Промежуток времени

Более высокое озеро Чарны Став под Рысами (высота 1583 метра (5 194 фута)) все еще замерзло, так как нижнее озеро Морское Око уже почти растаяло (высота 1395 метров (4577 футов). Фотография с польской стороны Татр , май 2019 года.

Скорость падения является скорость , при которой атмосферной переменной, как правило , температура в атмосфере Земли , падает с высоты . ^[1]^[2] Интервал возникает из-за слова " пропадание" в смысле постепенного падения.

Это соответствует вертикальной составляющей пространственного градиента от температуры . Хотя эту концепцию чаще всего применяют к тропосфере Земли , ее можно распространить на любую гравитационную посылку газа .

Определение [ править ]

Формальное определение из Глоссария метеорологии ^[3] :

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

Как правило, градиент является отрицательной величиной скорости изменения температуры с изменением высоты:

{\ Displaystyle \ Gamma = - {\ гидроразрыва {\ mathrm {d} T} {\ mathrm {d} z}}}

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

Конвекция и адиабатическое расширение [ править ]

Диаграмма- диаграмма, показывающая изменение сухих адиабат (жирные линии) и влажных адиабат (штриховые линии) в зависимости от давления и температуры

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

Однако когда воздух горячий, он имеет тенденцию расширяться, что снижает его плотность. Таким образом, горячий воздух имеет тенденцию подниматься и переносить внутреннюю энергию вверх. Это процесс конвекции . Вертикальное конвективное движение прекращается, когда воздушный шарик на данной высоте имеет такую же плотность, как и другой воздух на той же высоте.

Когда сгусток воздуха расширяется, он толкает воздух вокруг себя, выполняя термодинамическую работу . Расширение или сжатие воздушной посылки без теплопередачи внутрь или наружу - это адиабатический процесс . Воздух имеет низкую теплопроводность , и тела воздуха участвуют очень большие, так что передача тепла за счет теплопроводности пренебрежимо мал. Кроме того, при таком расширении и сжатии внутриатмосферная радиационная теплопередача является относительно медленной и поэтому незначительной. Поскольку движущийся вверх и расширяющийся пакет действительно работает, но не нагревается, он теряет внутреннюю энергию, поэтому его температура снижается.

Адиабатический процесс для воздуха имеет характерную кривую температура-давление, поэтому процесс определяет градиент. Когда в воздухе мало воды, этот градиент известен как сухой адиабатический градиент: скорость снижения температуры составляет 9,8 ° C / км ( 5,38 ° F на 1000 футов) (3,0 ° C / 1000 футов). Обратное происходит с тонущим пакетом воздуха. ^[7]

Когда градиент меньше, чем адиабатический градиент, атмосфера стабильна и конвекция не возникает. ^[8]

Только тропосфера (примерно до 12 километров (39 000 футов) над уровнем моря) в атмосфере Земли подвергается конвекции : стратосфера обычно не конвектируется. ^[9] Однако некоторые исключительно энергичные процессы конвекции, такие как вулканические извержения колонн и превышение вершин, связанных с сильными грозами сверхъячейки , могут локально и временно вызвать конвекцию через тропопаузу в стратосферу.

Перенос энергии в атмосфере более сложен, чем взаимодействие между излучением и конвекцией. Теплопроводность , испарение , конденсация , осадки - все это влияет на температурный профиль, как описано ниже.

Математика адиабатического градиента [ править ]

В этих расчетах используется очень простая модель атмосферы, сухой или влажной, в неподвижном вертикальном столбце в состоянии равновесия.

Сухой адиабатический градиент [ править ]

Термодинамика определяет адиабатический процесс как:

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

первый закон термодинамики можно записать в виде

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

Кроме того, поскольку и , мы можем показать, что: ${\ Displaystyle \ альфа = В / м}$ $\gamma =c_{\text{p}}/c_{\text{v}}$

c_{\text{p}}\mathrm {d} T-\alpha \mathrm {d} P=0

где - удельная теплоемкость при постоянном давлении, - удельный объем . $c_{\text{p}}$ $\alpha$

Предполагая, что атмосфера находится в гидростатическом равновесии : ^[10]

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

где g - стандартная сила тяжести, а - плотность. Комбинируя эти два уравнения для исключения давления, мы получаем результат для сухой адиабатической градиентной скорости (DALR), ^[11] $\rho$

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

Скорость адиабатического градиента влажности [ править ]

Наличие воды в атмосфере (обычно тропосфере) усложняет процесс конвекции. Водяной пар содержит скрытую теплоту испарения . Когда воздух поднимается и охлаждается, он в конечном итоге насыщается ; то есть давление пара воды, находящейся в равновесии с жидкой водой, уменьшилось (с понижением температуры) до точки, в которой оно равно фактическому давлению пара воды. При дальнейшем понижении температуры водяной пар, превышающий равновесное количество, конденсируется, образуя облако и выделяя тепло (скрытую теплоту конденсации). Перед насыщением поднимающийся воздух следует по сухой адиабатической скорости градиента. После насыщения поднимающийся воздух следует влажной адиабатической градиентной скорости. ^[12] Выделение скрытого тепла является важным источником энергии при развитии грозы.

В то время как скорость адиабатического градиента в сухом состоянии является постоянной 9,8 ° C / км ( 5,38 ° F на 1000 футов, 3 ° C / 1000 футов ), скорость адиабатического градиента во влажной среде сильно зависит от температуры. Типичное значение составляет около 5 ° C / км ( 9 ° F / км , 2,7 ° F / 1000 футов , 1,5 ° C / 1000 футов ). ^[13] Формула для влажной адиабатической скорости градиента определяется следующим образом: ^[14]

\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)}}=g\,{\dfrac {R_{\text{sd}}\,T^{2}+H_{\text{v}}\,r\,T}{c_{\text{pd}}\,R_{\text{sd}}\,T^{2}+H_{\text{v}}^{2}\,r\,\epsilon }}

куда:

$\Gamma _{\text{w}}$ ,	влажный адиабатический градиент, К / м
$g$ ,	Ускорение свободного падения Земли = 9,8076 м / с ²
$H_{v}$ ,	теплота испарения воды =2 501 000 Дж / кг
$R_{\text{sd}}$ ,	удельная газовая постоянная сухого воздуха = 287 Дж / кг · К
$R_{\text{sw}}$ ,	удельная газовая постоянная водяного пара = 461,5 Дж / кг · К
$\epsilon ={\frac {R_{\text{sd}}}{R_{\text{sw}}}}$ ,	безразмерное отношение удельной газовой постоянной сухого воздуха к удельной газовой постоянной для водяного пара = 0,622
$e$ ,	давление водяного пара в насыщенном воздухе
$r={\frac {\epsilon e}{p-e}}$ ,	соотношение смешивания массы водяного пара к массе сухого воздуха ^[15]
$p$ ,	давление насыщенного воздуха
$T$ ,	температура насыщенного воздуха, К
$c_{\text{pd}}$ ,	удельная теплоемкость сухого воздуха при постоянном давлении, = 1003,5 Дж / кг · К

Экологическая погрешность [ править ]

Погрешность окружающей среды (ELR) - это скорость снижения температуры с высотой в стационарной атмосфере в заданное время и в заданном месте. В среднем Международная организация гражданской авиации (ИКАО) определяет международную стандартную атмосферу (ISA) со скоростью падения температуры 6,49 К / км ^[16] (3,56 ° F или 1,98 ° C / 1000 футов) от уровня моря до 11 °. км (36090 футов или 6,8 миль) . На расстоянии от 11 км до 20 км (65 620 футов или 12,4 мили) постоянная температура составляет -56,5 ° C (-69,7 ° F) , что является самой низкой предполагаемой температурой в ISA. Стандартная атмосферане содержит влаги. В отличие от идеализированной ISA, фактическая температура атмосферы не всегда падает равномерно с высотой. Например, может быть инверсионный слой, в котором температура увеличивается с высотой.

Влияние на погоду [ править ]

Скрытая теплота испарения добавляет энергии облакам и штормам.

Различия в интенсивности воздействия окружающей среды в атмосфере Земли имеют решающее значение для метеорологии , особенно в тропосфере . Они используются , чтобы определить , является ли посылка из поднимающегося воздуха поднимется достаточно высоко для его конденсации воды в виде облака , и, образовав облака, будет ли воздух продолжает расти и образовывать большие душевые облака, и будут ли эти облака получить даже больше и образуют кучево-дождевые облака (грозовые облака).

По мере увеличения ненасыщенного воздуха его температура падает с сухой адиабатической скоростью. Точка росы также падает (в результате снижения давления воздуха), но гораздо медленнее, обычно около -2 ° C на 1000 м. Если ненасыщенный воздух поднимается достаточно высоко, в конечном итоге его температура достигнет точки росы , и начнется образование конденсата. Эта высота известна как подъемный уровень конденсации (LCL) при наличии механического подъема и уровень конвективной конденсации (CCL) при отсутствии механического подъема, и в этом случае пакет должен быть нагрет снизу до его конвективной температуры . Основание облака будет где-то внутри слоя, ограниченного этими параметрами.

Разница между скоростью адиабатического градиента в сухом состоянии и скоростью падения точки росы составляет около 8 ° 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 градиент окружающей среды меньше, чем влажный адиабатический градиент, воздух абсолютно стабилен - поднимающийся воздух будет охлаждаться быстрее, чем окружающий воздух, и потеряет плавучесть . Это часто случается рано утром, когда воздух у земли за ночь остыл. Образование облаков в стабильном воздухе маловероятно.

Если градиент окружающей среды находится между влажным и сухим адиабатическим градиентом, воздух условно нестабилен - ненасыщенный кусок воздуха не имеет достаточной плавучести, чтобы подняться до LCL или CCL, и он устойчив к слабым вертикальным смещениям в любом направлении. . Если посылка является насыщенным оно неустойчиво и поднимется до LCL или CCL, и либо быть остановлено из - за инверсионный слой из конвективного торможения , или если подъемные продолжается, глубоким, влажная конвекция (ДКИ) может наступить, так как посылка поднимается уровень свободной конвекции (УЛП), после чего она поступает в свободный конвективный слой (БОС) и обычно поднимается до уровня равновесия (EL).

Если градиент окружающей среды больше, чем сухой адиабатический градиент, он имеет сверхадиабатический градиент, воздух абсолютно нестабилен - кусок воздуха будет приобретать плавучесть, когда он поднимается как ниже, так и выше уровня подъемной конденсации или уровня конвективной конденсации. Это часто происходит днем, в основном над сушей. В этих условиях повышается вероятность образования кучевых облаков , ливней или даже грозы .

Метеорологи используют радиозонды для измерения градиента окружающей среды и сравнения его с прогнозируемым адиабатическим градиентом, чтобы спрогнозировать вероятность подъема воздуха. Графики отклонения от окружающей среды известны как термодинамические диаграммы , примеры которых включают диаграммы Skew-T log-P и тефиграммы . (См. Также термики ).

Разница во влажной адиабатической скорости и скорости сухого ветра является причиной феномена ветра Фен (также известного как « ветер Чавук » в некоторых частях Северной Америки). Явление существует потому , что теплый влажный воздух поднимается через орографический подъем вверх и над верхней частью горного хребта или большой горой. Температура снижается с увеличением скорости адиабатического градиента до тех пор, пока не достигнет точки росы, когда водяной пар в воздухе начинает конденсироваться. Выше этой высоты адиабатический градиент уменьшается до влажного адиабатического градиента по мере того, как воздух продолжает подниматься. За конденсацией также обычно следуют осадки на вершине и наветренной стороне горы. По мере того, как воздух опускается с подветренной стороны, он нагреваетсяадиабатическое сжатие при сухом адиабатическом градиенте. Таким образом, фенский ветер на определенной высоте теплее, чем соответствующая высота с наветренной стороны горного хребта. Кроме того, поскольку воздух потерял большую часть своего первоначального содержания водяного пара, нисходящий воздух создает засушливую область на подветренной стороне горы. ^[17]

См. Также [ править ]

Адиабатический процесс
Атмосферная термодинамика
Динамика жидкостей
Фен ветра

Примечания [ править ]

^ Примечание:иоба используются в этой статье, но имеют очень разные значения. ^[4]^[5] $\Gamma$ $\gamma$

Ссылки [ править ]

Перейти ↑ Jacobson, Mark Zachary (2005). Основы атмосферного моделирования (2-е изд.). Издательство Кембриджского университета . ISBN 978-0-521-83970-9.
^ Аренс, К. Дональд (2006). Метеорология сегодня (8-е изд.). Брукс / Коул Паблишинг. ISBN 978-0-495-01162-0.
^ Тодд С. Гликман (июнь 2000 г.). Глоссарий по метеорологии (2-е изд.). Американское метеорологическое общество , Бостон . ISBN 978-1-878220-34-9. (Глоссарий по метеорологии)
^ Саломонс, Эрик М. (2001). Вычислительная атмосферная акустика (1-е изд.). Kluwer Academic Publishers. ISBN 978-1-4020-0390-5.
^ Стулл, Роланд Б. (2001). Введение в метеорологию пограничного слоя (1-е изд.). Kluwer Academic Publishers. ISBN 978-90-277-2769-5.
^ Ричард М. Гуди; Джеймс К. Дж. Уокер (1972). «Атмосферные температуры» (PDF) . Атмосфера . Прентис-Холл. п. 60. Архивировано из оригинального (PDF) 03.06.2016.
^ Дэниэлсон, Левин и Абрамс, Метеорология , Макгроу Хилл, 2003
^ Ричард М. Гуди; Джеймс К. Дж. Уокер (1972). «Атмосферные температуры» (PDF) . Атмосфера . Прентис-Холл. п. 63. Архивировано из оригинального (PDF) 03.06.2016.
^ «Стратосфера: обзор» . UCAR . Проверено 2 мая 2016 .
^ Ландау и Лифшиц, Механика жидкости , Пергамон, 1979
^ Киттель; Кремер (1980). «6» . Теплофизика . WH Freeman. п. 179. ISBN 978-0-7167-1088-2. проблема 11
^ «Сухая адиабатическая задержка» . tpub.com. Архивировано из оригинала на 2016-06-03 . Проверено 2 мая 2016 .
^ Миндер, младший; Mote, PW; Лундквист, JD (2010). «Интервалы понижения температуры поверхности на сложной местности: уроки каскадных гор» . J. Geophys. Res . 115 (D14): D14122. Bibcode : 2010JGRD..11514122M . DOI : 10.1029 / 2009JD013493 .
^ "Насыщение адиабатического градиента" . Глоссарий . Американское метеорологическое общество.
^ "Соотношение смешивания" . Глоссарий . Американское метеорологическое общество.
↑ 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. Doc 7488-CD.
Перейти ↑ Whiteman, C. David (2000). Горная метеорология: основы и приложения . Издательство Оксфордского университета. ISBN 978-0-19-513271-7.

Дальнейшее чтение [ править ]

Бейчок, Милтон Р. (2005). Основы диспергирования дымовых газов (4-е изд.). авторское издание. 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 [ править ]

Определение, уравнения и таблицы отклонений от системы планетарных данных.
Глоссарий Национальной научной цифровой библиотеки:
- Промежуток времени
- Экологическая погрешность
- Абсолютно стабильный воздух
Введение в расчет погрешности из первых принципов из США, Техас

[6] Примечание:иоба используются в этой статье, но имеют очень разные значения. ^[4]^[5] $\Gamma$ $\gamma$

[1] Перейти ↑ Jacobson, Mark Zachary (2005). Основы атмосферного моделирования (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.

[Glossary_of_Meteorology-3] Тодд С. Гликман (июнь 2000 г.). Глоссарий по метеорологии (2-е изд.). Американское метеорологическое общество , Бостон . ISBN 978-1-878220-34-9. (Глоссарий по метеорологии)

[4] Саломонс, Эрик М. (2001). Вычислительная атмосферная акустика (1-е изд.). Kluwer Academic Publishers. ISBN 978-1-4020-0390-5.

[5] Стулл, Роланд Б. (2001). Введение в метеорологию пограничного слоя (1-е изд.). Kluwer Academic Publishers. ISBN 978-90-277-2769-5.

[7] Ричард М. Гуди; Джеймс К. Дж. Уокер (1972). «Атмосферные температуры» (PDF) . Атмосфера . Прентис-Холл. п. 60. Архивировано из оригинального (PDF) 03.06.2016.

[DLA-8] Дэниэлсон, Левин и Абрамс, Метеорология , Макгроу Хилл, 2003

[9] Ричард М. Гуди; Джеймс К. Дж. Уокер (1972). «Атмосферные температуры» (PDF) . Атмосфера . Прентис-Холл. п. 63. Архивировано из оригинального (PDF) 03.06.2016.

[10] «Стратосфера: обзор» . UCAR . Проверено 2 мая 2016 .

[LL-11] Ландау и Лифшиц, Механика жидкости , Пергамон, 1979

[12] Киттель; Кремер (1980). «6» . Теплофизика . WH Freeman. п. 179. ISBN 978-0-7167-1088-2. проблема 11

[13] «Сухая адиабатическая задержка» . tpub.com. Архивировано из оригинала на 2016-06-03 . Проверено 2 мая 2016 .

[MLM-14] Миндер, младший; Mote, PW; Лундквист, JD (2010). «Интервалы понижения температуры поверхности на сложной местности: уроки каскадных гор» . J. Geophys. Res . 115 (D14): D14122. Bibcode : 2010JGRD..11514122M . DOI : 10.1029 / 2009JD013493 .

[15] "Насыщение адиабатического градиента" . Глоссарий . Американское метеорологическое общество.

[16] "Соотношение смешивания" . Глоссарий . Американское метеорологическое общество.

[ICAO_1993-17] 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. Doc 7488-CD.

[Whiteman-18] Перейти ↑ Whiteman, C. David (2000). Горная метеорология: основы и приложения . Издательство Оксфордского университета. ISBN 978-0-19-513271-7.

[1]

vтеМетеорологические данные и переменные
Общий	Адиабатические процессы Адвекция Плавучесть Промежуток времени Молния Поверхностное солнечное излучение Анализ погоды на поверхности Видимость Завихренность Ветер Сдвиг ветра
Конденсация	Облако Облачные ядра конденсации (CCN) Туман Уровень конвективной конденсации (CCL) Повышенный уровень конденсации (LCL) Осадки Водяной пар
Конвекция	Конвективная доступная потенциальная энергия (CAPE) Конвективное торможение (CIN) Конвективная нестабильность Конвективный импульсный перенос Условная симметричная неустойчивость Конвективная температура ( T c ) Уровень равновесия (EL) Свободный конвективный слой (FCL) Спиральность K Индекс Уровень свободной конвекции (LFC) Поднятый индекс (LI) Максимальный уровень посылки (MPL) Массовое число Ричардсона (BRN)
Температура	Точка росы ( T d ) Депрессия точки росы Температура по сухому термометру Эквивалентная температура ( Т е ) Индекс погоды лесных пожаров Индекс Хейнса Индекс тепла Humidex Влажность Относительная влажность (RH) Соотношение смешивания Возможная температура ( θ ) Эквивалентная потенциальная температура ( θ e ) Температура поверхности моря (SST) Термодинамическая температура Давление газа Виртуальная температура Температура влажного термометра Температура по влажному термометру Потенциальная температура влажного термометра Холодный ветер
Давление	Атмосферное давление Бароклинность Баротропность Градиент давления Сила градиента давления (PGF)