegte Instrument Toricelli ist das Barometer. Wetterdienste und die Luftfahrtgemeinschaft verwenden zwei Arten von Barometern bei der Messung von Druck -2014Die Quecksilber und Aneroid. Das Quecksilberbarometer besteht aus einer offenen Schale aus Quecksilber, die in das offene Ende einer evakuierten Glasröhre gelegt wird. Der atmosphärische Druck drückt das Quecksilber in der Tube. Bei Stationen in der Nähe des Meeresspiegels steigt die Säule des Quecksilbers im Durchschnitt auf eine Höhe von 29,92 in. Mit anderen Worten, eine Säule von Quecksilber dieser Höhe wiegt die gleiche wie eine Spalte von Luft mit dem gleichen Querschnitt wie die Säule von Quecksilber Und erstreckt sich vom Meeresspiegel bis zur Spitze der Atmosphäre. Warum wird Quecksilber im Barometer verwendet. Merkur ist die schwerste Substanz, die bei gewöhnlichen Temperaturen flüssig bleibt. Es erlaubt dem Gerät eine überschaubare Größe zu haben. Wasser könnte verwendet werden, aber auf Meereshöhe wäre die Wassersäule etwa 34 Fuß hoch. Das Aneroidbarometer umfasst die wesentlichen Merkmale einer flexiblen Metallzelle und des Registriermechanismus. Die Zelle wird teilweise evakuiert und kontrahiert oder dehnt sich als Druck aus. Der Aneroid besteht aus einer teilweise evakuierten Metallzelle, die sich mit wechselndem Druck zusammenzieht und dehnt, und einen Kopplungsmechanismus, der den Indikator entlang einer in Druckeinheiten abgestuften Skala antreibt. (Foto von Steve Nicklas mit freundlicher Genehmigung von National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) Zentralbibliothek.) Ändert sich. Ein Ende der Zelle ist fixiert, während das andere Ende den Registrierungsmechanismus bewegt. Der Kopplungsmechanismus vergrößert die Bewegung der Zelle und treibt eine Indikatorhand entlang einer Skala an, die in Druckeinheiten abgestuft ist. Druckeinheiten Druck wird in vielerlei Hinsicht auf der ganzen Welt ausgedrückt. Der verwendete Begriff hängt etwas von seiner Anwendung und dem System der Messung ab. Zwei beliebte Einheiten sind Zoll Quecksilber oder Millimeter Quecksilber. Da der Druck eine Kraft pro Flächeneinheit ist, ist ein expliziter Ausdruck des Drucks Pfund pro Quadratzoll (lbin 2) oder Gramm pro Quadratzentimeter (gcm 2). Der Begriff Millibar (mb) drückt präzise Druck als Kraft pro Flächeneinheit aus, wobei 1 mb eine Kraft von 1.000 Dyn pro Quadratzentimeter ist. Die millibar wird schnell zu einer universellen druckeinheit. Stationsdruck Der Druck kann nur am Messpunkt gemessen werden. Der an einer Station oder Flughafen gemessene Druck ist der Stationsdruck oder der tatsächliche Druck auf Feldhöhe. Druckvariation Der Druck variiert mit der Höhe und der Temperatur der Luft sowie mit anderen kleinen Einflüssen. Nach oben durch die Atmosphäre, wird das Gewicht der Luft oben immer weniger. Innerhalb der unteren tausend Fuß der Troposphäre sinkt der Druck etwa 1 Zoll Quecksilber für jede 1000-ft Höhenzunahme. Auf Meereshöhe beträgt der durchschnittliche Druck etwa 14,7 lbin 2. Es wurde festgestellt, dass der Druck um die Hälfte für jede 18.000-ft Höhenerhöhung abnehmen wird. So konnten wir bei 18.000 ft einen durchschnittlichen Druck von etwa 7,4 lbin 2 und bei 36,000 ft erwarten, ein Druck von nur 3,7 lbin 2. und so weiter. Meeresspiegeldruck Da der Druck mit der Höhe variiert, ist es nicht leicht, den Stationsdruck zwischen den Stationen in verschiedenen Höhen zu vergleichen. Um sie vergleichbar zu machen, müssen die Druckmessungen auf ein gemeinsames Niveau eingestellt werden. Mittlerer Meeresspiegel scheint die am meisten machbare gemeinsame Referenz. Der Druck, der an einer 5.000-ft-Station gemessen wird, beträgt 25 im Druck erhöht sich um 1 in für jeweils 1.000 ft oder insgesamt 5 in. Der Meeresspiegeldruck beträgt ca. 25 5 oder 30 in. Der Wetterbeobachter nimmt Temperatur und andere Effekte in Betracht , Aber dieses vereinfachte Beispiel erklärt das Grundprinzip der Meeresspiegelreduktion. Der Meeresspiegel wird üblicherweise in Millibar ausgedrückt. Standard-Meeresspiegel-Druck beträgt 1.013,2 mb, 29,9 in Quecksilber oder etwa 14,7 lbin 2. Druckanalysen (mit Isobaren) Der Meeresspiegeldruck wird üblicherweise auf einer Karte aufgetragen und Linien werden mit gleichbleibenden Anschlusspunkten gezeichnet. Diese Linien von gleichem Druck sind Isobaren. Daher ist die Oberflächenkarte eine isobare Analyse, die identifizierbare, organisierte Druckmuster zeigt. Fünf Drucksysteme sind wie folgt definiert: LOW x2014a Druckzentrum, das von allen Seiten von höherem Druck umgeben ist, auch Zyklon genannt. Zyklonische Krümmung ist die Krümmung der Isobaren nach links, wenn Sie mit niedrigerem Druck auf der linken Seite stehen. HIGH x2014a Druckzentrum umgeben von allen Seiten von niedrigeren Druck, auch als Antizyklon bezeichnet. Antizyklonische Krümmung ist die Krümmung der Isobaren nach rechts, wenn Sie mit niedrigerem Druck auf der linken Seite stehen. TROUGH x2014an langgestreckten Bereich des Niederdrucks mit dem niedrigsten Druck entlang einer Linie, die maximale Zyklon-Krümmung markiert. RIDGE x2014an langgestreckten Bereich des Hochdrucks mit dem höchsten Druck entlang einer Linie, die maximale antizyklonische Krümmung markiert. COL x2014die neutrale Fläche zwischen zwei Höhen und zwei Tiefen. Es ist auch der Schnittpunkt eines Troges und einer Kante. Das Col auf einer Druckfläche ist analog zu einem Bergpass auf einer topographischen Oberfläche. Wir konturieren einfach die Höhen der Druckfläche. Zum Beispiel ist eine 700-mb-Konstantdruckanalyse eine Konturkarte der Höhen der 700-mb-Druckfläche. Während die Konturkarte auf Variationen in der Höhe basiert, sind diese Variationen im Vergleich zu den Flugniveaus klein, und für alle praktischen Zwecke können Sie das 700-mb-Diagramm als Wetterkarte bei etwa 10.000 ft betrachten. Was verursacht Wind Unterschiede in der Temperatur Druckunterschiede verursachen Zum Beispiel sind lokale Winde entlang See und Ozean Ufer das Ergebnis der Temperaturunterschiede zwischen Land und Wasser, die eine Druckdifferenz und Wind verursachen. Diese Druckunterschiede führen ein komplexes Windsystem in einem unendlichen Versuch, das Gleichgewicht zu erreichen. Wind transportiert auch Wasserdampf und verbreitet Nebel, Wolken und Niederschlag. Konvektionsströme Wenn zwei Flächen ungleich beheizt werden, heizen sie die überlagerte Luft ungleichmäßig auf. Die wärmere Luft dehnt sich aus und wird leichter oder weniger dicht als die kühle Luft. Die dichtere, kühle Luft wird durch ihre größere Gravitationskraft angehoben, um die Warmluft nach oben zu heben oder zu zwingen, wie Öl auf die Oberseite des Wassers gezwungen wird, wenn die beiden gemischt werden. Die aufsteigende Luft breitet sich aus und kühlt, schließlich absteigend, um die konvektive Zirkulation zu vervollständigen. Solange die ungleichmäßige Erwärmung anhält, hält die Konvektion einen kontinuierlichen konvektiven Strom. Der horizontale Luftstrom in einem konvektiven Strom ist Wind. Die Konvektion sowohl der großen als auch der kleinen Waage rechnet für Systeme, die von hemisphärischen Zirkulationen bis hin zu lokalen Wirbeln reichen. Diese horizontale Strömung, Wind, wird manchmal Advektion genannt. Allerdings gilt der Begriff Advektion häufiger für den Transport von atmosphärischen Eigenschaften durch den Wind, d. h. warme Advektion kalte Advektion Advektion von Wasserdampf, etc. Druckgradienten Kraft des Windes Druckdifferenzen müssen eine Kraft, um den Wind zu fahren. Diese Kraft ist die Druckgradientenkraft. Die Kraft ist von höherem Druck zu niedrigerem Druck und ist senkrecht zu Isobaren oder Konturen. Immer wenn sich eine Druckdifferenz über einen Bereich entwickelt, beginnt die Druckgradientenkraft, die Luft direkt über die Isobaren zu bewegen. Je näher der Abstand der Isobaren ist, desto stärker ist die Druckgradientenkraft. Je stärker die Druckgradientenkraft ist, desto stärker ist der Wind. So bedeuten eng beabstandete Isobaren starke Winde weit beabstandeten Isobaren bedeuten leichteren Wind. Aus einer Druckanalyse kann der Leser eine allgemeine Vorstellung von Windgeschwindigkeit aus Kontur - oder Isobarabstand erhalten. Wegen der ungleichmäßigen Erwärmung der Erde ist der Oberflächendruck in den warmen Äquatorregionen niedrig und in den kalten polaren Regionen hoch. Ein Druckgradient entwickelt sich von den Polen zum Äquator. Wenn sich die Erde nicht drehte, wäre diese Druckgradientenkraft die einzige Kraft, die auf den Wind wirkt. Zirkulation wäre zwei riesige halbkugelförmige konvektive Strömungen. Kalte Luft würde an den Stöcken sinken, der Wind würde direkt von den Stangen zum Äquator blasen, die Warmluft am Äquator würde nach oben gezwungen werden und hochrangige Winde würden direkt auf die Stangen blasen. Allerdings dreht sich die Erde und wegen ihrer Rotation ist diese einfache Zirkulation stark verzerrt. Coriolis-Kraft: sie verändert die Windrichtung Eine bewegte Masse fährt in einer geraden Linie, bis sie von einer äußeren Kraft gehandelt wird. Wenn man jedoch die bewegte Masse von einer rotierenden Plattform betrachtet, scheint der Weg der beweglichen Masse relativ zu seiner Plattform abgelenkt oder gekrümmt zu sein. Um zu veranschaulichen, beginnen Sie, ein Potterx0027s Rad zu drehen. Dann, mit einem Stück Kreide und einem Lineal, zeichnen Sie eine gerade Linie von der Mitte zum äußeren Rand des Rades. Für dich ist die Kreide in einer geraden Linie gereist. Jetzt hör auf den Drehteller auf, die Linie spiriert nach außen von der Mitte. Für einen Betrachter auf dem Drehteller wechselte eine scheinbare Kraft die Kreide nach rechts. Eine ähnliche scheinbare Kraft lenkt bewegte Teilchen auf der Erde ab. Weil die Erde sphärisch ist, ist die Ablenkkraft viel komplexer als das einfache Turntable-Beispiel. Dieses Prinzip wurde zuerst von einem Franzosen, Coriolis, erklärt und trägt seinen Namen für die Coriolis-Kraft. Die Coriolis-Kraft beeinflusst die Wege von Flugzeugen, Raketen, fliegenden Vögeln und Meeresströmungen und ist für das Studium von Wetter - und Luftströmungen am wichtigsten. Die Kraft lenkt die Luft nach rechts in die nördliche Hemisphäre und nach links in die südliche Hemisphäre. Dieser Text konzentriert sich hauptsächlich auf die Ablenkung nach rechts in der nördlichen Hemisphäre. Die Corioliskraft steht im rechten Winkel zur Windrichtung und ist direkt proportional zur Windgeschwindigkeit. Das heißt, wenn die Windgeschwindigkeit zunimmt, nimmt die Corioliskraft zu. Bei einer bestimmten Breite, doppelte Windgeschwindigkeit und Sie verdoppeln die Coriolis-Kraft. Die Corioliskraft variiert mit der Breite von Null am Äquator bis zu einem Maximum an den Polen. Es beeinflusst die Windrichtung überall, außer sofort am Äquator, aber die Effekte sind in mittleren und hohen Breiten ausgeprägter. Denken Sie daran, dass die Druckgradientenkraft den Wind antreibt und senkrecht zu den Isobaren ist. Wenn eine Druckgradientenkraft zuerst festgestellt wird, beginnt Wind, von höherem zu niedrigerem Druck direkt über die Isobaren zu blasen. Doch die augenblickliche Luft beginnt sich zu bewegen, die Coriolis-Kraft lenkt sie nach rechts ab. Bald wird der Wind um 90x00B0 abgelenkt und ist parallel zu den Isobaren oder Konturen. Zu dieser Zeit, Coriolis Kraft genau balanciert Druck Gradienten Kraft. Mit den Kräften im Gleichgewicht bleibt der Wind parallel zu Isobaren oder Konturen. Oberflächenreibung beeinträchtigt diese Balance Coriolis Kraft verzerrt die fiktive globale Zirkulation. DIE ALLGEMEINE ZIRKULATION DER ERDENSPERLIE Da die Luft am Äquator hochgezwungen wird und ihre hochrangige Wanderung nach Norden beginnt, dreht die Corioliskraft nach rechts oder nach Osten. Wind wird westlich um etwa 30x00B0 Breite, vorübergehend blockiert weitere nordwärts Bewegung. Ähnlich, da die Luft über die Pole ihre niedrige Reise nach Süden zum Äquator beginnt, wird sie ebenfalls nach rechts abgelenkt und wird zu einem Ostwind, der für eine Weile seinen südlichen Fortschritt hält. Als Ergebnis, Luft buchstäblich x0022piles upx0022 bei etwa 30x00B0 und 60x00B0 Breite in beiden Hemisphären. Das zusätzliche Gewicht der Luft erhöht den Druck in semipermanente Hochdruckbänder. Der Bau dieser Hochdruckbänder schafft eine vorübergehende Sackgasse, die den einfachen konvektiven Transfer zwischen Äquator und Pole stört. Die ruhelose Atmosphäre kann nicht mit dieser Sackgasse leben, um das Gleichgewicht zu erreichen. Etwas muss geben. Riesige Luftmassen beginnen in mittleren Breiten zu kippen, um den Austausch zu vollenden. Große Massen kalte Luft brechen durch die nördliche Barriere und stürzen nach Süden in Richtung der Tropen. Große mittlere Stürme entwickeln sich zwischen kalten Ausbrüchen und tragen warme Luft nach Norden. Das Ergebnis ist eine mittelschwere Bande von Wanderstürmen mit ständig wechselndem Wetter. Da Druckunterschiede Wind verursachen, bestimmen saisonale Druckschwankungen weitgehend die Bereiche dieser Kaltluftausbrüche und Mittlerwahrscheinlichkeiten. Aber saisonale Druckschwankungen sind vor allem auf saisonale Temperaturveränderungen zurückzuführen. Es sollte daran erinnert werden, dass an der Oberfläche warme Temperaturen zu einem großen Teil Niederdruck bestimmen, und kalte Temperaturen bestimmen hohen Druck. Es sollte auch daran erinnert werden, dass saisonale Temperaturänderungen über Kontinente viel größer sind als über Ozeane. Während des Sommers neigen die warmen Kontinente dazu, Bereiche mit niedrigem Druck zu sein, und die relativ kühlen Ozeane neigen dazu, Bereiche mit hohem Druck zu sein. Im Winter ist das Gegenteil der Fall: Es gibt hohen Druck über die kalten Kontinente und niedrigen Druck über die relativ warmen Ozeane. Die gleichen Druckschwankungen treten in den warmen und kalten Jahreszeiten der südlichen Hemisphäre auf, obwohl der Effekt wegen der viel größeren Wasserflächen der südlichen Hemisphäre nicht so ausgeprägt ist. Kaltausbrüche sind in der kalten Jahreszeit am stärksten und überwiegend aus kalten Kontinentalgebieten. Sommerausbrüche sind schwächer und eher aus kühlen Wasserflächen stammen. Da diese Ausbrüche Massen von kühler, dichter Luft sind, sind sie charakteristisch Hochdruckbereiche. Da die Luft aus dem Hochdruck nach außen bläst, wird sie von der Coriolis-Kraft nach rechts abgelenkt. So bläst der Wind um einen hohen Schlag im Uhrzeigersinn. Der Hochdruck mit seinem zugehörigen Windsystem ist ein Antizyklon. Die Stürme, die sich zwischen Hochdrucksystemen entwickeln, zeichnen sich durch niedrigen Druck aus. Als die Winde versuchen, nach innen zum Zentrum des Niederdrucks zu blasen, werden sie auch nach rechts abgelenkt. So ist der Wind um einen Tiefstand gegen den Uhrzeigersinn. Der Niederdruck und sein Windsystem ist ein Zyklon. Der Hochdruckgürtel bei etwa 30x00B0 nördlicher Breite drückt Luft nach außen an der Oberfläche nach Norden und nach Süden. Die nördliche Luft wird in die Mittleren Stürme mitgerissen. Die nach Süden wehende Luft wird wieder von der Coriolis-Kraft abgelenkt und wird zu den bekannten subtropischen Nordost-Passatwinden. In den Mittelschichten sind die Winden auf hohem Niveau überwiegend aus dem Westen und werden als die herrschenden Westerliese bezeichnet. Polare Ostern dominieren niedrige Zirkulation nördlich von etwa 60x00B0 Breite. Es gibt drei große Windbänder. Northeasterly Trade Winds tragen tropische Stürme von Osten nach Westen. Die vorherrschenden Westerlys fahren in der Mitte von Ost nach Ost. Wenige große Sturmsysteme entwickeln sich in der vergleichsweise kleinen arktischen Region der Haupteinfluss der polaren Osterwälder ist ihr Beitrag zur Entwicklung von Mittleren Stürmen. Reibungseffekt auf Wind Windströmungsmuster hinten folgen Isobaren oder Konturen, wo Reibung wenig Wirkung hat. Allerdings ist die Reibung ein wichtiger Faktor in der Nähe der Oberfläche. Reibung zwischen dem Wind und der Geländeoberfläche verlangsamt den Wind. Je rauer das Gelände, desto größer ist der Reibungseffekt. Auch je stärker die Windgeschwindigkeit, desto größer die Reibung. Man darf nicht an Reibung als Kraft denken, aber es ist eine sehr wirkliche und wirksame Kraft, die immer der Windrichtung entgegenwirkt. Wenn die Reibungskraft die Windgeschwindigkeit verlangsamt, nimmt die Corioliskraft ab. Die Reibung wirkt sich jedoch nicht auf die Druckgradientenkraft aus. Druckgradienten und Corioliskräfte sind nicht mehr im Gleichgewicht. Die stärkere Druckgradientenkraft verwandelt den Wind in einem Winkel über die Isobaren hinunter zum niedrigeren Druck, bis die drei Kräfte sich ausgleichen. Reibungs - und Corioliskräfte kombinieren, um nur die Druckgradientenkraft auszugleichen. Oberflächenwind spiriert nach außen von Hochdruck in Niederdruck, kreuzt Isobaren in einem Winkel. Der Winkel des Oberflächenwindes zu den Isobaren ist ungefähr 10x00B0 über Wasser, das mit der Rauhigkeit des Geländes zunimmt. In bergigen Gebieten hat man oft Schwierigkeiten, den Oberflächenwind auf den Druckgradienten zu übertragen, und zwar wegen der immensen Reibung und auch wegen der lokalen Geländeeffekte auf den Druck. Der Jet-Stream Winds, im Durchschnitt, mit der Höhe in der Troposphäre zu erhöhen, gipfeln in einem Maximum in der Nähe der Ebene der tropopause. Diese maximalen Winde neigen dazu, in schmalen Bändern weiter konzentriert zu werden. Ein Jet-Stream ist dann ein schmales Band von starken Winden, die durch die Atmosphäre auf einer Ebene nahe der tropopause schlängeln. Eine weitere Diskussion über den Strahlstrom wird später in diesem Text aufgenommen. LOCAL x0026 SMALL-SCALE WINDS Lokale Geländeeigenschaften wie Berge und Uferlinien beeinflussen auch lokale Winden und Wetter. Berg - und Talwinde Am Tag wird die Luft neben einem Berghang durch den Kontakt mit dem Boden erwärmt, da er Strahlung von der Sonne empfängt. Diese Luft wird gewöhnlich wärmer als Luft in der gleichen Höhe, aber weiter vom Hang. Umliegende kältere, dichtere Luft setzt sich nach unten und zwingt die wärmeren Luft in der Nähe des Bodens auf den Berghang. Dieser Wind ist ein Talwind, so genannt, weil die Luft aus dem Tal fließt. Nachts wird die Luft, die mit dem Berghang in Berührung kommt, durch terrestrische Strahlung gekühlt und wird schwerer als die umliegende Luft. Es sinkt am Hang hinunter und produziert den Bergwind, der wie Wasser den Berghang hinunter fließt. Bergwinde sind meist stärker als Talwinde, vor allem im Winter. The mountain wind often continues down the more gentle slopes of canyons and valleys, and in such cases becomes drainage wind. It can become quite strong over some terrain conditions and in extreme cases can become hazardous when flowing through canyon restrictions. Katabatic wind A katabatic wind is any wind blowing down an incline when the incline is influential in causing the wind. Thus, the mountain wind is a katabatic wind. Any katabatic wind originates because cold, heavy air spills down sloping terrain, displacing warmer, less dense air ahead of it. Air is heated and dried as it flows downslope. Sometimes the descending air becomes warmer than the air it replaces. Many katabatic winds recurring in local areas have been given colorful names to highlight their dramatic, local effect. Some of these are the Bora, a cold northerly wind blowing from the Alps to the Mediterranean coast the chinook, a warm wind down the east slope of the Rocky Mountains often reaching hundreds of miles into the high plains the Taku, a cold wind in Alaska blowing off the Taku glacier and the Santa Ana, a warm wind descending from the Sierras into the Santa Ana Valley of California. Land and sea breezes Land surfaces warm and cool more rapidly than do water surfaces therefore, land is warmer than the sea during the day wind blows from the cool water to warm landx2014the sea breeze, so called because it blows from the sea. At night, the wind reverses, blows from cool land to warmer water, and creates a land breeze. Land and sea breezes develop only when the overall pressure gradient is weak. Wind with a stronger pressure gradient mixes the air so rapidly that local temperature and pressure gradients do not develop along the shoreline. Wind shear Rubbing two objects against each other creates friction. If the objects are solid, no exchange of mass occurs between the two. However, if the objects are fluid currents, friction creates eddies along a common shallow mixing zone, and a mass transfer takes place in the shallow mixing layer. This zone of induced eddies and mixing is called a shear zone. Wind, pressure systems, and weather Wind speed is proportional to the spacing of isobars or contours on a weather map. However, with the same spacing, The x0022chinookx0022 is a katabatic (downslope) wind. Air cools as it moves upslope and warms as it blows downslope. The chinook occasionally produces dramatic warming over the plains just east of the Rocky Mountains. (Courtesy of U. S. government publication.) wind speed at the surface will be less than aloft because of surface friction. Wind direction can be determined from a weather map. If you face along an isobar or contour with lower pressure on your left, wind will be blowing in the direction you are facing. On a surface map, wind will cross the isobar at an angle toward lower pressure on an upper-air chart, it will be parallel to the contour. Wind blows counterclockwise (Northern Hemisphere) around a low, and clockwise around a high. At the surface where winds cross the isobars at an angle, the transport of air from high to low pressure can be seen. Although winds are virtually parallel to contours on an upper-air chart, there is still a slow transport of air from high to low pressure. At the surface when air converges into a low, it cannot go outward against the pressure gradient, nor can it go downward into the ground it must go upward. Therefore, a low or trough is an area of rising air. Rising air is conducive to cloudiness and precipitation thus we have the general association of low pressurex2014bad weather. By similar reasoning, air moving out of a high or ridge depletes the quantity of air. Highs and ridges, therefore, are areas of descending air. Descending air favors dissipation of cloudiness hence the association, high pressurex2014good weather. Many times weather is more closely associated with an upper-air pattern than with features shown by the surface map. Although features on the two charts are related, they seldom are identical. A weak surface system often loses its identity in the upper-air pattern, while another system may be more evident on the upper-air chart than on the surface map. Widespread cloudiness and precipitation often develop in advance of an upper trough or low. A line of showers and thunderstorms is not uncommon with a trough aloft even though the surface pressure pattern shows little or no cause for the development. On the other hand, downward motion in a high or ridge places a x0022capx0022 on convection, preventing any upward motion. Air may become stagnant in a high, trap moisture and contamination in low levels, and restrict ceiling and visibility. Low stratus, fog, haze, and smoke are not uncommon in high-pressure areas. However, a high or ridge aloft with moderate surface winds most often produces good flying weather. MOISTURE, CLOUD FORMATION x0026 PRECIPITATION Water vapor Water evaporates into the air and becomes an everpresent but variable constituent of the atmosphere. Water vapor is invisible just as oxygen and other gases are invisible. However, water vapor can be readily measured and expressed in different ways. Two commonly used terms are relative humidity and dew point. Relative humidity Relative humidity routinely is expressed as a percentage. It relates the actual water vapor present to that which could be present. Temperature largely determines the maximum amount of water vapor air can hold. Warm air can hold more water vapor than cool air. Relative humidity expresses the degree of saturation. Air with 100 relative humidity is saturated less than 100 is unsaturated. Dew point is the temperature to which air must be cooled to become saturated by the water vapor already present in the air. Aviation weather reports normally include the air temperature and dew-point temperature. Dew point when related to air temperature reveals qualitatively how close the air is to saturation. Temperature dew-point spread The difference between air temperature and dew-point temperature is popularly called the spread. As spread becomes less, relative humidity increases, and it is 100 when temperature and dew point are the same. Surface-temperature dew-point spread is important for anticipating fog, but has little bearing on precipitation. To support precipitation, air must be saturated through thick layers aloft. Sometimes the spread at ground level may be quite large, yet at higher altitudes the air is saturated and clouds form. Some rain may reach the ground or it may evaporate as it falls into the drier air. Our never-ending weather cycle involves a continual reversible change of water from one state to another. CHANGE OF STATE Evaporation, condensation, sublimation, freezing, and melting are changes of state. Evaporation is the changing of liquid water to invisible water vapor. Condensation is the reverse process. Sublimation is the changing of ice directly to water vapor, or water vapor to ice, bypassing the liquid state in each process. Snow or ice crystals result from the sublimation of water vapor directly to the solid state. Latent heat Any change of state involves a heat transaction with no change in temperature. Evaporation requires heat energy that comes from the nearest available heat source. This heat energy is known as the latent heat of vaporization, and its removal cools the source it comes from. An example is the cooling of your body by evaporation of perspiration. What becomes of this heat energy used by evaporation Energy cannot be created or destroyed, so it is hidden or stored in the invisible water vapor. When the water vapor condenses to liquid water or sublimates directly to ice, energy originally used in the evaporation reappears as heat and is released to the atmosphere. This energy is latent heat. Melting and freezing involve the exchange of x0022latent heat of fusionx0022 in a similar manner. The latent heat of fusion is much less than that of condensation and evaporation however, each in its own way plays an important role in weather. Condensation nuclei The atmosphere is never completely clean an abundance of microscopic solid particles suspended in the air are condensation surfaces. These particles, such as salt, dust, and combustion by-products, are condensation nuclei. Some condensation nuclei have an affinity for water and can induce condensation or sublimation even when air is almost, but not completely, saturated. As water vapor condenses or sublimates on condensation nuclei, liquid or ice particles begin to grow. Whether the particles are liquid or ice does not depend entirely on temperature. Liquid water may be present at temperatures well below freezing. Supercooled water Freezing is complex and liquid water droplets often condense or persist at temperatures colder than 32x00B0F. Water droplets colder than 32x00B0F are supercooled. When they strike an exposed object, the impact induces freezing. For example, impact freezing of supercooled water can result in aircraft icing. Supercooled water drops are often in abundance in clouds at temperatures between 5x00B0F and 32x00B0F and, with decreasing amounts at colder temperatures. Usually, at temperatures colder than 5x00B0F, sublimation is prevalent, and clouds and fog may be mostly ice crystals with a lesser amount of supercooled water. However, strong vertical currents may carry supercooled water to great heights where temperatures are much colder than 5x00B0F. Supercooled water has been observed at temperatures colder than -40x00B0F. Dew and frost During clear nights with little or no wind, vegetation often cools by radiation to a temperature at or below the dew point of the adjacent air. Moisture then collects on the leaves just as it does on a pitcher of ice water in a warm room. Heavy dew often collects on grass and plants while none collects on pavements or large solid objects. These more massive objects absorb abundant heat during the day, lose it slowly during the night, and cool below the dew point only in rather extreme cases. Frost forms in much the same way as dew. The difference is that the dew point of surrounding air must be colder than freezing. Water vapor then sublimates directly as ice crystals or frost rather than condensing as dew. Sometimes dew forms and later freezes however, frozen dew is easily distinguished from frost. Frozen dew is hard and transparent while frost is white and opaque. Cloud formation Normally, air must become saturated for condensation or sublimation to occur. Saturation may result from cooling temperature, increasing dew point, or both. Cooling is far more predominant. Cooling processes Three basic processes may cool air to saturation: (1) air moving over a colder surface, (2) stagnant air overlying a cooling surface, and (3) expansional cooling in upward moving air. Expansional cooling is the major cause of cloud formation. Clouds and fog A cloud is a visible aggregate of minute water or ice particles suspended in air. If the cloud is on the ground, it is fog. When entire layers of air cool to saturation, fog or sheet-like clouds result. Saturation of a localized updraft produces a towering cloud. A cloud may be composed entirely of liquid water, of ice crystals, or a mixture of the two. Precipitation Precipitation is an all-inclusive term denoting drizzle, rain, snow, ice pellets, hail, and ice crystals. Precipitation occurs when these particles grow in size and weight until the atmosphere no longer can suspend them and they fall. These particles grow primarily in two ways. Particle growth Once a water droplet or ice crystal forms, it continues to grow by added condensation or sublimation directly onto the particle. This is the slower of the two methods and usually results in drizzle or very light rain or snow. Cloud particles collide and merge into a larger drop in the more rapid growth process. This process produces larger precipitation particles and does so more rapidly than the simple condensation growth process. Upward currents enhance the growth rate and also support larger drops. Precipitation formed by merging drops with mild upward currents can produce light to moderate rain and snow. Strong upward currents support the largest drops and build clouds to great heights. They can produce heavy rain, heavy snow, and hail. Liquid, freezing, and frozen precipitation Precipitation forming and remaining liquid falls as rain or drizzle. Sublimation forms snowflakes, and they reach the ground as snow if temperatures aloft remain below freezing. Precipitation can change its state as the temperature of its environment changes. Falling snow may melt in warmer layers of air at lower altitudes to form rain. Rain falling through colder air may become supercooled, freezing on impact as freezing rain or it may freeze during its descent, failing as ice pellets. Ice pellets always indicate freezing rain at higher altitude. Sometimes strong upward currents sustain large super-cooled water drops until some freeze subsequently, other drops freeze to them, forming hailstones. Precipitation versus cloud thickness To produce significant precipitation, clouds usually are 4,000 ft thick or more. The heavier the precipitation, the thicker the clouds are likely to be. Land and water effects on clouds Land and water surfaces underlying the atmosphere greatly affect cloud and precipitation development. Large bodies of water such as oceans and large lakes add water vapor to the air. The greatest frequency of low ceilings, fog, and precipitation can be expected in areas where prevailing winds have an over-water trajectory. The aviator should be especially alert for these hazards when moist winds are blowing upslope. Strong cold winds across the Great Lakes absorb water vapor and may carry showers as far eastward as the Appalachians. (Courtesy of U. S. government publication.) In winter, cold air frequently moves over relatively warm lakes. The warm water adds heat and water vapor to the air, causing showers. In other seasons, the air may be warmer than the lakes. When this occurs, the air may become saturated by evaporation from the water while also becoming cooler in the low levels by contact with the cool water. Fog often becomes extensive and dense to the lee of a lake. Strong cold winds across the Great Lakes often carry precipitation to the Appalachians. A lake only a few miles across can influence convection and cause a diurnal fluctuation in cloudiness. During the day, cool air over the lake blows toward the land, and convective clouds form over the land. At night, the pattern reverses clouds tend to form over the lake as cool air from the land flows over the lake, creating convective clouds over the water. Water exists in three statesx2014gaseous, liquid, and solid. Water vapor is an invisible gas. Condensation or sublimation of water vapor creates many common weather extremes. The following may be anticipated: Fog when temperature dew-point spread is 5x00B0F or less and decreasing. Lifting or clearing of low clouds and fog when temperature dew-point spread is increasing. Frost on a clear night when temperature dew-point spread is 5x00B0F or less, is decreasing, and dew point is colder than 32x00B0F. More cloudiness, fog, and precipitation when wind blows from water than when it blows from land. Cloudiness, fog, and precipitation over higher terrain when moist winds are blowing uphill. Showers to the lee of a lake when air is cold and the lake is warm. Expect fog to the lee of the lake when the air is warm and the lake is cold. Clouds to be at least 4,000 ft thick when significant precipitation is reported. The heavier the precipitation, the thicker the clouds are likely to be. STABLE x0026 UNSTABLE AIR Changes within upward and downward moving air Any time air moves upward, it expands because of decreasing atmospheric pressure. Conversely, downward-moving air is compressed by increasing pressure. But as pressure and volume change, temperature also changes. When air expands, it cools and when compressed, it warms. These changes are adiabatic, meaning that no heat is removed from or added to the air. We frequently use the terms expansional or adiabatic cooling and compressional or adiabatic heating. The adiabatic rate of change of temperature is virtually fixed in unsaturated air but varies in saturated air. Unsaturated air Unsaturated air moving upward and downward cools and warms at about 5.4x00B0F per 1,000 ft. This rate is the dry adiabatic rate of temperature change and is independent of the temperature of the mass of air through which the vertical movements occur. Saturated air Condensation occurs when saturated air moves upward. Latent heat released through condensation partially offsets the expansional cooling. Therefore, the saturated adiabatic rate of cooling is slower than the dry adiabatic rate. The saturated rate depends on saturation temperature or dew point of the air. Condensation of copious moisture in saturated warm air releases more latent heat to offset expansional cooling than does the scant moisture in saturated cold air. Therefore, the saturated adiabatic rate of cooling is less in warm air than in cold air. When saturated air moves downward, it heats at the same rate as it cools on ascent, provided liquid water evaporates rapidly enough to maintain saturation. Minute water droplets evaporate at virtually this rate. Larger drops evaporate more slowly and complicate the moist adiabatic process in downward-moving air. Adiabatic warming of downward-moving air produces the warm chinook wind. (Courtesy of U. S. government publication.) Adiabatic cooling and vertical air movement If a sample of air is forced upward into the atmosphere, two possibilities must be considered: (1) the air may become colder than the surrounding air, or (2) even though it cools, the air may remain warmer than the surrounding air. If the upward-moving air becomes colder than surrounding air, it sinks but if it remains warmer, it is accelerated upward as a convective current. Whether it sinks or rises depends on the ambient or existing temperature lapse rate. Existing lapse rate should not be confused with adiabatic rates of cooling in vertically moving air. Sometimes the dry and moist adiabatic rates of cooling will be called the dry adiabatic lapse rate and the moist adiabatic lapse rate. Lapse rate refers exclusively to the existing, or actual, decrease of temperature with height in a real atmosphere. The dry or moist adiabatic lapse rate signifies a prescribed rate of expansional cooling or compressional heating. An adiabatic lapse rate becomes real only when it becomes a condition brought about by vertically moving air. The difference between the existing lapse rate of a given mass of air and the adiabatic rates of cooling in upward-moving air determines if the air is stable or unstable. Cloudsx2014stable or unstable When air is cooling and first becomes saturated, condensation, or sublimation, begins to form clouds. Whether the air is stable or unstable within a layer largely determines cloud structure. Stratiform clouds Since stable air resists convection, clouds in stable air form in horizontal, sheet-like layers or strata. Thus, within a stable layer, clouds are stratiform. Adiabatic cooling may be by upslope flow by lifting over cold, denser air or by converging winds. Cooling by an underlying cold surface is a stabilizing process and may produce fog. If clouds are to remain stratiform, the layer must remain stable after condensation occurs. Cumuliform clouds Unstable air favors convection. A cumulus cloud, meaning x0022heap, x0022 forms in a convective updraft and builds upward. Thus, within an unstable layer, clouds are cumuliform and the vertical extent of the cloud depends on the depth of the unstable layer. Initial lifting to trigger a cumuliform cloud may be the same as that for lifting stable air. In addition, convection may be set off by surface heating. Air may be unstable or slightly stable before condensation occurs but for convective cumuliform clouds to develop, it must be unstable after saturation. Cooling in the updraft is now at the slower moist adiabatic rate because of the release of latent heat of condensation. Temperature in the saturated updraft is warmer than ambient temperature, and convection is spontaneous. Updrafts accelerate until temperature within the cloud cools below the ambient temperature. This condition occurs when a stable layer, which is often marked by a temperature inversion, caps the unstable layer. Vertical heights range from the shallow fair weather cumulus to the giant thunderstorm cumulonimbusx2014the ultimate in atmospheric instability capped by the tropopause. When unstable air lies above stable air, convective currents aloft sometimes form middle - and high-level cumuliform clouds. In relatively shallow layers they occur as altocumulus and ice crystal cirrocumulus clouds. Altocumulus castellans clouds develop in deeper midlevel unstable layers. Identification The basic cloud types are divided into four families: high clouds, middle clouds, low clouds, and clouds with extensive vertical development. The first three families are further classified according to the way they are formed. Clouds formed by vertical currents in unstable air are cumulus, meaning accumulation or heap they are characterized by their lumpy, billowy appearance. Clouds formed by the cooling of a stable layer are stratus, meaning stratified or layered they are characterized by their uniform, sheet-like appearance. In addition to the above, the prefix nimbo - . and the suffix - nimbus . mean rain cloud. Thus, stratified clouds from which rain is falling are nimbostratus. A heavy, swelling cumulus-type cloud that produces precipitation is a cumulonimbus. Clouds broken into fragments are often identified by adding the suffix - fractus for example, fragmentary cumulus is cumulus fractus. High clouds The high-cloud family is cirriform and includes cirrus, cirrocumulus, and cirrostratus. They are composed almost entirely of ice crystals. The height of the bases of these clouds is in the range of 16,500x201345,000 ft in middle latitudes. Middle clouds In the middle-cloud family are the altostratus, altocumulus, and nimbostratus clouds. These clouds are primarily water, much of which may be supercooled. The height of the bases of these clouds is in the range of 6,500x201323,000 ft in middle latitudes. Low clouds In the low-cloud family are the stratus, stratocumulus, and fair-weather cumulus clouds. Low clouds are almost entirely water, but at times the water may be supercooled. Low clouds at subfreezing temperatures can also contain snow and ice particles. The bases of these clouds range from near the surface to about 6,500 ft in middle latitudes. (Photo by Ralph F. Kresge. Courtesy of National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) Central Library.) Clouds with extensive vertical development The vertically developed family of clouds includes towering cumulus and cumulonimbus. These clouds usually contain supercooled water above the freezing level. But when a cumulus grows to great heights, water in the upper part of the cloud freezes into ice crystals, forming a cumulonimbus. The heights of cumuliform cloud bases range from 1,000 ft or lower to above 10,000 ft. Fog is a surface-based cloud composed of either water droplets or ice crystals. Small temperature dew-point spread is essential for fog to form. Therefore, fog is prevalent in coastal areas where moisture is abundant. However, fog can occur anywhere. Abundant condensation nuclei enhance the formation of fog. Thus, fog is prevalent in industrial areas where byproducts of combustion provide a high concentration of these nuclei. Fog occurs most frequently in the colder months, but the season and frequency of occurrence vary from one area to another. Fog may form either by cooling air to its dew point, or by adding moisture to air near the ground. Fog is classified by the way it forms. Formation may involve more than one process. Radiation fog Radiation fog is relatively shallow fog. It may be dense enough to hide the entire sky or may conceal only part of the sky. x0022Ground fogx0022 is a form of radiation fog. Conditions favorable for radiation fog are clear sky, little or no wind, and small temperature dew-point spread (high relative humidity). The fog forms almost exclusively at night or near daybreak. Terrestrial radiation cools the ground in turn, the cool ground cools the air in contact with it. When the air is cooled to its dew point, fog forms. When rain soaks the ground, followed by clearing skies, radiation fog is not uncommon the following morning. Radiation fog is restricted to land because water surfaces cool little from nighttime radiation. It is shallow when wind is calm. Winds up to about 5 knots mix the air slightly and tend to deepen the fog by spreading the cooling through a deeper layer. Stronger winds disperse the fog or mix the air through a still deeper layer with stratus clouds forming at the top of the mixing layer. Ground fog usually x0022burns offx0022 rather rapidly after sunrise. Other radiation fog generally clears before noon unless clouds move in over the fog. Advection fog Advection fog forms when moist air moves over colder ground or water. It is most common along coastal areas but often develops deep in continental areas. At sea it is called sea fog. Advection fog deepens as wind speed increases up to about 15 knots. Wind much stronger than 15 knots lifts the fog into a layer of low stratus or stratocumulus. The west coast of the United States is quite vulnerable to advection fog. This fog frequently forms offshore as a result of cold water and then is carried inland by the wind. During the winter, advection fog over the central and eastern United States results when moist air from the Gulf of Mexico spreads northward over cold ground. The fog may extend as far north as the Great Lakes. Water areas in northern latitudes have frequent dense sea fog in summer as a result of warm, moist, tropical air flowing northward over colder arctic waters. Advection fog is usually more extensive and much more persistent than radiation fog. Advection fog can move in rapidly regardless of the time of day or night. Upslope fog Upslope fog forms as a result of moist, stable air being cooled adiabatically as it moves up sloping terrain. Once the upslope wind ceases, the fog dissipates. Unlike radiation fog, it can form under cloudy skies. Upslope fog is common along the eastern slopes of the Rockies and somewhat less frequent east of the Appalachians. Upslope fog often is quite dense and extends to high altitudes. Precipitation-induced fog When relatively warm rain or drizzle falls through cool air, evaporation from the precipitation saturates the cool air and forms fog. Precipitation-induced fog can become quite dense and continue for an extended period of time. This fog may extend over large areas, completely suspending air operations. It is most commonly associated with warm fronts, but can occur with slow-moving cold fronts and with stationary fronts. Ice fog occurs in cold weather when the temperature is much below freezing and water vapor sublimates directly as ice crystals. Conditions favorable for its formation are the same as for radiation fog except that it is associated with cold temperatures, usually -25x00B0F or colder. It occurs mostly in the arctic regions, but is not unknown in middle latitudes during the cold season. Low stratus clouds Stratus clouds, like fog, are composed of extremely small water droplets or ice crystals suspended in air. An observer on a mountain in a stratus layer would call it fog. Stratus and fog frequently exist together. In many cases there is no real line of distinction between the fog and stratus rather, one gradually merges into the other. Stratus tends to be lowest during night and early morning, lifting or dissipating due to solar heating during the late morning or afternoon. Low stratus clouds often occur when moist air mixes with a colder air mass or in any situation where temperature dew-point spread is small. Haze and smoke Haze is a concentration of salt particles or other dry particles not readily classified as dust or other phenomena. It occurs in stable air, is usually only a few thousand feet thick, but sometimes may extend as high as 15,000 ft. Haze layers often have definite tops above which horizontal visibility is good. However, downward visibility from above a haze layer is poor, especially on a slant. Visibility in haze varies greatly, depending upon whether the observer is facing the sun. Smoke concentrations form primarily in industrial areas when air is stable. It is most prevalent at night or early morning under a temperature inversion but it can persist throughout the day. AIR MASSES Air masses When a body of air comes to rest or moves slowly over an extensive area having fairly uniform properties of temperature and moisture, the air takes on those properties. Thus, the air over the area becomes somewhat of an entity and has fairly uniform horizontal distribution of its properties. The area over which the air mass acquires its identifying distribution of moisture and temperature is its source region. Source regions are many and varied, but the best source regions for air masses are large snow - or ice-covered polar regions, cold northern oceans, tropical oceans, and large desert areas. Midlatitudes are poor source regions because transitional disturbances dominate these latitudes, giving little opportunity for air masses to stagnate and take on the properties of the underlying region. Air-mass modification Just as an air mass takes on the properties of its source region, it tends to also take on properties of the underlying surface when it moves away from its source region, thus becoming modified. The degree of modification depends on the speed with which the air mass moves, the nature of the region over which it moves, and the temperature difference between the new surface and the air mass. Some ways air masses are modified are warming from below, cooling from below, addition of water vapor, and subtraction of water vapor: Cool air moving over a warm surface is heated from below, generating instability and increasing the possibility of showers. Warm air moving over a cool surface is cooled from below, increasing stability. If air is cooled to its dew point, stratus andor fog forms. Evaporation from water surfaces and failing precipitation adds water vapor to the air. When the water is warmer than the air, evaporation can raise the dew point sufficiently to saturate the air and form stratus or fog. Water vapor is removed by condensation and precipitation. Stability of an air mass determines its typical weather characteristics. When one type of air mass overlies another, conditions change with height. Characteristics typical of an unstable air mass are: cumuliform clouds, showery precipitation, rough air (turbulence), and good visibility. Characteristics of stable air include: stratiform clouds and fog, continuous precipitation, smooth air, and fair-to-poor visibility in haze and smoke. As air masses move out of their source regions, they come in contact with other air masses of different properties. The zone between two different air masses is a frontal zone or front. Across this zone, temperature, humidity, and wind often change rapidly over short distances. Discontinuities When one passes through a front, the change from the properties of one air mass to those of the other is sometimes quite abrupt. Abrupt changes indicate a narrow frontal zone. At other times, the change of properties is very gradual, indicating a broad and diffuse frontal zone. Temperature x2014Temperature is one of the most easily recognized discontinuities across a front. At the surface, the passage of a front usually causes noticeable temperature change. Dew point x2014Dew-point temperature is a measure of the amount of water vapor in the air. Temperature dew-point spread is a measure of the degree of saturation. Dew point and temperature dew-point spread usually differ across a front. The difference helps identify the front and may give a clue to differences of cloudiness andor fog. Wind x2014Wind always changes across a front. Wind discontinuity may be in direction, in speed, or in both. Pressure x2014A front lies in a pressure trough, and pressure generally is higher in the cold air. Thus, when a front is crossed directly into colder air, pressure usually rises abruptly. When a front is approached toward warm air, pressure generally falls until the front is crossed, and then remains steady or falls slightly in the warm air. However, pressure patterns vary widely across fronts. Types of fronts The three principal types of fronts are the cold front, the warm front, and the stationary front. Cold front The leading edge of an advancing cold air mass is a cold front. At the surface, cold air is overtaking and replacing warmer air. Cold fronts move at about the speed of the wind component perpendicular to the front just above the frictional layer. A shallow cold air mass or a slow-moving cold front may have a frontal slope more like a warm front. Warm front The edge of an advancing warm air mass is a warm frontx2014warmer air is overtaking and replacing colder air. Since the cold air is denser than the warm air, the cold air hugs the ground. The warm air slides up and over the cold air and lacks direct push on the cold air. Thus, the cold air is slow to retreat in advance of the warm air. This slowness of the cold air to retreat produces a frontal slope that is more gradual than the cold frontal slope. Consequently, warm fronts on the surface are seldom as well marked as cold fronts, and they usually move about half as fast when the general wind flow is the same in each case. Stationary front When neither air mass is replacing the other, the front is stationary. The opposing forces exerted by adjacent air masses of different densities are such that the frontal surface between them shows little or no movement. In such cases, the surface winds tend to blow parallel to the frontal zone. Slope of a stationary front is normally shallow, although it may be steep, depending on wind distribution and density difference. Frontal waves and occlusion Frontal waves and cyclones (areas of low pressure) usually form on slow-moving cold fronts or on stationary fronts. The life cycle and movement of a cyclone is dictated to a great extent by the upper wind flow. In the initial condition of frontal wave development, the winds on both sides of the front are blowing parallel to the front. Small disturbances then may start a wavelike bend in the front. If this tendency persists and the wave increases in size, a cyclonic (counterclockwise) circulation develops. One section of the front begins to move as a warm front, while the section next to it begins to move as a cold front. This deformation is a frontal wave. The pressure at the peak of the frontal wave falls, and a low-pressure center forms. The cyclonic circulation becomes Cross section of a warm front (top) with the weather map symbol (bottom). The symbol is a line with rounded barbs pointing in the direction of movement. On a color map, a red line represents the warm front. The slope of a warm front is generally more shallow than that of a cold front. Movement of a warm front, shown by the heavy black arrow, is slower than the wind in the warm air, represented by the thin solid arrows. The warm air gradually erodes the cold air. (Courtesy of U. S. government publication.) stronger, and the surface winds are now strong enough to move the fronts the cold front moves faster than the warm front. When the cold front catches up with the warm front, the two of them occlude (close together). The result is an occluded front or, for brevity, an occlusion. This is the time of maximum intensity for the wave cyclone. Note that the symbol depicting the occlusion is a combination of the symbols for the warm and cold fronts. As the occlusion continues to grow in length, the cyclonic circulation diminishes in intensity and the frontal movement slows down. Sometimes a new frontal wave begins to form on the long westward-trailing portion of the cold front, or a secondary low-pressure system forms at the apex where the cold front and warm front come together to form the occlusion. In the final stage, the two fronts may have become a single stationary front again. The low center with its remnant of the occlusion is disappearing. Nonfrontal lows Since fronts are boundaries between air masses of different properties, fronts are not associated with lows lying solely in a homogeneous air mass. Nonfrontal lows are infrequent east of the Rocky Mountains in midlatitudes, but do occur occasionally during the warmer months. Small non-frontal Cross section of a cold front (top) with the weather map symbol (bottom). The symbol is a line with pointed barbs pointing in the direction of movement. On a color map, a blue line represents the cold front. The vertical scale is expanded in the top illustration to show the frontal slope, which is steep near the leading edge as cold air replaces warm air. Warm air may descend over the front as indicated by the dashed arrows but more often, the cold air forces warm air upward over the frontal surface as shown by the solid arrows. (Courtesy of U. S. government publication.) lows over the western mountains are common as is the semistationary thermal low in the extreme southwestern United States. Tropical lows are also nonfrontal. Frontolysis As adjacent air masses modify and as temperature and pressure differences equalize across a front, the front dissipates. This process is frontolysis, the generation of a front. It occurs when a relatively sharp zone of transition develops over an area between two air masses that have densities gradually becoming more and more in contrast with each other. The necessary wind flow pattern develops at the same time. Frontal weather Weather occurring with a front depends on the amount of moisture available, the degree of stability of the air that is forced upward, the slope of the front, the speed of frontal movement, and the upper wind flow. Sufficient moisture must be available for clouds to form, or there will be no clouds. As an inactive front comes into an area of moisture, clouds and precipitation may develop rapidly. A good example of this is a cold front moving eastward from the dry slopes of the Rocky Mountains into a Cross section of a warm-front occlusion (top) and its weather symbol (bottom). The symbol is a line with alternating pointed and rounded barbs on the same side of the line pointing in the direction of movement. On a color map, the line is purple. In the warm-front occlusion, air under the cold front is not as cold as air ahead of the warm front and when the cold front overtakes the warm front, the cool air rides over the colder air. In a warm-front occlusion, cool air replaces cold air at the surface. (Courtesy of U. S. government publication.) Cross section of a cold-front occlusion. Its weather map symbol is the same as that for a warm-front occlusion, and the coldest air is under the cold front. When it overtakes the warm front, it lifts the warm front aloft, and cold air replaces cool air at the surface. (Courtesy of U. S. government publication.) tongue of moist air from the Gulf of Mexico over the Plains states. Thunderstorms may build rapidly. The degree of stability of the lifted air determines whether cloudiness will be predominately stratiform or cumuliform. If the warm air overriding the front is stable, stratiform clouds develop. If the warm air is unstable, cumuliform clouds develop. Precipitation from stratiform clouds is usually steady and there is little or no turbulence. Precipitation from cumuliform clouds is of a shower type and the clouds are turbulent. A cold front underrunning warm, moist, stable air. Clouds are stratified and precipitation is continuous. Precipitation induces stratus in the cold air. (Courtesy of U. S. government publication.) A cold front underrunning warm, moist, unstable air. Clouds are cumuliform with possible showers or thunderstorms near the surface position of the front. Convective clouds often develop in the warm air ahead of the front. The warm, wet ground behind the front generates low-level convection and fair-weather cumulus in the cold air. (Courtesy of U. S. government publication.) A slow-moving cold front underrunning warm, moist, unstable air. Clouds are stratified with embedded cumulonimbus and thunderstorms. This type of frontal weather is especially hazardous for aircraft, since the individual thunderstorms are hidden and cannot be avoided unless the aircraft is equipped with airborne radar. (Courtesy of U. S. government publication.) A fast-moving cold front underrunning warm, moist, unstable air. Showers and thunderstorms develop along the surface position of the front. (Courtesy of U. S. government publication.) A warm front with overrunning moist, stable air. Clouds are stratiform and widespread over the shallow front. Precipitation is continuous and induces widespread stratus in the cold air. (Courtesy of U. S. government publication.) A warm front with overrunning warm, moist, unstable air. (Courtesy of U. S. government publication.) A cold-front occlusion lifting warm, moist, stable air. Associated weather encompasses that associated with both warm and cold fronts when air is moist and stable. (Courtesy of U. S. government publication.) A warm-front occlusion lifting warm, moist, unstable air. The associated weather is complex and encompasses all types of weather related to both the warm and cold fronts when air is moist and unstable. (Courtesy of U. S. government publication.) Shallow frontal surfaces tend to have extensive cloudiness with large precipitation areas. Widespread precipitation associated with a gradual sloping front often causes low stratus and fog. In this case, the rain raises the humidity of the cold air to saturation. This and related effects may produce low ceiling and poor visibility over thousands of square miles. If temperature of the cold air near the surface is below freezing but the warmer air aloft is above freezing, precipitation falls as freezing rain or ice pellets however, if temperature of the warmer air aloft is well below freezing, precipitation forms as snow. When the warm air overriding a shallow front is moist and unstable, the usual widespread cloud mass forms but embedded in the cloud mass are altocumulus, cumulus, and even thunderstorms. These embedded storms are more common with warm and stationary fronts but may occur with a slow-moving, shallow cold front. A fast-moving, steep cold front forces upward motion of the warm air along its leading edge. If the warm air is moist, precipitation occurs immediately along the surface position of the front. Since an occluded front develops when a cold front overtakes a warm front, weather with an occluded front is a combination of both warm and cold frontal weather. A front may have little or no cloudiness associated with it. Dry fronts occur when the warm air aloft is flowing down the frontal slope or the air is so dry that any cloudiness that occurs is at high levels. The upper wind flow dictates to a great extent the amount of cloudiness and rain accompanying a frontal system as well as movement of the front itself. Systems tend to move with the upper winds. When winds aloft blow across a front, it tends to move with the wind. When winds aloft parallel a front, the front moves slowly, if at all. A deep, slow-moving trough aloft forms extensive cloudiness and precipitation, while a rapid-moving minor trough more often restricts weather to a rather narrow band. However, the latter often breeds severe, fast-moving, turbulent spring weather. Instability line An instability line is a narrow, nonfrontal line or band of convective activity. If the activity is fully developed in a thunderstorm, the line is a squall line. Instability lines form in moist, unstable air. An instability line may develop far from any front. More often, it develops ahead of a cold front, and sometimes a series of these lines move out ahead of the front. A favored location for instability lines which frequently erupt into severe thunderstorms is a dew-point front or dry line. Dew-point front or dry line During a considerable part of the year, dew-point fronts are common in western Texas and New Mexico northward over the Plains states. Moist air flowing north from the Gulf of Mexico abuts the dryer, and therefore slightly denser, air flowing from the southwest. Except for moisture differences, there is seldom any significant air mass contrast across this front, and therefore, it is commonly called a dry line. Nighttime and early morning fog and low-level clouds often prevail on the moist side of the line while generally clear skies mark the dry side. In spring and early summer over Texas, Oklahoma, and Kansas, and for some distance eastward, the dry line is a favored spawning area for squall lines and tornadoes. TURBULENCE Convective currents Convective currents are localized vertical air movements, both ascending and descending. For every rising current, there is a compensating downward current. The downward currents frequently occur over broader areas than do the upward currents, and therefore, they have a slower vertical speed than do the rising currents. Convective currents are most active on warm summer afternoons when winds are light. Heated air at the surface creates a shallow, unstable layer, and the warm air is forced upward. Convection increases in strength and to greater heights as surface heating increases. Barren surfaces such as sandy or rocky wastelands and plowed fields become hotter than open water or ground covered by vegetation. Thus, air at and near the surface heats unevenly. Because of uneven heating, the strength of convective currents can vary considerably within short distances. When cold air moves over a warm surface, it becomes unstable in lower levels. Convective currents extend several thousand feet above the surface, resulting in rough, choppy turbulence. This condition often occurs in any season after the passage of a cold front. HIGH-ALTITUDE WEATHER The tropopause The tropopause is a thin layer forming the boundary between the troposphere and stratosphere. Height of the tropopause varies from about 65,000 ft over the equator to 20,000 ft or lower over the poles. The tropopause is not continuous but generally descends step-wise from the equator to the poles. These steps occur as breaks. An abrupt change in temperature lapse rate characterizes the tropopause. Maximum winds generally occur at levels near the tropopause. These strong winds create narrow zones of wind shear that often generate hazardous turbulence for aircraft. The jet stream The jet stream is a narrow, shallow, meandering river of maximum winds extending around the globe in a wavelike pattern. A second jet stream is not uncommon, and three at one time are not unknown. A jet may be as far south as the northern tropics. A jet in midlatitudes generally is stronger than one in or near the tropics. The jet stream typically occurs in a break in the tropopause. Therefore, a jet stream occurs in an area of intensified temperature gradients characteristic of the break. The concentrated winds, by arbitrary definition, must be 50 knots or greater to classify as a jet stream. The jet maximum is not constant rather, it is broken into segments, shaped something like a boomerang. Jet stream segments move with pressure ridges and troughs in the upper atmosphere. In general, they travel faster than pressure systems, and maximum wind speed varies as the segments progress through the systems. In midlatitude, wind speed in the jet stream averages considerably stronger in winter than in summer. Also, the jet shifts farther south in winter than in summer. CONDENSATION TRAILS A condensation trail, or contrail, is generally defined as a cloudlike streamer that frequently is generated in the wake of aircraft flying in clear, cold, humid air. Two distinct types are observedx2014exhaust trails and aerodynamic trails. Exhaust contrails The exhaust contrail is formed by the addition to the atmosphere of sufficient water vapor from aircraft exhaust gases to cause saturation or super-saturation of the air. Since heat is also added to the atmosphere in the wake of an aircraft, the addition of water vapor must be of such magnitude that it saturates or supersaturates the atmosphere in spite of the added heat. There is evidence to support the idea that the nuclei, which are necessary for condensation or sublimation, may also be donated to the atmosphere in the exhaust gases of aircraft engines, further aiding contrail formation. These nuclei are relatively large. However, recent experiments have found that by adding very minute nuclei material (dust, for example) to the exhaust visible exhaust contrails could be prevented. Condensation and sublimation on these smaller nuclei result in contrail particles too small to be visible. Aerodynamic contrails In air that is almost saturated, aerodynamic pressure reduction around airfoils, engine nacelles, and propellers cools the air to saturation, leaving condensation trails from these components. This type of trail usually is neither as dense nor as persistent as exhaust trails. However, under critical atmospheric conditions, an aerodynamic contrail may trigger the formation and spreading of a deck of cirrus clouds. Air travels in a corkscrew path around the jet core with upward motion on the equatorial side. Therefore, when high-level moisture is available, cirriform clouds form on the equatorial side of the jet. Jet stream cloudiness can form independently of well-defined pressure systems. Such cloudiness ranges primarily from scattered to broken coverage in shallow layers or streaks. Their sometimes fishhook and streamlined, wind-swept appearance always indicates very strong upper wind usually quite far from developing or intense weather systems. The most dense cirriform clouds occur with well-defined systems. They appear in broad bands. Cloudiness is rather dense in an upper trough, thickens downstream, and becomes most dense at the crest of the downwind ridge. The clouds taper off after passing the ridge crest, in the area of descending air. The poleward boundary of the cirrus band often is quite abrupt and frequently casts a shadow on lower clouds, especially in an occluded frontal system. The upper limit of dense, banded cirrus is near the tropopause a band may be either a single layer of multiple layers 10,000x201312,000 ft thick. Dense, jet stream cirriform cloudiness is most prevalent along midlatitude and polar jets. However, a cirrus band usually forms along the subtropical jet in winter, when a deep upper trough plunges southward into the tropics. An important aspect of the jet stream cirrus shield is its association with turbulence. Extensive cirrus cloudiness often occurs with deepening surface and upper lows and these deepening systems produce the greatest turbulence. User Contributions:
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