Efekty średniej ruchomej

Wykładnicza średnia ruchoma strategia - jak korzystać z EMA na rynku Forex Aktualizacja: 26 maja 2018 o 13:58 Jest to drugi artykuł z naszej serii EMA. Jeśli już tego nie zrobiłeś, sugerujemy sprawdzenie pierwszego artykułu na temat wskaźnika EMA. W tym artykule omówiliśmy tło wskaźnika Exponential Moving Average, EMA, sposobu jego obliczania i sposobu wyświetlania wykresu. EMA została zaprojektowana w celu złagodzenia skutków zmienności cen i stworzenia jaśniejszego obrazu zmieniających się trendów cenowych. Handlowcy używają EMA, czasami w porozumieniu z inną EMA przez inny okres, aby zasygnalizować potwierdzenie zmiany w zachowaniach cenowych. Zaletą wskaźnika EMA jest jego wizualna prostota. Handlowcy mogą szybko ocenić dominujący trend zachowania cen od kierunku EMA. Należy zachować ostrożność, ponieważ EMA jest opóźnionym wskaźnikiem i może nie dostosować się szybko do zmienności na rynku. Wskaźnik EMA zareaguje szybciej niż SMA o podobnych ustawieniach, ponieważ ostatnie ceny mają większą wagę. Jak odczytać wykres EMA EMA działa najlepiej, gdy istnieje silny trend obecny przez długi czas, jak na powyższym wykresie 15-minutowym GBPUSD. Czerwona linia EMA podąża za trendem rosnącym, leżąc poniżej i tworząc nachyloną linię nośną, dopóki trend nie zacznie odwracać kierunku. Opóźniająca tendencja tego wskaźnika jest podkreślana w drugiej części wykresu, gdy ceny spadały bardzo szybko. Ustawienie okresu wynosi 28 na powyższej tabeli. Niebieska linia EMA ma ustawienie 13 i reaguje szybciej. Fałszywe sygnały będą dominować, jeśli EMA zostanie wykorzystana na rynku o tendencji zwyżkowej lub bocznej, w szczególności o krótkim ustawieniu. Kluczowymi punktami odniesienia są moment, w którym EMA przechodzi przez świeczniki cenowe lub inną EMA. Jeśli ceny idą w górę i dochodzi do zwrotnicy, jest to postrzegane jako sygnał Kupuj i na odwrót. Jak w przypadku każdego wskaźnika technicznego. wykres EMA nigdy nie będzie miał 100 poprawności. Fałszywe sygnały mogą wystąpić, ale pozytywne sygnały są wystarczająco spójne, aby dać handlarzowi forex przewagę. Umiejętność interpretowania i rozumienia alertów EMA musi być rozwijana w miarę upływu czasu, a uzupełnianie narzędzia EMA innym wskaźnikiem jest zawsze zalecane w celu dalszego potwierdzenia potencjalnych zmian trendów. W następnym artykule na temat wskaźnika EMA razem zestawimy wszystkie te informacje, aby zilustrować prosty system transakcyjny wykorzystujący analizę EMA. Oświadczenie o ryzyku: Handel Forex na marży wiąże się z wysokim poziomem ryzyka i może nie być odpowiedni dla wszystkich inwestorów. Istnieje możliwość, że stracisz więcej niż początkowy depozyt. Wysoki stopień dźwigni może działać zarówno przeciwko Tobie, jak i Tobie. OptiLab Partners AB Fatburs Brunnsgata 31 118 28 Sztokholm Szwecja Handel dewizami na marży wiąże się z wysokim poziomem ryzyka i może nie być odpowiedni dla wszystkich inwestorów. Wysoki stopień dźwigni może działać zarówno przeciwko Tobie, jak i Tobie. Przed podjęciem decyzji o zainwestowaniu w walutę obcą należy starannie rozważyć cele inwestycyjne, poziom doświadczenia i apetyt na ryzyko. Żadne informacje ani opinie zawarte na tej stronie nie powinny być traktowane jako zachęta lub oferta kupna lub sprzedaży waluty, kapitału własnego lub innych instrumentów finansowych lub usług. Wyniki osiągnięte w przeszłości nie stanowią wskazania ani gwarancji przyszłych wyników. Przeczytaj nasze prawne wyłączenie odpowiedzialności. kopia 2017 OptiLab Partners AB. Wszelkie prawa zastrzeżone. Podstawowe zasady Powietrze jest mieszaniną kilku gazów. Po całkowitym wysuszeniu około 78 azotu i 21 tlenu. Pozostałe 1 to inne gazy, takie jak argon, dwutlenek węgla, neon, hel i inne. Jednak w naturze powietrze nigdy nie jest całkowicie suche. Zawiera zawsze parę wodną w ilościach od prawie zerowych do 5 objętościowych. Wraz ze wzrostem zawartości pary wodnej inne gazy zmniejszają się proporcjonalnie. Struktura pionowa Atmosfera jest podzielona na warstwy lub kulki według cech wyeksponowanych w tych warstwach. Troposfera to warstwa od powierzchni do średniej wysokości około 7 mi. Charakteryzuje się ogólnym spadkiem temperatury wraz ze wzrostem wysokości. Wysokość troposfery zmienia się wraz z szerokością geograficzną i porami roku. Nachylenie wynosi od około 20 000 stóp przez bieguny do około 65 000 stóp nad równikiem i jest wyższe latem niż zimą. Na szczycie troposfery znajduje się tropopauza. bardzo cienka warstwa wyznaczająca granicę między troposferą a warstwą powyżej. Zależność między wysokością tropopauzy a niektórymi zjawiskami pogodowymi została udokumentowana. Powyżej tropopauzy znajduje się stratosfera. Warstwa ta charakteryzuje się stosunkowo niewielkimi zmianami temperatury wraz z wysokością, z wyjątkiem trendu ocieplenia w górnej części. Powietrze jest materią i ma wagę. Ponieważ jest gazowy, jest ściśliwy. Ciśnienie atmosferyczne wywierane na powierzchnię jest wynikiem ciężaru powietrza powyżej. Tak więc powietrze w pobliżu powierzchni jest znacznie gęstsze niż powietrze na dużych wysokościach. TEMPERATURA Skale temperatury Dwie powszechnie stosowane skale temperatury to Celsjusza (x00B0C) lub Celsjusza i Fahrenheita (x00B0F). Skala Celsjusza jest wykorzystywana wyłącznie do wysokich temperatur powietrza i szybko staje się światowym standardem także dla temperatur powierzchni. Tradycyjnie, dwa powszechne odniesienia temperaturowe to temperatura topnienia czystego lodu i temperatura wrzenia czystej wody na poziomie morza. Temperatura topnienia lodu wynosi 32x00B0F (0x00B0C), a temperatura wrzenia wody wynosi 212x00B0F (100x00B0C). Zatem różnica między topnieniem a gotowaniem wynosi 100x00B0C, lub 180x00B0F stosunek między stopniami Celsjusza i Fahrenheita wynosi 100180 lub 59. Ponieważ 0x00B0F jest 32x00B0F zimniejszy niż 0x00B0C, musisz zastosować tę różnicę podczas porównywania temperatur na dwóch skalach. Możesz konwertować z jednej skali na drugą, używając jednej z następujących formuł: C 59 (F x2212 32) lub F 95 C 32 gdzie C to stopnie C i F to stopnie Fahrenheita. Ciepło i temperatura Ciepło jest formą energii. Gdy substancja zawiera ciepło, wykazuje właściwość, która jest mierzona jako temperatura x2017 stopnia x0022hotności x100 lub x0022 x xold. X0022 Określona ilość ciepła pochłoniętego przez substancję lub usuniętego z niej podnosi lub obniża jej temperaturę o określoną ilość. Jednak zmiana temperatury zależy od charakterystyki substancji. Każda substancja ma swoją unikalną zmianę temperatury dla określonej zmiany ciepła. Na przykład, jeśli powierzchnia ziemi i powierzchnia wody mają tę samą temperaturę i dodaje się taką samą ilość ciepła, powierzchnia lądu staje się gorętsza niż powierzchnia wody. Odwrotnie, przy równomiernej utracie ciepła ziemia staje się zimniejsza niż woda. Ziemia otrzymuje energię ze Słońca w postaci promieniowania słonecznego. Ziemia i jej atmosfera odbijają około 55 promieniowania i pochłaniają pozostałe 45, przekształcając je w ciepło. Ziemia z kolei promieniuje energią, a to promieniowanie wychodzące jest promieniowaniem ziemskim. Jest oczywiste, że średnie ciepło uzyskane z promieniowania słonecznego musi równać się utracie ciepła przez promieniowanie ziemskie, aby powstrzymać Ziemię przed coraz gorętszym lub zimniejszym. Jednak ta równowaga jest globalna, regionalna i lokalna nierównowaga, która powoduje wahania temperatury, należy również rozważyć. Zmiany temperatury Ilość energii słonecznej odbieranej przez dowolny region zmienia się w zależności od pory dnia, pory roku i szerokości geograficznej. Te różnice w energii słonecznej powodują zmiany temperatury. Temperatury (dzięki uprzejmości Sił Powietrznych Stanów Zjednoczonych) również różnią się w zależności od różnic powierzchni topograficznej i wysokości. Te zmiany temperatury tworzą siły, które napędzają atmosferę w jej nieskończonych ruchach. Nocna (dobowa) zmiana temperatury Dobowa zmienność to zmiana temperatury z dnia na noc spowodowana codzienną rotacją Ziemi. Ziemia otrzymuje ciepło w ciągu dnia z promieniowania słonecznego, ale stale traci ciepło przez promieniowanie ziemskie. Ocieplenie i chłodzenie zależy od braku równowagi promieniowania słonecznego i lądowego. W ciągu dnia promieniowanie słoneczne przekracza promieniowanie naziemne, a powierzchnia staje się cieplejsza. Nocą promieniowanie słoneczne ustaje, ale promieniowanie naziemne trwa nadal i chłodzi powierzchnię. Chłodzenie trwa po wschodzie słońca, aż promieniowanie słoneczne ponownie przekroczy promieniowanie naziemne. Minimalna temperatura zazwyczaj występuje po wschodzie słońca, czasami nawet po godzinie. Kontynuacja chłodzenia po wschodzie słońca jest jednym z powodów, że mgła czasami formuje się krótko po tym, jak Słońce znajdzie się nad horyzontem. Sezonowa zmiana temperatury Oprócz codziennej rotacji, Ziemia obraca się na całej orbicie wokół Słońca raz w roku. Ponieważ oś Ziemi przechyla się na płaszczyznę orbity, kąt padania promieniowania słonecznego zmienia się sezonowo między półkulami. Półkula północna jest cieplejsza w czerwcu, lipcu i sierpniu, ponieważ otrzymuje więcej energii słonecznej niż półkuli południowej. W grudniu, styczniu i lutym przeciwieństwem jest truex2017, półkula południowa otrzymuje więcej energii słonecznej i jest cieplejsza. Zmiana temperatury wraz z szerokością geograficzną Kształt Ziemi powoduje geograficzną zmianę kąta padania promieniowania słonecznego. Ponieważ Ziemia jest zasadniczo sferyczna, Słońce znajduje się bliżej nad głową w regionach równikowych niż na wyższych szerokościach geograficznych. Regiony równikowe odbierają zatem najbardziej promieniującą energię i są najcieplejsze. Ukośne promienie Słońca na wyższych szerokościach geograficznych dostarczają mniej energii na danym obszarze, przy czym najmniej odbierane są na biegunach. Temperatura zmienia się w zależności od szerokości geograficznej od ciepłego równika do zimnych biegunów. Zmiany temperatury w topografii Niezwiązane z ruchem lub kształtem Ziemi są zmiany temperatury wywołane przez wodę i ukształtowanie terenu. Woda pochłania i promieniuje energię przy mniejszej zmianie temperatury niż ziemia. Duże, głębokie zbiorniki wodne mają tendencję do minimalizowania zmian temperatury, podczas gdy kontynenty sprzyjają dużym zmianom. Mokra gleba, taka jak na bagnach i bagnach, jest prawie tak samo skuteczna jak woda w tłumieniu zmian temperatury. Gruba roślinność ma tendencję do kontrolowania zmian temperatury, ponieważ zawiera trochę wody, a także izoluje przed przenikaniem ciepła między gruntem a atmosferą. Suche, jałowe powierzchnie pozwalają na największe zmiany temperatury. Te topograficzne wpływy są dobowe i sezonowe. Przykładowo, różnica między dziennym maksimum i minimum może wynosić 10x00B0F lub mniej w stosunku do wody, w pobliżu linii brzegowej lub przez bagno lub bagno, podczas gdy różnica w wysokości 50x00B0F lub więcej jest powszechna w przypadku pustyń skalistych lub piaszczystych. Na półkuli północnej w lipcu temperatura na kontynentach jest wyższa niż na oceanach w styczniu jest niższa niż na oceanach. Odwrotna sytuacja występuje na półkuli południowej, ale nie tak wyraźna z powodu większej powierzchni wody na półkuli południowej. Aby porównać wpływ ziemi i wody na wahania temperatury sezonowej, rozważ północną Azję i południową Kalifornię w pobliżu San Diego. W głębokim kontynentalnym wnętrzu północnej Azji, średnia temperatura w lipcu wynosi około 50x00B0F, a średnia w styczniu około -30x00B0F. Zakres sezonowy wynosi około 80x00B0F. W pobliżu San Diego, ze względu na bliskość Pacyfiku, średnia w lipcu wynosi około 70x00B0F, a średnia w styczniu około 50x00B0F. Odmiana sezonowa to tylko około 20x00B0F. Dominujący wiatr jest również czynnikiem kontroli temperatury. W obszarze, gdzie dominujące wiatry pochodzą z dużych zbiorników wodnych, zmiany temperatury są raczej niewielkie. Większość wysp ma dość stałą temperaturę. Z drugiej strony, zmiany temperatury są bardziej wyraźne, gdy dominujący wiatr pochodzi z suchych, jałowych regionów. Powietrze powoli przenosi ciepło z powierzchni ku górze. Tak więc zmiany temperatury w górze są bardziej stopniowe niż na powierzchni. Zmiana temperatury wraz z wysokością Temperatura zwykle spada wraz ze wzrostem wysokości w całej troposferze. Ten spadek temperatury wraz z wysokością jest definiowany jako współczynnik wygaśnięcia. Średnie obniżenie temperatury x2017stopniowa stopa x2017 w troposferze wynosi 3,6 x 0,050F na 1000 stóp, ale ponieważ jest to średnia, dokładna wartość rzadko istnieje. W rzeczywistości temperatura czasem wzrasta wraz z wysokością przez warstwę. Wzrost temperatury wraz z wysokością jest zdefiniowany jako inwersja, to znaczy współczynnik odwrócenia jest odwrócony. Inwersja często rozwija się blisko ziemi w jasne, chłodne noce, gdy wiatr jest lekki. Ziemia promieniuje i chłodzi znacznie szybciej niż powietrze leżące nad nią. Powietrze w kontakcie z podłożem staje się zimne, a temperatura kilkuset stóp powyżej zmienia się bardzo niewiele. Tak więc temperatura wzrasta wraz z wysokością. Odwrócenia mogą również wystąpić na dowolnej wysokości, gdy warunki są sprzyjające. Na przykład prąd ciepłego powietrza, który wznosi się nad powierzchnią zimnego powietrza w pobliżu powierzchni, wywołuje inwersję w górę. Inwersje są powszechne w stratosferze. CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE x0026 BAROMETR Ciśnienie atmosferyczne Ciśnienie atmosferyczne jest siłą na jednostkę powierzchni wywieraną przez masę atmosfery. Ponieważ powietrze nie jest stałe, nie można go ważyć za pomocą konwencjonalnych wag. Toricelli udowodnił trzy wieki temu, że może zważyć atmosferę, równoważąc ją z kolumną rtęci. W rzeczywistości mierzył ciśnienie, przekształcając go bezpośrednio na wagę. Ciśnienie pomiarowe Instrumentem Toricellego przeznaczonym do pomiaru ciśnienia jest barometr. Usługi meteorologiczne i społeczność lotnicza stosują dwa rodzaje barometrów do pomiaru ciśnieniax2017 rtęci i aneroidów. Barometr rtęciowy składa się z otwartego naczynia z rtęcią umieszczonego w otwartym końcu rurki ze szkła próżniowego. Ciśnienie atmosferyczne powoduje wzrost rtęci w rurze. Na stacjach w pobliżu poziomu morza kolumna rtęci wzrasta średnio do wysokości 29,92 cala. Innymi słowy kolumna rtęci o tej wysokości waży taką samą kolumnę powietrza o tym samym przekroju, co kolumna rtęci i rozciągając się od poziomu morza do szczytu atmosfery. Dlaczego rtęć jest używana w barometrze Mercury jest najcięższą dostępną substancją, która pozostaje płynna w zwykłych temperaturach. Pozwala to na uzyskanie odpowiedniego rozmiaru urządzenia. Można by użyć wody, ale na poziomie morza słup wody miałby około 34 stóp wysokości. Barometr aneroidowy zawiera podstawowe cechy elastycznej metalowej celi i mechanizmu rejestrującego. Komórka jest częściowo opróżniona i kurczy się lub rozszerza pod wpływem ciśnienia. Aneroid składa się z częściowo opróżnionego ogniwa metalowego, które kurczy się i rozszerza wraz ze zmianą ciśnienia, oraz mechanizmu sprzęgającego, który napędza wskaźnik wzdłuż skali wyskalowanej w jednostkach ciśnienia. (Fot. Steve Nicklas, dzięki uprzejmości Centralnej Biblioteki Narodowej Oceanic i Atmosfery (NOAA).) Zmiany. Jeden koniec komórki jest stały, podczas gdy drugi koniec porusza mechanizmem rejestrującym. Mechanizm sprzęgający powiększa ruch komórki, kierując wskazówką wzdłuż skali wyskalowanej w jednostkach ciśnienia. Jednostki ciśnienia Ciśnienie wyraża się na wiele sposobów na całym świecie. Zastosowany termin zależy w pewnym stopniu od zastosowania i systemu pomiaru. Dwie popularne jednostki to cale rtęci lub milimetry słupa rtęci. Ponieważ ciśnienie jest siłą na jednostkę powierzchni, bardziej wyraźnym wyrażeniem ciśnienia jest funt na cal kwadratowy (lbin2) lub gram na centymetr kwadratowy (gcm 2). Termin millibar (mb) precyzyjnie wyraża ciśnienie jako siłę na jednostkę powierzchni, 1 mb to siła 1000 dyn na centymetr kwadratowy. Młynek szybko staje się uniwersalną jednostką ciśnienia. Ciśnienie w stacji Ciśnienie może być mierzone tylko w punkcie pomiaru. Ciśnienie mierzone na stacji lub lotnisku to ciśnienie w stacji lub rzeczywiste ciśnienie na wysokości pola. Zmiana ciśnienia Ciśnienie zmienia się w zależności od wysokości i temperatury powietrza, a także z innych mniejszych wpływów. Przechodząc w górę przez atmosferę, ciężar powietrza powyżej staje się coraz mniejszy. Na wysokości kilku tysięcy stóp troposfery ciśnienie spada o około 1% rtęci na każde 1000 stóp wzrostu wysokości. Na poziomie morza średnie ciśnienie wynosi około 14,7 lbin 2. Stwierdzono, że ciśnienie spadnie o połowę na każde zwiększenie wysokości o 18,000 stóp. Tak więc, przy 18 000 stóp, możemy oczekiwać średniego ciśnienia około 7,4 lb2 i 36000 stóp, ciśnienia jedynie 3,7 lbn2 i tak dalej. Ciśnienie na poziomie morza Ponieważ ciśnienie zmienia się w zależności od wysokości, porównywanie ciśnień stacji między stacjami na różnych wysokościach nie jest łatwe. Aby były porównywalne, odczyty ciśnienia muszą być dostosowane do pewnego wspólnego poziomu. Średni poziom morza wydaje się najbardziej realnym wspólnym odniesieniem. Ciśnienie zmierzone na wysokości 5000 stóp wynosi 25 in ciśnienia wzrasta około 1 na każde 1000 stóp lub łącznie 5 cali. Ciśnienie na poziomie morza wynosi w przybliżeniu 25 5 lub 30 cali. Obserwator pogody bierze pod uwagę temperaturę i inne efekty , ale ten uproszczony przykład wyjaśnia podstawową zasadę redukcji ciśnienia na poziomie morza. Ciśnienie na poziomie morza jest zwykle wyrażane w milibarach. Standardowe ciśnienie na poziomie morza wynosi 1 013,2 mb, 29,9 in w przypadku rtęci lub około 14,7 lbin 2. Analiza ciśnienia (z zastosowaniem izobar) Ciśnienie na poziomie morza jest zwykle nanoszone na mapę, a linie są rysowane tak samo jak punkty łączące. Te linie równego ciśnienia są izobarami. W związku z tym mapa powierzchni jest analizą izobaryczną ukazującą możliwe do zidentyfikowania, zorganizowane wzorce ciśnienia. Pięć systemów ciśnieniowych definiuje się następująco: NISKI x2017a środek ciśnienia otoczony ze wszystkich stron wyższym ciśnieniem zwany również cyklonem. Krzywizna cykloniczna to krzywizna izobar po lewej stronie, gdy stoisz z niższym ciśnieniem po lewej stronie. WYSOKI x2017a środek ciśnienia otoczony ze wszystkich stron przez niższy nacisk, zwany również antycyklonem. Krzywizna antycyklonalna jest krzywizną izobar po prawej stronie, gdy stoisz z niższym ciśnieniem po lewej stronie. TROUGH x2017an podłużny obszar niskiego ciśnienia z najniższym ciśnieniem wzdłuż linii oznaczającej maksymalne zakrzywienie cyklonu. RIDGE x2017an wydłużony obszar wysokiego ciśnienia o najwyższym ciśnieniu wzdłuż linii oznaczającej maksymalną krzywiznę antycyklonową. COL x2017 neutralny obszar między dwoma górnymi i dwoma dolkami. Jest to również skrzyżowanie koryta i grzbietu. Kolumna na powierzchni nacisku jest analogiczna do przejścia górskiego na powierzchni topograficznej. Po prostu obrysowujemy wysokości powierzchni nacisku. Na przykład stała analiza nacisku 700 mb jest mapą konturową wysokości 700-mb powierzchni nacisku. Podczas gdy mapa konturowa jest oparta na zmianach wysokości, zmiany te są niewielkie w porównaniu do poziomów lotu, a dla wszystkich praktycznych celów, można traktować mapę 700-mb jako mapę pogody na wysokości około 10 000 ft. Co powoduje wiatr Różnice temperatur stworzyć różnice w nacisku. Na przykład lokalne wiatry wzdłuż brzegów jezior i oceanów są wynikiem różnic temperatur między lądem i wodą, które powodują różnicę ciśnień i wiatr. Te różnice ciśnień napędzają złożony system wiatrów w niekończącej się próbie osiągnięcia równowagi. Wiatr także transportuje parę wodną i rozprzestrzenia się mgła, chmury i opady. Prądy konwekcyjne Gdy dwie powierzchnie są nierówno nagrzane, nierównomiernie ogrzewają powietrze. Cieplejsze powietrze rozszerza się i staje się lżejsze lub mniej gęste niż chłodne powietrze. Gęstsze, chłodne powietrze jest zasysane do ziemi przez większą siłę grawitacji, która podnosi lub podgrzewa ciepłe powietrze w górę, tak jak olej jest wtłaczany na szczyt wody, gdy oba są mieszane. Wznoszące się powietrze rozprzestrzenia się i chłodzi, ostatecznie zstępując, by zakończyć konwekcyjny obieg. Dopóki nierównomierne ogrzewanie utrzymuje się, konwekcja utrzymuje ciągły prąd konwekcyjny. Poziomy przepływ powietrza w prądzie konwekcyjnym to wiatr. Konwekcja zarówno dużych, jak i małych wag odpowiada za systemy od hemisfery po lokalne wiry. Ten poziomy przepływ, wiatr, jest czasem nazywany adwekcją. Jednak termin adwekcja częściej odnosi się do transportu właściwości atmosfery przez wiatr, tj. Ciepła adwekcja adwekcja adwekcja pary wodnej, itp. Siła nacisku wiatru wiatru Różnice ciśnienia muszą stworzyć siłę, aby napędzać wiatr. Ta siła jest siłą gradientu ciśnienia. Siła jest od wyższego ciśnienia do niższego ciśnienia i jest prostopadła do izobarów lub konturów. Za każdym razem, gdy na danym obszarze powstaje różnica ciśnień, siła gradientu ciśnienia zaczyna przesuwać powietrze bezpośrednio przez izobary. Im bliższy jest odstęp między izobarami, tym większa jest siła gradientu ciśnienia. Im silniejsza jest siła gradientu ciśnienia, tym silniejszy jest wiatr. Zatem blisko rozmieszczone izobary oznaczają silne wiatry, a szeroko rozstawione izobary oznaczają lżejszy wiatr. Z analizy ciśnienia czytelnik może uzyskać ogólne pojęcie prędkości wiatru od konturu lub odstępu isobarowego. Z powodu nierównomiernego nagrzewania Ziemi, ciśnienie powierzchniowe jest niskie w ciepłych regionach równikowych i wysokich w zimnych regionach polarnych. Gradient ciśnienia rozwija się od biegunów do równika. Jeśli Ziemia się nie obróci, ta siła gradientu ciśnienia będzie jedyną siłą działającą na wiatr. Cyrkulacja byłaby dwoma gigantycznymi półkulistymi prądami konwekcyjnymi. Zimne powietrze zatonąłoby na biegunach, wiatr wieje prosto z biegunów do ciepłego powietrza równika, na równiku byłby zmuszony do ruchu w górę, a wiatry wysokiego poziomu uderzałyby bezpośrednio w bieguny. Jednak Ziemia się obraca, a dzięki jej obrotowi ten prosty krążek jest znacznie zniekształcony. Siła Coriolisa: modyfikuje kierunek wiatru. Ruchoma masa porusza się po linii prostej do momentu zadziałania przez jakąś zewnętrzną siłę. Jednakże, jeśli widzi się poruszającą się masę z obrotowej platformy, ścieżka ruchomej masy względem jego platformy wydaje się odchylona lub zakrzywiona. Aby to zilustrować, zacznij obracać kołem potterx0027s. Następnie za pomocą kredy i linijki narysuj prostą linię od środka do zewnętrznej krawędzi koła. Dla ciebie kreda przemieściła się w linii prostej. Teraz zatrzymaj na nim gramofon, a spirale przesuwają się na zewnątrz od środka. Dla widza na gramofonie pewna pozorna siła odbiła kredę w prawo. Podobna siła pozorna odbija uginające się cząstki na ziemi. Ponieważ ziemia jest sferyczna, siła odchylająca jest znacznie bardziej złożona niż prosty przykład gramofonu. Zasada ta została po raz pierwszy wyjaśniona przez Francuza, Coriolisa, i nosi jego nazwisko2017 - siłę Coriolisa. Siła Coriolisa wpływa na drogi samolotów, pocisków, latających ptaków i prądów oceanicznych i jest najważniejsza w badaniach pogody i prądów powietrza. Siła odfiltruje powietrze w prawo na półkuli północnej i na lewo na półkuli południowej. Tekst koncentruje się głównie na ugięciu w prawo na półkuli północnej. Siła Coriolisa jest prostopadła do kierunku wiatru i wprost proporcjonalna do prędkości wiatru. Oznacza to, że wraz ze wzrostem prędkości wiatru zwiększa się siła Coriolisa. Na danej szerokości, podwaj prędkość wiatru i podwoj siłę Coriolisa. Siła Coriolisa zmienia się wraz z szerokością geograficzną od zera na równiku do maksimum na biegunach. Wpływa na kierunek wiatru wszędzie, z wyjątkiem natychmiast na równiku, ale efekty są bardziej widoczne na średnich i wysokich szerokościach geograficznych. Pamiętaj, że siła gradientu ciśnienia napędza wiatr i jest prostopadła do izobar. Kiedy najpierw ustalona zostanie siła gradientu ciśnienia, wiatr zaczyna nadmuchiwać z wyższego do niższego ciśnienia bezpośrednio przez izobary. Jednak natychmiastowe powietrze zaczyna się poruszać, siła Coriolisa przesuwa się w prawo. Wkrótce wiatr jest odchylany o pełne 90x00B0 i jest równoległy do ​​izobarów lub konturów. W tym momencie Coriolis wymusza dokładne zrównoważenie siły gradientu ciśnienia. Przy zrównoważonych siłach wiatr pozostanie równoległy do ​​izobar lub konturów. Tarcie powierzchniowe zaburza tę równowagę Siła Coriolisa zniekształca fikcyjny globalny obieg. OGÓLNA KRĄŻKA POWIETRZA EARTHx0027S Gdy powietrze zostaje wyniesione na równik i rozpoczyna się na północ, siła Coriolisa obraca go w prawo lub na wschód. Wiatr zachodzi na zachód z prędkością około 30x00B0, tymczasowo blokując dalszy ruch na północ. Podobnie, gdy powietrze nad biegunami rozpoczyna swoją niskopoziomową wędrówkę na południe w kierunku równika, jest ono również odbijane w prawo i staje się wiatrem wschodnim, zatrzymując na chwilę jego południowy postęp. W rezultacie powietrze dosłownie x0022pils upx0022 na około 30x00B0 i 60x00B0 szerokości geograficznej na obu półkulach. Dodatkowa waga powietrza zwiększa ciśnienie do półprzewodnikowych taśm wysokociśnieniowych. Budowa tych wysokociśnieniowych pasów tworzy chwilowy impas, zakłócając prosty konwekcyjny transfer między równikiem a biegunami. Niespokojna atmosfera nie może żyć z tym impasem w dążeniu do osiągnięcia równowagi. Coś musi dać. Ogromne masy powietrza zaczynają się obracać na średnich szerokościach, aby zakończyć wymianę. Wielkie masy zimnego powietrza przebijają północną barierę, pogrążając się na południe w kierunku tropików. Duże burze o średniej wysokości powstają między zimnymi wybuchami i niosą ciepłe powietrze na północ. W rezultacie powstaje pasmo migracji o nieustalonej pogodzie z nieustannie zmieniającą się pogodą. Ponieważ różnice ciśnień powodują wiatr, wahania sezonowe w dużym stopniu determinują obszary tych zimnych wybuchów powietrza i sztormów o średniej szerokości geograficznej. Ale sezonowe wahania ciśnienia są w dużej mierze spowodowane zmianami temperatury sezonowej. Należy pamiętać, że na powierzchni ciepłe temperatury w dużym stopniu decydują o niskim ciśnieniu, a niskie temperatury decydują o wysokim ciśnieniu. Należy również pamiętać, że zmiany temperatury sezonowej na kontynentach są znacznie większe niż nad oceanami. Latem ciepłe kontynenty wydają się być obszarami niskiego ciśnienia, a stosunkowo chłodne oceany są obszarami wysokiego ciśnienia. Zimą sytuacja jest odwrotna: na zimnych kontynentach panuje wysokie ciśnienie i niskie ciśnienie w stosunku do stosunkowo ciepłych oceanów. Te same zmiany ciśnienia występują w ciepłych i zimnych porach półkuli południowej, chociaż efekt nie jest tak wyraźny z powodu znacznie większych obszarów wodnych na półkuli południowej. Zimne epidemie są najsilniejsze w zimnych porach roku i pochodzą głównie z zimnych obszarów kontynentalnych. Epidemie letnie są słabsze i najprawdopodobniej pochodzą z chłodnych powierzchni wody. Ponieważ te wybuchy są masami chłodnego, gęstego powietrza, są charakterystycznymi obszarami wysokiego ciśnienia. Gdy powietrze próbuje wydmuchać na zewnątrz z wysokiego ciśnienia, jest ono odchylane w prawo przez siłę Coriolisa. Tak wiec wiatr wokół wysokiego ciosu zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Wysokie ciśnienie wraz z towarzyszącym mu systemem wiatrowym to antycyklon. Burze, które rozwijają się między systemami wysokociśnieniowymi, charakteryzują się niskim ciśnieniem. Gdy wiatry próbują przedostać się do środka w kierunku środka niskiego ciśnienia, są również odchylane w prawo. Tak więc wiatr wokół niskiego jest przeciwny do ruchu wskazówek zegara. Niskie ciśnienie i jego układ wiatrów to cyklon. Pas wysokociśnieniowy o szerokości geograficznej 30x00B0 na północ wymusza przepływ powietrza na zewnątrz na północ i na południe. Północne powietrze zostaje wciągnięte w sztormy o średniej wysokości. Powietrze poruszające się na południe jest ponownie odchylane przez siłę Coriolisa, stając się znanym podzwrotnikowym wiatrem północno-wschodnim. W połowie wysokości wiatry wysokiego poziomu są przeważnie z zachodu i są znane jako dominujące westerlies. Wielkanocne królestwa dominują w krążeniu niskopoziomowym na północ od około 60x00B0 szerokości geograficznej. Istnieją trzy główne pasy wiatrowe. Północno-wschodnie wiatry handlują tropikalnymi burzami ze wschodu na zachód. Przeważające westerlies napędzają sztormy o średniej szerokości z reguły z zachodu na wschód. W stosunkowo niewielkim regionie arktycznym rozwija się niewiele poważnych systemów burzowych, których głównym źródłem oddziaływania na wielkanocne wyspy wielkanocne jest ich udział w rozwoju sztormów o średniej wysokości. Efekt tarcia na wietrze Wzory przepływu wiatru podążają za izobarami lub konturami, gdzie tarcie ma niewielki wpływ. Jednak tarcie jest istotnym czynnikiem blisko powierzchni. Tarcie między wiatrem a powierzchnią terenu spowalnia wiatr. Im trudniejszy teren, tym większy efekt tarcia. Ponadto im większa prędkość wiatru, tym większe tarcie. Nie można myśleć o tarciu jako o sile, ale jest to bardzo realna i skuteczna siła zawsze działająca przeciwnie do kierunku wiatru. Gdy siła tarcia spowalnia prędkość wiatru, siła Coriolisa zmniejsza się. Jednak tarcie nie wpływa na siłę gradientu ciśnienia. Gradient ciśnienia i siły Coriolisa nie są już zrównoważone. Silniejsza siła gradientu zmienia wiatr pod kątem w poprzek izobar w kierunku niższego ciśnienia, dopóki trzy siły nie zrównują się. Siły cierne i Coriolisa łączą się, by zrównoważyć siłę gradientu ciśnienia. Wiatr powierzchniowy wieje na zewnątrz od wysokiego ciśnienia do niskiego ciśnienia, krzyżując się pod kątem izobary. Kąt wiatru powierzchniowego do izobar wynosi około 10x00B0 nad wodą, zwiększając się z nierównością terenu. W regionach górzystych często występuje trudność z odniesieniem wiatru powierzchniowego do gradientu ciśnienia z powodu ogromnego tarcia, a także z powodu lokalnego wpływu terenu na ciśnienie. Strumień wiatru Wiatr, średnio, zwiększa się wraz z wysokością w całej troposferze, osiągając maksimum w pobliżu poziomu tropopauzy. Te maksymalne wiatry mają tendencję do dalszego koncentrowania się w wąskich pasmach. Strumień jet jest wąskim pasmem silnych wiatrów wijących się w atmosferze w pobliżu tropopauzy. Dalsze omówienie strumienia odrzutowego zostało omówione w dalszej części tego tekstu. LOCAL x0026 SZYBKIE SKALA Lokalne cechy terenu, takie jak góry i linie brzegowe, wpływają również na lokalne wiatry i pogodę. Wiatry górskie i doliny W ciągu dnia powietrze obok zbocza górskiego jest ogrzewane przez kontakt z ziemią, gdy otrzymuje promieniowanie słoneczne. Powietrze to zwykle staje się cieplejsze niż powietrze na tej samej wysokości, ale dalej od stoku. Otaczające chłodniejsze, gęstsze powietrze osiada w dół i zmusza cieplejsze powietrze blisko gruntu na zboczu góry. Wiatr ten jest wiatrem dolinowym, tak zwanym, ponieważ powietrze wypływa z doliny. W nocy powietrze stykające się ze zboczem górskim jest chłodzone promieniowaniem ziemskim i staje się cięższe niż otaczające powietrze. Zatapia się na zboczu, tworząc górski wiatr, który płynie jak woda po zboczu góry. Wiatry górskie są zwykle silniejsze niż wiatry doliny, szczególnie zimą. Wiatr górski często opada łagodnymi zboczami kanionów i dolin, aw takich przypadkach staje się wiatrem drenażowym. Może stać się dość silny w niektórych warunkach terenowych, aw skrajnych przypadkach może stać się niebezpieczny, kiedy przepływa przez ograniczenia kanionu. Wiatr katabatyczny Katabatyczny wiatr to każdy wiatr wiejący w dół, gdy nachylenie wpływa na wiatr. W związku z tym wiatr górski jest wiatrem katabatyckim. Każdy katabatyczny wiatr powstaje, ponieważ zimne, ciężkie powietrze spływa po pochyłym terenie, przesuwając przed nim cieplejsze, mniej gęste powietrze. Powietrze jest ogrzewane i suszone, gdy płynie w dół. Czasami zstępujące powietrze staje się cieplejsze niż powietrze, które zastępuje. Wiele wiatrów katabatycznych powracających na terenach lokalnych otrzymało kolorowe nazwy podkreślające ich dramatyczny, lokalny efekt. Niektóre z nich to Bora, zimny północny wiatr wiejący od Alp do wybrzeża Morza Śródziemnego, chinook, ciepły wiatr w dół wschodniego zbocza Gór Skalistych, często sięgający setek kilometrów w wysokie równiny Taku, zimny wiatr na Alasce zdmuchnięcie lodowca Taku i Santa Ana, ciepły wiatr schodzący z Sierras do Doliny Santa Ana w Kalifornii. Powietrze lądowe i morskie Powierzchnie lądowe są ciepłe i chłodniejsze szybciej niż powierzchnie wodne, dlatego ziemia jest cieplejsza niż morze w ciągu dnia wiatr wieje od zimnej wody do ciepłego lądu2017 morskiej bryzy, tzw. Bo wieje z morza. W nocy wiatr się odwraca, wieje od chłodnej krainy do cieplejszej wody i tworzy lądową bryzę. Powietrze lądowe i morskie rozwija się tylko wtedy, gdy ogólny gradient ciśnienia jest słaby. Wiatr o silniejszym gradiencie ciśnienia miesza powietrze tak gwałtownie, że lokalna temperatura i gradienty ciśnienia nie rozwijają się wzdłuż linii brzegowej. Odsysanie wiatru Pocieranie dwóch obiektów o siebie powoduje tarcie. Jeśli obiekty są stałe, nie ma wymiany masy między nimi. Jednakże, jeśli obiekty są prądami płynu, tarcie tworzy wiry wzdłuż wspólnej płytkiej strefy mieszania, a przenoszenie masy odbywa się w płytkiej warstwie mieszania. Ta strefa indukowanych zawirowań i mieszania nazywana jest strefą ścinania. Wiatr, systemy ciśnieniowe i pogoda Prędkość wiatru jest proporcjonalna do odstępu między izobarami lub konturów na mapie pogody. Jednak w tym samym odstępie, X0022chinookx0022 jest wiatrem katabatycznym (downsope). Powietrze chłodzi się, gdy porusza się po zboczu i ogrzewa, gdy wieje w dół. Chinook czasami dramatycznie ociepla równiny na wschód od Gór Skalistych. (Dzięki uprzejmości publikacji rządu USA.) Prędkość wiatru na powierzchni będzie mniejsza niż z powodu tarcia powierzchniowego. Kierunek wiatru można określić na podstawie mapy pogody. Jeśli napotkasz na izobar lub kontur z niższym naciskiem po lewej stronie, wiatr będzie wiał w kierunku, w którym się znajdujesz. Na mapie powierzchni wiatr przekroczy poprzeczkę izobara pod kątem do niższego ciśnienia na wykresie górnego powietrza, będzie równoległy do ​​konturu. Wiatr wieje w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara (półkula północna) wokół niskiego i zgodnie z ruchem wskazówek zegara wokół wysokiego. Na powierzchni, gdzie wiatry przechodzą pod izobarami pod kątem, można zaobserwować transport powietrza z wysokiego do niskiego ciśnienia. Chociaż wiatry są praktycznie równoległe do konturów na wykresie górnego powietrza, wciąż istnieje powolny transport powietrza z wysokiego do niskiego ciśnienia. Na powierzchni, gdy powietrze zbiegnie się w dół, nie może wyjść na zewnątrz pod gradiencie ciśnienia, ani nie może zejść w dół do ziemi, musi iść w górę. Dlatego niski lub niecki jest obszarem wznoszącego się powietrza. Wznoszące się powietrze sprzyja zachmurzeniu i opadom atmosferycznym, więc mamy ogólne skojarzenie niskiego ciśnienia z pogodą. Z podobnego powodu powietrze wypływające z wysokiego lub grzbietu zmniejsza ilość powietrza. Podwyżki i grzbiety są więc obszarami opadającego powietrza. Opadające powietrze sprzyja rozpraszaniu zmętnienia, stąd skojarzenie, wysokie ciśnienie, dobra pogoda. Wiele razy pogoda jest bardziej związana ze schematem górnego powietrza niż z cechami pokazanymi na mapie powierzchni. Chociaż funkcje na dwóch wykresach są ze sobą powiązane, rzadko są identyczne. Słaby system powierzchni często traci swoją tożsamość w układzie górnego powietrza, podczas gdy inny układ może być bardziej widoczny na wykresie wyższego powietrza niż na mapie powierzchni. Powszechne zachmurzenie i opady często rozwijają się przed górną niecką lub niską. 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 statesx2017gaseous, 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. Cloudsx2017stable 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 cumulonimbusx2017the 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 16,500x201745,000 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 6,500x201723,000 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 x2017Temperature 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 x2017Dew-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 x2017Wind always changes across a front. Wind discontinuity may be in direction, in speed, or in both. Pressure x2017A 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 frontx2017warmer 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 observedx2017exhaust 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 10,000x201712,000 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:Samsung Galaxy S6 edge Pixel density - The pixel density of a display represents the number of pixels over an area of one inch. Its measured in pixels per inch, or ppi. The higher the number, the more detailed and good-looking the display is. Technology - There are two main screen technologies currently used in phones and tablets: LCD and AMOLED. The former usually features a light source and liquid crystals, while the latter is based on organic light-emitting diodes. Newer LCD variations like IPS-LCD and Super-LCD allow for very accurate color reproduction and very wide viewing angles, where no significant image quality loss is observed. Current AMOLED screens differ in such a way that they can exhibit much more saturated colors (sometimes too much) and incredibly high contrast levels, which is due to black color being completely black in AMOLED displays. Aperture size - The aperture of a camera is the opening through which light travels before it reaches the camera sensor. The smaller the number is, the bigger this opening is, allowing for more light to pass. F1.9 Focal length (35mm equivalent): 28 mm Camera sensor size: 12.6 Pixel size: 1.12 m Hardware Features: Optical image stabilization, Autofocus, Back-illuminated sensor (BSI) Software Features: Manual focus, Touch to focus, Smile detection, Face detection, Voice activation, Self-timer, Digital zoom, Geo tagging Settings: Exposure compensation, ISO control, White balance presets Shooting Modes: Burst mode, High Dynamic Range mode (HDR), Panorama, Scenes, Effects Camcorder: 3840x2160 (4K) (30 fps), 1920x1080 (1080p HD) (60 fps), 1280x720 (720p HD) (120 fps) Features: Optical image stabilization, High Dynamic Range mode (HDR), Continuous autofocus, Picture-taking during video recording, Video light, Video calling Front-facing camera: 5 megapixels Features: High Dynamic Range mode (HDR) System chip - Most modern handsets use an advanced chip that includes many of the devices hardware modules like the processor, Wi-Fi, Bluetooth and sometimes even the wireless radio. This field shows what particular system chip (or System-on-a-Chip) is used in the phone. Processor - The processor is the main computing component of a phone and is a major factor when it comes to the overall speed of the device. Some more powerful smartphones use dual-core and quad-core processors designed to deliver greater performance. System memory - System memory, or RAM memory is the type of memory that the device uses to temporarily store data from the OS or currently-running apps. The more RAM available to the device, the better the performance will be when multiple or heavier programs are running. Samsung Galaxy S6 edge SM-G925P differences: CDMA - Code Division Multiple Access. A technique of multiplexing, also called spread spectrum, in which analog signals are converted into digital form for transmission. For each communication channel, the signals are encoded in a sequence known to the transmitter and the receiver for that channel. The foremost application is digital cellular phone technology from QUALCOMM that operates in the 800MHz band and 1.9GHz PCS band. CDMA phones are noted for their excellent call quality and long battery life. FCC approval - The Federal Communications Commission (FCC) is an independent United States government agency, directly responsible to Congress. The FCC was established by the Communications Act of 1934 and is charged with regulating interstate and international communications by radio, television, wire, satellite and cable. The FCCs jurisdiction covers the 50 states, the District of Columbia, and U. S. possessions. Every wireless phone device that is sold in the U. S. has to be tested and approved for sale by the FCC. Date approved - Shows the date when the particular phone is approved by the Federal Communications Commission FCC ID value - Shows the FCC Identifying value of the particular phone FCC measured SAR - Working closely with federal health and safety agencies, such as the Food and Drug Administration (FDA), the FCC has adopted limits for safe exposure to radiofrequency (RF) energy. These limits are given in terms of a unit referred to as the Specific Absorption Rate (SAR), which is a measure of the amount of radio frequency energy absorbed by the body when using a mobile phone. The FCC requires cell phone manufacturers to ensure that their phones comply with these objective limits for safe exposure. Any cell phone at or below these SAR levels (that is, any phone legally sold in the U. S.) is a safe phone, as measured by these standards. The FCC limit for public exposure from cellular telephones is an SAR level of 1.6 watts per kilogram (1.6 Wkg). Samsung Galaxy S6 edge SM-G925F FCC approval - The Federal Communications Commission (FCC) is an independent United States government agency, directly responsible to Congress. The FCC was established by the Communications Act of 1934 and is charged with regulating interstate and international communications by radio, television, wire, satellite and cable. The FCCs jurisdiction covers the 50 states, the District of Columbia, and U. S. possessions. Every wireless phone device that is sold in the U. S. has to be tested and approved for sale by the FCC. Date approved - Shows the date when the particular phone is approved by the Federal Communications Commission FCC ID value - Shows the FCC Identifying value of the particular phone FCC measured SAR - Working closely with federal health and safety agencies, such as the Food and Drug Administration (FDA), the FCC has adopted limits for safe exposure to radiofrequency (RF) energy. These limits are given in terms of a unit referred to as the Specific Absorption Rate (SAR), which is a measure of the amount of radio frequency energy absorbed by the body when using a mobile phone. The FCC requires cell phone manufacturers to ensure that their phones comply with these objective limits for safe exposure. Any cell phone at or below these SAR levels (that is, any phone legally sold in the U. S.) is a safe phone, as measured by these standards. The FCC limit for public exposure from cellular telephones is an SAR level of 1.6 watts per kilogram (1.6 Wkg). Samsung Galaxy S6 edge SM-G925T differences: FCC approval - The Federal Communications Commission (FCC) is an independent United States government agency, directly responsible to Congress. The FCC was established by the Communications Act of 1934 and is charged with regulating interstate and international communications by radio, television, wire, satellite and cable. The FCCs jurisdiction covers the 50 states, the District of Columbia, and U. S. possessions. Every wireless phone device that is sold in the U. S. has to be tested and approved for sale by the FCC. Date approved - Shows the date when the particular phone is approved by the Federal Communications Commission FCC ID value - Shows the FCC Identifying value of the particular phone FCC measured SAR - Working closely with federal health and safety agencies, such as the Food and Drug Administration (FDA), the FCC has adopted limits for safe exposure to radiofrequency (RF) energy. These limits are given in terms of a unit referred to as the Specific Absorption Rate (SAR), which is a measure of the amount of radio frequency energy absorbed by the body when using a mobile phone. The FCC requires cell phone manufacturers to ensure that their phones comply with these objective limits for safe exposure. Any cell phone at or below these SAR levels (that is, any phone legally sold in the U. S.) is a safe phone, as measured by these standards. The FCC limit for public exposure from cellular telephones is an SAR level of 1.6 watts per kilogram (1.6 Wkg). Samsung Galaxy S6 edge SM-G925R4 (for U. S. Cellular) differences: CDMA - Code Division Multiple Access. A technique of multiplexing, also called spread spectrum, in which analog signals are converted into digital form for transmission. For each communication channel, the signals are encoded in a sequence known to the transmitter and the receiver for that channel. The foremost application is digital cellular phone technology from QUALCOMM that operates in the 800MHz band and 1.9GHz PCS band. CDMA phones are noted for their excellent call quality and long battery life. FCC approval - The Federal Communications Commission (FCC) is an independent United States government agency, directly responsible to Congress. The FCC was established by the Communications Act of 1934 and is charged with regulating interstate and international communications by radio, television, wire, satellite and cable. The FCCs jurisdiction covers the 50 states, the District of Columbia, and U. S. possessions. Every wireless phone device that is sold in the U. S. has to be tested and approved for sale by the FCC. Date approved - Shows the date when the particular phone is approved by the Federal Communications Commission FCC ID value - Shows the FCC Identifying value of the particular phone FCC measured SAR - Working closely with federal health and safety agencies, such as the Food and Drug Administration (FDA), the FCC has adopted limits for safe exposure to radiofrequency (RF) energy. These limits are given in terms of a unit referred to as the Specific Absorption Rate (SAR), which is a measure of the amount of radio frequency energy absorbed by the body when using a mobile phone. The FCC requires cell phone manufacturers to ensure that their phones comply with these objective limits for safe exposure. Any cell phone at or below these SAR levels (that is, any phone legally sold in the U. S.) is a safe phone, as measured by these standards. The FCC limit for public exposure from cellular telephones is an SAR level of 1.6 watts per kilogram (1.6 Wkg). Lightweight phone Small dimensions (5.59 x 2.76 x 0.28 inches) Thin body, measuring less than 7.5mm0.3inches (0.28 inches) Extremely high pixel density screen (577 ppi) High-resolution camera (16 megapixels) Lots of RAM (3 GB RAM) - Lacks microSD slot for storage expansion Despite our efforts to provide full and correct Samsung Galaxy S6 edge specifications, there is always a possibility of admitting a mistake. If you see any wrong or incomplete data, please LET US KNOW .