Transcript การเปลี่ยนแปลงบรรยากาศ

บรรยากาศ
การเปลี่ยนแปลงบรรยากาศ
•
•
•
•
•
โครงสร้างของบรรยากาศ
พลังงานและบรรยากาศโลก
กระบวนการระเหยของน้ า
การควบแน่นและการเกิดเมฆ
การเคลื่อนที่ของอากาศ
– แรงที่มีอิทธิ พลต่อการเคลื่อนที่ของอากาศ
– ลม: ลมหมุนวน, ลมผิวพื้น, ลมประจาถิ่น
1
การเปลี่ยนแปลงบรรยากาศ
• การหมุนเวียนของมวลอากาศ
– แบบจาลองการหมุนเวียนของอากาศ
– ระบบลมที่เกี่ยวข้องกับการหมุนของอากาศ
• มวลอากาศและแนวปะทะอากาศ
• แนวร่ องมรสุ ม
• พายุหมุนเขตร้อน
2
การเปลี่ยนแปลงบรรยากาศ (1)
3
ส่ วนประกอบของก๊าซที่สาคัญของบรรยากาศโลก
ความกดอากาศ
ที่พื ้นผิว
ดาวพฤหัส
โลก
ดาวอังคาร
100,000 มิลลิบาร์
1,000 มิลลิบาร์
6 มิลลิบาร์
ส่ วนประกอบ
CO2
N2
Ar
O2
H2O
>98%
1%
1%
0%
0%
0.03%
78%
1%
21%
0.1%
96%
2.5%
1.5%
2.5%
0-0.1%
4
ส่ วนประกอบของบรรยากาศ
N2 O2 Ar Ne He H2 Xe
H2O CO2 CH4 N2O O3
สารแขวนลอย CFC
เริ่มมี O2
CO2 CO H2O N2 H2
H2 He
H2 H2O CH4 CO2
โลกเริ่มก่อตัว
5
อนาคต
ปั จจุบนั
400
ล้ านปี
4
พันล้ านปี
5
พันล้ านปี
องค ์ประกอบของอากาศแห้ง
องค ์ประกอบของอากาศแห้งโดยปริมาตร (%)
• NITROGEN
78.084
• OXYGEN
20.946
• ARGON
0.934
• CARBON DIOXIDE
0.033
• NEON
0.00182
• HELIUM
0.00052
่
• อืน
0.00066
(KRYTON, HYDROGEN, XENON, OZONE, RADON, ETC.)
6
ไอน้ า
• ในบรรยากาศจะมีไอน้ าอยู ่เสมอ ไม่วา
่ อากาศ
้
งเพียงใดก็ตาม
นันจะแห้
่
• ปริมาณไอน้ าในอากาศ จะมีการเปลียนแปลง
อยู ่ตลอดเวลา
่ ดบริเวณชายฝั่ งเขต
• ไอน้ าในอากาศมีมากทีสุ
ร ้อน คือประมาณ 3% โดยน้ าหนักของอากาศ
แห้ง
• ไอน้ าในอากาศส่วนมาก จะอยู ่ในระด ับความ
สู งไม่เกิน 6 กิโลเมตร
7
• ไอน้ าในอากาศ คือต ัวการสาค ัญของการเกิด
คาร ์บอนไดออกไซด ์
• CO2 เข้าสู ่บรรยากาศโดยการหายใจของสัตว ์
การสลายตัวและการ เผาไหม้ของสาร
คาร ์บอน ภู เขาไฟระเบิด
• CO2 ถูกนาออกจากบรรยากาศโดยพืช
• ประมาณ 99% ของ CO2 ละลายอยู ่ในมหาสมุทร
่
การเปลียนแปลง
อุณหภู มข
ิ องน้ าจะทาให้
่
ปริมาณของ CO2 เปลียนแปลงไป
• ในแต่ละปี จะมี CO2 ประมาณ 10% ของ CO2
้
่ การหมุนเวียนเข้า
ทังหมดในบรรยากาศ
ทีมี
และออกจากบรรยากาศ
8
้ั
การแบ่งชนบรรยากาศ
้ั คือ
• บรรยากาศแบ่งตามอุณหภู มไิ ด้เป็ น 4 ชน
TROPOSPHERE, STRATOSPHERE, MESOSPHERE, และ
THERMOSPHERE
้ั างมีส่วนผสมของก๊าซ
• บรรยากาศใน 3 ชนล่
่ อบคงที่ จึงเรียกรวมกันว่า
ต่าง ๆ ทีเกื
HOMOSPHERE
่ ตอ
• แรงดึงดูดของโลกทีมี
่ บรรยากาศ ทาให้
่
บรรยากาศ มีการเคลือนตัว
ตามการหมุนของ
้
โลกไปพร ้อมกับพืนโลก
เสมือนหนึ่งว่า
9
้
บรรยากาศ เป็ นส่วนหนึ่งของพืนโลก
โครงสร้ างบรรยากาศของโลกแบ่ งตามอุณหภูมใิ นแนวตั้ง
10
TROPOSPHERE
้ั
• เป็ นบรรยากาศชน
ล่างสุด
้
• ลมฟ้าอากาศเกิดขึนใน
้ั ้ จึงเป็ น
บรรยากาศชนนี
้ั มี
่ ความสาคัญทีสุ
่ ด
ชนที
้
• แหล่งความร ้อนคือพืน
่ ร ับร ังสีจากดวง
โลกทีได้
อาทิตย ์
• โดยปกติอณ
ุ หภู มล
ิ ดลง
ตามความสู ง ประมาณ 6
องศา C ต่อ 1 กม.
่ ยกว่
•• TROPOAPUSE
จูด 30
ตอนบนสุดทีเรีละติ
า และ 60 องศาเหนือ และใต้ มีลมความเร็วสูงมาก
11
เรีTROPOPAUSE
ยกว่า JETSTREAM
อยู ่ทระดั
ี่ บhttp://www.mardiros.net/atmosphere/troposphere.html
12
http://www.mardiros.net/atmosphere/troposphere.html
JETSTREAM
13
STRATOSPHERE
• เป็ นบรรยากาศชัน้ ถัดไปจาก TROPOSPHERE จนถึง
ระดับประมาณ 50 - 55 กิโลเมตร
• แหล่งความร้อนคือโอโซนในระดับบนที่ดดู ซับรังสี UV
ทาให้มีอณ
ุ หภูมิสงู
• อุณหภูมิคงที่ในระดับล่าง และเพิ่มขึน้ ตามความสูงใน
ระดับบน
• โดยปกติจะปราศจากเมฆ และไม่มีสภาพลมฟ้ า
อากาศใด ๆ เกิดขึน้ ในบรรยากาศชัน้ นี้
• ตอนบนสุดเรียกว่า STRATOPAUSE
• ในบางครังจะมี
้
เมฆไข่มกุ (MOTHER-OF-PEARL)
เกิดขึน้ ที่ระดับ 20-30 กิโลเมตร
http://www.mardiros.net/atmosphere/stratosphere.html
14
15
เมฆไข่มกุ (MOTHER-OF-PEARL CLOUD)
• Nacreous Cloud
16
MESOSPHERE
• อยูถ่ ดั จาก STRATOSPHERE ขึน้ ไป
จนถึงระดับประมาณ 80 กิโลเมตร
• แหล่งความร้อนคือโอโซนในชัน้ บน
ของ STRATOSPHERE
• อุณหภูมิลดลงตามความสูง
• เป็ นชัน้ บรรยากาศที่มีอณ
ุ หภูมิตา่ ที่สดุ
คือประมาณ - 95 องศา C ที่ระดับ 80
กิโลเมตร
• ชัน้ บนสุดเรียกว่า MESOPAUSE
• ในบางครังจะมี
้ เมฆเรืองแสง
(NOCTILUCENT CLOUD) เกิดขึน้ โดย
เมฆนี้ ประกอบด้วยอนุภาคฝุ่ นละอองที่
มีน้าแข็งปกคลุมอยู่
17
http://www.mardiros.net/atmosphere/mesosphere.html
NOCTILUCENT CLOUD
18
THERMOSPHERE
• อยู ่ถ ัดจาก MESOSPHERE
้
ขึนไป
• แหล่งความร ้อนคือการ
่ าซทีเบาบางใน
่
ทีก๊
ระดับบน ดู ดซ ับร ังสี X
และ UV จากดวงอาทิตย ์
ทาให้มอ
ี ณ
ุ หภู มส
ิ ู ง และ
โมเลกุลของก๊าซ
แยกตัวออกเป็ น อะตอม
อิสระ
่ นตาม
้
• อุณหภู มเิ พิมขึ
ความสู งจนถึงระดับ 400 -
19
แหล่งพลังงานของบรรยากาศ
้
• พลังงานเกือบทังหมดของบรรยากาศ
ได้มา
จากดวงอาทิตย ์ ในลักษณะ ของการแผ่ร ังสี
่
คลืนแม่
เหล็กไฟฟ้า
• พลังงานความร ้อนภายในโลก พลังงานจาก
่ อย
่ ๆ เป็ นพลังงานทีน้
ดาว และ พลังงานอืน
่
มาก เมือเที
ยบกับพลังงานจากดวงอาทิตย ์
่ อยออกมาจากเมฆพายุฟ้า
• พลังงานทีปล่
คะนอง 1 ก้อน มีพลังงาน เทียบเท่ากับระเบิด
้ั ่ 2 จานวน
ปรมาณูในสมัยสงครามโลกครงที
100 ลู ก
20
ร ังสีจากดวงอาทิตย ์
• ประมาณ 99% ของร ังสีจากดวงอาทิตย ์ อยู ่
่ 0.15 - 4.0 MICRON ซึงถื
่ อเป็ น
ในช่วง ความยาวคลืน
่ น
้ ด ังนันร
้ ังสีจากดวงอาทิตย ์จึงเรียก
ร ังสี คลืนสั
ว่าเป็ น SHORT-WAVE RADIATION
้
่ นจากดวงอาทิ
ตย ์นี ้ แบ่งได้เป็ น
• ในร ังสีคลืนสั
ULTRAVIOLET (UV) 7% , VISIBLE 43% , INFRARED 49% และ x,
gamma, radio wave 1%
้
่ นจากดวงอาทิ
• ประมาณ 51% ของร ังสีคลืนสั
ตย ์
้
่
จะถูกดูดซ ับไว้โดยพืนโลก
ทีเหลื
อจะกลับสู ่
21
อวกาศโดยการสะท้อนหรือการกระเจิง
22
23
นา้ กับบรรยากาศ
Earth
Surface 70% Ocean and Lakes
Much of Land covered in Ice
Clouds - liquid droplets and Ice
Water
Strong influence on Temperature
(Convection + Hydrologic Cycle)
24
Water Vapor and Liquid Water
Gas**
Highly Compressible within Limits.
Limit Changes Its Phase.
Water Vapor Changes Phase at Ordinary
Temperatures Found on Earth.
Saturation**
Air Contains as Much Water as Possible.
25
Evaporation and Condensation
Evaporation
Water Molecules Break Surface and Escape
Condensation
Water Vapor Collides with Surface
Bonds with Adjacent Molecules
Saturation
Evaporation Rate = Condensation Rate
26
Sublimation and Deposition
Sublimation
Changes Phase Directly from Solid to Gas
Ice to Water Vapor
Deposition
Changes Phase Directly from Gas to Solid
Water Vapor to Ice
27
Homogeneous Nucleation
Highly Curved Droplets
Require Supersaturation to Keep From Evaporating away
Droplets
0.1 m - require RH* = 300% (Supersaturation of 200%)
1.0 m - require RH* = 110% (Supersaturation of 10%)
Supersaturation
Droplets Require High Humidity to Balance
Evaporation and Condensation
Pure Water
Can Be Achieved only By Chance Collisions and Bonding
Seldom Occurs
RH* = Relative Humidity
28
Heterogeneous Nucleation
Aerosols
Hygroscopic - Water Attracting Particles
Heterogeneous Nucleation
Formation of Water Droplets on Hygroscopic Aerosols
Condensation Nuclei
Condensation is the Dissolving of Condensation Nuclei into the
Water Forms a Solution
29
Condensation Nuclei
Natural
Continental Dust
Sea Salt
Volcanic Eruptions
Natural Fires
Marine Plankton
Human (More Northern Hemisphere)
Anthropogenic Burning
Transportation
Power Plants
Chemical Plants
30
Cooling The Air to the Dew Point
Most Important Mechanism For Cloud Formation
Lowering the Temperature to the Dew Point or Frost Point
Air Temperature Changes
1. Removal or Input of Heat
Diabatic Process
2. No Removal or Input of Heat
Adiabatic Process
31
Adiabatic Processes
• No Heat is Added or Removed - not diabatic
Changes in Temperature Without Changes in Energy
Common in Atmosphere
• Most Important Way to Form Clouds
32
Dry Adiabatic Lapse Rate
Unsaturated Air Rises
Surrounding Air Lower Pressure And Cooler therefore it
expands and Cools
33
DALR = 1.0°C per 100 meters (Constant for Dry Air)
Condensation and Dry Adiabatic Lapse Rate
Unsaturated Air Rises
Cools to Dew Point (Frost) and Condensation (Disposition) Occurs
Lifting Condensation Level (LCL)
34
Saturated Adiabatic Lapse Rate
SALR
Average Value is 0.5 °C per 100 meters
It is not Constant
Varies with Temperature
Higher Temperatures Produces a Lower Rate
Cooling Gives Lower Water Content
More Condensation and Release of Latent Heat
At Lower Temperatures Less to Release
Half of DALR
Release of Latent Heat Offsets Cooling By Expansion
35
Environmental Lapse Rate
Vertical Change in Temperature in Still Air
Troposphere Decreasing Temperature
Highly Variable
Day to Day
Place to Place
One Altitude To Another
Can Be Steep - Changes Rapidly
ELR = 0.5°C
DALR = 1.0°C
36
General Forms of Condensation
1. Dew
2. Frost
3. Frozen Dew
4. Fog
Radiation Fog
Advection Fog
Upslope Fog
Precipitation Fog
Steam Fog
5. Clouds
37
Clouds
Condensation Form: Clouds
Predominant Process:
Usually by lifting of air and adiabatic cooling.
Characteristics: Concentration of suspended droplets and/or
ice crystals in air well above the surface.
38
Formation of Clouds
Dew Point Lapse Rate (DPLR): -0.2°C / 100 m
Dry Adiabatic Lapse Rate (DALR): -1.0°C / 100 m
At Surface Dew point is 10°C and Air Temperature is 18°C
Temperatures Will be the Same at 1000 m
Lifting Condensation Level (LCL) is 1000 m where Cloud
Droplets Form.
In Another 50 m All the Condensation Nuclei are Used Up
and Any Additional Lifting will Only Increase Droplet
39
Size.
Dissipation of Clouds
Warms by
Saturated Adiabatic Lapse Rate (SALR): -0.5°C / 100 m
Reaches LCL and Warms by Dry Adiabatic Lapse Rate (DALR): 1.0°C / 100 m As All the droplets have evaporated.
Condensation and Dissipation are Reversible Except When Some of the
Moisture is Lost by Precipitation.
40
เมฆ
• เมื่อไอนา้ ในอากาศเปลีย่ นสถานะเป็ นละอองนา้ หรื อ นา้ แข็ง ก็จะเกิดเป็ น
เมฆขึน้ (เมฆไม่ ใช่ ไอนา้ ) เมฆเกิดขึน้ ได้ ในระดับความสู ง และรูปลักษณะ
ต่ างๆกัน
• เมฆแบ่ งออกได้ เป็ น 2 ประเภท คือเมฆก้อน (CUMULIFORM
CLOUD) และเมฆแผ่ น หรื อ เมฆชั้น (STRATIFORM CLOUD)
• เมฆก้อนมักจะปกคลุมท้ องฟ้ าเป็ นบริเวณแคบ ๆ และมีช่องว่ างระหว่ าง
เมฆแต่ ละก้อน
• เมฆชั้นจะปกคลุมท้ องฟ้ าเป็ นบริเวณกว้ างต่ อเนื่องกัน
• เมฆแบ่ งตามความสู งได้ เป็ น เมฆชั้นสู ง เมฆชั้นกลาง และเมฆชั้นต่า 41
ตระกู ลเมฆ
 ชั้นสู ง (6-18 กม.)
CIRRUS (Ci)
CIRROCUMULUS (Cc)
CIROSTRATUS (Cs)
 ชั้นต่า (ผิวพืน้ – 2 กม.)
NIMBOSTRATUS (Ns)
STRATOCUMULUS (Sc)
STRATUS (St)
 ชั้นกลาง (2-8 กม.)
ALTOCUMULUS (Ac)
ALTOSTRATUS (As)
 เมฆก่อตัวในแนวตั้ง (ผิวพืน้ – 18 กม.)
CUMULUS (Cu)
CUMULONIMBUS (Cb)
42
43
Cirrus
Composition: ice crystals
Appearance: fibrous
44
http://www.ucompass.com/met1010/lectures/013098/cloud.htm
Cirrostratus
Thin, sheet-like veil
Halo around sun or moon
45
http://www.ucompass.com/met1010/lectures/013098/cloud.htm
Cirrocumulus
Tightly packed cumuliform
elements
“Mackerel sky”
46
http://www.ucompass.com/met1010/lectures/013098/cloud.htm
Altostratus
Gray veil
“Watery” sun
47
http://www.ucompass.com/met1010/lectures/013098/cloud.htm
Altocumulus
Composition: supercooled water
and ice crystals
Appearance: thick puff
48
http://www.ucompass.com/met1010/lectures/013098/cloud.htm
Stratus
Composition: water droplets or ice
Appearance: thick gray,
featureless layaer (overcast)
49
http://www.ucompass.com/met1010/lectures/013098/cloud.htm
Stratocumulus
Layer-like, but showing some
cumuliform shape (flat blobs
or rolls)
50
http://www.ucompass.com/met1010/lectures/013098/cloud.htm
Nimbostratus
Thick, dark gray overcast
with rain or snow
51
http://www.ucompass.com/met1010/lectures/013098/cloud.htm
Cumulus
Generally puffy clouds
52
http://www.ucompass.com/met1010/lectures/013098/cloud.htm at low altitude
Cumulonimbus
Very tall cumuliform cloud
(“towering”) with rain, snow,
or hail showers
53
http://www.ucompass.com/met1010/lectures/013098/cloud.htm
54
55
56
57
58
การหมุนเวียนของระบบลมของโลก
General Circulation
การไหลเวียนที่เกิดขึ้นในชั้นบรรยากาศและมหาสมุทรเกิดจากพลังงานความร้อน
ที่โลกได้รับจากดวงอาทิตย์
59
• พลังงานความร้อนจากดวงอาทิตย์ที่พ้นื ผิวโลกได้รับในแต่ละพื้นที่จะ
แตกต่างกัน โดยบริ เวณขั้วโลกจะได้รับพลังงานแสงอาทิตย์นอ้ ยกว่าบริ เวณ
ที่อยูใ่ นละติจูดที่ต่ากว่า และในแถบศูนย์สูตรเป็ นบริ เวณที่ได้รับพลังงานจาก
ดวงอาทิตย์สูงที่สุด
• พลังงานความร้อนที่พ้นื ผิวโลกได้รับแตกต่างกันจะขึ้นอยูก่ บั หลายตัวการ
กล่าวคือ
– มุมที่รังสี ดวงอาทิตย์ตกกระทบกับพื้นผิว
– การเอียงของแกนของโลกเป็ นผลทาให้พ้นื ที่ในบริ เวณขั้วโลกมี
ระยะเวลาในการรับรังสี จากดวงอาทิตย์เพียง 6 เดือนต่อปี
– พื้นที่ที่เป็ นน้ าแข็ง เช่น อาร์คติก และ แอนตาร์คติก ทาให้มีการสะท้อน
รังสี จากดวงอาทิตย์กลับคืนสู่ อวกาศ
60
Radiation Budget at the top of
the Earth’s Atmosphere
Source:
61
http://apollo.lsc.vsc.edu/classes/met130/notes/chapter3/graphics/energybal4.free.gif
พิจารณาการไหลเวียนที่เกิดจากการยกตัวของอากาศ
เนื่องจากความร้อน (ไม่คิดการหมุนของโลก)
“การไหลเวียนโดยคิดเป็ นเซลเดียวกัน”
• การยกตัวของอากาศเนื่องจากความ
ร้อนทาให้เกิดลักษณะการรวมตัวกัน
ของมวลอากาศที่ยกตัวขึ้นในแนวตั้ง
ของแต่ละซีกโลก
• มีการถ่ายเทพลังงานจากบริ เวณเส้น
ศูนย์สูตรไปยังบริ เวณขั้วโลกทั้งสอง
Source:
http://apollo.lsc.vsc.edu/classes/met130
/notes/chapter11/single_cell.html
62
อะไรทาให้เกิดความคลาดเคลื่อนเนื่องจากการไหลเวียน
ของเซลเดียว?
• ผลจากการหมุนรอบตัวเองของโลกไม่ถูกนามาคานวณ
– การหมุนรอบตัวเองของโลกจะทาให้การเคลื่อนที่ของลมมีการหมุนเกิดขึ้น
– การหมุนรอบตัวเองของโลกจะทาให้ระบบในระดับสู งมีความเร็ วสู งกว่าใน
ระดับล่างและมีความเร็ วเพิม่ ขึ้นในบริ เวณใกล้ข้ วั โลก
63
รู ปแบบการหมุนเวียนของลมเนื่องจากการหมุนรอบตัวเองของโลก
Source:
http://apollo.lsc.vsc.edu/classes/met130/notes/chapter11/three_cell.html
64
ลักษณะการไหลเวียนของอากาศที่อยูร่ อบโลก
• Hadley cell (การยกตัวเนื่องจากการได้รับความร้อนโดยตรง)
– เป็ นลักษณะการไหลเวียนที่มีการหมุนเวียนตามแนวเส้นแวงเนื่องจากความร้อน
– อากาศจะมีการยกตัวขึ้นบริ เวณเส้นศูนย์สูตรและจมตัวใกล้กบั เส้นรุ ้ง ~ 30 องศา
– อธิบาย: ลมค้า (trade wind), ร่ องความกดอากาศต่า (ITCZ)
• Ferrel Cell (การยกตัวเนื่องจากอิทธิ พลทางอ้อมเนื่องจากความร้อน)
– เป็ นลักษณะการเคลื่อนที่ของอากาศเนื่องจากพลังงานในรู ปของโมเมนตัม
– อากาศจะมีการยกตัวขึ้นบริ เวณใกล้กบั เส้นรุ ้ง ~ 60 องศา และจมตัวบริ เวณเส้นรุ ้ง
~ 30 องศา
– อธิบาย: ลมตะวันตกบริ เวณเส้นรุ ้ง 30-60 องศา
65
• ลมอ่อนใกล้กบั เส้นศูนย์สูตร
– Equator (doldrums)
– 30 degrees (horse latitudes)
• บริ เวณที่อยูร่ ะหว่าง cold polar air and mid-latitude
warmer air เรี ยกว่า polar front
66
67
68
สรุ ป การเคลื่อนที่ของอากาศรอบโลก
• ความแตกต่างของปริ มาณรังสี แสงอาทิตย์ในแต่ละส่ วนของโลกได้รับระหว่าง
ขั้วโลก และ บริ เวณศูนย์สูตร ทาให้เกิดการเคลื่อนที่เพื่อเป็ นการถ่ายเท
ปริ มาณความร้อนไปยังบริ เวณขั้วโลก
• Hadley cell, เกิดจากการเคลื่อนตัวของอากาศที่อุ่นกว่าไปยังบริ เวณขั้ว
โลก
• Ferrel cell เป็ นการเคลื่อนที่เนื่องจากความร้อนและโมเมนตัมโดยการ
ไหลเวียนของอากาศกลุ่มเล็ก ๆ (Eddy)
• ในซี กโลกเหนือ การไหลเวียนของอากาศจะมีทิศทางเวียนขวา และซี กโลก
ใต้จะหมุนในทางตรงกันข้าม
– Pole to pole Hadley cell is unstable in the
presence of rotation
– rotation yields trade winds; surface westerlies in
NH; upper tropospheric jets
69
Air Mass Properties
• Air masses take on the properties of the underlying
surface
• Air masses are classified according to their
location of origin
• Geographical Characteristics
– Tropical, Polar, Arctic
• Surface Properties
– Maritime, continental
• Source region characteristics most prevalent if air
mass remain over source region for a long period
70
Air Mass Classifications
• cP - continental Polar
– Cold, dry, stable
• mP - miritime Polar
– Cool, moist, unstable
• mT - maritime Tropical
– Warm, moist, usually unstable
• cT - continental Tropical
– Hot, dry
– Stable air aloft, unstable surface air
71
Air Mass Source Regions
Source:
72
http://www.uwsp.edu/geo/faculty/ritter/geog101/textbook/weather_systems/air_masses_t
The Pineapple Express brings
heavy rain
• Warm, moist mT air
moves into California on
Jan. 1, 1997
• Heavy flooding caused
100,000 people to flee
their homes
• Yesemite NP
experienced nearly
$200 million in damages
and was closed for two
months
73
Air mass characteristics can
differ tremendously
74
Fronts
A Front - is the boundary between air massed; normally refers to where
this interface intersects the ground (in all cases except stationary fronts,
the symbols are placed pointing to the direction of movement of the
interface (front))
75
Characteristics of Fronts
• A cross the front - look for one more of
the following:
– Change of Temperature
– Change of Moisture characteristic
• RH, Td
– Change of Wind Direction
– Change in direction of Pressure
Gradient
– Characteristic Precipitation Patterns
76
How do we decide what kind
of front it is?
• From the vantage point of the ground, if warm
air replaces colder air, the front is a warm front
• If cold air replaces warmer air, the front is a cold
front
• If the front does not move, it is a stationary front
• Occluded fronts do not intersect the ground; the
interface between the air masses is aloft
77
Typical Cold Front Structure
• Cold air replaces warm; leading edge is steep
in fast-moving front shown below due to
friction at the ground
– Strong vertical motion an unstable air forms
cumuliform clouds
– Upper level winds blow ice crystals
downwind creating cirrus and cirrostratus
• Slower moving fronts have less steep
boundaries and less vertically developed
clouds may form if warm air is stable
78
Typical Warm Front Structure
• In an advancing warm front, warm air rides up
over colder air at the surface; slope is not
usually very steep
• Lifting of the warm air produces clouds and
precipitation well in advance of boundary
• At different point along the warm/cold air
interface, the precipitation will experience
different temperature histories as it falls to the
ground
79
COLD FRONT
WARM FRONT
80
Mid-latitude Cyclone Frontal Structure
81
Mature Wave Cyclone
82
Partially occluded wave cyclone
• Cold-occluded front
• Approach brings weather
sequence like a warm front
• Frontal passage brings weather
more like a cold front
• Warm-occluded fronts
also possible
83
84
Scale of Motion
• Microscale : meters
– Turbulent eddies
• Formed by mechanical disturbance or convection
• Lifetimes of minutes
• Mesoscale : km’s to 100’s of km’s
– Local winds and circulaitons
• Land/sea breeze, mountain/valley winds, thunderstorm,
tornadoes
• Lifetimes of minutesto hours
• Synoptic scale : 100’s to 1000’s of km’s
– Circulations around high and low pressure systems
• Lifetimes of days to weeks
• Global scale : systems ranging over entire globe85
Sea and Land Breezes
• Sea and land breeze
– Mesoscale coastal winds
– Thermal circulations driven by differential
heating/cooling of adjacent land and water surfaces
– Most prevalent when/where solar heating is strong
• Sea breeze development
– Solar heating raises land temperature more than •Sea breezes
water
•Cool coastal comunities
– Air in contact with land warms and rises
•Bring more humid air
– Cooler (denser) sea air move in to replace rising air
•Haze
over land
•Fog
– Air sinking over the water in response to surface air
•Often produce summer thunderstorms
movement, producing return circulation (land-to-sea
inland from the coast
86
breeze) aloft
Sea / Land breezes
• Covering gulf of Mexico and Atlantic sea
breezes produce uplift and thunderstorm
development in Florida
– Disruption of sea breezes reduces rainfall
and can lead to a bad fire season
• Land breeze form at night due to stronger
radiative cooling of the land surface
leading to sinking and offshore flow of
this cooler air mass with return flow aloft
87
The monsoon
• Monsoon winds are
– Seasonal
– Common in eastern and southern Asia
– Similar to huge land/sea breeze systems
• During winter strong cooling produces a shallow
high pressure area over Siberia
– Subsidence, clockwise circulation and flow out from
the high provide fair weather for southern and
eastern Asia
• During summer, air over the continent heats and
rises, drawing moist air in from the oceans
– Convergence and topography produce lifting and
heavy rain formation
88
Mountain/Valley winds
• Sunlight heats mountain slopes during the day
and they cool by radiation at night
• Air in contact with surface is heated/cooled in
response
• A difference in air density is produced
between air next to the mountainside and air
at the same altitude away from the mountain
• Density difference produces upslope (day) or
downslope (night) flow
• Daily upslope/downslope wind cycle is
strongest in clear summer weather when
prevailing winds are light
89
Dynamic process of the atmosphere
90
แรงต่าง ๆ ที่มีอิทธิพลต่อการเคลื่อนที่
• CORIOLIS FORCE (เป็ นฟังก์ชนั ของค่าละติจูด, ความเร็ วของวัตถุ)
• PRESSURE GRADIENT FORCE (PGF)
Pressure Gradient = (P2 – P1) / (X2 – x1)
PGF: Pressure=Force/area
=> Force=area x pressure
= volume x pressure gradient
(pressure gradient is change in pressure per unit distance)
=> Force = (mass/density) x pressure gradient
• GRAVITY
• CENTIPITAL FORCE
• FRICTION
91
Coriolis Force
• Objects, or parcels of air or water, moving relative to the Earth’s
rotation (i.e. that we, as observers on the rotating Earth, see as
moving) experience an additional centrifugal force. It is this force
that is called the Coriolis Force. While the Coriolis force has the
same mathematical form for northward and eastward motion the
physical explanation is best presented differently:
92
Geostrophic wind
(NH)
Vg
Geostrophic wind blows parallel to isobars or height contours
Vg : steady-state wind blowing such that PGF is exactly balanced by Fcor
93
Source: http://ww2010.atmos.uiuc.edu/(Gh)/guides/mtr/fw/geos.rxml
Geostrophic balance
94
Thermal Wind
Thermal Circulations
• As discussed earlier, winds blow because of differences in
atmospheric pressure. Pressure gradients may develop on a
local to a global scale because of differences in the heating and
cooling of the Earth's surface. Heating and cooling cycles that
develop daily or annually can create several common local or
regional thermal wind systems. The basic circulation system that
develops is described in the generic illustrations below.
95
Thermal wind
Cross-section of the atmosphere with uniform horizontal atmospheric pressure.
http://www.physicalgeography.net/fundamentals/7o.html
96
Thermal Circulation
Atmospheric circulation caused by the heating and cooling of air.
Thermal High :
Area of low pressure in the atmosphere
caused by surface temperatures.
Development of air flow in the upper atmosphere because of surface heating.
Thermal Low :
Area of high pressure in the atmosphere
caused by surface temperatures.
Development of a closed atmospheric circulation cell because of surface heating.
http://www.physicalgeography.net/fundamentals/7o.html
97
Daytime development of sea breeze
Nighttime development of land breeze
http://www.physicalgeography.net/fundamentals/7o.html
98
Daytime development of valley breeze
Nightime development of mountain breeze
http://www.physicalgeography.net/fundamentals/7o.html
99
Winter and Summer monsoon wind patterns for
southeast Asia (large scale thermal wind)
http://www.physicalgeography.net/fundamentals/7o.html
100
The Gradient Wind
 When isobars are curved the geostrophic wind follows a curved
path - the air/water is subject to a centrifugal force as well!
 The gradient wind for anticyclonic flow is stronger than the
geostrophic wind but for cyclonic flow is weaker
101
Gradient Winds
102
พายุหมุนเขตร้ อน
• พายหุ มุนเขตร้ อน บริเวณทีม่ ีลมพัดเวียนเข้ าหาศูนย์ กลางของ
บริเวณ ความกดอากาศต่าในระดับล่าง และมีลมพัดเวียนออกจาก
ศูนย์ กลาง ในระดับบน มีลกั ษณะอากาศทีร่ ุนแรงเป็ นบริเวณกว้ าง
ฝนหนัก ลมแรง
• พายุหมุนเขตร้ อนมีแหล่งกาเนิดในทะเลเท่ านั้น แต่ อาจเคลื่อนตัว
เข้ าสู่ แผ่ นดินได้
• แบ่ งตามความเร็วลมได้ 3 ระดับ คือ DEPRESSION, TROPICAL
STORM, และ TYPHOON หรื อ HURRICANE หรื อ CYCLONE
103
พายุหมุนเขตร้ อน
• พายหุ มุนเขตร้ อน บริเวณทีม่ ีลมพัดเวียนเข้ าหาศูนย์ กลางของ
บริเวณ ความกดอากาศต่าในระดับล่าง และมีลมพัดเวียนออกจาก
ศูนย์ กลาง ในระดับบน มีลกั ษณะอากาศทีร่ ุนแรงเป็ นบริเวณกว้ าง
ฝนหนัก ลมแรง
• พายุหมุนเขตร้ อนมีแหล่งกาเนิดในทะเลเท่ านั้น แต่ อาจเคลื่อนตัว
เข้ าสู่ แผ่ นดินได้
• แบ่ งตามความเร็วลมได้ 3 ระดับ คือ DEPRESSION, TROPICAL
STORM, และ TYPHOON หรื อ HURRICANE หรื อ CYCLONE
104
ประเภทของพายุหมุนเขตร้ อน
• DEPRESSION ความเร็วลมน้ อยกว่ า 61 กม./ชั่วโมง
• TROPICAL STORM ความเร็วลม 61-119 กม./ชั่วโมง
• TYPHOON, HURRICANE, CYCLONE
ความเร็วลมมากกว่ า 119 กม./ชั่วโมงขึน้ ไป
• TYPHOON บริเวณมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตก
• HURRICANE มหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก และแอตแลนติก
• CYCLONE มหาสมุทรอินเดีย
105
106
Left picture from the wonders of the weather by Bob Crowder
107
108
109
Tropical Cyclone
110
111
The Southern Oscillation
Before 1950, Scientists noted that an inverse relationship existed in the surface
atmospheric pressure observations at Darwin, Australia and Tahiti.
- As air pressure increased at Darwin, it decreased at Tahiti and vice versa.
- The Southern Oscillation Index tracks these pressure changes.
- SOI = PDarwin - PTahiti
It was noted that during large positive values, Floods were common in Australia while
Droughts occurred during large negative events.
- Of main concern were the droughts which devastated crop production in Australia.
112
SOI and El Nino
It was not until the 1960’s that the link between the SOI and El Nino was discovered.
- It was theorized that Sea Surface Temperatures (SSTs)
in the Equatorial Pacific waters increased beyond normal conditions during
negative SOI periods.
- These warmer SST values result in a disruption of normal
surface pressure values as well as cloud and precipitation patterns.
This Phenomena was also noted by Peruvian fisherman, and since it seemed to occur
near the time of Christmas, they called it El Nino.
- El Nino events led to reduced catches for the fisherman
113
The Impacts of El Nino
Even though El Nino is a warming of water in the PacificOcean at the
equator, the effects are GLOBAL.
- Thus, a strong Perturbation in the ocean waters, leads to a local
change in atmospheric pressure.
- However, if the atmosphere is affected in one location, that sets off
a “chain reaction” or “domino affect” which impacts weather patterns far
removed from the originally affected area.
- This phenomena is called Teleconnections.
- This was graphically shown in the strong El Nino of 1982 - 1983.
114
La Nina
During the 1990’s scientists began to recognize that the unusually Cold Water events
that also occurred also greatly affect global weather patterns.
- Called La Nina in reference to El Nino, also called El Viejo (the cold).
- These colder SST values also result in a disruption of normal surface
pressure values as well as cloud and precipitation patterns.
The impacts near and around the equator tend to be opposite of El Nino.
115
El Nino Southern Oscillation (ENSO)
• Trade winds promote cold water upwelling in eastern tropical Pacific
– Cool, deep water is nutrient rich and supports rich ecosystem (plankton, fish,
birds,…)
• Weaker trades lead to weaker upwelling. Warm nutrient-poor tropical
water replaces the cold, nutrient-rich water.
• Every few years this El Nino (surface warming) persists and is
widespread
– Huge ecosystem and economic losses
– Alters weather pattern over a large region
116
http://www.cdc.noaa.gov/people/klaus.wolter/MEI/
117
Strong Trade Winds
Surface water flow towards west
Convection over western Pacific
Warm Pool over western Pacific
Cool SST’s over Northern South
America and Southern US Coasts
Weak Trade Winds
Surface water flow toward east
Convection shifts to central Pacific
Warm Pool shifts to central Pacific
Warm SST’s over Northern Southern
America and Southern US Coasts
Source: http://www.pmel.noaa.gov/tao/elnino/nino_normal.html
118
Sea Surface Temperature
Anomalies
119
Why do we care about ENSO?
• Global impacts on weather.
• Long timescale (months) yields improved seasonal predicition.
120
Impacts of El Nino
• Droughts
– Fires
– Agricultural productivity
– Water supply
• Extreme Precipitation
– Floods
– Erosions
– Disease
• Impacts through marine food chain
– Natural ecological responses
– Economics
121