Промежуток времени

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

градиент - это скорость, с которой атмосферная переменная, обычно температура в атмосфере Земли, падает с высотой. пропадание слова в смысле постепенного падения.

Соответствует вертикальной составляющей пространственного градиента температуры. Хотя это понятие чаще всего применяется к тропосферы Земли, она может быть расширена до любой гравитационно поддерживаемой газовой частицы.

Содержание

  • 1 Определение
  • 2 Конвекция и адиабатическое расширение
  • 3 Математика адиабатического спада скорость
    • 3,1 Скорость адиабатического градиента в сухом состоянии
    • 3,2 Mois t адиабатический градиент
  • 4 Погрешность окружающей среды
  • 5 Влияние на погоду
  • 6 См. также
  • 7 Примечания
  • 8 Ссылки
  • 9 Дополнительная литература
  • 10 Внешние ссылки

Определение

Формальное определение из Глоссария метеорологии:

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

Как правило, градиент является отрицательным значением скорости изменения температуры с изменением высоты:

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

где Γ {\ displaystyle \ Gamma}\ Gamma (иногда L {\ displaystyle L}L ) - интервал отклонения, выраженный в единицах температуры, деленной на единицы. высоты, T - температура, а z - высота.

Конвекция и адиабатическое расширение

Эмаграмма, показывающая изменение сухих адиабат (жирные линии) и влажных адиабат (штриховые линии) в зависимости от давления и температура

Температурный профиль атмосферы re является результатом взаимодействия между теплопроводностью, тепловым излучением и естественной конвекцией. Солнечный свет попадает на поверхность конденсированного вещества земли, суши и моря и нагревает их. Затем они нагревают воздух над поверхностью. Если бы излучение было единственным способом передачи энергии от земли в космос, парниковый эффект газов в атмосфере поддерживал бы температуру земли примерно 333 К (60 ° C; 140 ° C). F).

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, а вовлеченные тела воздуха очень большие, поэтому передача тепла посредством теплопроводности ничтожно мала. 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 характеристическую 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 при опускании частиц воздуха.

Когда градиент меньше адиабатического градиента, атмосфера стабильна и конвекция не возникает.

Только тропосфера (примерно до 12 километров (39000 футов) над уровнем моря) в атмосфере Земли происходит конвекция : стратосфера обычно не конвектируется. Однако некоторые исключительно энергичные процессы конвекции, такие как вулканические колонны извержения и превышающие вершины, связанные с сильными грозами сверхъячейки, могут локально и временно вызвать конвекцию через тропопауза и в стратосферу.

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

Математика адиабатического градиента

В этих расчетах используется очень простая модель атмосферы, сухой или влажной, внутри неподвижного вертикального столбца в состоянии равновесия.

Сухой адиабатический градиент

Термодинамика определяет адиабатический процесс как:

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

первый закон термодинамики можно записать как

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

Кроме того, поскольку α = V / m {\ displaystyle \ alpha = V / m}\ alpha = V / м и γ = cp / cv {\ displaystyle \ gamma = c _ {\ text {p}} / c _ {\ text {v}}}{\ displaystyle \ gamma = c_ { \ text {p}} / c _ {\ text {v}}} , мы можем показать, что:

cpd T - α d P = 0 {\ displaystyle c _ {\ text {p}} \ mathrm {d} T- \ alpha \ mathrm {d} P = 0}{\ displaystyle c _ {\ text {p}} \ mathrm {d} T- \ alpha \ mathrm {d} P = 0}

где cp {\ displaystyle c _ {\ text {p}}}{\ displaystyle c _ {\ text {p}}} - удельная теплоемкость при постоянном давлении, а α {\ displaystyle \ alpha}\ alpha - удельный объем.

Предполагая, что атмосфера находится в гидростатическом равновесии :

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

где g - стандартная сила тяжести, а ρ {\ displaystyle \ r ho}\ rho - плотность. Комбинируя эти два уравнения для исключения давления, получаем результат для сухой адиабатической скорости градиента (DALR),

Γ d = - d T dz = gcp = 9,8 ∘ C / км {\ displaystyle \ Gamma _ {\ text {d}} = - {\ frac {\ mathrm {d} T} {\ mathrm {d} z}} = {\ frac {g} {c _ {\ text {p}}}} = 9.8 \ ^ { \ circ} {\ text {C}} / {\ text {km}}}{\ displaystyle \ 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

Присутствие воды в атмосфере (обычно в тропосфере) усложняет процесс конвекции. Водяной пар содержит скрытую теплоту парообразования. Когда воздух поднимается и охлаждается, он в конечном итоге становится насыщенным ; то есть давление пара воды, находящейся в равновесии с жидкой водой, уменьшилось (при понижении 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. Выделение скрытого тепла является важным источником энергии при развитии грозы.

Хотя 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). Формула для влажного адиабатического градиента имеет следующий вид:

Γ w = g (1 + H vr R sd T) (c pd + H v 2 r R sw T 2) = g R sd T 2 + H vr T c pd R sd T 2 + H v 2 р ϵ {\ 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)}} = 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}}}{\ 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)}} = 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}}}

где:

Γ w {\ displaystyle \ Gamma _ {\ text {w}}}{\ displaystyle \ Gamma _ {\ text {w}}} ,влажная адиабатическая градиентная скорость, К / m
g {\ displaystyle g}g ,Земное ускорение свободного падения = 9,8076 м / с
H v {\ displaystyle H_ {v}}H_{v},теплота парообразования воды = 2501000 Дж / кг
R sd {\ displaystyle R _ {\ text {sd}}}{\ displaystyle R _ {\ text {sd}}} ,удельная газовая постоянная сухого воздуха = 287 Дж / кг · K
R sw {\ displaystyle R _ {\ text {sw}}}{\ displaystyle R _ {\ text {sw}}} ,удельная газовая постоянная водяного пара = 461,5 Дж / кг · K
ϵ = R sd R sw {\ displaystyle \ epsilon = {\ frac {R _ {\ text { sd}} } {R _ {\ text {sw}}}}}{\ displaystyle \ 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 {\ displaystyle e}e ,вода давление пара насыщенного воздуха
r = ϵ ep - e {\ displaystyle r = {\ frac {\ epsilon e} {pe}}}{\ displaystyle r = {\ frac {\ epsilon e} {pe}}} ,коэффициент смешивания массы водяного пара на массу сухого воздуха
p {\ displaystyle p}p,давление насыщенного воздуха
T {\ displaystyle T}T ,температура насыщенного воздуха, K
c pd {\ displaystyle c _ {\ text {pd}}}{\ displaystyle c _ {\ text {pd}}} ,удельная теплоемкость сухого воздуха при постоянном давлении, = 1003,5 Дж / кг · K

Потери окружающей среды

Погрешность в окружающей среде (ELR) - это скорость снижения температуры с высотой в неподвижной 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 (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 атмосфера не содержит влаги. В отличие от идеализированной ISA, фактическая температура атмосферы не всегда падает равномерно с высотой. Например, может быть слой инверсии, в котором температура увеличивается с высотой.

Влияние на погоду

Скрытая теплота испарения добавляет энергии облакам и штормам.

Различия в окружающей среде в атмосфере Земли имеют решающее значение для метеорологии, особенно в пределах тропосферы. Они используются для определения того, поднимется ли участок восходящего воздуха достаточно высоко, чтобы его вода конденсировалась с образованием облаков, и, образовав облака, будет ли воздух продолжать подниматься и образуют более крупные ливневые облака, и станут ли эти облака еще больше и образовывать кучево-дождевые облака (грозовые облака).

Когда ненасыщенный воздух поднимается, его температура падает со скоростью сухой адиабатической скорости. точка росы также снижается (в результате уменьшения 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 посылка должна нагреваться снизу до своей конвективной температуры. Основание облака будет где-то внутри слоя, ограниченного этими параметрами.

Разница между скоростью адиабатического градиента в сухом состоянии и скоростью, с которой падает точка росы, составляет около 8 ° C на 1000 м. Учитывая разницу в температуре и показания 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 охлаждается быстрее, чем окружающий воздух, и теряет 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 стабилен до слабые вертикальные смещения в обоих направлениях. Если участок насыщен, он нестабилен и будет подниматься до LCL или CCL и будет либо остановлен из-за инверсионного слоя из конвективного торможения, либо, если подъем продолжается, глубокий, влажный конвекция (DMC) может возникнуть, когда участок поднимается до уровня свободной конвекции (LFC), после чего он попадает в свободный конвективный слой (FCL) и обычно поднимается до равновесный уровень (EL).

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

Метеорологи используют радиозонды, чтобы измерить погрешность в окружающей среде и сравнить ее с прогнозируемой адиабатической скоростью падения, чтобы спрогнозировать вероятность подъема воздуха. Графики погрешностей окружающей среды известны как термодинамические диаграммы, примеры которых включают в себя диаграммы с перекосом-T log-P и тефиграммы. (См. Также Тепловой режим ).

Разница в скорости адиабатического градиента влажности и скорости осушения является причиной явления фенового ветра (также известного как «чавычи » в некоторых частях Северной Америки). Это явление возникает из-за того, что теплый влажный воздух поднимается орографическим подъемом вверх и над вершиной горного хребта или большой горы. 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 нагревается за счет адиабатического сжатия при сухой адиабатической скорости градиента. 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.

См. Также

Примечания

Ссылки

Дополнительная литература

Внешние ссылки

Последняя правка сделана 2021-05-26 13:27:07
Содержание доступно по лицензии CC BY-SA 3.0 (если не указано иное).
Обратная связь: support@alphapedia.ru
Соглашение
О проекте