Geçiş oranı içinde, bir dünya atmosferinin , değişim sıcaklığı arasında hava ile yükseklik (olup, gradyan hava sıcaklığı) sadece bağlıdır, atmosfer basıncında , yani Yapılır olduğu:
Bu kavram meteorolojide olduğu kadar hava ve deniz seyrüseferinde de büyük önem taşımaktadır .
Atmosferin basınç değişimi çok karmaşıktır. Bununla birlikte, bir dizi meteorolojik mekanizmayı anlamak için, yalnızca yüksekliğe bağlı olan çok basit bir modele bağlı kalınabilir. Olarak troposfer , biz olarak hava düşünülebilir ideal bir gaz basıncı (10 mertebesinde nisbeten düşüktür: 5 paskal ) ve moleküllerin aralarında şoklar dışında herhangi bir iletişim halindedir. Bu nedenle, bir hava kütlesi çevresiyle ( adyabatik koşullar olarak adlandırılır ) ısı alışverişinde bulunmazsa , sıcaklığı yalnızca basıncına bağlıdır: hava sıkıştırıldığında ısınır ve gevşediğinde soğur.
Tamamen kuru bir atmosferde şunlara sahibiz:
;veya
Bu sonuç, genelleştirilmiş entalpinin sabit olduğu varsayılarak elde edilir . Böylece bir hava kütlesi yükseldiğinde adyabatik genleşme ile soğur (hava basıncı düştüğü için), düşerse adyabatik kompresyon ile ısınır (hava basıncı yükseldiğinden). İrtifa ile bu sıcaklık değişimi, adyabatik termal gradyanı tanımlamayı mümkün kılar.
Olarak troposfer , bir arsa artan göre tanımlanan sıcaklığı adiyabatik ısı gradyanı olduğu:
ile
Öyle - 9.75 ° C km başına. (ya da g / c p g = burada 9,806 65 m / s 2 yerçekimi ve ivmesi ). Genellikle km başına - 10 ° C veya 100 metrede - 1 ° C veya bin fit başına 3 ° C gibi yaklaşık değerleri kullanırız . Yukarıdaki formülün gösterimi, atmosfer basıncının irtifa ile değişimini açıklayan makalenin açılır kutusunda yapılır .
Bu gradyan kuru adyabatik gradyan olarak adlandırılır (çünkü nem hiçbir rol oynamaz). Bu, ekli emagram ( Kuru Adyabatik olarak adlandırılan düz çizgiler) adı verilen termodinamik diyagramda görebildiğimiz şeydir; burada eğim sıcaklıktan bağımsız olarak her zaman aynıdır (eğriler paraleldir).
Su buharının varlığının kendi içinde adyabatik gradyan üzerinde hiçbir etkisi yoktur. Ancak belirli bir sıcaklığın altında su buharı yoğunlaşır. Bu sıcaklık iki şeye bağlıdır:
Gerçekte, toz olmadan aşırı buharlaşma olur: Su, oluşan damlacıklar stabil olmadığından buhar şeklinde kalır (ayrıca Süper Soğutma makalesine bakın ).
Su buharı yoğunlaşırsa, bu sıvılaşma ısıyı açığa çıkarır ( gizli buharlaşma ısısı): Güneş , okyanustaki ve yerdeki suyu ısıtmıştır ve bu ısı buharlaşmada depolanmıştır ; ters durum değişikliği bu ısıyı geri yükler. Böylece su buharı yoğunlaşırsa hava kütlesi ısınır.
Aslında yoğuşma havayı ısıttığı için gradyanın mutlak değeri daha düşüktür. Bu oran, biraz basınca, ancak daha güçlü bir şekilde ortam sıcaklığına bağlı olan gizli ısının salınmasına bağlıdır. Islak adyabatik oran bu nedenle sabit değildir ve emagramın görüntüsünde gördüğümüz "ıslak adyabatik" eğrilere göre değişir. Bu eğriler, sıcaklık ve basınçla eğimi değiştirerek, hava nemi düşük olduğundan (çok soğuk sıcaklık ve / veya düşük basınç) kuru adyabatiğe yaklaşır.
Örneğin, ortalama hız genellikle -6 ° C / km olarak adlandırılır, ancak gerçekte aşağıdaki gibi değişir:
Bir başlangıç sıcaklığı ve basıncındaki bir hava parseli için bu gradyanı temsil eden herhangi bir termodinamik diyagram üzerindeki eğri , ıslak termometrenin sabit potansiyel sıcaklığının eğrisidir . Farklı isimleri vardır: " doymuş adyabatik gradyan ", " doymuş sözde-adyabatik " ( sözde çünkü su yoğunlaştıkça çıkarılır), " doygun adyabatik " veya " ıslak adyabatik ".
Rölyefin bir engeli (tepe, dağ) ile karşılaşan yere paralel kuru bir rüzgar varsayalım. Hava, rölyefi takip eder ve yükselir, bu nedenle onu soğutan bir genişlemeye uğrar. Daha sonra hava diğer tarafa indiğinde ısınır. İşlem yeterince hızlıysa, hava engelle veya irtifa havasıyla ısı alışverişi yapmamış, bu nedenle diğer tarafta aynı sıcaklıkta bitiyor.
Şimdi, havadaki nem yeterince yüksekse, su yükseldikçe yoğunlaşacaktır. İki senaryo ortaya çıkabilir:
Yer seviyesinde bulunan bir hava kütlesini düşünün. Bu kütleyi hayal etmek için, örneğin hafif şişirilmiş bir balonu düşünebiliriz: balonun içindeki basınç her zaman dış basınca eşittir (duvar gevşemiştir ve basınç uygulamaz) ve ısı kolayca duvarından geçebilir. Bu parsel havayı dikey olarak hareket ettirebiliriz ve sıcaklığı genleşmeye veya adyabatik sıkıştırmaya bağlı olarak değişecektir. İşte sonraki yer değiştirmesi için olası üç senaryo.
Grafiğin izlediği termal gradyan, adyabatik gradyan değerinden büyükse, "kararsız bir atmosfer" içindeyizdir. Bu hava kütlesi, örneğin rüzgarın etkisiyle irtifa yükselirse, kendisinden daha soğuk olan bir hava ile karşılaşır. Yani bu hava kütlesi ortam havasından daha sıcaktır ve bu nedenle daha az yoğundur. Böylece Arşimet'in baskısı sayesinde yükselmeye devam edecek . Tersine, aynı koşullar altında, yükseklikte bir hava kütlesini alıp alçaltırsak, adyabatik kompresyonla ısınır, ancak içinden geçtiği ortam havasından daha az hızlıdır: alt katmanların havadan daha soğuk olacaktır, bu nedenle daha yoğun ve alçalmaya devam edecek. Dikey hareketteki (yukarı veya aşağı) dengesiz hava katmanları bu nedenle hareketlerinin arttığını görürler.
Biz atmosfer olduğunu söylemek kesinlikle kararsız zaman (biz de superadiabatic termal gradyan söz). Genel olarak, atmosfer yalnızca yoğun güneş çarpması sırasında aşırı ısınmış zeminin yakınında kesinlikle dengesizdir. Bu katman çok kalın değildir ve bunun üzerindeki termal gradyan, bir karıştırma olgusunu izleyen adyabatik kurumanınkidir. Güneş tarafından ısıtılan bir yamaç boyunca alçalan bir rüzgarın varlığında da atmosfer kesinlikle dengesiz hale getirilebilir (genellikle güneye açık bir yamaçta kuzeyden esen rüzgar). Nitekim hava parselinin sıkıştırmadan dolayı mekanik olarak ısınmasına ek olarak, hava eğimi yalayarak ek ısıyı emecektir.
Bu nedenle, yerden uzakta, kesinlikle dengesiz bir atmosfer kavramının genellikle zihnin bir ürünü olduğu sonucuna varıyoruz. Bununla birlikte, konvektif bir bulutun içinde, bir hava parselinin sıcaklığı , sıcaklık gradyanı süperadiyabatik olmadan çevreleyen havanın sıcaklığından ( yükselme indeksi ile tanımlanan ) daha yüksek olabilir.
Grafiğin termal eğimi adyabatik eğimden daha küçükse, biri "dinamik olarak kararlı atmosferde" veya "hidrostatik kararlılıkta" dır. Bu durumda, yükselen hava yükselen havadan daha sıcaktır, bu nedenle yükselen hava kütlesi ortam havasından daha soğuktur. Tırmanış durur çünkü Arşimet'in itme kuvveti ağırlıktan daha zayıftır ve hava kütlesi başlangıç noktasına geri döner. Tersine, eğer hava kütlesi alçalırsa, çevreleyen havadan daha ısınır, iniş durur ve hava parseli başlangıç noktasına geri döner. Kararlı hava katmanları bu nedenle yükseklikte kalma eğilimindedir. Atmosferdeki hava sütunu sıcaklığının düşey sıcaklık gradyanına göre iki tip sabit hava vardır:
Bu nedenle, sırasıyla izotermal katman ve ters çevirme katmanı olarak adlandırılan termal gradyanın sıfır veya negatif olduğu bir katman , dikey büyük ölçekli gelişmeyi sınırlandırarak genel bir hava stabilitesini destekler. Bu nedenle, konvektif bulutların oluşamayacağı veya daha düşük bir irtifada oluştukları takdirde geçemeyecekleri bir örtü oluştururlar.
Dikey bir yer değiştirmeye maruz kalan ve ortam ortamından ne daha sıcak ne de daha soğuk hale gelen bir parçacık, "nötr atmosferde" söylenir. Yeni seviyede kalacaktır çünkü onu hareket ettirmeye veya başlangıç noktasına geri dönmeye devam etmek için üzerine hiçbir kuvvet uygulanmaz.
Şimdiye kadar katmanın adyabatik gradyanı hakkında, kuru veya ıslak adyabatik gradyan olup olmadığını belirtmeden konuştuk. Yükseltilmiş bir hava parseli sadece bu iki eğriye göre sıcaklığı değiştirebilir:
Hava kütlesinin kararsızlığını belirlemek için sıcaklık eğrisini tefigram gibi termodinamik bir diyagram üzerinde gösterebiliriz . Bunlarda kuru ve ıslak adyabatik oranlar işaretlenmiştir ve bu nedenle eğri ile kolayca karşılaştırılabilir.
Havanın dikey yer değiştirmesi nispeten büyük olduğunda, bir partikül başlangıçta çevresine göre kararlı olsa bile kararsız hale gelebilir. Atmosferde kuvvetli bir basınç, bir yer değiştirmeye neden olabilir ve içerdiği su buharının bir bulut oluşturmaya başlayacağı yerde yükselerek parseli yoğunlaşma seviyesine getirebilir . Islak adyabatik boyunca daha yüksek eğitildiğinde, belirli bir seviyeden itibaren ortam ortamından daha sıcak olabilir ve bu nedenle dengesiz olabilir. Parçacık sıcaklığının ortamın sıcaklığından daha yüksek hale geldiği seviyeye denir; Doğal konveksiyon düzeyinin .
Zorunlu yer değiştirmenin etkisi altında partiküllerin kararsız hale gelebildiği bir katmanın gizli kararsızlık (IL) ile karakterize edildiği söylenir . "Gizli" terimi, istikrarsızlığın gizli olduğunu, ancak yine de dışarıdan görünmeden mevcut olduğunu belirtir.
Gizli kararsızlığı serbest bırakmanın iki koşulu şunlardır:
Termodinamik diyagram üzerinde hangi katmanların gizli kararsızlığın olduğunu belirlemek ve gizli kararsızlığın türünü grafiksel olarak belirlemek mümkündür.
Sadece yükseltilmiş bir yamaya bakmak yerine, bütün bir atmosfer katmanı yer değiştirdiğinde ne olduğuna bakabiliriz. Bir katmanın veya tüm bir hava kütlesinin genel olarak yükselmesinin neden olduğu kararsızlık, katmanın potansiyel kararsızlığına (PI) karşılık gelir . Bu büyük ölçekli yükseliş fenomeni, temelde önemli bir rahatsızlık olarak görülebilir. Bu yükselme, çöküntüler , cepheler veya barometrik çukurların neden olduğu sinoptik ölçekte fenomenlerden gelebilir .
Bu nedenle, güçlü bir dikey yer değiştirmeye maruz kalan bir tabakanın stabilitesiyle ilgileneceğiz. Bu tabakanın üstü tabandan farklı bir sıcaklık ve basınçtadır. Su buharı içeriği, tabakanın kalınlığına göre de değişebilir. İki durum mümkündür:
Katman doymamış kalır ve dikey hareket katman boyunca kuru adyabatiklere göre gerçekleşir.Atmosfer, irtifa ile istikrar açısından değişebilir. Böylelikle, farklı bulut türleri ve farklı görüş ve rüzgar koşulları sağlayacak bir sabit ve dengesiz katman alternatifi bulabiliriz.
Bu , katmanın tabanını ısıtırsanız ve / veya üstteki havayı soğutursanız , troposferin herhangi bir seviyesinde olabilir .
Bu, bir fenomen çocuk bezinin tabanını soğutduğunda ve / veya havayı üst kısmından ısıttığında meydana gelir.
Adyabatik ve yarı statik evrimdeki herhangi bir ideal diatomik gaz (hava bu şekilde kabul edilir, onu oluşturan diğer gazlar ihmal edilebilir miktarlardadır), yasaya uyar:
veya
bu nedenle sıcaklık gradyanı δ T , basınç gradyanı δ p'ye ilişkiyle bağlanır.
Rakımlı basınç değişim tablosu bu nedenle bu termal eğimi belirlemeyi mümkün kılar:
Aşağıdaki tablo yerden başlayıp yükselen bir hava kütlesini dikkate almaktadır.
rakım (km) |
basınç (hPa) |
sıcaklık (K) |
sıcaklık (° C) |
δ p (hPa) |
δ p / p (birimsiz) |
δ T / T (birimsiz) |
δ T (K) |
---|---|---|---|---|---|---|---|
0 | 1013 | 288.15 | 15 | ||||
0.5 | 955 | 283.44 | 10.29 | −58 | 0,057 | −0.016 | −4.71 |
1 | 900 | 278,77 | 5,62 | 55 | 0,058 | −0.016 | −4.66 |
1.5 | 845 | 273.90 | 0.75 | 55 | −0,061 | −0,017 | 4,87 |
2 | 794 | 269.18 | - 3.97 | 51 | −0,060 | −0,017 | −4.72 |
2.5 | 746 | 264.53 | - 8.62 | −48 | −0,060 | −0,017 | −4,65 |
3 | 700 | 259,87 | - 13.28 | −46 | 0,062 | 0,018 | −4.66 |
3.5 | 658 | 255.42 | - 17.73 | −42 | −0.06 | −0,017 | −4,45 |
4 | 617 | 250,87 | - 22.8 | −41 | 0,062 | 0,018 | −4,55 |
5 | 541 | 242.04 | - 33.11 | 76 | −0,123 | 0,035 | 8,83 |
6 | 471 | 233.09 | - 42.06 | −70 | 0.129 | 0,037 | 8,95 |
7 | 411 | 224.61 | - 50.54 | −60 | −0,127 | 0,036 | 8,48 |
8 | 357 | 216,18 | - 56,97 | −54 | 0.131 | 0,038 | 8,43 |
9 | 331 | 211.68 | - 63,47 | 26 | 0,073 | −0,021 | −4.50 |
10 | 265 | 199.62 | - 75,53 | 66 | 0,199 | 0,057 | 12.06 |
11 | 227 | 191.44 | - 83,71 | −38 | 0,143 | 0,041 | −8,18 |
12 | 194 | 183,49 | - 91,66 | 33 | −0,145 | 0,042 | 7,95 |
Bu şekilde hesaplanan sıcaklığın, karşılaşmayı beklediğimiz gerçek hava sıcaklığından çok farklı olduğunu hemen fark ederiz.
Hava kütlesinin n rakımdan başladığını (dolayısıyla T n sıcaklığında ) n +1 yüksekliğe çıktığını düşünerek hesaplamayı tekrar yaparsak, aşağıdaki tabloyu elde ederiz.
rakım (km) |
basınç (hPa) |
sıcaklık (K) |
δ p (hPa) |
δ p / p (birimsiz) |
δ T / T (birimsiz) |
δ T (K) |
---|---|---|---|---|---|---|
0 | 1013 | 288.15 | ||||
0.5 | 955 | 282.15 | −58 | 0,057 | −0.016 | −4.71 |
1 | 900 | 280,15 | 55 | 0,058 | −0.016 | 4,64 |
1.5 | 845 | 278,15 | 55 | −0,061 | −0,017 | 4,89 |
2 | 794 | 275,15 | 51 | −0,060 | −0,017 | 4.80 |
2.5 | 746 | 272,15 | −48 | −0,060 | −0,017 | −4.75 |
3 | 700 | 270.15 | −46 | 0,062 | 0,018 | 4,79 |
3.5 | 658 | 267,15 | −42 | −0.06 | −0,017 | −4,63 |
4 | 617 | 263.15 | −41 | 0,062 | 0,018 | −4.76 |
5 | 541 | 257,15 | 76 | −0,123 | 0,035 | 9,26 |
6 | 471 | 250.15 | −70 | 0.129 | 0,037 | −9,51 |
7 | 411 | 242,15 | −60 | −0,127 | 0,036 | 9,10 |
8 | 357 | 235,15 | −54 | 0.131 | 0,038 | 9,09 |
9 | 331 | 232.15 | 26 | 0,073 | −0,021 | 4,89 |
10 | 265 | 222,15 | 66 | 0,199 | 0,057 | 13.23 |
11 | 227 | 218.15 | −38 | 0,143 | 0,041 | 9,10 |
12 | 194 | 217,15 | 33 | −0,145 | 0,041 | 9,6 |
Termal gradyan, sıcaklık δ T'deki değişimin, kilometre başına kelvin (K / km) cinsinden ifade edilen alt z irtifasındaki değişime bölünmesi veya eşdeğer olan, kilometre başına Santigrat derece (° C / km). İki model için adyabatik termal gradyanın sentetik bir tablosunu aşağıda sunuyoruz.
Rakım (km) |
Adyabatik termal gradyan (° C / km) |
ICAO modelinin termal eğimi (° C / km) |
Sıcaklık (° C) |
||
---|---|---|---|---|---|
model 1 | model 2 | model 1 | model 2 | ||
0.5 | 9,43 | 9,43 | −6.5 | 10 | 9 |
1 | 9,33 | 9,29 | 9 | 7 | |
1.5 | 9,73 | 9,78 | 1 | 5 | |
2 | 9,45 | 9,59 | −4 | 2 | |
2.5 | 9.30 | −9,51 | −9 | −1 | |
3 | 9,32 | 9,59 | −13 | −3 | |
3.5 | 8,91 | 9,26 | −18 | −6 | |
4 | 9,09 | −9,51 | −22 | −10 | |
5 | 8,83 | 9,26 | −31 | −16 | |
6 | 8,95 | −9,51 | −40 | −23 | |
7 | 8,48 | 9,10 | 49 | −31 | |
8 | 8,43 | 9,09 | −57 | −38 | |
9 | −4.50 | 4,89 | 61 | −41 | |
10 | 12.06 | 13.23 | −74 | 51 | |
11 | −8,18 | 9,10 | −82 | 55 | |
12 | 7,95 | 9,6 | −90 | 56 |
Model 1 ve model 2 tarafından hesaplanan adyabatik termal gradyanın çok farklı olmadığı, ancak bu değerlerin gerçek gradyanlardan çok farklı olduğu belirtilmektedir; zemin ve boşluk sıcaklıklarının empoze ettiği termal gradyan, bu nedenle adyabatik termal gradyanından çok farklıdır.
ICAO modelinde, yerden bir hava kütlesi yükselirse (model 1), ortam havasından (model 2, ICAO) daha hızlı soğuduğunu da not ediyoruz; bu yükselen hava kütlesi bu nedenle ortam havası ile ısıyı değiştirecek ve soğuyacak ve bu nedenle tekrar alçalacaktır. ICAO modeli bu nedenle sabit bir atmosfer bir modeldir.