Скорость отклонения

Вертикальная скорость изменения температуры в атмосфере

Верхнее озеро Черный Став под Рысами (высота 1583 метра (5194 фута)) все еще замерзло, а нижнее Морское Око уже почти растаяло (высота 1395 метров (4577 футов). Фото с польской стороны Татр , май 2019 года.

Скорость градиента — это скорость, с которой атмосферная переменная, обычно температура в атмосфере Земли , падает с высотой . ^{[1] [2]} Скорость падения происходит от слова lapse в смысле постепенного падения. В сухом воздухе скорость адиабатического градиента (т. е. понижение температуры части воздуха, которая поднимается в атмосфере без обмена энергией с окружающим воздухом) составляет 9,8 °C/км (5,4 °F на 1000 футов). Насыщенно-адиабатический градиент (SALR) или влажно-адиабатический градиент (MALR) представляет собой уменьшение температуры части водонасыщенного воздуха, поднимающегося в атмосфере. По данным Международной организации гражданской авиации (ИКАО ), она варьируется в зависимости от температуры и давления посылки и часто находится в диапазоне от 3,6 до 9,2 °C/км (от 2 до 5 °F/1000 футов) . Скорость изменения окружающей среды — это снижение температуры воздуха с высотой в определенное время и в определенном месте (см. ниже). Оно может сильно варьироваться в зависимости от обстоятельств.

Скорость изменения соответствует вертикальной составляющей пространственного градиента температуры . Хотя эта концепция чаще всего применяется к тропосфере Земли , ее можно распространить на любой участок газа , поддерживаемый гравитацией .

Определение

Формальное определение из Словаря метеорологии ^[3] :

Уменьшение атмосферной переменной с высотой, причем переменной является температура, если не указано иное.

Обычно градиент является отрицательным по отношению к скорости изменения температуры с изменением высоты:

${\displaystyle \Gamma =-{\frac {\mathrm {d} T}{\mathrm {d} z}}}$

где (иногда ) - скорость градиента, выраженная в единицах температуры, деленная на единицы высоты, T - температура, а z - высота. ^[а] ${\displaystyle \Gamma }$ ${\displaystyle L}$

Конвекция и адиабатическое расширение

Диаграмма электронной диаграммы, показывающая изменение сухих адиабат (жирные линии) и влажных адиабат (пунктирные линии) в зависимости от давления и температуры.

Профиль температуры атмосферы является результатом взаимодействия теплопроводности , теплового излучения и естественной конвекции . Солнечный свет попадает на поверхность земли (суши и моря) и нагревает их. Затем они нагревают воздух над поверхностью. Если бы радиация была единственным способом передачи энергии от земли в космос, парниковый эффект газов в атмосфере поддерживал бы температуру земли примерно 333 К (60 °C; 140 °F). ^{[6] : 60}

Однако когда воздух горячий, он имеет тенденцию расширяться, что снижает его плотность. Таким образом, горячий воздух стремится подняться и унести внутреннюю энергию вверх. Это процесс конвекции . Вертикальное конвективное движение прекращается, когда часть воздуха на данной высоте имеет ту же плотность, что и другой воздух на той же высоте.

Когда пакет воздуха расширяется, он толкает воздух вокруг себя, совершая термодинамическую работу . Расширение или сжатие воздушной массы без передачи тепла внутрь или наружу — это адиабатический процесс . Воздух имеет низкую теплопроводность , а частицы воздуха очень велики, поэтому передача тепла путем теплопроводности пренебрежимо мала. Кроме того, при таком расширении и сжатии внутриатмосферная радиационная теплопередача происходит относительно медленно и поэтому незначительна. Поскольку движущийся вверх и расширяющийся пакет выполняет работу, но не получает тепла, он теряет внутреннюю энергию , поэтому его температура снижается.

Адиабатический процесс для воздуха имеет характерную кривую температура-давление, поэтому процесс определяет скорость градиента. Когда воздух содержит мало воды, этот градиент известен как сухоадиабатический градиент: скорость снижения температуры составляет 9,8 °C/км ( 5,4 °F на 1000 футов) (3,0 °C/1000 футов). Обратное происходит для тонущего пакета воздуха. ^[7]

Когда градиент меньше адиабатического градиента, атмосфера стабильна и конвекция не возникает. ^{[6] : 63}

Только тропосфера (приблизительно до 12 километров (39 000 футов) над уровнем моря) в атмосфере Земли подвергается конвекции : стратосфера обычно не подвергается конвекции. ^[8] Однако некоторые исключительно энергичные процессы конвекции, такие как столбы извержений вулканов и выступающие вершины , связанные с сильными грозами суперячейки , могут локально и временно вызывать конвекцию через тропопаузу в стратосферу.

Перенос энергии в атмосфере более сложен, чем взаимодействие излучения и конвекции. Теплопроводность , испарение , конденсация , осадки – все это влияет на температурный профиль, как описано ниже.

Математика адиабатического градиента

Следующие расчеты используют очень простую модель атмосферы. В этой модели атмосфера либо сухая, либо влажная и существует в неподвижном вертикальном столбе в равновесии.

Сухой адиабатический градиент

Термодинамика определяет адиабатический процесс как:

${\displaystyle P\mathrm {d} V=-{\frac {V\mathrm {d} P}{\gamma }}}$

первый закон термодинамики можно записать как

${\displaystyle mc_{\text{v}}\mathrm {d} T-{\frac {V\mathrm {d} P}{\gamma }}=0}$

Кроме того, учитывая плотность и , мы можем показать, что: ${\displaystyle \rho =m/V}$ ${\displaystyle \gamma =c_{\text{p}}/c_{\text{v}}}$

${\displaystyle \rho c_{\text{p}}\mathrm {d} T-\mathrm {d} P=0}$

где - удельная теплоемкость при постоянном давлении. ${\displaystyle c_{\text{p}}}$

Предполагая, что атмосфера находится в гидростатическом равновесии : ^[9]

${\displaystyle \mathrm {d} P=-\rho g\mathrm {d} z}$

где g — стандартная сила тяжести . Объединив эти два уравнения для исключения давления, можно получить результат для сухоадиабатического градиента (DALR): ^[10]

${\displaystyle \Gamma _{\text{d}}=-{\frac {\mathrm {d} T}{\mathrm {d} z}}={\frac {g}{c_{\text{p}}}}=9.8\ ^{\circ }{\text{C}}/{\text{km}}}$

Влажно-адиабатический градиент

Наличие воды в атмосфере (обычно в тропосфере) усложняет процесс конвекции. Водяной пар содержит скрытую теплоту парообразования . Когда порция воздуха поднимается и охлаждается, она в конечном итоге становится насыщенной ; то есть давление пара воды, находящейся в равновесии с жидкой водой, уменьшилось (по мере снижения температуры) до точки, где оно равно фактическому давлению пара воды. При дальнейшем понижении температуры водяной пар, превышающий равновесное количество, конденсируется, образуя облако и выделяя тепло (скрытую теплоту конденсации). До насыщения восходящий воздух следует сухоадиабатическому градиенту. После насыщения восходящий воздух следует влажному (или влажному ) адиабатическому градиенту. ^[11] Выделение скрытого тепла является важным источником энергии при развитии гроз.

В то время как сухоадиабатический градиент постоянен и составляет 9,8 °C/км ( 5,4 °F на 1000 футов, 3 °C/1000 футов ), влажно-адиабатический градиент сильно меняется в зависимости от температуры. Типичное значение составляет около 5 °C/км ( 9 °F/км , 2,7 °F/1000 футов , 1,5 °C/1000 футов ). ^[12] Формула для влажно-адиабатического градиента имеет вид: ^[13]

${\displaystyle \Gamma _{\text{w}}=g\,{\frac {\left(1+{\dfrac {H_{\text{v}}\,r}{R_{\text{sd}}\,T}}\right)}{\left(c_{\text{pd}}+{\dfrac {H_{\text{v}}^{2}\,r}{R_{\text{sw}}\,T^{2}}}\right)}}}$

где:

Уровень экологических отклонений

Скорость изменения окружающей среды (ELR) - это скорость уменьшения температуры с высотой в стационарной атмосфере в данное время и в данном месте. В среднем Международная организация гражданской авиации (ИКАО) определяет международную стандартную атмосферу (ISA) со скоростью изменения температуры 6,50 °C/км ^[15] (3,56 °F или 1,98 °C/1000 футов) от уровня моря до 11 км (36 090 футов или 6,8 миль) . На расстоянии от 11 до 20 км (65 620 футов или 12,4 миль) постоянная температура составляет -56,5 ° C (-69,7 ° F) , что является самой низкой предполагаемой температурой в ISA. Стандартная атмосфера не содержит влаги. В отличие от идеализированной МСА, температура реальной атмосферы не всегда падает с высотой с одинаковой скоростью. Например, может существовать инверсионный слой, в котором температура увеличивается с высотой.

Влияние на погоду

Скрытая теплота испарения добавляет энергии облакам и штормам.

Различия в скорости изменения окружающей среды в атмосфере Земли имеют решающее значение в метеорологии , особенно в тропосфере . Они используются для того, чтобы определить, поднимется ли пакет поднимающегося воздуха достаточно высоко, чтобы его вода конденсировалась с образованием облаков , и, образовав облака, будет ли воздух продолжать подниматься и образовывать более крупные ливневые облака, и станут ли эти облака равномерными. больше и образуют кучево-дождевые облака (грозовые облака).

По мере подъема ненасыщенного воздуха его температура падает с сухоадиабатической скоростью. Точка росы также падает (в результате снижения давления воздуха), но гораздо медленнее, обычно около 2 °C на 1000 м. Если ненасыщенный воздух поднимется достаточно высоко, со временем его температура достигнет точки росы и начнет образовываться конденсат. Эта высота известна как уровень подъемной конденсации (LCL), когда присутствует механический подъемник, и уровень конвективной конденсации (CCL), когда механический подъемник отсутствует, и в этом случае посылка должна быть нагрета снизу до ее конвективной температуры . Основание облака будет где-то внутри слоя, ограниченного этими параметрами.

Разница между сухоадиабатическим градиентом и скоростью падения точки росы составляет около 4,5 °C на 1000 м. Учитывая разницу в показаниях температуры и точки росы на земле, можно легко найти LCL, умножив разницу на 125 м/°C.

Если скорость падения температуры окружающей среды меньше влажно-адиабатической скорости падения, воздух абсолютно стабилен — поднимающийся воздух будет охлаждаться быстрее, чем окружающий воздух, и терять плавучесть . Часто это происходит ранним утром, когда воздух у земли за ночь остыл. Образование облаков в стабильной атмосфере маловероятно.

Если скорость градиента окружающей среды находится между влажным и сухим адиабатическим градиентом, воздух условно неустойчив - ненасыщенный пакет воздуха не имеет достаточной плавучести, чтобы подняться до LCL или CCL, и он устойчив к слабым вертикальным смещениям в любом направлении. . Если пакет насыщен, он нестабилен и поднимется до LCL или CCL и либо будет остановлен из-за инверсионного слоя конвективного торможения , либо, если подъем продолжится, может возникнуть глубокая влажная конвекция (DMC), поскольку пакет поднимается до уровень свободной конвекции (СФК), после чего он попадает в слой свободной конвекции (СКС) и обычно повышается до равновесного уровня (EL).

Если скорость градиента окружающей среды больше, чем сухоадиабатическая скорость градиента, он имеет сверхадиабатический градиент, воздух абсолютно нестабилен - порция воздуха будет приобретать плавучесть, когда она поднимается как ниже, так и выше уровня подъемной конденсации или уровня конвективной конденсации. Это часто происходит во второй половине дня, главным образом над сушей. В этих условиях увеличивается вероятность кучевых облаков , ливней или даже гроз .

Метеорологи используют радиозонды для измерения скорости изменения температуры окружающей среды и сравнения ее с прогнозируемой адиабатической скоростью отклонения, чтобы спрогнозировать вероятность подъема уровня воздуха. Диаграммы отклонения от нормы окружающей среды известны как термодинамические диаграммы , примеры которых включают диаграммы Skew-T log-P и тефиграммы . (См. также Термики ).

Разница в скорости влажно-адиабатического градиента и скорости засухи является причиной явления фена (также известного как « ветры Чинука » в некоторых частях Северной Америки). Это явление существует потому, что теплый влажный воздух поднимается за счет орографического поднятия вверх и над вершиной горного хребта или большой горы. Температура снижается с увеличением сухоадиабатического градиента, пока не достигнет точки росы, при которой водяной пар в воздухе начинает конденсироваться. Выше этой высоты адиабатический градиент уменьшается до влажно-адиабатического градиента по мере того, как воздух продолжает подниматься. За конденсацией также обычно выпадают осадки на вершине и наветренных склонах горы. Когда воздух опускается с подветренной стороны, он нагревается за счет адиабатического сжатия с сухоадиабатическим градиентом. Таким образом, феновый ветер на определенной высоте теплее, чем на соответствующей высоте на наветренной стороне горного хребта. Кроме того, поскольку воздух потерял большую часть своего первоначального содержания водяного пара, нисходящий воздух создает засушливую область на подветренной стороне горы. ^[16]

Смотрите также

• Адиабатический процесс
• Атмосферная термодинамика
• Динамика жидкостей
• Фен ветер
• Обратная связь по изменению климата
• Высота шкалы

Примечания

1. Примечание: оба используются в этой статье, но имеют совершенно разные значения. ^{[4] [5]} ${\displaystyle \Gamma }$ ${\displaystyle \gamma }$

Рекомендации

1. Джейкобсон, Марк Закари (2005). Основы моделирования атмосферы (2-е изд.). Издательство Кембриджского университета . ISBN 978-0-521-83970-9.
2. Аренс, К. Дональд (2006). Метеорология сегодня (8-е изд.). Брукс/Коул Паблишинг. ISBN 978-0-495-01162-0.
3. Тодд С. Гликман (июнь 2000 г.). Глоссарий метеорологии (2-е изд.). Американское метеорологическое общество , Бостон . ISBN 978-1-878220-34-9.(Глоссарий метеорологии)
4. Саломонс, Эрик М. (2001). Вычислительная акустика атмосферы (1-е изд.). Академическое издательство Клувер. ISBN 978-1-4020-0390-5.
5. Сталл, Роланд Б. (2001). Введение в метеорологию пограничного слоя (1-е изд.). Академическое издательство Клювер. ISBN 978-90-277-2769-5.
6. Ричард М. Гуди; Джеймс К. Г. Уокер (1972). «Температура атмосферы» (PDF) . Атмосфера . Прентис-Холл. Архивировано из оригинала (PDF) 3 июня 2016 г.
7. Дэниэлсон, EW; Левин, Дж; Абрамс, Э. (2002). Метеорология . Высшее образование Макгроу Хилл. ISBN 9780072420722.
8. «Стратосфера: обзор». УКАР . Проверено 2 мая 2016 г.
9. Ландау и Лифшиц, Механика жидкости , Пергамон, 1979.
10. Киттель; Кремер (1980). «6». Теплофизика . У. Х. Фриман. п. 179. ИСБН 978-0-7167-1088-2.проблема 11
11. «Скорость сухоадиабатического отклонения» . tpub.com. Архивировано из оригинала 3 июня 2016 г. Проверено 2 мая 2016 г.
12. Миндер, младший; Моте, П.В.; Лундквист, доктор медицинских наук (2010). «Скорость изменения температуры поверхности на сложной местности: уроки Каскадных гор». Дж. Геофиз. Рез . 115 (Д14): Д14122. Бибкод : 2010JGRD..11514122M. дои : 10.1029/2009JD013493 .
13. «Адиабатический градиент насыщения» . Глоссарий . Американское метеорологическое общество.
14. «Пропорции смешивания». Глоссарий . Американское метеорологическое общество.
15. Руководство по стандартной атмосфере ИКАО (расширено до 80 километров (262 500 футов)) (Третье изд.). Международная организация гражданской авиации . 1993. ISBN 978-92-9194-004-2. Док 7488-CD.
16. Уайтман, К. Дэвид (2000). Горная метеорология: основы и приложения . Издательство Оксфордского университета. ISBN 978-0-19-513271-7.

дальнейшее чтение

• Бейчок, Милтон Р. (2005). Основы рассеивания дымовых газов (4-е изд.). опубликовано автором. ISBN 978-0-9644588-0-2.www.air-dispersion.com
• Р.Р. Роджерс и М.К. Яу (1989). Краткий курс физики облаков (3-е изд.). Баттерворт-Хайнеманн. ISBN 978-0-7506-3215-7.

Внешние ссылки

• Определение, уравнения и таблицы отклонений из системы планетарных данных.
• Глоссарий Национальной научной цифровой библиотеки:
  • Скорость отклонения
  • Уровень экологических отклонений
  • Абсолютно стабильный воздух
• Введение в расчет частоты ошибок на основе основных принципов Университета Техаса.