Eksponentiell Bevegelse Gjennomsnittet Thinkorswim

Våre verdier vårt folk Ledende b2b-utgiver, som spesialiserer seg på interaktive, interaktive profesjonelle samfunn. Med en rekke tjenester, inkludert nettsider, e-postpublikasjoner, industripriser og arrangementer, leverer Sift Media originalt, merket innhold til over en halv million fagfolk innen regnskap, IT, HR og trening, markedsføring og småbedrifter. Ved å produsere kvalitetsinnhold og engasjere våre profesjonelle publikum på flere berøringspunkter, tilbyr vi b2b-merker unike markedsføringsmuligheter som gir ekte avkastning på investeringen. Våre verdier Vi tror på å skape innhold, aktivere samtaler og konvertere forretningsmuligheter, både for våre forretningsholdere og for våre annonseringskunder. Ved å fokusere på innhold og fremme samfunnsengasjement satser vi på å skape pålitelige og unike miljøer for forretningsmerker og forretningsfolk for å optimalisere forhold. Våre folk Vårt folk er vår største ressurs, og vi har vært heldige for å tiltrekke seg noen av de beste digitale talentene i landet. Med en praktisk ledergruppe, erfarne kampanje - og kontoansvarlige, prisbelønte redaktører og et ledende produksjons - og teknologipart, har vi en struktur og kvalitet som skiller oss fra andre utgivere. Finn ut mer og møt laget nedenfor. Tom Dunkerley Finansdirektør Steven Priscott, Sift Vår historie David Gilroy og dagens administrerende direktør Ben Heald, Sift, ble grunnlagt av Andrew Gray, og ble tilbudt bransjespesifikk informasjonstjenester som utnyttet internett ved å integrere tradisjonelle nyheter og webinnhold. Med Bens bakgrunn i regnskap ble det bestemt at dette ville være det første markedet for leting og i 1997 ble AccountingWEB. co. uk født. Formelen virket, og om 12 måneder hadde sirkulasjonslisten gått fra 10 til 4000, med inntekter generert fra annonser i ukentlige e-postbulletiner. Sift Media nå nå over 700 000 registrerte forretningsfolk hver måned og leverer over 5 millioner sidevisninger på tvers av sin portefølje med 11 titler i Storbritannia og USA. Ikke bare fortsetter vi å utvikle noen av de mest lojale og engasjerte nettbaserte næringsliv, vi tilbyr ledende løsninger for annonsører. For en mer detaljert historie besøk vår bedriftsside sikt. Hvis du ønsker å bli med i en av Storbritannias mest spennende utgivere, og du tror at du har lidenskap og ferdigheter til å bli en verdifull del av teamet, hvorfor ikke sjekke ut våre ledige stillinger. Her er dette monthrsquos-valget av Tradersrsquo Tips, bidratt av ulike Utviklere av teknisk analyse programvare for å hjelpe leserne lettere å gjennomføre noen av strategiene presentert i denne og andre problemer. Annen kode som vises i artikler i dette nummeret, er lagt ut i abonnentområdet på nettstedet vårt på technical. traderssubsublogin. asp. Innlogging krever etternavn og abonnementsnummer (fra adresseliste). Når du er logget inn, rull ned til under ldquoOptimized trading systemsrdquo-området til du ser ldquoCode fra articles. rdquo Derfra kan kode kopieres og limes inn i det aktuelle tekniske analyseprogrammet, slik at det ikke kreves ny retyping av kode for abonnenter. Du kan kopiere disse formlene og programmene for enkel bruk i regnearket eller analyseprogramvaren. Bare ldquoselectrdquo ønsket tekst ved å markere som du ville i et tekstbehandlingsprogram, bruk deretter standard nøkkelkommandoen for kopiering eller velg ldquocopyrdquo fra nettlesermenyen. Den kopierte teksten kan deretter ldquopastedrdquo inn i et hvilket som helst åpent regneark eller annen programvare ved å velge et innføringspunkt og utføre en lim-kommando. Ved å bytte frem og tilbake mellom et programvindu og den åpne nettsiden, kan data overføres enkelt. For denne måneden er Tradersrsquo Tips, fokuset Sylvain Vervoortrsquos artikkel i dette nummeret, ldquoLong-Term Trading ved hjelp av Exchange Traded Funds. rdquo Code for MetaStock er allerede gitt i Vervoortrsquos artikkel. Abonnenter vil finne den koden på Abonnentområdet på nettstedet vårt, forhandlere. (Klikk på ldquoArticle Coderdquo fra vår hjemmeside.) Presentert her er en oversikt over mulige implementeringer for annen programvare. TRADESTASJON: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT) I ldquoLong-Term Trading Ved hjelp av Exchange Traded Funds rdquo i dette nummeret beskriver forfatter Sylvain Vervoort bruken av sin heikin-ashi lys oscillator (HACO) med modifikasjoner for langsiktig handel HACOLT). Indikatoren viser en 100-verdi for en lang posisjon, 50 for en lang utgang, og null for kort oppføring. Vi har utarbeidet noen EasyLanguage indikator kode og eksempel strategi kode. Se Vervoortrsquos artikkel for hans beskrivelse av inn - og utreiseforhold for mulige oppføringer og utganger. For å laste ned EasyLanguage-koden for indikatorene, må du først navigere til EasyLanguage FAQ og Referansepostemne i EasyLanguage support forum (tradestationDiscussionsTopic. aspxTopicID47452), bla ned og klikk på lenken merket ldquoTradersrsquo Tips, TASC. rdquo Velg deretter den aktuelle lenken for problemet måned og år. ELD filnavnet er ldquoHACOLT. ELD. rdquo Koden er også vist nedenfor. Et eksempeldiagram er vist på figur 1. FIGUR 1: TRADESTATION, HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LONG TERM (HACOLT). Her er et ukentlig bardiagram over EWW med indikatoren (rød plott) og strategi anvendt med en lysestørrelse på 0,5 for både indikatoren og strategien. Den cyan plottet er den innebygde ldquoMov Avg Exponentialrdquo (eksponentiell glidende gjennomsnittlig) indikator satt til lukk og 60 bar for en 60-bar EMA av sluttkursene. Denne artikkelen er til informasjonsformål. Ingen type handel eller investeringsanbefaling, råd eller strategi blir gjort, gitt eller på noen måte gitt av TradeStation Securities eller dets tilknyttede selskaper. mdashChris Imhof TradeStation Securities, Inc. Et datterselskap av TradeStation Group, Inc. TradeStation THINKORSWIM: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LONG TERM (HACOLT) I sin artikkel i dette nummeret ldquoLong-Term Trading med Exchange Traded Funds, introduserer rdquo forfatter Sylvain Vervoort sin heikin-ashi lys oscillator lang sikt (HACOLT). Dette systemet er ment å bli implementert på børsnoterte fond. Fordi denne sikkerhetstypen generelt er bredbasert i sine prisdrivere, anbefaler Vervoort en ukentlig kartleggingsmetode for best mulig konsistens i denne typen søknad. Vi har gjenskapt denne studien i vårt proprietære skriptspråk, ThinkScript, for din bruk. Skjermutgangen er veldig enkel, med et 100 maks signal for en positiv periode, et 50 signal for en nøytral periode og en null for en negativ periode (figur 2). FIGUR 2: THINKORSWIM, HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT). På displayet indikerer et 100 maks signal en positiv periode, en 50 signalerer en nøytral periode, og null viser en negativ periode. Koden for den tilpassede studien vises her sammen med instruksjoner for å bruke den til et thinkerswim-diagram. Fra TOS-diagrammer velger du ldquoStudiesrdquo rarr ldquoEdit Studiesrdquo Velg ldquoStudiesrdquo-fanen øverst i venstre hjørne Velg ldquoNewrdquo i nedre venstre hjørne Navngi strategien (for eksempel ldquoHACOLTrdquo) Klikk i skriptredigeringsvinduet, fjern ldquoplot Data closerdquo og lim inn i følgende: Velg OK, og du er god til å gå Studien din vil dukke opp i listen over tilgjengelige studier på ldquoEdit studier og strategiesrdquo-menyen. For å legge den til i diagrammet ditt, dobbeltklikk du på oppføringen på listen. mdashthinkorswim En divisjon av TD Ameritrade, Inc. thinkorswim eSIGNAL: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT) For denne måneden har Tradersrsquo Tips gitt wersquove en formel som heter ldquoHACOLT. efsrdquo basert på Sylvain Vervoortrsquos artikkel i dette nummeret, ldquoLong-Term Trading Exchange Traded Funds. rdquo HACOLT-studien inneholder formelparametere for å angi TEMA, shorting LT-gjennomsnitt og stearinlysfaktor, som kan konfigureres gjennom vinduet Rediger diagram. For å diskutere denne studien eller laste ned en komplett kopi av formelskoden, vennligst besøk EFS-forumets diskusjonsforum under forumforbindelsen fra supportmenyen på esignal eller besøk vår EFS KnowledgeBase på esignalsupportkbefs. ESignal-formelskriptet (EFS) er også tilgjengelig for kopiering av forsterkningspakken under, og kan lastes ned her. Et eksempeldiagram er vist på figur 3. Figur 3: eSIGNAL, HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LONG TERM (HACOLT). HACOLT-studien inneholder formelparametere for å angi TEMA, shorting LT gjennomsnitt og stearinlysstørrelsesfaktor. mdashJason Keck eSignal, et interaktivt dataselskap 800 779-6555, eSignal WEALTH-LAB: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LONG TERM (HACOLT) I ldquoLong-Term Trading Bruke Exchange Traded Funds rdquo i dette nummeret beskriver forfatteren Sylvain Vervoort utviklingen av hans HACO indikator i en langsiktig versjon kalt HACOLT. Han presenterer også en søknad av den på en portefølje av ETFer. Basert på Vervoortrsquos-regler, inneholder Wealth-Lab-strategien som er vist her, konfigurerbare parametere for å angi de to periodene (TEMA og shorting LT gjennomsnitt) og lysstørrelsesfaktoren. Rikdomslaboratorier som vil teste den nye HACOLT-indikatoren på et hvilket som helst marked (inkludert, men ikke begrenset til, ETFer), kan laste ned denne utvalgsstrategien direkte inn i Wealth-Lab. Fra dialogboksen Åpne strategi (Ctrl-O), velg ldquoDownloadrdquo for å få alle strategiene som er lastet opp nylig. Strategien er også tilgjengelig for kopiering av forsterkning under. Et eksempeldiagram er vist i figur 4. FIGUR 4: WEALTH-LAB, HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT). Her er et eksempel på å bruke Sylvain Vervoortrsquos HACOLT-strategi til BA (Boeing) aksjer i Wealth-Lab 6.3. NEUROSHELL TRADER: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT) HACOLT-indikatoren presentert av Sylvain Vervoort i sin artikkel i dette nummeret, ldquoLong-Term Trading ved hjelp av Exchange Traded Funds, kan rdquo enkelt implementeres i NeuroShell Trader ved hjelp av NeuroShell Traderrsquos evne til å ringe eksterne programmer. Programmene kan skrives i C, C, Power Basic eller Delphi. Etter at du har flyttet MetaStock-koden gitt i Vervoortrsquos-artikkelen til din foretrukne kompilator og opprettet et dynamisk koblet bibliotek (DLL), kan du sette den resulterende HACOLT-indikatoren inn i NeuroShell som følger: Velg ldquoNew indicatorrdquo fra Insert-menyen. Velg ldquoExternal program amp biblioteket callsrdquo kategori. Velg riktig ekstern DLL-anropsindikator. Oppsett parametrene for å matche din DLL. Velg ldquofinishedrdquo-knappen. For å gjenopprette Vervoortrsquos HACOLT trading system, velg ldquoNew trading strategyrdquo fra Sett inn-menyen og skriv inn følgende på de aktuelle stedene i Trading Strategy Wizard: Generer en kjøp lang markedsordre hvis alle følgende er sanne: Generer en selge lang markedsordre hvis alle følgende er oppfylt: Generer en selge kort markedsordre hvis alle følgende er sanne: Generer en kortfattet markedsordre hvis alle følgende er sanne: Med NeuroShell Traderrsquos optimaliseringsfunksjoner kan du også velge om regelparametrene skal bli endret. Etter å ha testet handelsstrategien, bruk ldquoDetailed analysisrdquo-knappen for å se backtest og trade-by-trade statistikken for strategien. For å skanne et stort antall tickersymboler for potensielle HACOLT-signaler, velg ldquoScan ticker symbolsrdquo fra File-menyen og skriv inn følgende skanneverdier: Åpne langt signal: Lukk langt signal: Åpne kortt signal: Lukk kortt signal: Når skanningen er ferdig, den kan lagres for fremtidig bruk ved å trykke på ldquoSave som templaterdquo-knappen. Brukere av NeuroShell Trader kan gå til Stocks amp Commodities-delen av NeuroShell Trader gratis teknisk support nettsted for å laste ned en kopi av dette eller noen tidligere Tradersrsquo Tips. Et eksempeldiagram er vist i figur 5. FIGUR 5: NEUROSHELL TRADER, HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT). Dette NeuroShell Trader-diagrammet viser HACOLTs handelssystem, indikator og dermed egenkapitalkurve. AIQ: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT) AIQ-koden basert på Sylvain Vervoortrsquos artikkel i dette nummeret, ldquoLong-Term Trading ved hjelp av Exchange Traded Funds, er rdquo gitt på følgende nettside: TradersEdgeSystemstraderstips. htm. Det er også vist nedenfor. På grunn av bruken av flere rekursive beregninger, kjører EDS-koden langsomt, men hvis du har tålmodighet, blir den ferdig. Ved hjelp av authorrsquos-systemet beskrevet i sin artikkel brukte jeg Portfolio Manager-modulet til å kjøre porteføljetester på en 18-landsliste over ETFer. Denne listen vil bli lagt ut på nettstedet mitt som en AIQ-listefil sammen med EDS-filen. EDS-filen krever minst tre års data før handel kan begynne, og testen jeg løp starter trading på 122002 og slutter på 5112012. Følgende kapitaliseringsinnstillinger ble brukt: Maksimalt 10 åpne posisjoner Størr hver posisjon til 10 av mark - Totalkostnadskapital Ikke ta mer enn 10 nye posisjoner per dag Beregn Mark-to-Market kapital hver dag Velg signaler basert på en relativ styrkeindikator for rangering i synkende rekkefølge for lengder og stigende rekkefølge for shorts. Jeg sprang separate backtests for handel alene og kort, og deretter, ved hjelp av konsolideringsfunksjonen, kombinerte de to egenkapitalkurver (figur 6), som sammenlignet med SampP 500 (SPX). Med disse innstillingene var den interne avkastningen i gjennomsnitt 10 med en maksimal uttelling på 29,5 på 7232008. FIGUR 6: AIQ, HACOLT TRADING SYSTEM. Her er en konsolidert egenkapitalkurve for HACOLT-systemet som handler på en liste over 18 land-ETFer for perioden 122002 til 5112012 (blå kurve) i forhold til SampP 500 (rød kurve). TRADERSSTUDIO: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT) TradersStudio-koden basert på Sylvain Vervoortrsquos-artikkel i dette nummeret, ldquoLong-Term Trading ved hjelp av Exchange Traded Funds, er rdquo gitt på følgende nettsteder: Følgende kodefiler leveres i nedlastingen : Indikator Plot: ldquoHACOLTINDdquo for visning av den ukentlige HACOLT-indikatoren Funksjon: ldquoHACrdquo for beregning av heikin-ashi lukk Funksjon: ldquoHAOrdquo for beregning av heikin-ashi åpen Funksjon: ldquozLagHArdquo for beregning av nullslaget TEMA av heikin-ashi Lukk Funksjon: ldquozLagTPrdquo for beregning av nulllags-TEMA av den nære funksjonen: ldquoHACOLTrdquo for beregning av Sylvain Vervoortrsquos HACOLT-verdien System: ldquoHACOLTSYSrdquo for backtesting Sylvain Vervoortrsquos-systemet. Koden er også vist her: Selv om Vervoort utformet dette systemet for å handle ETFs, ønsket jeg å teste det på andre markeder siden det er så begrensede data for ETFer, og authorrsquos-tester vil alle bli vurdert ldquoin-samplerdquo-tester. Jeg kjørte en prøve ved hjelp av en portefølje av terminkontrakter som inkluderte følgende markeder fra Pinnacle Data-tjenesten (omvendt justert): AN, BN, CN, FN, JN, SN, EC, CL, HO, NG, RB, TA, TD , UA, CC, CT, JO, KC, LB, SB, BO, C, NR, O, S, SM, W, MD, ND, SP, FC, LC, LH, GC, HG, PA, PL og SI. I figur 7 viser jeg den resulterende logkapitalkurven som handler denne porteføljen, begynner med en million dollar, og bruker en prosentvis handelsplan som er satt til 20 med et maksimum på 100 kontrakt. I tillegg viser jeg undervanns egenkapitalkurven innenfor denne figuren. For hver rundehandel handlet jeg provisjon og slipp av 75 per kontakt. Selv om testen startet i 121997, forhindret jeg handelen fra å starte til 122000 for å tillate eksponensielle gjennomsnitt å stabilisere seg. For perioden 122000 til 592012 returnerte systemet 3,604,893 med en maksimal uttelling på 38,7 på 10282011. FIGUR 7: HANDELSSTUDIO, HACOLT SYSTEM. Her er en egenkapitalkurve med en undervanns egenkapitalkurve for systemet på 38 forskjellige futures-markeder. NINJATRADER: HEIKIN ASHI CANDLES OSCILLATOR LONG TERM (HACOLT) Handelsstrategien for heikin-ashi candles oscillator langsiktig handel (HACOLT), som beskrevet i ldquoLong-Term Trading ved hjelp av Exchange Traded Funds rdquo av Sylvain Vervoort i dette nummeret, er implementert som en automatisert strategi tilgjengelig for nedlasting på ninjatraderSCJuly2012SC. zip. Når strategien er lastet ned, velg menyen File rarr Utilities rarr Import NinjaScript fra vinduet NinjaTrader Control Center og velg den nedlastede filen. Denne filen er for NinjaTrader versjon 7 eller nyere. Du kan se strategikildekoden ved å velge menyen Verktøy rarr Edit NinjaScript rarr Strategi fra NinjaTrader Control Center-vinduet og velge ldquoHACOLTATS. rdquo Du kan se indikatorkildekoden ved å velge menyen Verktøy rarr Edit NinjaScript rarr Indikator fra NinjaTrader Kontrollsenter-vinduet og valg av ldquoHACOLT. rdquo Et eksempelkart som implementerer strategien, er vist i figur 8. FIGUR 8: NINJATRADER, HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANGSYSTEMSTRATEGI (HACOLT). Dette skjermbildet viser en backtestrapport om HACOLTs automatiserte handelsstrategi, inkludert resultater og et diagram som brukes på en ukentlig serie av iShares MSCI Australia Index (EWA). mdashRaymond Deux amp Ryan Millard NinjaTrader, LLC ninjatrader AMIBROKER: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT) I ldquoLong-Term Trading Ved hjelp av Exchange Traded Funds rdquo i dette nummeret presenterer forfatter Sylvain Vervoort en ETF trading metode ved hjelp av sin heikin-ashi lys oscillator (HACO). En klar-til-bruk AmiBroker formel implementering HACO er vist her. For å bruke den, skriv inn formelen i AFL Editor, og trykk deretter på ldquoInsert indicatorrdquo eller gå til ToolsrarrBacktest-menyen hvis du vil teste systemet. Et eksempeldiagram er vist i figur 9. FIGUR 9: AMIBROKER, HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR (HACO). Her er et ukentlig prisoversikt over iShares MSCI Mexico Investable Market Index (EWW). Mellomruten viser et blått kart over HACO med en CandleSize-innstilling på 0,5 mens den nederste ruten viser et rødt kart over HACO med en lysestørrelse på 1.1. UPDATA: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT) Dette tipset er basert på ldquoLong-Term Trading ved hjelp av Exchange Traded Funds rdquo av Sylvain Vervoort i dette nummeret. I artikkelen foreslår forfatteren at ETFs små prisbevegelser gjør daytrading ulønnsomme for trend-tilhenger. Imidlertid bruker artikkelen heikin-ashi lysestake-teknikker på en ukentlig tidsramme en oscillator til tid mot-trending poster. (Se figur 10.) FIGUR 10: UPDATA, HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT). Dette diagrammet viser heikin-ashi stearinlys-oscillatoren langsiktig (HACOLT) anvendt på den ukentlige oppløsningen iShares MSCI Mexico Investible Market Index Fund (EWW). Oppdateringskoden for denne indikatoren og systemet er i oppdateringsbiblioteket og kan lastes ned ved å klikke på Tilpass-menyen og deretter enten ldquoIndicator libraryrdquo eller ldquoSystem library. rdquo De som ikke kan få tilgang til biblioteket på grunn av en brannmur, kan lime inn koden som er vist nedenfor i Update-tilpasset redigeringsprogram og lagre den. TRADECISION: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT) I ldquoLong-Term Trading Ved hjelp av Exchange Traded Funds rdquo i dette nummeret, presenterer forfatter Sylvain Vervoort sin HACOLT-metode for å analysere børsnoterte fond (ETF). For å importere strategien direkte til Tradecision, besøk området ldquoTradersrsquo Tips fra TASC Magazinerdquo på tradecisionsupporttasctipstasctraderstips. htm eller kopier koden som vises nedenfor ved hjelp av følgende instruksjoner. Bruk Tradecisionrsquos Function Builder til å gjenskape Vervoortrsquos HACOLT-funksjonen ved hjelp av følgende kode: Bruk Tradecisionrsquos Indicator Builder til å gjenskape Vervoortrsquos HACOLT-indikatoren ved å bruke følgende formel: Bruk Tradecisionrsquos Strategy Builder til å gjenskape Vervoortrsquos HACOLT-strategi: Et eksempeldiagram er vist i Figur 11. FIGUR 11: TRADECISION, HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT), UKVARIG. Her er HACOLT-strategien med handelssignaler og HACOLT-indikatoren opptegnet på et ukentlig kart over ALPS Equal Sector Weight. VT TRADER: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT) Denne Tradersrsquo Tips er basert på ldquoLong-Term Trading ved hjelp av Exchange Traded Funds rdquo av Sylvain Vervoort i dette nummeret. I artikkelen introduserer Vervoort sin heikin-ashi lys oscillator langsiktig (HACOLT) indikator. Wersquoll tilbyr HACOLT indikatoren for nedlasting i våre VT klientfora på forum. vtsystems sammen med hundrevis av andre prekodede og gratis indikatorer og handelssystemer. De trinnvise instruksjonene for å gjenopprette HACOLT-indikatoren i VT Trader er som følger: VT Traderrsquos Ribbon rarr Teknisk analyse-meny rarr Indikatorer gruppe rarr Indikatorer Builder rarr Ny knapp I kategorien Generelt legger du inn følgende tekst i hver tilsvarende tekstboks: Opprett følgende variabler i fanen Inngangsvariabel (er): Opprett følgende variabler i fanen Output Variable (s): I kategorien Horisontal linje opprett følgende horisontale linjer: I Formel-fanen, kopier og lim inn følgende formel: Klikk på Lagre-ikonet på verktøylinjen for å fullføre bygningen av HACOLT-indikatoren. For å feste indikatoren til et diagram, klikk på høyre museknapp i diagramvinduet og velg Legg til indikator rarr ldquoTASC - 072012 ndash HACOLTrdquo fra indikatorlisten. Et eksempeldiagram er vist i figur 12. FIGUR 12: VT TRADER, HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT). Her vises HACOLT-indikatoren på et EURUSD fire-timers lysestikkdiagram. For å lære mer om VT Trader, besøk vtsystems. Risikoansvarsforklaring: Tidligere resultater er ikke en indikasjon på fremtidige resultater. Forex trading innebærer en betydelig risiko for tap og kan ikke være egnet for alle investorer. MICROSOFT EXCEL: HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT) I sin artikkel i dette nummeret viser ldquoLong-Term Trading med Exchange Traded Funds rdquo forfatter Sylvain Vervoort en kraftig oscillator for å gjenkjenne og følge langsiktige trender. Det er også rimelig følsomt for forstyrrelser av trenden og fullverdig reverseringer. Vervoortrsquos oscillator bruker TEMA utjevningsfunksjonen fire ganger. TEMA er ikke en innebygd funksjon i Excel, men den kan implementeres ved hjelp av celleformler (som jeg har gjort for denne Tradersrsquo Tips) eller som en brukerdefinert funksjon (VBA-makro). Se Patrick Mulloyrsquos februar 1994 SampC artikkel som refereres i den foreslåtte leseavsnittet på slutten av Vervoortrsquos artikkel (ldquoSmoothing Data With Less Lag rdquo) for mer på TEMA. Som Vervoort antyder i sin artikkel, trenger du en stor mengde data før den aktuelle perioden, ellers har oscillatordelene ikke nok tid til å stabilisere seg riktig. Dette fremgår av figur 13. I figur 6 i Vervoortrsquos artikkel skal det være en dukkert til HACO 50-nivået i midten av 2004. Dypene i 2005 og 2006 viste meg ikke før jeg trakk inn hele den ukentlige data jeg kunne få fra Yahoo Finance historie siden. FIGUR 13: MICROSOFT EXCEL, HEIKIN-ASHI CANDLES OSCILLATOR LANG TERM (HACOLT). Her er Sylvain Vervoortrsquos HACOLT-indikator implementert i Excel ved hjelp av en CandleSize-innstilling på 1.1. Denne regnearkfilen for Excel kan lastes ned ved å klikke her. Opprinnelig publisert i juli 2012-utgaven av Technical Analysis of Stocks amp Commodities magazine. Alle rettigheter reservert. kopi Copyright 2012, Technical Analysis, Inc. Cellkraft8217s produkter innen forretningsområde Fuktighet og damp mål laboratorier og industri. Kvalitet og presisjon er sikret slik at produktene kan brukes til høyt kvalitative eksperimenter i laboratorier samt for kontinuerlig bruk i industrielle applikasjoner. Produkter for fukting og presis fordamping er basert på en dyp forståelse av fysisk kjemi og anvendelse av ny teknologi. Resultatet er produkter med ytelse som åpner for nye muligheter for forskning og industri. Velkommen til å lære mer om våre produkter. Du er også velkommen til å kontakte oss for å diskutere behovet for presis fukting eller fordampning. Hvis du er på utkikk etter Fuel Cells forretningsområde, går du til: fuelcells. cellkraft. se

Flytting Gjennomsnittet Lavpass

Flytte gjennomsnitt: Faktorer for å vurdere data som brukes i beregning13 De fleste glidende gjennomsnitt tar sluttprisene på en gitt ressurs og faktoriserer dem i beregningen. Vi trodde det var viktig å merke seg at dette ikke alltid må være tilfelle. Det er mulig å beregne et glidende gjennomsnitt ved å bruke åpen, nær, høy, lav eller til og med medianen. Selv om det er liten forskjell mellom disse beregningene når det er tegnet på et diagram, kan den lille forskjellen fortsatt påvirke analysen. 13 Finne en passende tidsperiode13 Fordi de fleste MAs representerer gjennomsnittet av alle gjeldende daglige priser, bør det bemerkes at tidsrammen ikke alltid må være i dager. Flytte gjennomsnitt kan også beregnes ved hjelp av minutter, timer, uker, måneder, kvartaler, år etc. Hvorfor ville en daghandler bryr seg om hvordan et 50-dagers glidende gjennomsnitt vil påvirke prisen i løpet av de kommende ukene På den annen side er en daghandler ønsker å være oppmerksom på et gjennomsnitt på 50 minutter for å få en ide om den relative prisen på sikkerheten i forhold til den siste timen. Noen handelsfolk kan til og med bruke gjennomsnittsprisen de siste tre minuttene for å måle opptaket på kort sikt.13 Ingen Gjennomsnitt er Foolproof13 Som du vet er ingenting på finansmarkedene sikkert - absolutt ikke når det gjelder å bruke tekniske indikatorer . Hvis en aksje hoppet av støtten til et stort gjennomsnitt hver gang det kom nær, ville vi alle være rike. En av de største ulempene med å bruke bevegelige gjennomsnitt er at de er relativt ubrukelige når en eiendel trender sidelengs, i forhold til tiden der en sterk trend er tilstede. Som du kan se i figur 1, kan prisen på en eiendel passere gjennom et bevegelige gjennomsnittsmål mange ganger når trenden beveger seg sidelengs, noe som gjør det vanskelig å bestemme hvordan man skal handle. Dette diagrammet er et godt eksempel på hvordan støtte - og motstandskarakteristikkene til bevegelige gjennomsnittsverdier ikke alltid er til stede.13 Responsiveness to Price Action13 Traders som bruker bevegelige gjennomsnitt i sin handel, vil raskt innrømme at det er en kamp mellom å forsøke å gjøre et bevegelige, gjennomsnittlig responsivt til endringer i trenden, men ikke tillate det å være så følsomt at det fører til at en næringsdrivende for tidlig går inn eller ut av en stilling. Kortsiktige glidende gjennomsnitt kan være nyttig for å identifisere skiftende trender før et stort trekk oppstår, men ulempen er at denne teknikken også kan føre til å være whipsawed inn og ut av en posisjon fordi disse gjennomsnittene reagerer veldig raskt på å endre priser. Fordi kvaliteten på transaksjonssignalene kan variere drastisk avhengig av tidsperioder som benyttes i beregningen, anbefales det å se på andre tekniske indikatorer for bekreftelse på eventuelle bevegelser som forventes av et bevegelige gjennomsnitt. (For mer om ulike indikatorer, se Introduksjon til teknisk analyse.) 13 Vokt dere for lag 13 Fordi bevegelige gjennomsnitt er en forsinkende indikator, vil transaksjonssignaler alltid forekomme etter at prisen har blitt flyttet nok i en retning for å få det bevegelige gjennomsnittet til å reagere. Denne sakte karakteristikken kan ofte virke mot en næringsdrivende og få ham eller henne til å gå inn i en stilling i det minste hensiktsmessige tidspunkt. For eksempel er den eneste måten for et kortsiktig glidende gjennomsnitt å krysse over et langsiktig glidende gjennomsnitt, at prisen nylig har flyttet høyere - mange handelsmenn vil bruke dette bullish kryssovergangen som et kjøpssignal. Et stort problem som ofte oppstår er at prisen kanskje allerede har opplevd en stor økning før transaksjonssignalet er presentert. Som du ser i figur 2, oppretter det store prisgapet et kjøpssignal i slutten av august, men dette signalet er for sent fordi prisen allerede har gått opp med mer enn 25 i løpet av de siste 12 dagene og blir utmattet. I dette tilfellet vil det forsinkende aspektet av et bevegelig gjennomsnittsmål virke mot handelsmannen og sannsynligvis resultere i en tapt handel. Ta en titt på neste del av denne opplæringen for å lære om handelsstrategier som involverer bevegelige gjennomsnitt. 13 Figur 2 13 13Indikatorfiltrering kan grupperes i to avhengig av effektene: Lavpasningsfiltre (utjevning) Lavpassfiltrering (aka utjevning), er ansatt for å fjerne høy romlig frekvenslyd fra et digitalt bilde. Lavpassfiltrene bruker vanligvis flyttevinduoperatør som påvirker en pixel av bildet om gangen, endrer verdien ved hjelp av en funksjon av en lokal region (vindu) av piksler. Operatøren beveger seg over bildet for å påvirke alle pikslene i bildet. Høypassfilter (Kantdeteksjon, Skarphet) Et høypassfilter kan brukes til å gjøre et bilde skarpere. Disse filtrene understreker fine detaljer i bildet - det motsatte av lavpassfilteret. Høypassfiltrering fungerer på samme måte som lavpassfiltrering, den bruker bare en annen konvolusjonskjerne. Når du filtrerer et bilde, påvirkes hver piksel av naboene, og nettoeffekten av filtrering beveger informasjon rundt bildet. I dette kapittelet, bruk dette bildet: Bogotobogo side søk: Bogotobogo nettstedssøk: Gjennomsnittlig filtrering er enkel å implementere. Den brukes som en metode for utjevning av bilder, og reduserer intensitetsvariasjonen mellom en piksel og den neste, noe som resulterer i å redusere støy i bilder. Ideen om gjennomsnittlig filtrering er bare å erstatte hver pikselverdi i et bilde med gjennomsnittlig (gjennomsnittlig) verdi for naboene, inkludert seg selv. Dette medfører at man eliminerer pikselverdier som ikke representerer omgivelsene. Gjennomsnittlig filtrering anses vanligvis som et konvoluttfilter. Som andre omveltninger er den basert rundt en kjerne, som representerer formen og størrelsen på nabolaget som skal samples ved beregning av gjennomsnittet. Ofte brukes en 3 ganger 3 kvadratkjerne, som vist nedenfor: Mf er gjennomsnittlig filter: Filteret2 () er definert som: Y filter2 (h, X) filtrerer dataene i X med det todimensjonale FIR-filteret i matrise h. Den beregner resultatet, Y, ved hjelp av todimensjonal korrelasjon, og returnerer den sentrale delen av korrelasjonen som er like stor som X. Den returnerer den delen av Y som er spesifisert av formparameteren. formen er en streng med en av disse verdiene: full. Returnerer den fulle todimensjonale korrelasjonen. I dette tilfellet er Y større enn X. samme. (standard) Returnerer den sentrale delen av korrelasjonen. I dette tilfellet er Y den samme størrelsen som X. gyldig. Returnerer bare de delene av korrelasjonen som beregnes uten nullpolstrede kanter. I dette tilfellet er Y mindre enn X. Nå ønsker vi å bruke kjernen som er definert i forrige seksjon, ved hjelp av filter2 (): Vi kan se at det filtrerte bildet (høyre) har blitt sløret litt i forhold til den opprinnelige inngangen (til venstre) . Som nevnt tidligere, kan lavpassfilteret benyttes denoising. La oss teste det. Først, for å gjøre innspillet litt skittent, sprayer vi litt pepper og salt på bildet, og bruker deretter det gjennomsnittlige filteret: Det har noen effekt på salt - og pepperbullet, men ikke mye. Det gjorde dem bare uskarpe. Hva med å prøve Matlabs innebygde medianfilter bogotobogo nettstedssøk: Bogotobogo nettstedssøk: Median filter - medfilt2 () Her er skriptet: Mye bedre. I motsetning til det forrige filteret som bare bruker gjennomsnittlig verdi, denne gangen brukte vi median. Medianfiltrering er en ikke-lineær operasjon som ofte brukes i bildebehandling for å redusere salt - og pepperstøy. Vær også oppmerksom på at medfilt2 () er 2-D filter, så det fungerer bare for gråtonebilde. For å fjerne støy for RGB-bilde, vennligst gå til slutten av dette kapitlet: Fjern støy i RGB-bilde. Matlab gir en metode for å lage et forhåndsdefinert 2-D filter. Den spesielle (): h fspecial (type) skaper et todimensjonalt filter h av den angitte typen. Det returnerer h som en korrelasjonskjerne, som er riktig form som skal brukes med imfilter (). Typen er en streng som har en av disse verdiene: Matlab Image og Video Processing OpenCV 3 - bildevideobehandling OpenCV 3 bilde - og videoredigering med PythonWeather Fundamentals Air er en blanding av flere gasser. Når den er helt tørr, er den omtrent 78 nitrogen og 21 oksygen. De resterende 1 er andre gasser som argon, karbondioksid, neon, helium og andre. Men i naturen er luften aldri helt tørr. Den inneholder alltid litt vanndamp i mengder som varierer fra nesten ingen til 5 volum. Etter hvert som vanndampinnholdet øker, reduseres de andre gassene proporsjonalt. Vertikal struktur Atmosfæren er klassifisert i lag eller sfærer, etter karakteristika som er vist i disse lagene. Troposfæren er laget fra overflaten til en gjennomsnittlig høyde på ca 7 mi. Den er preget av en samlet nedgang i temperatur med økende høyde. Høyden på troposfæren varierer med breddegrad og årstider. Den går fra ca 20.000 fot over polene til omtrent 65.000 fot over ekvator, og den er høyere om sommeren enn om vinteren. På toppen av troposfæren er tropopausen. et veldig tynt lag som markerer grensen mellom troposfæren og laget ovenfor. Et forhold mellom tropopausens høyde og visse værfenomener er dokumentert. Over tropopausen er stratosfæren. Dette laget er preget av relativt små temperaturendringer med høyde unntatt en oppvarmings trend nær toppen. Luft er viktig og har vekt. Siden det er gassformet, er det komprimerbart. Trykket atmosfæren utøver på overflaten er resultatet av luftens vekt ovenfor. Dermed er luft nær overflaten mye tykkere enn luft i høye høyder. TEMPERATUR Temperaturskala To vanlige temperaturskalaer er Celsius (x00B0C), eller Celsius, og Fahrenheit (x00B0F). Celsius-skalaen brukes kun til øvre lufttemperaturer og blir raskt verdensstandard for overflatetemperaturer også. Tradisjonelt er to vanlige temperaturreferanser smeltepunktet for ren is og kokpunktet for rent vann på sjønivå. Smeltepunktet for isen er 32x00B0F (0x00B0C) Kokepunktet for vann er 212x00B0F (100x00B0C). Dermed er forskjellen mellom smelting og koking 100x00B0C, eller 180x00B0F forholdet mellom grader Celsius og Fahrenheit er 100180 eller 59. Siden 0x00B0F er 32x00B0F kaldere enn 0x00B0C, må du bruke denne forskjellen når du sammenligner temperaturer på de to skalaene. Du kan konvertere fra en skala til den andre ved hjelp av en av følgende formler: C 59 (F x 2212 32) eller F 95 C 32 hvor C er grader Celsius og F er grader Fahrenheit. Varme og temperatur Varme er en form for energi. Når et stoff inneholder varme, viser det egenskapen som måles som temperaturx2014graden av x0022hotnessx0022 eller x0022coldness. x0022 En bestemt mengde varme absorbert av eller fjernet fra et stoff øker eller senker temperaturen til en bestemt mengde. Imidlertid er mengden av temperaturendring avhengig av stoffets egenskaper. Hvert stoff har sin unike temperaturendring for den spesifikke varmeeffekten. For eksempel, hvis en jordoverflate og en vannoverflate har samme temperatur og en lik mengde varme blir tilsatt, blir overflaten varmere enn vannoverflaten. Omvendt, med samme varmetap, blir landet kaldere enn vannet. Jorden mottar energi fra solen i form av solstråling. Jorden og atmosfæren reflekterer omtrent 55 av strålingen og absorberer de resterende 45, konverterer den til varme. Jorden utstråler igjen energi, og denne utgående strålingen er jordbasert stråling. Det er tydelig at den gjennomsnittlige varmen som er oppnådd fra innkommende solstråling, må være lik varme som er tapt gjennom jordbasert stråling for å holde Jorden fra å bli stadig varmere eller kaldere. Men denne balansen er verdensomspennende regionale og lokale ubalanser som skaper temperaturvariasjoner, bør også vurderes. Temperaturvariasjoner Mengden solenergi som mottas av en hvilken som helst region, varierer med tiden på dagen, med årstider og med breddegrad. Disse forskjellene i solenergi skaper temperaturvariasjoner. Temperaturer (Courtesy of US Air Force.) Varierer også med forskjeller i topografisk overflate og med høyde. Disse temperaturvariasjonene skaper krefter som driver atmosfæren i sine endeløse bevegelser. Dag-til-natt (døgn) variasjon av temperatur Døgnvariasjon er temperaturendringen fra dag til natt forårsaket av den daglige rotasjonen av jorden. Jorden mottar varme i løpet av dagen fra solstråling, men mister kontinuerlig varme ved jordstråling. Oppvarming og kjøling er avhengig av ubalanse mellom solstråling og jordbasert stråling. I løpet av dagen overskrider solstrålingen jordbundsstråling og overflaten blir varmere. Om natten opphører solstrålingen, men jordbasert stråling fortsetter og avkjøler overflaten. Kjøling fortsetter etter soloppgang til solstråling igjen overskrider terrestrisk stråling. Minimumstemperatur oppstår vanligvis etter soloppgang, noen ganger så mye som en time etter. Den fortsatte kjølingen etter soloppgang er en grunn til at tåke noen ganger dannes kort etter at solen ligger over horisonten. Sesongvariasjon av temperatur I tillegg til sin daglige rotasjon dreier jorden rundt i en hel bane rundt Solen en gang hvert år. Siden jordens akse ligger til baneplanet, varierer vinkelen av solstrålingsvoksen sesongmessig mellom hemisfærene. Den nordlige halvkule er varmere i juni, juli og august fordi den mottar mer solenergi enn den sørlige halvkule. I løpet av desember, januar og februar er motsatt truex2014The sørlige halvkule mottar mer solenergi og er varmere. Temperaturvariasjon med breddegrad Jordens form forårsaker en geografisk variasjon i vinkelen av hendelse solstråling. Siden jorden er i hovedsak sfærisk, er solen nærmere å være overhead i ekvatoriale regioner enn ved høyere breddegrader. Ekvatorielle regioner mottar derfor den mest strålende energien og er varmeste. Skråstråler fra Solen ved høyere breddegrader gir mindre energi over et gitt område, med det minste mottatt ved polene. Dermed varierer temperaturen med breddegrad fra den varme ekvator til de kalde polene. Temperaturvariasjoner med topografi Ikke relatert til bevegelse eller form av Jorden er temperaturvariasjoner indusert av vann og terreng. Vann absorberer og utstråler energi med mindre temperaturendring enn lander. Store dypvannskropper har en tendens til å minimere temperaturendringer, mens kontinenter gir store forandringer. Våt jord, som i sump og myrer, er nesten like effektivt som vann i å undertrykke temperaturendringer. Tykk vegetasjon har en tendens til å kontrollere temperaturendringer siden den inneholder litt vann og isolerer også mot varmeoverføring mellom bakken og atmosfæren. Aride, ufargede overflater tillater de største temperaturendringene. Disse topografiske påvirkningene er både daglige og sesongmessige. For eksempel kan forskjellen mellom et daglig maksimum og minimum være 10x00B0F eller mindre over vann, nær en strandlinje eller over en sump eller myr, mens en forskjell på 50x00B0F eller mer er vanlig over steinete eller sandrike ørkener. På den nordlige halvkule i juli er temperaturene varmere over kontinenter enn over hav i januar de er kaldere over kontinenter enn over hav. Det motsatte er sant på den sørlige halvkule, men ikke så uttalt på grunn av mer vannoverflate på den sørlige halvkule. For å sammenligne land og vann effekt på sesongmessig temperatur variasjon, vurdere Nord-Asia og Sør-California nær San Diego. I den dype kontinentale interiøret i Nord-Asia, juli gjennomsnittstemperatur er ca 50x00B0F, og januar gjennomsnitt, om -30x00B0F. Sesongavstand er omtrent 80x00B0F. I nærheten av San Diego, på grunn av nærhet til Stillehavet, er gjennomsnittlig juli omtrent 70x00B0F, og januar gjennomsnittlig, ca 50x00B0F. Sesongvariasjon er bare ca 20x00B0F. Fremtredende vind er også en faktor i temperaturkontroll. I et område hvor de vindende vindene er fra store vannlegemer, er temperaturendringer ganske små. De fleste øyene trives ganske konstant. På den annen side er temperaturendringer mer uttalt, hvor den fremherskende vinden er fra tørre, uklare områder. Luften overfører langsomt varme fra overflaten oppover. Dermed er temperaturendringer overalt mer gradvise enn på overflaten. Temperaturvariasjon med høyde Temperaturen avtar vanligvis med økende høyde over hele troposfæren. Denne nedgangen i temperatur med høyde er definert som bortfallshastighet. Den gjennomsnittlige reduksjonen av temperaturx2014average lapse ratex2014 i troposfæren er 3,6x00B0F per 1000 ft. Men siden dette er et gjennomsnitt, eksisterer den eksakte verdien sjelden. Faktisk øker temperaturen noen ganger med høyde gjennom et lag. En økning i temperatur med høyde er definert som en inversjon, dvs. bortfallshastigheten er invertert. En inversjon utvikler ofte nær bakken på klare, kule netter når vinden er lys. Jorden utstråler og kjøler mye raskere enn den overliggende luften. Luft som kommer i kontakt med bakken blir kald mens temperaturen noen få hundre meter over endrer seg svært lite. Dermed øker temperaturen med høyde. Inversjoner kan også forekomme i alle høyder når forholdene er gunstige. For eksempel produserer en strøm av varm luft som overskrider kald luft nær overflaten en inversjon over. Inversjoner er vanlige i stratosfæren. ATMOSFERISK TRYKK x0026 BAROMETEREN Atmosfærisk trykk Atmosfærisk trykk er kraften pr. Enhetsareal som utøves av atmosfærens vekt. Siden luften ikke er solid, kan den ikke veies med konvensjonelle vekter. Likevel viste Toricelli for tre århundrer siden at han kunne veie atmosfæren ved å balansere den mot en kolonne av kvikksølv. Han målt faktisk press ved å konvertere det direkte til vekt. Måletrykk Instrumentet Toricelli designet for måling av trykk er barometeret. Væretjenester og luftfartssamfunnet bruker to typer barometre til måling av trykksyklusen av karbon og aneroid. Mercurial barometeret består av en åpen tallerken med kvikksølv som er plassert i den åpne enden av et evakuert glassrør. Atmosfærisk trykk tvinger kvikksølv til å stige i røret. På stasjoner nær havnivå øker kolonnen av kvikksølv i gjennomsnitt til en høyde på 29,92. Med andre ord veier en kolonne av kvikksølv den samme som en kolonne med luft som har samme tverrsnitt som kolonnen av kvikksølv og strekker seg fra havnivå til toppen av atmosfæren. Hvorfor brukes kvikksølv i barometeret Merkur er det tyngste stoffet som er tilgjengelig, som forblir flytende ved vanlige temperaturer. Det tillater instrumentet å være av brukbar størrelse. Vann kan brukes, men på sjønivå vil vannsøylen være ca 34 meter høy. Aneroidbarometeret omfatter de essensielle egenskapene til en fleksibel metallcelle og registreringsmekanismen. Cellen er delvis evakuert og kontrakterer eller ekspanderer som trykk. Aneroidet består av en delvis evakuert metallcelle som kontraherer og utvides med endring av trykk og en koblingsmekanisme som driver indikatoren langs en skala som er gradert i trykkenheter. (Foto av Steve Nicklas. Courtesy av National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) Central Library.) Endres. Den ene enden av cellen er fast, mens den andre enden beveger registreringsmekanismen. Koblingsmekanismen forstørrer bevegelsen av cellen, kjører en indikatorhånd langs en skala som er gradert i trykkenheter. Trykk enheter Trykk er uttrykt på mange måter over hele verden. Begrepet brukt avhenger noe av dets anvendelse og målesystemet. To populære enheter er tommer kvikksølv eller millimeter av kvikksølv. Siden trykket er kraft per område, er et mer eksplisitt uttrykk for trykk pounds per kvadrat-tomme (lbin 2) eller gram pr. Kvadratcentimeter (gcm 2). Betegnelsen millibar (mb) uttrykker nettopp trykk som en kraft per enhet, 1 mb er en kraft på 1000 dyn per kvadratcentimeter. Millibar blir raskt en universell trykkenhet. Stasjonstrykk Trykk kan kun måles ved målepunktet. Trykket målt på en stasjon eller flyplass er stasjonstrykk eller det faktiske trykket ved felthøyde. Trykkvariasjon Trykk varierer med høyde og temperatur i luften, samt med andre mindre påvirkninger. Flyttet opp gjennom atmosfæren blir vekten av luften over og mindre. Innenfor de nedre noen tusen meter fra troposfæren, reduseres trykket omtrent 1 i kvikksølv for hver 1000 ft høydehøyde. På sjønivå er gjennomsnittstrykket ca. 14,7 lbin 2. Det har blitt funnet at trykket vil falle med halvparten for hver 18 000 ft høydehøyde. På 18.000 fot kunne vi derfor forvente et gjennomsnittstrykk på ca. 7,4 lbin 2 og ved 36 000 fot, et trykk på bare 3,7 lbin 2. og så videre. Trykk på havnivå Siden trykket varierer med høyde, er det ikke lett å sammenligne stasjonstrykk mellom stasjoner i forskjellige høyder. For å gjøre dem sammenlignbare må trykkavlesningene justeres til noe felles nivå. Gjennomsnittlig havnivå synes den mest gjennomførbare fellesreferansen. Trykket målt ved en 5.000 fot stasjon er 25 i trykk øker med 1 in for hver 1000 ft eller totalt 5 i. Havnivåetrykket er ca. 25 5 eller 30 tommer. Værobservatøren tar hensyn til temperatur og andre effekter , men dette forenklede eksempelet forklarer det grunnleggende prinsippet om trykkreduksjon på sjønivå. Trykket i havnivå uttrykkes vanligvis i millibarer. Standard trykk på sjønivå er 1,013,2 mb, 29,9 i kvikksølv, eller ca. 14,7 lbin 2. Trykkanalyser (ved bruk av isobarer) Trykk på sjønivå er vanligvis plottet på et kart og linjer trekkes til tilkoblingspunkter med samme trykk. Disse linjene med lik trykk er isobarer. Derfor er overflatekartet en isobarisk analyse som viser identifiserbare, organiserte trykkmønstre. Fem trykksystemer er definert som følger: LOW x2014a trykksenter omgitt av alle sider ved høyere trykk, også kalt syklon. Cyclonic krølling er krumningen av isobars til venstre når du står med lavere trykk til venstre. HØY x2014a trykksenter omringet på alle sider ved lavere trykk, også kalt en anticyklon. Anticyklonisk krølling er krumningen av isobarer til høyre når du står med lavere trykk til venstre. HURTIGT x2014an langstrakt område med lavt trykk med lavest trykk langs en linjemarkerings maksimal syklonisk krumning. RIDGE x2014an langstrakt område med høyt trykk med høyeste trykk langs en linje markering maksimal anticyklonisk krumning. COL x2014 det nøytrale området mellom to høyder og to nedturer. Det er også skjæringspunktet mellom et trough og en ås. Kolen på en trykkoverflate er analog med et fjellpass på en topografisk overflate. Vi konturerer bare høyde på trykkflaten. For eksempel er en 700 mb konstanttrykksanalyse et konturkart over høydene på 700 mb trykkflaten. Mens konturkartet er basert på variasjoner i høyde, er disse variasjonene små i forhold til flynivåer, og for alle praktiske formål kan du se på 700-mb diagrammet som et vær kart på ca. 10.000 fot. Hva forårsaker vind Forskjeller i temperatur skape forskjeller i trykk. For eksempel er lokale vind langs innsjøen og havstrendene resultatet av temperaturforskjellene mellom land og vann, noe som medfører trykkforskjell og vind. Disse trykkforskjellene driver et komplekst vindsystem i et uendelig forsøk på å nå likevekt. Vind transporterer også vanndamp og sprer tåke, skyer og nedbør. Konveksjonsstrømmer Når to overflater oppvarmes ulikt, oppvarmer de overliggende luft ujevnt. Den varmere luften ekspanderer og blir lettere eller mindre tett enn den kule luften. Den tettere, kule luften trekkes til bakken ved sin større tyngdekraftsløfting eller tvinge den varme luften oppover mye ettersom oljen blir tvunget til toppen av vannet når de to er blandet. Den stigende luften sprer seg og avkjøles, til slutt synkende for å fullføre konvektiv sirkulasjon. Så lenge den ujevne oppvarmingen vedvarer, opprettholder konveksjonen en kontinuerlig konvektiv strøm. Den horisontale luftstrømmen i en konvektiv strøm er vind. Konveksjon av både store og små skalaer står for systemer som spenner fra halvkule sirkulasjoner ned til lokale eddier. Denne horisontale strømmen, vind, kalles noen ganger adveksjon. Begrepet adveksjon gjelder imidlertid vanligvis for transport av atmosfæriske egenskaper ved vinden, dvs. varm adveksjon kald adveksjon adveksjon av vanndamp mv. Trykkgradientkraft av vind Trykkforskjeller må skape en kraft for å drive vinden. Denne kraften er trykkgradientstyrken. Kraften er fra høyere trykk til lavere trykk og er vinkelrett på isobarer eller konturer. Når en trykkforskjell utvikler seg over et område, begynner trykkgradientstyrken å flytte luften direkte over isobarene. Jo nærmere avstanden mellom isobarer, jo sterkere trykkgradientstyrken er. Jo sterkere trykkgradienten tvinges, jo sterkere vind er. Dermed tett spredte isobarer betyr sterke vinder i stor avstand med isobarer, betyr lettere vind. Fra en trykkanalyse kan leseren få en generell ide om vindhastighet fra kontur eller isobaravstand. På grunn av ujevn oppvarming av jorden er overflatetrykket lavt i varme ekvatorielle områder og høyt i kalde polare områder. En trykkgradient utvikler seg fra polene til ekvator. Hvis jorden ikke roterte, ville denne trykkgradientstyrken være den eneste kraften som virker på vinden. Sirkulasjon ville være to gigantiske hemisferiske konvektive strømmer. Kald luft ville synke ved polene vinden ville blåse rett fra polene til ekvatoren varm luft ved ekvator ville bli tvunget oppover og vind på høyt nivå ville blåse direkte mot polene. Imidlertid roterer Jorden, og på grunn av sin rotasjon er denne enkle sirkulasjonen stor forvrengt. Coriolis force: det endrer vindretningen En bevegelig masse beveger seg i en rett linje til det opptrer av noen utenfor kraft. Men hvis man ser den bevegelige massen fra en roterende plattform, synes banen til den bevegelige massen i forhold til plattformen å være avbøyet eller buet. For å illustrere, begynn å rotere et potterx0027s hjul. Deretter tegner du en glatt linje og en linjal med en rett linje fra midten til den ytre kanten av hjulet. Til deg reiste krittet i en rett linje. Nå stopper platen på den, linjen spiraler utover fra sentrum. Til en seer på skiveskiven, viste noen tilsynelatende kraft kritt til høyre. En lignende tilsynelatende kraft avbøyer bevegelige partikler på jorden. Fordi jorden er sfærisk, er den avbøyende kraften mye mer kompleks enn det enkle dreieskiveeksemplet. Dette prinsippet ble først forklart av en franskmann, Coriolis, og bærer navnet hans fra Coriolis. Coriolis-kraften påvirker stiene til fly, missiler, flygende fugler og havstrømmer, og er viktigst for studiet av vær og luftstrømmer. Kraften avbøyer luften til høyre på den nordlige halvkule og til venstre på den sørlige halvkule. Denne teksten konsentrerer seg mest på avbøyning til høyre på den nordlige halvkule. Coriolis-kraften ligger i riktig vinkel mot vindretningen og er direkte proporsjonal med vindhastigheten. Det er, ettersom vindhastigheten øker, øker Coriolis kraft. På en gitt breddegrad, doble vindhastigheten og du doble Coriolis-kraften. Coriolis-kraften varierer med breddegrad fra null ved ekvator til maksimalt ved polene. Det påvirker vindretning overalt bortsett fra umiddelbart ved ekvator, men effektene er mer uttalt i mellom - og høybreddegrader. Husk at trykkgradientstyrken driver vinden og er vinkelrett mot isobarer. Når en trykkgradientstyrke først etableres, begynner vinden å blåse fra høyere til lavere trykk rett over isobarene. Imidlertid begynner den øyeblikkelige luften å flytte, Coriolis-kraften avbøyer den til høyre. Snart blir vinden avbalansert en full 90x00B0 og er parallell med isobrene eller konturene. På dette tidspunktet styrker Coriolis nøyaktig balanse trykkgradientstyrken. Med kreftene i balanse, vil vinden forbli parallell med isobarer eller konturer. Overflatefriksjon forstyrrer denne balansen Coriolis kraft forvrenger den fiktive globale sirkulasjonen. DEN ALMINDELIGE CIRKULERINGEN AV EARTHx0027S AIR Da luften presses oppe ved ekvator og begynner sin høytliggende trek nordover, svinger Coriolis-kraften til høyre eller øst. Vind blir vestlig på ca 30x00B0 breddegrad, midlertidig blokkering videre nordover bevegelse. På samme måte, som luft over polene begynner sin lavtliggende reise sørover mot ekvator, blir den også avbøyd til høyre og blir en østvind, og stopper for en stund sin sørlige fremgang. Som et resultat, luften bokstavelig talt x0022piler upx0022 ved ca. 30x00B0 og 60x00B0 breddegrad i begge halvkule. Den økte vekten av luften øker trykket til halvfaste høytrykksbånd. Byggingen av disse høytrykksbåndene skaper et midlertidig dødsfall, forstyrrer den enkle konvektive overføringen mellom ekvator og polene. Den rastløse atmosfæren kan ikke leve med dette dødsfallet i sitt forsøk på å nå likevekt. Noe må gi. Store masser av luft begynner å svinge i midtre breddegrader for å fullføre utvekslingen. Store masser av kald luft bryter gjennom den nordlige barrieren, dunter sørover mot tropene. Store midlatitude stormer utvikler seg mellom kald utbrudd og bære varm luft nordover. Resultatet er et midlatitude-bånd av trekkende stormer med stadig skiftende vær. Siden trykkforskjeller forårsaker vind, varierer sesongmessige trykkvariasjoner i stor grad av områdene av disse kalde luftutbrudd og midlatitude storms. Men sesongmessige trykkvariasjoner skyldes i stor grad sesongmessige temperaturendringer. Det skal huskes at på overflaten avgjør varme temperaturer i stor grad lavt trykk, og kalde temperaturer bestemmer høyt trykk. Det bør også minnes om at sesongmessige temperaturendringer over kontinenter er mye større enn over hav. Om sommeren har varme kontinenter tendens til å være områder med lavt trykk og de relativt kule havene pleier å være områder med høyt trykk. Om vinteren er omvendt sant: det er høyt trykk over de kalde kontinenter og lavt trykk over de relativt varme havene. De samme trykkvariasjonene oppstår i de varme og kalde årstidene på den sørlige halvkule, selv om effekten ikke er så uttalt på grunn av de mye større vannområdene på den sørlige halvkule. Kald utbrudd er sterkest i den kalde årstiden og er overveiende fra kalde kontinentale områder. Sommerenes utbrudd er svakere og mer sannsynlig at de kommer fra kjølige vannoverflater. Siden disse utbruddene er masser av kjølig, tett luft, er de karakteristisk høytrykksområder. Når luften prøver å blåse utover fra høyt trykk, blir den avbøyet til høyre ved Coriolis-kraften. Således blåser vinden rundt et høyt med klokken. Høytrykk med tilhørende vindsystem er en anticyklon. Stormene som utvikles mellom høytrykkssystemer er preget av lavt trykk. Da vindene prøver å blåse innover mot midten av lavt trykk, blir de også avbøyet til høyre. Således er vinden rundt en lav mot klokken. Lavtrykk og vindsystem er en syklon. Høytrykksbeltet på ca 30x00B0 nordlig bredde tvinger luft utover på overflaten mot nord og i sør. Den nordgående luften blir innblandet i midlatitude stormene. Den sørlige bevegelige luften blir igjen avbrakt av Coriolis-kraften, og blir den velkjente subtropiske nordøstlige handelsvinden. I midlatitudes er vindhøyder hovedsakelig fra vest og er kjent som de rådende vestlige landene. Polar easterlies dominerer lavt nivå sirkulasjon nord for ca 60x00B0 breddegrad. Det er tre store vindbelter. Nordvestlige handelsvindene bærer tropiske stormer fra øst til vest. De rådende vestlige kjedene kjører midlatitude stormer generelt fra vest til øst. Få store stormsystemer utvikler seg i det forholdsvis små arktiske området, polar easterlies hovedinnflytelse er deres bidrag til utviklingen av midlatitude stormer. Friksjonseffekt på vind Vindstrømningsmønstre oppover følger isobarer eller konturer hvor friksjon har liten effekt. Imidlertid er friksjon en betydelig faktor nær overflaten. Friksjon mellom vinden og terrengflaten senker vinden. Jo tøffere terrenget, desto større er friksjonseffekten. Også jo sterkere vindhastigheten er, jo større er friksjonen. Man kan ikke tenke på friksjon som en kraft, men det er en veldig ekte og effektiv kraft som alltid virker motsatt til vindretningen. Da friksjonskraften senker vindhastigheten, reduseres Coriolis-kraften. Imidlertid påvirker friksjonen ikke trykkgradientstyrken. Trykkgradient og Coriolis-styrker er ikke lenger i balanse. Den sterkere trykkgradientstyrken gjør vinden til en vinkel over isobrene mot lavere trykk til de tre kreftene balanserer. Friksjon og Coriolis styrker kombinerer for å balansere trykkgradientstyrken. Overflate vind spiraler utover fra høyt trykk til lavt trykk, krysser isobarer i en vinkel. Vinkelen av overflate vind til isobars er ca 10x00B0 over vann, øker med grovhet av terreng. I fjellområder har man ofte problemer med å knytte overflatevind til trykkgradient på grunn av stor friksjon og også på grunn av lokale terrengvirkninger på trykk. Jetstrømmen Vind, i gjennomsnitt, øker med høyde i hele troposfæren, som kulminerer i et maksimum nær nivået av tropopausen. Disse maksimale vindene har en tendens til å være ytterligere konsentrert i smale bånd. En jetstrøm er da et smalt bånd av sterke vindene som strekker seg gjennom atmosfæren på et nivå nær tropopausen. Ytterligere diskusjon av jetstrømmen tas opp senere i denne teksten. LOKALE X0026 SMALL-SCALE WINDS Lokale terrengsfunksjoner som fjell og landlinjer påvirker også lokale vind og vær. Berg og dalvind På dagtid oppvarmes luft ved siden av en fjellhelling ved kontakt med bakken da den mottar stråling fra solen. Denne luften blir vanligvis varmere enn luft i samme høyde, men lenger fra bakken. Den omgivende kaldere, tettere luften legger seg nedover og tvinger den varmere luften nær bakken oppover bakken. Denne vinden er en dalvind, såkalt fordi luften flyter opp ut av dalen. Om natten blir luften i kontakt med fjellhellingen avkjølt av jordbasert stråling og blir tyngre enn omgivende luft. Den synker langs skråningen, og produserer fjellvinden, som strømmer som vann nedover bakken. Fjellvind er vanligvis sterkere enn dalvind, spesielt om vinteren. Fjellvinden fortsetter ofte nedover de mer milde bakker av kløfter og daler, og i slike tilfeller blir dreneringsvind. Det kan bli ganske sterk over noen terrengforhold, og i ekstreme tilfeller kan det bli farlig når det flyter gjennom canyon restriksjoner. Katabatisk vind En katabatisk vind er en hvilken som helst vind som blåser ned en skråning når hellingen er innflytelsesrik i å forårsake vinden. Således er fjellvinden en katabatisk vind. Enhver katabatisk vind stammer fra at kald, tung luft suger ned skrånende terreng, forflytter varmere, mindre tett luft foran den. Luften oppvarmes og tørkes ettersom den strømmer nedover. Noen ganger blir den nedgående luften varmere enn luften den erstatter. Mange katabatiske vinder som gjentas i lokale områder har fått fargerike navn for å markere sin dramatiske, lokale effekt. Noen av disse er Bora, en kald nordlig vind som blåser fra Alpene til Middelhavskysten, chinook, en varm vind ned østlig skråning av fjellene, som ofte når hundrevis av miles inn i de høye slettene Taku, en kald vind i Alaska blåser av Taku-breen og Santa Ana, en varm vind som går ned fra Sierras til Santa Ana-dalen i California. Land - og sjøbris Landene blir varme og kjøligere raskere enn vannoverflater derfor er land varmere enn havet i løpet av dagen vinden blåser fra det kjølige vannet til det varme landet, sjøbrisen, såkalt fordi det blåser fra sjøen. Om natten vinner vinden, blåser fra kjølig land til varmere vann, og skaper en bris på landet. Land - og sjøbrisen utvikles kun når den generelle trykkgradienten er svak. Vind med sterkere trykkgradient blander luften så raskt at lokal temperatur og trykkgradienter ikke utvikler seg langs kysten. Vindskjær Gni to objekter mot hverandre skaper friksjon. Hvis gjenstandene er faste, forekommer det ingen veksling mellom de to. Men hvis gjenstandene er væskestrømmer, danner friksjon eddier langs en vanlig grunne blandesone, og en masseoverføring finner sted i det grunne blandingslaget. Denne sonen av induserte eddier og blanding kalles en skjæresone. Vind, trykksystemer og vær Vindhastighet er proporsjonal med avstanden mellom isobarer eller konturer på et vær kart. Men med samme avstand er x0022chinookx0022 en katabatisk (downslope) vind. Luft avkjøles når den beveger seg oppover og varmes ettersom den blåser nedover. Chinook produserer noen ganger dramatisk oppvarming over slettene like øst for Rocky Mountains. (Høflig av US regjeringens publikasjon.) Vindhastighet på overflaten vil være mindre enn høy på grunn av overflatefriksjon. Vindretning kan bestemmes ut fra et vær kart. Hvis du møter langs en isobar eller kontur med lavere trykk til venstre, vil vinden blåse i retningen du står overfor. På et overflatekart vil vinden krysse isobaren i en vinkel mot lavere trykk på et øvre luftdiagram, det vil være parallelt med konturen. Vind blåser mot klokka (nordlige halvkule) rundt en lav, og med klokken rundt en høy. På overflaten hvor vindene krysser isobarene i en vinkel, kan transport av luft fra høy til lavt trykk ses. Selv om vindene er nesten parallelle med konturer på et øvre luftdiagram, er det fortsatt en langsom transport av luft fra høy til lavt trykk. På overflaten når luften konvergerer til en lav, kan den ikke gå utover mot trykkgradienten, og det kan heller ikke gå ned i bakken, det må gå oppover. Derfor er et lavt eller trough et område med stigende luft. Stigende luft bidrar til skyet og nedbør, og derfor har vi den generelle sammensetningen av lavtrykks2014bad vær. Av tilsvarende grunnlag tømmer luften ut av en høy eller høyde luftmengden. Høyder og rygger er derfor områder med nedstigende luft. Nedadgående luft favoriserer utslipp av skyighet dermed foreningen, høyt trykk. Many times weather is more closely associated with an upper-air pattern than with features shown by the surface map. Although features on the two charts are related, they seldom are identical. A weak surface system often loses its identity in the upper-air pattern, while another system may be more evident on the upper-air chart than on the surface map. Widespread cloudiness and precipitation often develop in advance of an upper trough or low. A line of showers and thunderstorms is not uncommon with a trough aloft even though the surface pressure pattern shows little or no cause for the development. On the other hand, downward motion in a high or ridge places a x0022capx0022 on convection, preventing any upward motion. Air may become stagnant in a high, trap moisture and contamination in low levels, and restrict ceiling and visibility. Low stratus, fog, haze, and smoke are not uncommon in high-pressure areas. However, a high or ridge aloft with moderate surface winds most often produces good flying weather. MOISTURE, CLOUD FORMATION x0026 PRECIPITATION Water vapor Water evaporates into the air and becomes an everpresent but variable constituent of the atmosphere. Water vapor is invisible just as oxygen and other gases are invisible. However, water vapor can be readily measured and expressed in different ways. Two commonly used terms are relative humidity and dew point. Relative humidity Relative humidity routinely is expressed as a percentage. It relates the actual water vapor present to that which could be present. Temperature largely determines the maximum amount of water vapor air can hold. Warm air can hold more water vapor than cool air. Relative humidity expresses the degree of saturation. Air with 100 relative humidity is saturated less than 100 is unsaturated. Dew point is the temperature to which air must be cooled to become saturated by the water vapor already present in the air. Aviation weather reports normally include the air temperature and dew-point temperature. Dew point when related to air temperature reveals qualitatively how close the air is to saturation. Temperature dew-point spread The difference between air temperature and dew-point temperature is popularly called the spread. As spread becomes less, relative humidity increases, and it is 100 when temperature and dew point are the same. Surface-temperature dew-point spread is important for anticipating fog, but has little bearing on precipitation. To support precipitation, air must be saturated through thick layers aloft. Sometimes the spread at ground level may be quite large, yet at higher altitudes the air is saturated and clouds form. Some rain may reach the ground or it may evaporate as it falls into the drier air. Our never-ending weather cycle involves a continual reversible change of water from one state to another. CHANGE OF STATE Evaporation, condensation, sublimation, freezing, and melting are changes of state. Evaporation is the changing of liquid water to invisible water vapor. Condensation is the reverse process. Sublimation is the changing of ice directly to water vapor, or water vapor to ice, bypassing the liquid state in each process. Snow or ice crystals result from the sublimation of water vapor directly to the solid state. Latent heat Any change of state involves a heat transaction with no change in temperature. Evaporation requires heat energy that comes from the nearest available heat source. This heat energy is known as the latent heat of vaporization, and its removal cools the source it comes from. An example is the cooling of your body by evaporation of perspiration. What becomes of this heat energy used by evaporation Energy cannot be created or destroyed, so it is hidden or stored in the invisible water vapor. When the water vapor condenses to liquid water or sublimates directly to ice, energy originally used in the evaporation reappears as heat and is released to the atmosphere. This energy is latent heat. Melting and freezing involve the exchange of x0022latent heat of fusionx0022 in a similar manner. The latent heat of fusion is much less than that of condensation and evaporation however, each in its own way plays an important role in weather. Condensation nuclei The atmosphere is never completely clean an abundance of microscopic solid particles suspended in the air are condensation surfaces. These particles, such as salt, dust, and combustion by-products, are condensation nuclei. Some condensation nuclei have an affinity for water and can induce condensation or sublimation even when air is almost, but not completely, saturated. As water vapor condenses or sublimates on condensation nuclei, liquid or ice particles begin to grow. Whether the particles are liquid or ice does not depend entirely on temperature. Liquid water may be present at temperatures well below freezing. Supercooled water Freezing is complex and liquid water droplets often condense or persist at temperatures colder than 32x00B0F. Water droplets colder than 32x00B0F are supercooled. When they strike an exposed object, the impact induces freezing. For example, impact freezing of supercooled water can result in aircraft icing. Supercooled water drops are often in abundance in clouds at temperatures between 5x00B0F and 32x00B0F and, with decreasing amounts at colder temperatures. Usually, at temperatures colder than 5x00B0F, sublimation is prevalent, and clouds and fog may be mostly ice crystals with a lesser amount of supercooled water. However, strong vertical currents may carry supercooled water to great heights where temperatures are much colder than 5x00B0F. Supercooled water has been observed at temperatures colder than -40x00B0F. Dew and frost During clear nights with little or no wind, vegetation often cools by radiation to a temperature at or below the dew point of the adjacent air. Moisture then collects on the leaves just as it does on a pitcher of ice water in a warm room. Heavy dew often collects on grass and plants while none collects on pavements or large solid objects. These more massive objects absorb abundant heat during the day, lose it slowly during the night, and cool below the dew point only in rather extreme cases. Frost forms in much the same way as dew. The difference is that the dew point of surrounding air must be colder than freezing. Water vapor then sublimates directly as ice crystals or frost rather than condensing as dew. Sometimes dew forms and later freezes however, frozen dew is easily distinguished from frost. Frozen dew is hard and transparent while frost is white and opaque. Cloud formation Normally, air must become saturated for condensation or sublimation to occur. Saturation may result from cooling temperature, increasing dew point, or both. Cooling is far more predominant. Cooling processes Three basic processes may cool air to saturation: (1) air moving over a colder surface, (2) stagnant air overlying a cooling surface, and (3) expansional cooling in upward moving air. Expansional cooling is the major cause of cloud formation. Clouds and fog A cloud is a visible aggregate of minute water or ice particles suspended in air. If the cloud is on the ground, it is fog. When entire layers of air cool to saturation, fog or sheet-like clouds result. Saturation of a localized updraft produces a towering cloud. A cloud may be composed entirely of liquid water, of ice crystals, or a mixture of the two. Precipitation Precipitation is an all-inclusive term denoting drizzle, rain, snow, ice pellets, hail, and ice crystals. Precipitation occurs when these particles grow in size and weight until the atmosphere no longer can suspend them and they fall. These particles grow primarily in two ways. Particle growth Once a water droplet or ice crystal forms, it continues to grow by added condensation or sublimation directly onto the particle. This is the slower of the two methods and usually results in drizzle or very light rain or snow. Cloud particles collide and merge into a larger drop in the more rapid growth process. This process produces larger precipitation particles and does so more rapidly than the simple condensation growth process. Upward currents enhance the growth rate and also support larger drops. Precipitation formed by merging drops with mild upward currents can produce light to moderate rain and snow. Strong upward currents support the largest drops and build clouds to great heights. They can produce heavy rain, heavy snow, and hail. Liquid, freezing, and frozen precipitation Precipitation forming and remaining liquid falls as rain or drizzle. Sublimation forms snowflakes, and they reach the ground as snow if temperatures aloft remain below freezing. Precipitation can change its state as the temperature of its environment changes. Falling snow may melt in warmer layers of air at lower altitudes to form rain. Rain falling through colder air may become supercooled, freezing on impact as freezing rain or it may freeze during its descent, failing as ice pellets. Ice pellets always indicate freezing rain at higher altitude. Sometimes strong upward currents sustain large super-cooled water drops until some freeze subsequently, other drops freeze to them, forming hailstones. Precipitation versus cloud thickness To produce significant precipitation, clouds usually are 4,000 ft thick or more. The heavier the precipitation, the thicker the clouds are likely to be. Land and water effects on clouds Land and water surfaces underlying the atmosphere greatly affect cloud and precipitation development. Large bodies of water such as oceans and large lakes add water vapor to the air. The greatest frequency of low ceilings, fog, and precipitation can be expected in areas where prevailing winds have an over-water trajectory. The aviator should be especially alert for these hazards when moist winds are blowing upslope. Strong cold winds across the Great Lakes absorb water vapor and may carry showers as far eastward as the Appalachians. (Courtesy of U. S. government publication.) In winter, cold air frequently moves over relatively warm lakes. The warm water adds heat and water vapor to the air, causing showers. In other seasons, the air may be warmer than the lakes. When this occurs, the air may become saturated by evaporation from the water while also becoming cooler in the low levels by contact with the cool water. Fog often becomes extensive and dense to the lee of a lake. Strong cold winds across the Great Lakes often carry precipitation to the Appalachians. A lake only a few miles across can influence convection and cause a diurnal fluctuation in cloudiness. During the day, cool air over the lake blows toward the land, and convective clouds form over the land. At night, the pattern reverses clouds tend to form over the lake as cool air from the land flows over the lake, creating convective clouds over the water. Water exists in three statesx2014gaseous, liquid, and solid. Water vapor is an invisible gas. Condensation or sublimation of water vapor creates many common weather extremes. The following may be anticipated: Fog when temperature dew-point spread is 5x00B0F or less and decreasing. Lifting or clearing of low clouds and fog when temperature dew-point spread is increasing. Frost on a clear night when temperature dew-point spread is 5x00B0F or less, is decreasing, and dew point is colder than 32x00B0F. More cloudiness, fog, and precipitation when wind blows from water than when it blows from land. Cloudiness, fog, and precipitation over higher terrain when moist winds are blowing uphill. Showers to the lee of a lake when air is cold and the lake is warm. Expect fog to the lee of the lake when the air is warm and the lake is cold. Clouds to be at least 4,000 ft thick when significant precipitation is reported. The heavier the precipitation, the thicker the clouds are likely to be. STABLE x0026 UNSTABLE AIR Changes within upward and downward moving air Any time air moves upward, it expands because of decreasing atmospheric pressure. Conversely, downward-moving air is compressed by increasing pressure. But as pressure and volume change, temperature also changes. When air expands, it cools and when compressed, it warms. These changes are adiabatic, meaning that no heat is removed from or added to the air. We frequently use the terms expansional or adiabatic cooling and compressional or adiabatic heating. The adiabatic rate of change of temperature is virtually fixed in unsaturated air but varies in saturated air. Unsaturated air Unsaturated air moving upward and downward cools and warms at about 5.4x00B0F per 1,000 ft. This rate is the dry adiabatic rate of temperature change and is independent of the temperature of the mass of air through which the vertical movements occur. Saturated air Condensation occurs when saturated air moves upward. Latent heat released through condensation partially offsets the expansional cooling. Therefore, the saturated adiabatic rate of cooling is slower than the dry adiabatic rate. The saturated rate depends on saturation temperature or dew point of the air. Condensation of copious moisture in saturated warm air releases more latent heat to offset expansional cooling than does the scant moisture in saturated cold air. Therefore, the saturated adiabatic rate of cooling is less in warm air than in cold air. When saturated air moves downward, it heats at the same rate as it cools on ascent, provided liquid water evaporates rapidly enough to maintain saturation. Minute water droplets evaporate at virtually this rate. Larger drops evaporate more slowly and complicate the moist adiabatic process in downward-moving air. Adiabatic warming of downward-moving air produces the warm chinook wind. (Courtesy of U. S. government publication.) Adiabatic cooling and vertical air movement If a sample of air is forced upward into the atmosphere, two possibilities must be considered: (1) the air may become colder than the surrounding air, or (2) even though it cools, the air may remain warmer than the surrounding air. If the upward-moving air becomes colder than surrounding air, it sinks but if it remains warmer, it is accelerated upward as a convective current. Whether it sinks or rises depends on the ambient or existing temperature lapse rate. Existing lapse rate should not be confused with adiabatic rates of cooling in vertically moving air. Sometimes the dry and moist adiabatic rates of cooling will be called the dry adiabatic lapse rate and the moist adiabatic lapse rate. Lapse rate refers exclusively to the existing, or actual, decrease of temperature with height in a real atmosphere. The dry or moist adiabatic lapse rate signifies a prescribed rate of expansional cooling or compressional heating. An adiabatic lapse rate becomes real only when it becomes a condition brought about by vertically moving air. The difference between the existing lapse rate of a given mass of air and the adiabatic rates of cooling in upward-moving air determines if the air is stable or unstable. Cloudsx2014stable or unstable When air is cooling and first becomes saturated, condensation, or sublimation, begins to form clouds. Whether the air is stable or unstable within a layer largely determines cloud structure. Stratiform clouds Since stable air resists convection, clouds in stable air form in horizontal, sheet-like layers or strata. Thus, within a stable layer, clouds are stratiform. Adiabatic cooling may be by upslope flow by lifting over cold, denser air or by converging winds. Cooling by an underlying cold surface is a stabilizing process and may produce fog. If clouds are to remain stratiform, the layer must remain stable after condensation occurs. Cumuliform clouds Unstable air favors convection. A cumulus cloud, meaning x0022heap, x0022 forms in a convective updraft and builds upward. Thus, within an unstable layer, clouds are cumuliform and the vertical extent of the cloud depends on the depth of the unstable layer. Initial lifting to trigger a cumuliform cloud may be the same as that for lifting stable air. In addition, convection may be set off by surface heating. Air may be unstable or slightly stable before condensation occurs but for convective cumuliform clouds to develop, it must be unstable after saturation. Cooling in the updraft is now at the slower moist adiabatic rate because of the release of latent heat of condensation. Temperature in the saturated updraft is warmer than ambient temperature, and convection is spontaneous. Updrafts accelerate until temperature within the cloud cools below the ambient temperature. This condition occurs when a stable layer, which is often marked by a temperature inversion, caps the unstable layer. Vertical heights range from the shallow fair weather cumulus to the giant thunderstorm cumulonimbusx2014the ultimate in atmospheric instability capped by the tropopause. When unstable air lies above stable air, convective currents aloft sometimes form middle - and high-level cumuliform clouds. In relatively shallow layers they occur as altocumulus and ice crystal cirrocumulus clouds. Altocumulus castellans clouds develop in deeper midlevel unstable layers. Identification The basic cloud types are divided into four families: high clouds, middle clouds, low clouds, and clouds with extensive vertical development. The first three families are further classified according to the way they are formed. Clouds formed by vertical currents in unstable air are cumulus, meaning accumulation or heap they are characterized by their lumpy, billowy appearance. Clouds formed by the cooling of a stable layer are stratus, meaning stratified or layered they are characterized by their uniform, sheet-like appearance. In addition to the above, the prefix nimbo - . and the suffix - nimbus . mean rain cloud. Thus, stratified clouds from which rain is falling are nimbostratus. A heavy, swelling cumulus-type cloud that produces precipitation is a cumulonimbus. Clouds broken into fragments are often identified by adding the suffix - fractus for example, fragmentary cumulus is cumulus fractus. High clouds The high-cloud family is cirriform and includes cirrus, cirrocumulus, and cirrostratus. They are composed almost entirely of ice crystals. The height of the bases of these clouds is in the range of 16,500x201345,000 ft in middle latitudes. Middle clouds In the middle-cloud family are the altostratus, altocumulus, and nimbostratus clouds. These clouds are primarily water, much of which may be supercooled. The height of the bases of these clouds is in the range of 6,500x201323,000 ft in middle latitudes. Low clouds In the low-cloud family are the stratus, stratocumulus, and fair-weather cumulus clouds. Low clouds are almost entirely water, but at times the water may be supercooled. Low clouds at subfreezing temperatures can also contain snow and ice particles. The bases of these clouds range from near the surface to about 6,500 ft in middle latitudes. (Photo by Ralph F. Kresge. Courtesy of National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) Central Library.) Clouds with extensive vertical development The vertically developed family of clouds includes towering cumulus and cumulonimbus. These clouds usually contain supercooled water above the freezing level. But when a cumulus grows to great heights, water in the upper part of the cloud freezes into ice crystals, forming a cumulonimbus. The heights of cumuliform cloud bases range from 1,000 ft or lower to above 10,000 ft. Fog is a surface-based cloud composed of either water droplets or ice crystals. Small temperature dew-point spread is essential for fog to form. Therefore, fog is prevalent in coastal areas where moisture is abundant. However, fog can occur anywhere. Abundant condensation nuclei enhance the formation of fog. Thus, fog is prevalent in industrial areas where byproducts of combustion provide a high concentration of these nuclei. Fog occurs most frequently in the colder months, but the season and frequency of occurrence vary from one area to another. Fog may form either by cooling air to its dew point, or by adding moisture to air near the ground. Fog is classified by the way it forms. Formation may involve more than one process. Radiation fog Radiation fog is relatively shallow fog. It may be dense enough to hide the entire sky or may conceal only part of the sky. x0022Ground fogx0022 is a form of radiation fog. Conditions favorable for radiation fog are clear sky, little or no wind, and small temperature dew-point spread (high relative humidity). The fog forms almost exclusively at night or near daybreak. Terrestrial radiation cools the ground in turn, the cool ground cools the air in contact with it. When the air is cooled to its dew point, fog forms. When rain soaks the ground, followed by clearing skies, radiation fog is not uncommon the following morning. Radiation fog is restricted to land because water surfaces cool little from nighttime radiation. It is shallow when wind is calm. Winds up to about 5 knots mix the air slightly and tend to deepen the fog by spreading the cooling through a deeper layer. Stronger winds disperse the fog or mix the air through a still deeper layer with stratus clouds forming at the top of the mixing layer. Ground fog usually x0022burns offx0022 rather rapidly after sunrise. Other radiation fog generally clears before noon unless clouds move in over the fog. Advection fog Advection fog forms when moist air moves over colder ground or water. It is most common along coastal areas but often develops deep in continental areas. At sea it is called sea fog. Advection fog deepens as wind speed increases up to about 15 knots. Wind much stronger than 15 knots lifts the fog into a layer of low stratus or stratocumulus. The west coast of the United States is quite vulnerable to advection fog. This fog frequently forms offshore as a result of cold water and then is carried inland by the wind. During the winter, advection fog over the central and eastern United States results when moist air from the Gulf of Mexico spreads northward over cold ground. The fog may extend as far north as the Great Lakes. Water areas in northern latitudes have frequent dense sea fog in summer as a result of warm, moist, tropical air flowing northward over colder arctic waters. Advection fog is usually more extensive and much more persistent than radiation fog. Advection fog can move in rapidly regardless of the time of day or night. Upslope fog Upslope fog forms as a result of moist, stable air being cooled adiabatically as it moves up sloping terrain. Once the upslope wind ceases, the fog dissipates. Unlike radiation fog, it can form under cloudy skies. Upslope fog is common along the eastern slopes of the Rockies and somewhat less frequent east of the Appalachians. Upslope fog often is quite dense and extends to high altitudes. Precipitation-induced fog When relatively warm rain or drizzle falls through cool air, evaporation from the precipitation saturates the cool air and forms fog. Precipitation-induced fog can become quite dense and continue for an extended period of time. This fog may extend over large areas, completely suspending air operations. It is most commonly associated with warm fronts, but can occur with slow-moving cold fronts and with stationary fronts. Ice fog occurs in cold weather when the temperature is much below freezing and water vapor sublimates directly as ice crystals. Conditions favorable for its formation are the same as for radiation fog except that it is associated with cold temperatures, usually -25x00B0F or colder. It occurs mostly in the arctic regions, but is not unknown in middle latitudes during the cold season. Low stratus clouds Stratus clouds, like fog, are composed of extremely small water droplets or ice crystals suspended in air. An observer on a mountain in a stratus layer would call it fog. Stratus and fog frequently exist together. In many cases there is no real line of distinction between the fog and stratus rather, one gradually merges into the other. Stratus tends to be lowest during night and early morning, lifting or dissipating due to solar heating during the late morning or afternoon. Low stratus clouds often occur when moist air mixes with a colder air mass or in any situation where temperature dew-point spread is small. Haze and smoke Haze is a concentration of salt particles or other dry particles not readily classified as dust or other phenomena. It occurs in stable air, is usually only a few thousand feet thick, but sometimes may extend as high as 15,000 ft. Haze layers often have definite tops above which horizontal visibility is good. However, downward visibility from above a haze layer is poor, especially on a slant. Visibility in haze varies greatly, depending upon whether the observer is facing the sun. Smoke concentrations form primarily in industrial areas when air is stable. It is most prevalent at night or early morning under a temperature inversion but it can persist throughout the day. AIR MASSES Air masses When a body of air comes to rest or moves slowly over an extensive area having fairly uniform properties of temperature and moisture, the air takes on those properties. Thus, the air over the area becomes somewhat of an entity and has fairly uniform horizontal distribution of its properties. The area over which the air mass acquires its identifying distribution of moisture and temperature is its source region. Source regions are many and varied, but the best source regions for air masses are large snow - or ice-covered polar regions, cold northern oceans, tropical oceans, and large desert areas. Midlatitudes are poor source regions because transitional disturbances dominate these latitudes, giving little opportunity for air masses to stagnate and take on the properties of the underlying region. Air-mass modification Just as an air mass takes on the properties of its source region, it tends to also take on properties of the underlying surface when it moves away from its source region, thus becoming modified. The degree of modification depends on the speed with which the air mass moves, the nature of the region over which it moves, and the temperature difference between the new surface and the air mass. Some ways air masses are modified are warming from below, cooling from below, addition of water vapor, and subtraction of water vapor: Cool air moving over a warm surface is heated from below, generating instability and increasing the possibility of showers. Warm air moving over a cool surface is cooled from below, increasing stability. If air is cooled to its dew point, stratus andor fog forms. Evaporation from water surfaces and failing precipitation adds water vapor to the air. When the water is warmer than the air, evaporation can raise the dew point sufficiently to saturate the air and form stratus or fog. Water vapor is removed by condensation and precipitation. Stability of an air mass determines its typical weather characteristics. When one type of air mass overlies another, conditions change with height. Characteristics typical of an unstable air mass are: cumuliform clouds, showery precipitation, rough air (turbulence), and good visibility. Characteristics of stable air include: stratiform clouds and fog, continuous precipitation, smooth air, and fair-to-poor visibility in haze and smoke. As air masses move out of their source regions, they come in contact with other air masses of different properties. The zone between two different air masses is a frontal zone or front. Across this zone, temperature, humidity, and wind often change rapidly over short distances. Discontinuities When one passes through a front, the change from the properties of one air mass to those of the other is sometimes quite abrupt. Abrupt changes indicate a narrow frontal zone. At other times, the change of properties is very gradual, indicating a broad and diffuse frontal zone. Temperature x2014Temperature is one of the most easily recognized discontinuities across a front. At the surface, the passage of a front usually causes noticeable temperature change. Dew point x2014Dew-point temperature is a measure of the amount of water vapor in the air. Temperature dew-point spread is a measure of the degree of saturation. Dew point and temperature dew-point spread usually differ across a front. The difference helps identify the front and may give a clue to differences of cloudiness andor fog. Wind x2014Wind always changes across a front. Wind discontinuity may be in direction, in speed, or in both. Pressure x2014A front lies in a pressure trough, and pressure generally is higher in the cold air. Thus, when a front is crossed directly into colder air, pressure usually rises abruptly. When a front is approached toward warm air, pressure generally falls until the front is crossed, and then remains steady or falls slightly in the warm air. However, pressure patterns vary widely across fronts. Types of fronts The three principal types of fronts are the cold front, the warm front, and the stationary front. Cold front The leading edge of an advancing cold air mass is a cold front. At the surface, cold air is overtaking and replacing warmer air. Cold fronts move at about the speed of the wind component perpendicular to the front just above the frictional layer. A shallow cold air mass or a slow-moving cold front may have a frontal slope more like a warm front. Warm front The edge of an advancing warm air mass is a warm frontx2014warmer air is overtaking and replacing colder air. Since the cold air is denser than the warm air, the cold air hugs the ground. The warm air slides up and over the cold air and lacks direct push on the cold air. Thus, the cold air is slow to retreat in advance of the warm air. This slowness of the cold air to retreat produces a frontal slope that is more gradual than the cold frontal slope. Consequently, warm fronts on the surface are seldom as well marked as cold fronts, and they usually move about half as fast when the general wind flow is the same in each case. Stationary front When neither air mass is replacing the other, the front is stationary. The opposing forces exerted by adjacent air masses of different densities are such that the frontal surface between them shows little or no movement. In such cases, the surface winds tend to blow parallel to the frontal zone. Slope of a stationary front is normally shallow, although it may be steep, depending on wind distribution and density difference. Frontal waves and occlusion Frontal waves and cyclones (areas of low pressure) usually form on slow-moving cold fronts or on stationary fronts. The life cycle and movement of a cyclone is dictated to a great extent by the upper wind flow. In the initial condition of frontal wave development, the winds on both sides of the front are blowing parallel to the front. Small disturbances then may start a wavelike bend in the front. If this tendency persists and the wave increases in size, a cyclonic (counterclockwise) circulation develops. One section of the front begins to move as a warm front, while the section next to it begins to move as a cold front. This deformation is a frontal wave. The pressure at the peak of the frontal wave falls, and a low-pressure center forms. The cyclonic circulation becomes Cross section of a warm front (top) with the weather map symbol (bottom). The symbol is a line with rounded barbs pointing in the direction of movement. On a color map, a red line represents the warm front. The slope of a warm front is generally more shallow than that of a cold front. Movement of a warm front, shown by the heavy black arrow, is slower than the wind in the warm air, represented by the thin solid arrows. The warm air gradually erodes the cold air. (Courtesy of U. S. government publication.) stronger, and the surface winds are now strong enough to move the fronts the cold front moves faster than the warm front. When the cold front catches up with the warm front, the two of them occlude (close together). The result is an occluded front or, for brevity, an occlusion. This is the time of maximum intensity for the wave cyclone. Note that the symbol depicting the occlusion is a combination of the symbols for the warm and cold fronts. As the occlusion continues to grow in length, the cyclonic circulation diminishes in intensity and the frontal movement slows down. Sometimes a new frontal wave begins to form on the long westward-trailing portion of the cold front, or a secondary low-pressure system forms at the apex where the cold front and warm front come together to form the occlusion. In the final stage, the two fronts may have become a single stationary front again. The low center with its remnant of the occlusion is disappearing. Nonfrontal lows Since fronts are boundaries between air masses of different properties, fronts are not associated with lows lying solely in a homogeneous air mass. Nonfrontal lows are infrequent east of the Rocky Mountains in midlatitudes, but do occur occasionally during the warmer months. Small non-frontal Cross section of a cold front (top) with the weather map symbol (bottom). The symbol is a line with pointed barbs pointing in the direction of movement. On a color map, a blue line represents the cold front. The vertical scale is expanded in the top illustration to show the frontal slope, which is steep near the leading edge as cold air replaces warm air. Warm air may descend over the front as indicated by the dashed arrows but more often, the cold air forces warm air upward over the frontal surface as shown by the solid arrows. (Courtesy of U. S. government publication.) lows over the western mountains are common as is the semistationary thermal low in the extreme southwestern United States. Tropical lows are also nonfrontal. Frontolysis As adjacent air masses modify and as temperature and pressure differences equalize across a front, the front dissipates. This process is frontolysis, the generation of a front. It occurs when a relatively sharp zone of transition develops over an area between two air masses that have densities gradually becoming more and more in contrast with each other. The necessary wind flow pattern develops at the same time. Frontal weather Weather occurring with a front depends on the amount of moisture available, the degree of stability of the air that is forced upward, the slope of the front, the speed of frontal movement, and the upper wind flow. Sufficient moisture must be available for clouds to form, or there will be no clouds. As an inactive front comes into an area of moisture, clouds and precipitation may develop rapidly. A good example of this is a cold front moving eastward from the dry slopes of the Rocky Mountains into a Cross section of a warm-front occlusion (top) and its weather symbol (bottom). The symbol is a line with alternating pointed and rounded barbs on the same side of the line pointing in the direction of movement. On a color map, the line is purple. In the warm-front occlusion, air under the cold front is not as cold as air ahead of the warm front and when the cold front overtakes the warm front, the cool air rides over the colder air. In a warm-front occlusion, cool air replaces cold air at the surface. (Courtesy of U. S. government publication.) Cross section of a cold-front occlusion. Its weather map symbol is the same as that for a warm-front occlusion, and the coldest air is under the cold front. When it overtakes the warm front, it lifts the warm front aloft, and cold air replaces cool air at the surface. (Courtesy of U. S. government publication.) tongue of moist air from the Gulf of Mexico over the Plains states. Thunderstorms may build rapidly. The degree of stability of the lifted air determines whether cloudiness will be predominately stratiform or cumuliform. If the warm air overriding the front is stable, stratiform clouds develop. If the warm air is unstable, cumuliform clouds develop. Precipitation from stratiform clouds is usually steady and there is little or no turbulence. Precipitation from cumuliform clouds is of a shower type and the clouds are turbulent. A cold front underrunning warm, moist, stable air. Clouds are stratified and precipitation is continuous. Precipitation induces stratus in the cold air. (Courtesy of U. S. government publication.) A cold front underrunning warm, moist, unstable air. Clouds are cumuliform with possible showers or thunderstorms near the surface position of the front. Convective clouds often develop in the warm air ahead of the front. The warm, wet ground behind the front generates low-level convection and fair-weather cumulus in the cold air. (Courtesy of U. S. government publication.) A slow-moving cold front underrunning warm, moist, unstable air. Clouds are stratified with embedded cumulonimbus and thunderstorms. This type of frontal weather is especially hazardous for aircraft, since the individual thunderstorms are hidden and cannot be avoided unless the aircraft is equipped with airborne radar. (Courtesy of U. S. government publication.) A fast-moving cold front underrunning warm, moist, unstable air. Showers and thunderstorms develop along the surface position of the front. (Courtesy of U. S. government publication.) A warm front with overrunning moist, stable air. Clouds are stratiform and widespread over the shallow front. Precipitation is continuous and induces widespread stratus in the cold air. (Courtesy of U. S. government publication.) A warm front with overrunning warm, moist, unstable air. (Courtesy of U. S. government publication.) A cold-front occlusion lifting warm, moist, stable air. Associated weather encompasses that associated with both warm and cold fronts when air is moist and stable. (Courtesy of U. S. government publication.) A warm-front occlusion lifting warm, moist, unstable air. The associated weather is complex and encompasses all types of weather related to both the warm and cold fronts when air is moist and unstable. (Courtesy of U. S. government publication.) Shallow frontal surfaces tend to have extensive cloudiness with large precipitation areas. Widespread precipitation associated with a gradual sloping front often causes low stratus and fog. In this case, the rain raises the humidity of the cold air to saturation. This and related effects may produce low ceiling and poor visibility over thousands of square miles. If temperature of the cold air near the surface is below freezing but the warmer air aloft is above freezing, precipitation falls as freezing rain or ice pellets however, if temperature of the warmer air aloft is well below freezing, precipitation forms as snow. When the warm air overriding a shallow front is moist and unstable, the usual widespread cloud mass forms but embedded in the cloud mass are altocumulus, cumulus, and even thunderstorms. These embedded storms are more common with warm and stationary fronts but may occur with a slow-moving, shallow cold front. A fast-moving, steep cold front forces upward motion of the warm air along its leading edge. If the warm air is moist, precipitation occurs immediately along the surface position of the front. Since an occluded front develops when a cold front overtakes a warm front, weather with an occluded front is a combination of both warm and cold frontal weather. A front may have little or no cloudiness associated with it. Dry fronts occur when the warm air aloft is flowing down the frontal slope or the air is so dry that any cloudiness that occurs is at high levels. The upper wind flow dictates to a great extent the amount of cloudiness and rain accompanying a frontal system as well as movement of the front itself. Systems tend to move with the upper winds. When winds aloft blow across a front, it tends to move with the wind. When winds aloft parallel a front, the front moves slowly, if at all. A deep, slow-moving trough aloft forms extensive cloudiness and precipitation, while a rapid-moving minor trough more often restricts weather to a rather narrow band. However, the latter often breeds severe, fast-moving, turbulent spring weather. Instability line An instability line is a narrow, nonfrontal line or band of convective activity. If the activity is fully developed in a thunderstorm, the line is a squall line. Instability lines form in moist, unstable air. An instability line may develop far from any front. More often, it develops ahead of a cold front, and sometimes a series of these lines move out ahead of the front. A favored location for instability lines which frequently erupt into severe thunderstorms is a dew-point front or dry line. Dew-point front or dry line During a considerable part of the year, dew-point fronts are common in western Texas and New Mexico northward over the Plains states. Moist air flowing north from the Gulf of Mexico abuts the dryer, and therefore slightly denser, air flowing from the southwest. Except for moisture differences, there is seldom any significant air mass contrast across this front, and therefore, it is commonly called a dry line. Nighttime and early morning fog and low-level clouds often prevail on the moist side of the line while generally clear skies mark the dry side. In spring and early summer over Texas, Oklahoma, and Kansas, and for some distance eastward, the dry line is a favored spawning area for squall lines and tornadoes. TURBULENCE Convective currents Convective currents are localized vertical air movements, both ascending and descending. For every rising current, there is a compensating downward current. The downward currents frequently occur over broader areas than do the upward currents, and therefore, they have a slower vertical speed than do the rising currents. Convective currents are most active on warm summer afternoons when winds are light. Heated air at the surface creates a shallow, unstable layer, and the warm air is forced upward. Convection increases in strength and to greater heights as surface heating increases. Barren surfaces such as sandy or rocky wastelands and plowed fields become hotter than open water or ground covered by vegetation. Thus, air at and near the surface heats unevenly. Because of uneven heating, the strength of convective currents can vary considerably within short distances. When cold air moves over a warm surface, it becomes unstable in lower levels. Convective currents extend several thousand feet above the surface, resulting in rough, choppy turbulence. This condition often occurs in any season after the passage of a cold front. HIGH-ALTITUDE WEATHER The tropopause The tropopause is a thin layer forming the boundary between the troposphere and stratosphere. Height of the tropopause varies from about 65,000 ft over the equator to 20,000 ft or lower over the poles. The tropopause is not continuous but generally descends step-wise from the equator to the poles. These steps occur as breaks. An abrupt change in temperature lapse rate characterizes the tropopause. Maximum winds generally occur at levels near the tropopause. These strong winds create narrow zones of wind shear that often generate hazardous turbulence for aircraft. The jet stream The jet stream is a narrow, shallow, meandering river of maximum winds extending around the globe in a wavelike pattern. A second jet stream is not uncommon, and three at one time are not unknown. A jet may be as far south as the northern tropics. A jet in midlatitudes generally is stronger than one in or near the tropics. The jet stream typically occurs in a break in the tropopause. Therefore, a jet stream occurs in an area of intensified temperature gradients characteristic of the break. The concentrated winds, by arbitrary definition, must be 50 knots or greater to classify as a jet stream. The jet maximum is not constant rather, it is broken into segments, shaped something like a boomerang. Jet stream segments move with pressure ridges and troughs in the upper atmosphere. In general, they travel faster than pressure systems, and maximum wind speed varies as the segments progress through the systems. In midlatitude, wind speed in the jet stream averages considerably stronger in winter than in summer. Also, the jet shifts farther south in winter than in summer. CONDENSATION TRAILS A condensation trail, or contrail, is generally defined as a cloudlike streamer that frequently is generated in the wake of aircraft flying in clear, cold, humid air. Two distinct types are observedx2014exhaust trails and aerodynamic trails. Exhaust contrails The exhaust contrail is formed by the addition to the atmosphere of sufficient water vapor from aircraft exhaust gases to cause saturation or super-saturation of the air. Since heat is also added to the atmosphere in the wake of an aircraft, the addition of water vapor must be of such magnitude that it saturates or supersaturates the atmosphere in spite of the added heat. There is evidence to support the idea that the nuclei, which are necessary for condensation or sublimation, may also be donated to the atmosphere in the exhaust gases of aircraft engines, further aiding contrail formation. These nuclei are relatively large. However, recent experiments have found that by adding very minute nuclei material (dust, for example) to the exhaust visible exhaust contrails could be prevented. Condensation and sublimation on these smaller nuclei result in contrail particles too small to be visible. Aerodynamic contrails In air that is almost saturated, aerodynamic pressure reduction around airfoils, engine nacelles, and propellers cools the air to saturation, leaving condensation trails from these components. This type of trail usually is neither as dense nor as persistent as exhaust trails. However, under critical atmospheric conditions, an aerodynamic contrail may trigger the formation and spreading of a deck of cirrus clouds. Air travels in a corkscrew path around the jet core with upward motion on the equatorial side. Therefore, when high-level moisture is available, cirriform clouds form on the equatorial side of the jet. Jet stream cloudiness can form independently of well-defined pressure systems. Such cloudiness ranges primarily from scattered to broken coverage in shallow layers or streaks. Their sometimes fishhook and streamlined, wind-swept appearance always indicates very strong upper wind usually quite far from developing or intense weather systems. The most dense cirriform clouds occur with well-defined systems. They appear in broad bands. Cloudiness is rather dense in an upper trough, thickens downstream, and becomes most dense at the crest of the downwind ridge. The clouds taper off after passing the ridge crest, in the area of descending air. The poleward boundary of the cirrus band often is quite abrupt and frequently casts a shadow on lower clouds, especially in an occluded frontal system. The upper limit of dense, banded cirrus is near the tropopause a band may be either a single layer of multiple layers 10,000x201312,000 ft thick. Dense, jet stream cirriform cloudiness is most prevalent along midlatitude and polar jets. However, a cirrus band usually forms along the subtropical jet in winter, when a deep upper trough plunges southward into the tropics. An important aspect of the jet stream cirrus shield is its association with turbulence. Extensive cirrus cloudiness often occurs with deepening surface and upper lows and these deepening systems produce the greatest turbulence. User Contributions: