Промежуток времени - Lapse rate

Выше Черный Став под Рысами озеро (высота 1583 метра (5194 фута)) все еще замерзло, так как нижнее Морские Око озеро уже почти растаяло (высота 1395 метров (4577 футов). Польский сторона Татры, Май 2019.

В скорость отклонения скорость, с которой атмосферная переменная, обычно температура в Атмосфера Земли, падает с высота.^[1][2] Промежуток времени возникает из слова истекать, в смысле постепенного падения.

Это соответствует вертикальной составляющей пространственный градиент из температура Хотя это понятие чаще всего применяется к земным тропосфера, его можно распространить на любую гравитационно поддерживаемую пакет с газом.

Определение

Формальное определение из Глоссарий по метеорологии^[3] является:

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

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

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

куда ${\displaystyle \Gamma }$ (иногда ${\displaystyle L}$) - это погрешность, указанная в единицы температуры, деленной на единицы высоты, Т это температура, и z это высота.^[а]

Конвекция и адиабатическое расширение

Emagram диаграмма, показывающая изменение сухих адиабат (жирные линии) и влажных адиабат (пунктирные линии) в зависимости от давления и температуры

Температурный профиль атмосферы является результатом взаимодействия между теплопроводность, тепловое излучение, и естественная конвекция. Солнечный свет попадает на поверхность конденсированного вещества земли, суши и моря и нагревает их. Затем они нагревают воздух над поверхностью. Если радиация были единственным способом передачи энергии с земли в космос, парниковый эффект Количество газов в атмосфере поддерживало 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 конвекция. 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, делая термодинамическая работа. Расширение или сжатие воздушной посылки без теплопередачи внутрь или наружу - это адиабатический процесс. Воздух низкий теплопроводность, а воздушные тела очень большие, поэтому передача тепла за счет проводимость ничтожно мало. Кроме того, при таком расширении и сжатии внутриатмосферная радиационная теплопередача является относительно медленной и поэтому незначительной. Поскольку движущийся вверх и расширяющийся участок действительно работает, но не нагревается, он теряет внутренняя энергия так что его температура снизится.

Адиабатический процесс для воздуха имеет характерную кривую температура-давление, поэтому процесс определяет градиент. Когда в воздухе содержится мало воды, этот градиент известен как сухой адиабатический градиент: скорость снижения температуры равна 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 (39000 футов) над уровнем моря) в атмосфере Земли подвергается конвекция: the стратосфера обычно не конвективный.^[9] Однако некоторые исключительно энергичные процессы конвекции, такие как вулканический колонны извержения и превышающие вершины связанные с серьезными суперячейки грозы, может 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, осадки все влияют на температурный профиль, как описано ниже.

Математика адиабатического градиента

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

Сухой адиабатический градиент

Термодинамика определяет адиабатический процесс как:

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

в первый закон термодинамики можно записать как

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

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

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

куда ${\displaystyle c_{\text{p}}}$ это удельная теплоемкость при постоянном давлении и ${\displaystyle \alpha }$ это удельный объем.

Предполагая атмосферу в гидростатическое равновесие:^[10]

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

куда грамм это стандартная сила тяжести и ${\displaystyle \rho }$ это плотность. Комбинируя эти два уравнения для исключения давления, мы получаем результат для сухой адиабатической градиентной скорости (DALR),^[11]

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

Скорость адиабатического градиента влажности

Наличие воды в атмосфере (обычно тропосфере) усложняет процесс конвекции. Водяной пар содержит скрытые теплота испарения. Когда воздух поднимается и охлаждается, он в конечном итоге становится насыщенный; 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 (скрытая теплота 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 сухой адиабатический градиент является постоянным 9,8 ° C / км (5,38 ° F на 1000 футов, 3 ° C / 1000 футов) влажный адиабатический градиент 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 влажности адиабатического градиента определяется как:^[14]

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

куда:

${\displaystyle \Gamma _{\text{w}}}$,	влажный адиабатический градиент, К / м
${\displaystyle g}$,	Земли гравитационное ускорение = 9.8076 м / с^2
${\displaystyle H_{v}}$,	теплота испарения воды = 2501000 Дж / кг
${\displaystyle R_{\text{sd}}}$,	удельная газовая постоянная сухого воздуха = 287 Дж / кг · К
${\displaystyle R_{\text{sw}}}$,	удельная газовая постоянная водяного пара = 461,5 Дж / кг · К
${\displaystyle \epsilon ={\frac {R_{\text{sd}}}{R_{\text{sw}}}}}$,	безразмерное отношение удельной газовой постоянной сухого воздуха к удельной газовой постоянной для водяного пара = 0,622
${\displaystyle e}$,	вода давление газа насыщенного воздуха
${\displaystyle r={\frac {\epsilon e}{p-e}}}$,	в соотношение смешивания от массы водяного пара к массе сухого воздуха[15]
${\displaystyle p}$,	давление насыщенного воздуха
${\displaystyle T}$,	температура насыщенного воздуха, К
${\displaystyle c_{\text{pd}}}$,	в удельная теплоемкость сухого воздуха при постоянном давлении, = 1003,5 Дж / кг · К

Экологическая погрешность

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 международная стандартная атмосфера (ISA) со скоростью падения температуры 6.49 К / км^[16] (3,56 ° F или же 1,98 ° C / 1000 футов) от уровня моря до 11 км (36,090 футов или же 6,8 миль). От 11 км до 20 км (65,620 футов или же 12,4 миль), постоянная температура −56,5 ° С (-69,7 ° F), которая является самой низкой предполагаемой температурой в ISA. В стандартная атмосфера не содержит влаги. В отличие от идеализированной ISA, фактическая температура атмосферы не всегда падает равномерно с высотой. Например, может быть инверсия слой, температура в котором увеличивается с высотой.

Влияние на погоду

Скрытая теплота испарения добавляет энергии облакам и штормам.

Различная скорость экологических нарушений в атмосфере Земли имеет решающее значение для метеорология, особенно в тропосфера. Они используются, чтобы определить, посылка поднимающегося воздуха поднимется достаточно высоко, чтобы вода в нем конденсировалась и образовала облака, и, образовав облака, будет ли воздух продолжать подниматься и формировать более крупные ливневые облака, и станут ли эти облака еще больше и сформируются кучево-дождевые облака (грозовые тучи).

По мере увеличения ненасыщенного воздуха его температура падает с сухой адиабатической скоростью. В точка росы также падает (в результате снижения давления воздуха), но гораздо медленнее, обычно около −2 ° С за 1000 м. Если ненасыщенный воздух поднимается достаточно высоко, в конечном итоге его температура достигнет своей точка росы, и начнет образовываться конденсат. Эта высота известна как подъем уровня конденсации (LCL), когда присутствует механический подъемник и уровень конвективной конденсации (CCL) при отсутствии механического подъема, в этом случае посылку необходимо нагреть снизу до ее конвективная температура. В облачная база будет где-то внутри слоя, ограниченного этими параметрами.

Разница между скоростью адиабатического градиента в сухом состоянии и скоростью, с которой точка росы капли вокруг 8 ° C за 1000 м. Учитывая разницу температур и точка росы показания 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 устойчив к слабым вертикальным смещениям в любом направлении. . Если посылка насыщена, она нестабильна и поднимется до уровня LCL или CCL, а также будет остановлена ​​из-за инверсионный слой из конвективное торможение, или если подъем продолжается, может возникнуть глубокая влажная конвекция (DMC), когда посылка поднимется к уровень свободной конвекции (LFC), после чего он попадает в свободный конвективный слой (FCL) и обычно повышается до уровень 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 вероятность кучевые облака, душ или даже грозы увеличена.

Метеорологи используют радиозонды чтобы измерить погрешность окружающей среды и сравнить ее с прогнозируемой скоростью адиабатического градиента, чтобы спрогнозировать вероятность того, что воздух поднимется. Графики экологической погрешности известны как термодинамические диаграммы, примеры которых включают Диаграммы Skew-T log-P и тефиграммы. (Смотрите также Термики ).

Разница во влажной адиабатической скорости и скорости высыхания является причиной фен ветер явление (также известное как "Чавычи ветры "в некоторых частях Северной Америки). Это явление существует потому, что теплый влажный воздух поднимается орографический лифтинг вверх и на вершину горного хребта или большой горы. Температура снижается с увеличением скорости адиабатического градиента до тех пор, пока не достигнет точки росы, при которой 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 обычно следует осадки сверху и наветренный стороны горы. По мере того, как воздух опускается с подветренной стороны, он нагревается адиабатическое 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 засушливый область на подветренной стороне горы.^[17]

Смотрите также

• Адиабатический процесс
• Атмосферная термодинамика
• Динамика жидкостей
• Фен ветра

Примечания

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

Рекомендации

1. Джейкобсон, Марк Захари (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.
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 акустика атмосферы (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.
6. Ричард М. Гуди; Джеймс К.Г. Уокер (1972). «Атмосферные температуры» (PDF). Атмосфера. Прентис-Холл. п. 60.
7. Дэниэлсон, Левин и Абрамс, Метеорология, Макгроу Хилл, 2003 г.
8. Ричард М. Гуди; Джеймс К.Г. Уокер (1972). «Атмосферные температуры» (PDF). Атмосфера. Прентис-Холл. п. 63.
9. «Стратосфера: обзор». UCAR. Получено 2016-05-02.
10. Ландау и Лифшиц, Механика жидкости, Пергам, 1979 г.
11. Киттель; Кремер (1980). "6". Теплофизика. В. Х. Фриман. п. 179. ISBN  978-0-7167-1088-2. проблема 11
12. «Сухая адиабатическая задержка». tpub.com. Архивировано из оригинал на 2016-06-03. Получено 2016-05-02.
13. 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. Дои:10.1029 / 2009JD013493.
14. «Адиабатический градиент насыщения». Глоссарий. Американское метеорологическое общество.
15. «Соотношение смешивания». Глоссарий. Американское метеорологическое общество.
16. Руководство по стандартной атмосфере ИКАО (расширено до 80 км (262 500 футов)) (Третье изд.). Международная организация гражданской авиации. 1993. ISBN  978-92-9194-004-2. Doc 7488-CD.
17. Уайтмен, К. Дэвид (2000). Горная метеорология: основы и приложения. Издательство Оксфордского университета. ISBN  978-0-19-513271-7.

дальнейшее чтение

• Бейчок, Милтон Р. (2005). Основы диспергирования дымового газа (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.

внешняя ссылка

• Определение, уравнения и таблицы погрешностей из 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