소멸률

더 높은 Czarny Staw 팟 Rysami 호수(경사 1,583m(5,194ft))는 아래쪽 Morskie Oko 호수가 이미 거의 녹으면서 여전히 얼어붙고 있다(경사 1,395m(4,577ft). 타트라 산맥의 폴란드 쪽에서 찍은 사진, 2019년 5월.

소멸률은 대기 변수인 보통 지구 대기의 온도가 고도에 따라 떨어지는 속도다.^[1]^[2] 소멸률은 소멸이라는 단어에서 발생하며, 점진적인 하락을 의미한다. 건조한 공기에서 단상착률은 9.8 °C/km(1,000 ft당 5.4 °F)이다.

그것은 온도의 공간적 구배에서 수직적 요소에 해당한다. 비록 이 개념이 지구의 대류권에 가장 자주 적용되지만, 그것은 중력이 지원하는 어떤 가스 소포에도 확장될 수 있다.

정의

기상학^[3] 용어집의 공식 정의는 다음과 같다.

높이가 있는 대기 변수의 감소, 달리 명시되지 않는 한 변수가 온도인 경우.

일반적으로 소멸률은 고도 변화에 따른 온도 변화율의 음이다.

{\daystyle \Gamma =-{\frac {\mathrm {d}T}{\mathrm {d}z}}

여기서 $\Gamma$ ${\displaystyle \Gamma }($ 때로는 $L$ $L$ )은 온도의 단위로 주어진 소멸률이고, T는 온도, z는 고도다.^[a]

대류 및 단극 팽창

압력과 온도에 따른 건조 아디아바트(볼드 라인)와 습기 있는 아디아바트(대시 라인)의 변화를 보여주는 에마그램 다이어그램 다이어그램

대기의 온도 프로파일은 열전도, 열 복사 및 자연 대류 사이의 상호작용의 결과물이다. 햇빛은 지구 표면(육지와 바다)에 닿아 그들을 따뜻하게 한다. 그리고 나서 그들은 표면 위의 공기를 가열한다. 만약 방사선이 지상에서 우주로 에너지를 전달하는 유일한 방법이었다면, 대기 중 가스의 온실 효과는 지면을 약 333 K (60 °C; 140 °F)로 유지할 것이다.^[6]

그러나 공기가 뜨거울 때는 팽창하는 경향이 있어 밀도가 낮아진다. 따라서 뜨거운 공기는 상승하여 내부 에너지를 위로 운반하는 경향이 있다. 이것이 대류의 과정이다. 수직 대류 운동은 주어진 고도에 있는 공기 구획이 동일한 고도에 있는 다른 공기와 동일한 밀도를 가질 때 멈춘다.

공기 소포가 팽창하면 주변의 공기를 밀어내며 열역학 작업을 한다. 내부 또는 외부 열전달 없이 공기 소포의 팽창 또는 수축은 단열 과정이다. 공기는 열전도율이 낮고, 관련된 공기의 몸체는 매우 크기 때문에 전도에 의한 열의 전달은 무시할 정도로 작다. 또한 이러한 팽창과 수축에서 대기권 내 복사열 전달은 상대적으로 느리고 매우 무시할 수 있다. 상향 이동 및 확대 소포는 효과가 있지만 열을 얻지 못하기 때문에 내부 에너지가 손실되어 온도가 낮아진다.

공기에 대한 단열 공정은 특성 온도-압력 곡선을 가지고 있기 때문에 이 공정에서 소멸률을 결정한다. 공기에 물이 거의 없을 때, 이 소멸률은 건조 단열 착실률로 알려져 있다: 온도 감소율은 9.8°C/km(1,000피트당 5.4°F)(3.0°C/1000ft)이다. 그 반대는 가라앉는 공기의 소포에 발생한다.^[7]

소멸률이 단상착률보다 작을 때 대기는 안정되고 대류는 발생하지 않는다.^[8]

지구 대기의 대류권(3만9000피트)만 대류를 겪는다. 즉 성층권은 일반적으로 대류를 겪지 않는다.^[9] 그러나 화산 폭발 기둥과 심한 슈퍼셀 뇌우와 관련된 오버슈팅 상단과 같은 일부 예외적으로 에너지 넘치는 대류 과정은 국지적으로 대류권을 통해 일시적으로 대류를 성층권으로 주입할 수 있다.

대기 중의 에너지 전달은 방사선과 대류의 상호작용보다 더 복잡하다. 열전도, 증발, 응축, 강수는 모두 아래에 설명된 대로 온도 프로파일에 영향을 미친다.

단변위반율의 수학

이러한 계산은 평형상태의 정지 수직 기둥 안에서 건조하거나 습한 대기의 매우 단순한 모델을 사용한다.

건식 단상착률

열역학에서는 단열 과정을 다음과 같이 정의한다.

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

열역학 제1법칙은 다음과 같이 쓸 수 있다.

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

또한 $\alpha =V/m$ $\alpha =V/m$ = $\alpha =V/m$ / m $\alpha =V/m$ 및 $\gamma =c_{\text{p}}/c_{\text{v}}$ = $\gamma =c_{\text{p}}/c_{\text{v}}$ / $\gamma =c_{\text{p}}/c_{\text{v}}$ $\gamma =c_{\text{p}}/c_{\text{v}}$ ${\$ 이(가) 있으므로 다음과 같이 표시할 수 있다.

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

여기서 $c_{\text{p}}$ $c_{\text{p}}$ ${\$ 은 $c_{\text{p}}$ (는) 일정한 압력에서의 특정 열이고 $\alpha$ $\alpha$ 은 $\alpha$ (는) 특정 볼륨이다.

정수 평형 상태에서의 대기 상태 가정:^[10]

{\daystyle \matrm {d} P=-\rho g\matrm {d}z}

여기서 g는 표준 중력이고 $\rho$ $\rho$ 은 밀도다 $\rho$ . 압력을 제거하기 위해 이 두 방정식을 결합하면, 건조 단두정착률(DALR)의 결과에 도달한다.^[11]

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

습식 단극 소멸률

대기권(대류권) 내에 물의 존재는 대류의 과정을 복잡하게 만든다. 수증기에는 기화열이 잠재되어 있다. 공기 한 꾸러미가 올라가고 식으면 결국 포화 상태가 된다. 즉, 액체 물과 평형 상태에 있는 물의 증기 압력이 물의 실제 증기 압력과 같을 정도로(온도가 낮아짐에 따라) 감소했다는 것이다. 평형량을 초과하는 수증기가 응축되어 구름을 형성하고 열을 방출한다(응축의 지연열). 포화 상태가 되기 전에 상승 공기는 건조한 단극 소멸률을 따른다. 포화상태 후, 상승하는 공기는 촉촉한 단극적 소멸률을 따른다.^[12] 잠재열의 방출은 뇌우의 발달에 중요한 에너지원이다.

건식 단열 착실률은 9.8°C/km(1000ft당 5.4°F, 3°C/1000ft)로 일정하지만 습식 단열 착실률은 온도에 따라 크게 변화한다. 일반적인 값은 약 5°C/km(9°F/km, 2.7°F/1000ft, 1.5°C/1000ft)^[13]이다. 습식 단극성 소멸률 공식은 다음과 같다.^[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}}:}\오른쪽)}}

여기서:

$\Gamma _{\text{w}}$ w ${\$	습식 단열 착실률, K/m
$g$ $[\displaystyle$ g $g$	지구의 중력 가속도 = 9.8076m/s²
$H_{v}$ v ${\$	물의 기화열 = 2501000 J/kg
$R_{\text{sd}}$ $R_{\text{sd}}$ ${\$	건조 공기의 특정 기체 상수 = 287 J/kg·K
$R_{\text{sw}}$ $R_{\text{sw}}$ ${\$	수증기의 특정 기체 상수 = 461.5 J/kg·K
$\epsilon ={\frac {R_{\text{sd}}}{R_{\text{sw}}}}$ = $\epsilon ={\frac {R_{\text{sd}}}{R_{\text{sw}}}}$ $\epsilon ={\frac {R_{\text{sd}}}{R_{\text{sw}}}}$ $\epsilon ={\frac {R_{\text{sd}}}{R_{\text{sw}}}}$ ${\$	수증기에 대한 특정 가스 상수에 대한 건조한 공기의 특정 가스 상수의 치수 없는 비율 = 0.622
$e$ ${\displaystyle$ e $e$	포화 공기의 수증기 압력
$r={\frac {\epsilon e}{p-e}}$ = $r={\frac {\epsilon e}{p-e}}$ $r={\frac {\epsilon e}{p-e}}$ $r={\frac {\epsilon e}{p-e}}$ - $r={\frac {\epsilon e}{p-e}}$ ${\$ e $}{p-e$	건조한 공기^[15] 질량에 대한 수증기 질량의 혼합비
$p$ $[\displaystyle$ p $p$	포화 공기의 압력
$T {\displaystyle$ T $T$	포화 공기의 온도 K
$c_{\text{pd}}$ $c_{\text{pd}}$ ${\$	일정한 압력에서 건조 공기의 특정 열, = 1003.5 J/kg·K

환경 소멸률

환경 파괴율(ELR)은 일정한 시간과 위치에서 정지 대기 중 고도에 따라 온도가 감소하는 비율이다. 국제민간항공기구(ICAO)는 평균적으로 해수면에서 11km(36,090ft 또는 6.8mi)까지 6.49ºC/km^[16](3.56°F 또는 1.98°C/1000ft)의 온도 소멸률을 가진 국제표준대기(ISA)를 정의한다. 11km에서 20km(65,620ft 또는 12.4mi)까지 일정한 온도는 -56.5°C(-69.7°F)로 ISA에서 가정된 최저 온도다. 표준 대기에는 습기가 없다. 이상화된 ISA와 달리 실제 대기의 온도가 항상 높이에 따라 균일한 속도로 떨어지는 것은 아니다. 예를 들어 고도에 따라 온도가 상승하는 역전층이 있을 수 있다.

날씨에 미치는 영향

기화의 숨은 열은 구름과 폭풍에 에너지를 더한다.

지구 대기에 걸쳐 변화하는 환경 파괴율은 기상학, 특히 대류권 내에서 매우 중요하다. 그들은 상승하는 공기의 소포가 물이 응축되어 구름을 형성할 수 있을 정도로 높게 상승할 것인지, 그리고 구름을 형성하면서 공기가 계속 상승하여 더 큰 소나기 구름을 형성할 것인지, 그리고 이 구름들이 더 커져서 적운(구름 아래)을 형성할 것인지를 결정하는 데 사용된다.

불포화공기가 상승하면 건조한 단열 속도로 온도가 떨어진다. 이슬점 또한 떨어지지만(기압의 감소로 인해) 훨씬 더 느리게, 일반적으로 1,000m 당 -2°C 정도. 만약 불포화 공기가 충분히 상승한다면, 결국 그 온도는 이슬점에 도달할 것이고, 응결이 형성되기 시작할 것이다. 이 고도는 기계적 리프트가 있을 때 리프팅 응축 수준(LCL)으로 알려져 있으며, 기계적 리프트가 없을 때 대류 응축 수준(CCL)으로 알려져 있으며, 이 경우 소포를 아래에서 대류 온도까지 가열해야 한다. 클라우드 기반은 이러한 매개 변수에 의해 경계되는 계층 내의 어딘가에 위치할 것이다.

건식 단층착진율과 이슬점이 떨어지는 비율의 차이는 1,000m 당 약 8°C이다. 지상의 온도 및 이슬점 측정값의 차이를 감안하여 그 차이를 125 m/°C로 곱하면 LCL을 쉽게 찾을 수 있다.

만약 환경적 소멸률이 습기 있는 단극적 소멸률보다 낮다면 공기는 절대적으로 안정적이다. 즉, 상승하는 공기는 주변 공기보다 더 빨리 냉각되고 부력을 잃게 된다. 이것은 종종 이른 아침에 일어나는데, 그 때 땅 근처의 공기가 하룻밤 사이에 차가워졌다. 안정적인 공기 중의 구름 형성은 어려울 것 같다.

환경적 소멸률이 습기와 건식 부차적 소멸률 사이에 있는 경우 공기는 조건상 불안정하다. 즉, 불포화 공기는 LCL 또는 CCL로 상승하기에 충분한 부력을 가지고 있지 않으며, 어느 방향으로든 약한 수직 변위에도 안정적이다. 소포가 포화상태인 경우 소포는 불안정하여 LCL 또는 CCL로 상승하며, 대류 억제의 반전층으로 인해 중단되거나, 리프팅이 계속되면 소포가 자유대류(LFC) 수준으로 상승하면서 깊고 습한 대류(DMC)가 뒤따를 수 있으며, 이후 소포가 자유대류층(FC)으로 진입하여 보통 대류로 상승할 수 있다. 평형 수준(EL).

환경적 유실률이 건식 유실률보다 크면 초광섬유 유실률이 있고 공기는 절대적으로 불안정하다. 한 구획의 공기는 리프팅 응결 수준 또는 대류 응결 수준 아래 및 위로 상승할 때 부력을 얻는다. 이것은 종종 오후에 주로 땅덩어리 위에서 일어난다. 이러한 조건에서는 적운, 소나기 또는 심지어 뇌우의 가능성이 높아진다.

기상학자들은 환경적 소멸률을 측정하기 위해 라디오온드를 사용하고, 공기가 상승할 가능성을 예측하기 위해 예측된 단파적 소멸률과 비교한다. 환경 소멸률의 차트는 열역학 다이어그램으로 알려져 있으며, 그 예로는 Skew-T log-P 다이어그램과 테피그램이 있다. (온열도 참조).

습기 있는 단극성 소멸률과 건조율의 차이는 툰풍 현상(북미 일부 지역에서는 "치누크 바람"이라고도 한다)의 원인이다. 이 현상은 오로그래픽을 들어 올리고 산맥이나 큰 산의 정상 위로 따뜻한 습기찬 공기가 상승하기 때문에 존재한다. 온도는 건조한 단열 착수와 함께 감소하며, 공기 중의 수증기가 응축되기 시작하는 이슬점에 도달할 때까지 감소한다. 그 고도 이상에서는 공기가 계속 상승함에 따라 단상착률이 촉촉한 단상착률로 감소한다. 응결은 산꼭대기와 바람 부는 쪽의 강수량에도 뒤따른다. 공기가 위쪽으로 내려갈 때 건조한 지방 소멸률에서 단열 압축에 의해 따뜻해진다. 따라서 일정한 고도에서 툰 바람은 산지의 바람쪽에서의 해당 고도보다 따뜻하다. 게다가 공기는 원래의 수증기 함량을 많이 잃었기 때문에, 하강하는 공기는 산의 위쪽에 건조한 지역을 만든다.^[17]

참고 항목

메모들

^ 참고: $\Gamma$ $\Gamma$ 과 $\Gamma$ ( $)$ $display$ {\ $displaystyle$ \gamma $}$ 은 $\gamma$ (는) 이 글에서 모두 사용되지만 매우 뚜렷한 의미를 가지고 있다.^[4]^[5]

참조

^ Jacobson, Mark Zachary (2005). Fundamentals of Atmospheric Modeling (2nd ed.). Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-83970-9.
^ Ahrens, C. Donald (2006). Meteorology Today (8th ed.). Brooks/Cole Publishing. ISBN 978-0-495-01162-0.
^ Todd S. Glickman (June 2000). Glossary of Meteorology (2nd ed.). American Meteorological Society, Boston. ISBN 978-1-878220-34-9. (기상학의 영광)
^ Salomons, Erik M. (2001). Computational Atmospheric Acoustics (1st ed.). Kluwer Academic Publishers. ISBN 978-1-4020-0390-5.
^ Stull, Roland B. (2001). An Introduction to Boundary Layer Meteorology (1st ed.). Kluwer Academic Publishers. ISBN 978-90-277-2769-5.
^ Richard M. Goody; James C.G. Walker (1972). "Atmospheric Temperatures" (PDF). Atmospheres. Prentice-Hall. p. 60. Archived from the original (PDF) on 2016-06-03.
^ 다니엘슨, 레빈, 에이브럼스, 기상학, 맥그로우 힐, 2003
^ Richard M. Goody; James C.G. Walker (1972). "Atmospheric Temperatures" (PDF). Atmospheres. Prentice-Hall. p. 63. Archived from the original (PDF) on 2016-06-03.
^ "The stratosphere: overview". UCAR. Retrieved 2016-05-02.
^ 1979년 페르가몬의 Landau and Lifshitz, Fluid Mechanics, Pergamon,
^ Kittel; Kroemer (1980). "6". Thermal Physics. W. H. Freeman. p. 179. ISBN 978-0-7167-1088-2. 문제 11
^ "Dry Adiabatic Lapse Rate". tpub.com. Archived from the original on 2016-06-03. Retrieved 2016-05-02.
^ Minder, JR; Mote, PW; Lundquist, JD (2010). "Surface temperature lapse rates over complex terrain: Lessons from the Cascade Mountains". J. Geophys. Res. 115 (D14): D14122. Bibcode:2010JGRD..11514122M. doi:10.1029/2009JD013493.
^ "Saturation adiabatic lapse rate". Glossary. American Meteorological Society.
^ "Mixing ratio". Glossary. American Meteorological Society.
^ Manual of the ICAO Standard Atmosphere (extended to 80 kilometres (262 500 feet)) (Third ed.). International Civil Aviation Organization. 1993. ISBN 978-92-9194-004-2. Doc 7488-CD.
^ Whiteman, C. David (2000). Mountain Meteorology: Fundamentals and Applications. Oxford University Press. ISBN 978-0-19-513271-7.

추가 읽기

Beychok, Milton R. (2005). Fundamentals Of Stack Gas Dispersion (4th ed.). author-published. ISBN 978-0-9644588-0-2. www.air-dispersion.com
R. R. Rogers and M. K. Yau (1989). Short Course in Cloud Physics (3rd ed.). Butterworth-Heinemann. ISBN 978-0-7506-3215-7.

외부 링크

행성 데이터 시스템의 정의, 방정식 및 소멸률 표.
국립 과학 디지털 라이브러리 용어집:
미국 텍사스의 첫 번째 원칙에서 얻은 소멸률 계산에 대한 소개

[6] 참고: $\Gamma$ $\Gamma$ 과 $\Gamma$ ( $)$ $display$ {\ $displaystyle$ \gamma $}$ 은 $\gamma$ (는) 이 글에서 모두 사용되지만 매우 뚜렷한 의미를 가지고 있다.^[4]^[5]

[1] Jacobson, Mark Zachary (2005). Fundamentals of Atmospheric Modeling (2nd ed.). Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-83970-9.

[2] Ahrens, C. Donald (2006). Meteorology Today (8th ed.). Brooks/Cole Publishing. ISBN 978-0-495-01162-0.

[Glossary_of_Meteorology-3] Todd S. Glickman (June 2000). Glossary of Meteorology (2nd ed.). American Meteorological Society, Boston. ISBN 978-1-878220-34-9. (기상학의 영광)

[4] Salomons, Erik M. (2001). Computational Atmospheric Acoustics (1st ed.). Kluwer Academic Publishers. ISBN 978-1-4020-0390-5.

[5] Stull, Roland B. (2001). An Introduction to Boundary Layer Meteorology (1st ed.). Kluwer Academic Publishers. ISBN 978-90-277-2769-5.

[7] Richard M. Goody; James C.G. Walker (1972). "Atmospheric Temperatures" (PDF). Atmospheres. Prentice-Hall. p. 60. Archived from the original (PDF) on 2016-06-03.

[DLA-8] 다니엘슨, 레빈, 에이브럼스, 기상학, 맥그로우 힐, 2003

[9] Richard M. Goody; James C.G. Walker (1972). "Atmospheric Temperatures" (PDF). Atmospheres. Prentice-Hall. p. 63. Archived from the original (PDF) on 2016-06-03.

[10] "The stratosphere: overview". UCAR. Retrieved 2016-05-02.

[LL-11] 1979년 페르가몬의 Landau and Lifshitz, Fluid Mechanics, Pergamon,

[12] Kittel; Kroemer (1980). "6". Thermal Physics. W. H. Freeman. p. 179. ISBN 978-0-7167-1088-2. 문제 11

[13] "Dry Adiabatic Lapse Rate". tpub.com. Archived from the original on 2016-06-03. Retrieved 2016-05-02.

[MLM-14] Minder, JR; Mote, PW; Lundquist, JD (2010). "Surface temperature lapse rates over complex terrain: Lessons from the Cascade Mountains". J. Geophys. Res. 115 (D14): D14122. Bibcode:2010JGRD..11514122M. doi:10.1029/2009JD013493.

[15] "Saturation adiabatic lapse rate". Glossary. American Meteorological Society.

[16] "Mixing ratio". Glossary. American Meteorological Society.

[ICAO_1993-17] Manual of the ICAO Standard Atmosphere (extended to 80 kilometres (262 500 feet)) (Third ed.). International Civil Aviation Organization. 1993. ISBN 978-92-9194-004-2. Doc 7488-CD.

[Whiteman-18] Whiteman, C. David (2000). Mountain Meteorology: Fundamentals and Applications. Oxford University Press. ISBN 978-0-19-513271-7.

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v t 기상 데이터 및 변수
일반	단교 과정 애독 부력 소멸률 번개 표면 일사량 지표기상분석 가시성 보르티시티 바람 윈드 시어
응축	구름 구름 응축 핵(CCN) 안개 대류 응축 수준(CCL) 상승 응축 레벨(LCL) 강수량 수증기
대류	대류 가용 전위 에너지(CAPE) 대류 억제(CIN) 대류 불안정 대류운동량운반 조건부 대칭 불안정 대류 온도(T_c) 평형 수준(EL) 자유대류층(FCL) 나선성 K지수 자유 대류 수준(LFC) 상승지수(LI) 최대 구획 수준(MPL) BRN(Bulk Richardson 번호)
온도	이슬점(T_d) 이슬점우울증 건식 전구 온도 등가온도(T_e) 산불기상지수 헤인즈 지수 열지수 휴미덱스 습도 상대습도(RH) 배합비 전위온도(전위온도) 등가전위온도(θ_e) 해수면 온도(SST) 온도 이상 열역학적 온도 증기압 가상 온도 습구온도 습식 전구 온도 습식 전위 온도 바람의 냉기
압력	대기압 바로클린성 바로트로피시티 압력 그라데기 압력-점진력(PGF)
속도	최대 전위 강도

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