واگرایی/همگرایی/اختلاف

در حالی که به راحتی می توان تجسم کرد که واگرایی با توجه به الگوهای فشار هنگامی که هیچ اثر کوریولیس وجود ندارد (هوا در زاویه های راست به سمت فشار یا کانتورهای ارتفاع حرکت می کند) ، چگونه واگرایی "در نمودارهایی که باد جریان دارد" ظاهر می شودموازی (یا تقریباً موازی) با کانتورها.

در حالی که تجسم این کار دشوار است ، یا در واقع آن را در نمودارها مشاهده می کنید ، اگر کسی آن را به سیستم مختصات طبیعی تبدیل کند ، واگرایی بهتر می تواند مفهوم سازی شود.(مانند گذشته ، واگرایی در مختصات طبیعی به شکل ∆V/∆S می شود و واحدهای معمولی دارد).

ب. اختلاف و واگرایی سرعت

معادله مفهوم برای واگرایی در مختصات طبیعی به شرح زیر است:

واگرایی افقی = اختلاف + واگرایی سرعت

(توجه: اگر اختلافات منفی باشد ، به آن تلاقی گفته می شود ، و اگر واگرایی سرعت منفی باشد ، آن را همگرایی سرعت نامیده می شود). علامت علاوه بر این فقط به این معنی است که شما باید هر دو اثر را در نظر بگیرید ، اگرچه علامت جبری یک یا هر دو اصطلاح می تواند منفی باشد.

بیایید این را با استفاده از سطح 500 مگابایت در نظر بگیریم ، زیرا این تقریباً سطح عدم واگرایی است. معادله مفهوم بالا باید مقداری نزدیک به صفر تولید کند ، بنابراین ، در صورت اعمال در سطح 500 مگابایت.

شما تجربه کافی با نمودارهای ترسیم شده برای تروپوسفر میانی و فوقانی (700 مگابایت تا 200 مگابایت) دارید تا بدانید که الگوهای ارتفاع و باد شبیه امواج سینوسی ، با پشته ها و فرورفتگی است. بیایید در 22 فوریه 2005 با طوفانی که با طوفان در کالیفرنیای جنوبی همراه بود ، بررسی کنیم.

توجه داشته باشید که در منطقه سایه دار سبز خطوط باد به طور کلی از محور از محور به محور خط الراس جدا می شوند. این Diffluence نامیده می شود و بسیار مشخصه سیستم های Trough/Ridge در جریان جت است که Diffluence در شرق فرورفتگی ها و تلاقی در شرق پشته ها رخ می دهد.

حداقل به چشم نشان می دهد که واگرایی در منطقه سبز رخ می دهد. اما این سطح 500 مگابایت است ، سطح عدم واگرایی باید در آن اتفاق بیفتد.

توجه داشته باشید که در طول هر خط ، سرعت باد در نزدیکی محور فرورفتگی قوی تر و ضعیف تر در نزدیکی محور ریج است. inset خطی را نشان می دهد که از A تا B در نمودار امتداد دارد. توجه داشته باشید که همگرایی سرعت در امتداد خط جریان رخ می دهد (به این معنی که بسته های هوا در ضلع غربی خط "در حال جلب" به بسته های هوا در ضلع شرقی هستند.

بنابراین در معادله مفهوم بالا ، اختلاف نظر می تواند یک علامت مثبت داشته باشد ، اما واگرایی سرعت منفی وجود خواهد داشت. در سطح عدم واگرایی ، این دو اصطلاح در مقابل تقریباً برابر هستند و باعث عدم واگرایی می شوند.

بیایید نگاهی به نمودار در تروپوسفر فوقانی بیندازیم.

توجه داشته باشید که این نمودار از هندسه بسیار مشابهی برخوردار است ، به این معنی که فرورفتگی ها و پشته ها در واقع همان مکان هستند که در نمودار 500 مگابایت قرار دارند ، همانطور که جریان جت نیز وجود دارد (این در همه موارد رخ می دهد و به شما امکان می دهد موقعیت های جت را استنباط کنیدجریان ها و فرورفتگی ها و پشته ها در تروپوسفر فوقانی به سادگی با دیدن نمودار 500 مگابایتی).

همچنین توجه داشته باشید که Diffluence در همان منطقه ای که در نمودار 500 مگابایت قرار دارد رخ می دهد. اما ، تا حدی ، همگرایی سرعت نیز وجود دارد. در این مرحله ، ما باید بحث شبه ای را کنار بگذاریم ، زیرا معلوم می شود که در تروپوسفر فوقانی این دو اصطلاح به طور کلی متعادل نیستند. به طوری که اختلاف "برنده" می شود و باعث ایجاد واگرایی خالص در شرق محورهای فرورفتگی می شود.

اگرچه هوا در تمام قسمت های تروپوسفر در حال حرکت است ، اما خود لایه می تواند از نظر هواشناسی به نصف تقسیم شود. نیمه پایینی لایه ای است که گرما و رطوبت مورد نیاز برای پشتیبانی از همرفت را فراهم می کند ، در حالی که نیمه فوقانی لایه ای است که حرکت عمودی هوا را از پایین ترویج یا سرکوب می کند. در نیمه راه 500 مگابایت یا تقریباً FL180� توسط هواشناسان به عنوان سطح عدم وجود آن شناخته می شود.

سطح عدم وجود (LND) به اصطلاح نامیده می شود زیرا در زیر سطوح بالای تروپوسفر قرار دارد ، جایی که مقدار زیادی همگرایی یا واگرایی جریان هوا صورت می گیرد. این همگرایی و واگرایی همان چیزی است که به تقویت یا سرکوب سیستم های فشار در حال حرکت در سطح سطح کمک می کند.

به عنوان مثال ، منطقه ای از هوای واگرا در تروپوسفر فوقانی باعث کاهش تراکم هوا در بالا می شود و باعث افزایش هوای سطح پایین تر و تقویت سطح پایین در زیر آن می شود.

در مقابل ، همگرایی تروپوسفر فوقانی چگالی را در آنجا افزایش می دهد و در نتیجه فشار سطح افزایش می یابد. قدرت همگرایی یا واگرایی در بالا به بهترین وجه با ارزیابی شرایط در LND می تواند به بهترین وجه ضبط شود. یکی از مهمترین اقدامات پتانسیل سطح بالا برای حمایت از همگرایی یا واگرایی ، گرداب است.

الگوی 500 مگابایتی همچنین می تواند برای مکان یابی که طوفان های سطحی و بارش به احتمال زیاد در آن رخ می دهد ، استفاده شود. طوفان های سطحی و بارش اغلب در مناطق پایین دست از 500 مگابایت از فرورفتگی (به دنبال جهت باد افقی از یک فرورفتگی به یک خط الراس) یافت می شود. دلیل این امر این است که افزایش حرکت هوا در این بخش از الگوی جریان مجبور می شود. افزایش حرکت به این معنی است که هوای سطحی مجبور است به سمت بالا به جو حرکت کند. ابرها و بارش ها در جایی که هوا بالا می رود ایجاد می شود. بنابراین ، ما سعی می کنیم از نقشه های آب و هوایی استفاده کنیم تا مناطقی را انتخاب کنیم که هوا مجبور به بالا رفتن به سمت بالا شود ، زیرا این مکانهایی هستند که ممکن است بارش در آن رخ دهد. در مقابل ، غرق شدن حرکت هوا در مناطق پایین دست از پشته ها مجبور می شود. ابرها در جایی که هوا در حال غرق شدن است ، توسعه نمی یابند. در زیر این مناطق به احتمال زیاد هوای منصفانه است. با نگاهی به نقشه 500 مگابایتی ، باید بتوانید تشخیص دهید که میزان بارش به احتمال زیاد در کجا وجود دارد و آب و هوای منصفانه در کجا قرار دارد.

دلیل افزایش حرکت فقط در پایین دست از 500 مگابایت از فرورفتگی 500 مگابایت این است که در این منطقه واگرایی هوا بالاتر از سطح ارتفاع 500 مگابایت در تروپوسفر فوقانی رخ می دهد ، در حالی که فقط در پایین دست از پشته ها ، حرکت در حال غرق شدن در نتیجه همگرایی هوا در بالای هوا اتفاق می افتدسطح ارتفاع 500 مگابایت در تروپوسفر فوقانی. واگرایی هنگامی اتفاق می افتد که بادهای افقی باعث خروج خالص هوا از یک منطقه می شوند (هوای بیشتری از یک ستون عمودی از هوا خارج می شود) ، در حالی که همگرایی هنگامی اتفاق می افتد که بادهای افقی باعث ورود خالص هوا به یک منطقه می شوند (هوای بیشتری وارد یک ستون عمودی نسبت به یک ستون عمودی می شود تا از آن استفاده کند. ترک آن)به این یادداشت ها در مورد بلند کردن دینامیکی هوا نگاهی بیندازید تا به شما کمک کند تا بفهمید که منظور از واگرایی و همگرایی چیست ، و اینکه چرا واگرایی بالاتر از سطح 500 مگابایت در مناطق گرمسیری فوقانی هوا را در یک ستون عمودی مجبور می کند ، در حالی که همگرایی بالاتر از 500سطح ارتفاع مگابایت در تروپوسفر فوقانی هوا را در یک ستون عمودی مجبور می کند تا غرق شود. از شما انتظار نمی رود درک کنید که چرا واگرایی و همگرایی سطح بالایی به ترتیب در پایین دست از فرورفتگی ها و پشته های سطح بالایی اتفاق می افتد ، فقط این کار را انجام می دهد. شما باید واگرایی سطح بالایی را که در پایین دست از 500 مگابایت فرورفتگی قرار دارد ، با افزایش هوا ، ابرها و بارش مرتبط کنید. در مقابل ، شما باید همگرایی سطح بالایی را که در پایین دست 500 مگابایت پشته ، با غرق شدن هوا و هوای منصفانه (کمبود ابرها و بارش) رخ می دهد ، ایجاد کنید. همانطور که در یادداشت های مربوط به بلند کردن دینامیکی هوا نشان داده شده است ، رابطه بین واگرایی افقی/همگرایی بادها دقیقاً بالاتر از سطح زمین (در سطح ارتفاع پایین در تروپوسفر پایین) و افزایش حرکت معکوس می شود. این موضوع در سخنرانی های بعدی به همراه بررسی همگرایی افقی و واگرایی بیشتر مورد بحث قرار خواهد گرفت. به طور معمول ، در جایی که هوا به سمت بالا در حال افزایش است ، در ارتفاعات کم (زیر ارتفاع 500 مگابایت) و واگرایی در ارتفاعات بالا (بالاتر از ارتفاع 500 مگابایت) همگرایی وجود خواهد داشت. برعکس ، در جایی که هوا در حال غرق شدن به سمت پایین است ، در ارتفاعات کم (زیر ارتفاع 500 مگابایت) و همگرایی در ارتفاعات بالا (بالاتر از ارتفاع 500 مگابایت) واگرایی وجود خواهد داشت. این مفاهیم همچنین در شکل زیر نشان داده شده است. این مهم است زیرا ابرها و بارش در جایی اتفاق می افتد که هوا به سمت بالا حرکت می کند و شرایط عموماً بدون ابر در جایی که هوا به سمت پایین حرکت می کند انتظار می رود.

• سمت چپ نشان می دهد که حرکت هوای فرورفته (هوا به صورت عمودی به سمت پایین حرکت می کند) به دلیل پوشش افقی در بالای تروپوسفر و واگرایی در سطح یا پایین تروپوسفر ایجاد می شود. همگرایی در تروپوسفر فوقانی درست در پایین باد از برجستگی های 500 مگابایتی اتفاق می افتد. توجه داشته باشید که خود همگرایی سطح بالایی بالاتر از سطح فشار 500 مگابایتی صورت می گیرد. واگرایی در تروپوسفر پایینی در نزدیکی نواحی پرفشار سطحی صورت می گیرد.
• سمت راست نشان می دهد که حرکت هوا در حال افزایش (هوا به صورت عمودی به سمت بالا حرکت می کند) به دلیل واگرایی در بالای تروپوسفر و همگرایی در سطح یا پایین تروپوسفر ایجاد می شود. واگرایی در تروپوسفر فوقانی درست در پایین باد از 500 مگابایت فرورفتگی رخ می دهد. توجه داشته باشید که خود واگرایی سطح بالایی بالاتر از سطح فشار 500 مگابایتی اتفاق می افتد. همگرایی در تروپوسفر پایین در نزدیکی مناطق کم فشار سطح صورت می گیرد. در مناطقی که هوا در حال صعود یا حرکت به سمت بالا است، ابر و بارش تشکیل می شود.

1. بادهای شدیدتر واگرایی را افزایش می دهد. بنابراین، هرچه فاصله خطوط ارتفاع نزدیک‌تر باشد، واگرایی در جهت باد ناوها قوی‌تر است.
2. هرچه الگوی تقویت‌تر باشد (دامنه الگوی خط الراس/ فرورفتگی)، واگرایی در جهت باد فرورفتگی‌ها قوی‌تر است.
3. هرچه انحنای یک فرورفتگی تیزتر باشد، واگرایی در جهت باد شیار قوی‌تر است. این هنگام در نظر گرفتن امواج کوتاه (تعریف شده در زیر) بسیار مهم است.
4. جهت گیری محور فرورفتگی با یک خط شمالی-جنوبی. گفته می شود فرورفتگی هایی که در امتداد یک خط شمال غربی به جنوب شرقی جهت گیری می کنند دارای یک "شیب منفی" هستند، در حالی که فرورفتگی هایی که در امتداد یک محور شمالغرب به جنوب غربی جهت گیری می کنند، گفته می شود که دارای "شیب مثبت" هستند. به طور کلی، یک شیب منفی نشان دهنده یک سیستم آب و هوایی قوی تر است.

واگرایی زمانی اتفاق می‌افتد که باد شدیدتر از باد ضعیف‌تر دور شود یا جریان‌های هوا در جهت مخالف حرکت کنند. هنگامی که واگرایی در سطوح بالایی جو رخ می دهد منجر به بالا آمدن هوا می شود. سرعت بالا آمدن هوا به بزرگی واگرایی و سایر مکانیسم‌های بلند کردن یا غرق شدن در جو بستگی دارد. نمودار 1 زیر دو مثال از واگرایی را نشان می دهد.

Diffluence گسترش بردارهای باد است. در یک الگوی متمایز، خطوط ارتفاع در طول مسافت بیشتر از یکدیگر فاصله می گیرند. آیا این انتشار از بردارهای باد و خطوط ارتفاع باعث بالا آمدن هوا می شود؟نمودار دوم زیر نمونه ای از 300 مگابایت دیفلوانس است.

در یک الگوی دیفرانسیل ، دو پدیده مجزا در همان زمان اتفاق می افتد. اول ، باد شدید به سمت باد ضعیف تر حرکت می کند. جایی که کانتورهای ارتفاع نزدیکتر هستند ، سرعت باد بیشتر است. همانطور که می دانید ، یک باد شدید که به سمت باد ضعیف حرکت می کند همگرایی است. دوم ، همانطور که کانتورهای ارتفاع از هم جدا می شوند ، واگرایی از هوا رخ می دهد. همگرایی ناشی از باد شدیدتر که به سمت باد ضعیف تر حرکت می کند ، جرم از دست رفته را به دلیل واگرایی در جریان جریان از دست می دهد. در نمودار پایین زیر ، به الگوی دیفیلد توجه کنید که باد قوی به سمت باد ضعیف تر حرکت می کند و جریان های هوا نیز از فاصله دور می شوند.

تأثیر همگرایی و واگرایی که در همان زمان رخ می دهد ، حرکت عمودی نیست. هوا فقط به شکل جدیدی تغییر شکل می یابد. هوا در حال پخش است ، اما در حال افزایش یا غرق شدن نیست. این واگرایی سطح بالایی است که باعث افزایش هوا می شود. دو نمونه از واگرایی سطح بالایی PVA و واگرایی در ارتباط با ربع های عقب و چپ راست یک خط جت است. افزایش سطح بالا به خودی خود باعث افزایش هوا نمی شود.

یک الگوی اختلاف سطح بالا به خودی خود باعث افزایش هوا نمی شود. این واگرایی سطح بالایی است که باعث افزایش هوا می شود.