Stabilitatea aerului

Nor cumul creat de o coloană de aer în creștere

Același subiect în detaliu: instabilitatea atmosferică .

Stabilitatea aerului este o caracteristică a „ atmosferei de care depinde majoritatea fenomenelor legate de mișcările verticale ale aerului , cum ar fi formarea de nori cu dezvoltare verticală sau nori termoconvetivi .

Stabilitatea aerului depinde de gradientul termic vertical (variația temperaturii aerului cu altitudinea, reprezentată de curba de stare ).

Analiza matematică

Luați în considerare o particulă de aer . Prin definiție, va avea o presiune egală cu cea a aerului înconjurător, în timp ce temperatura și densitatea vor fi libere să varieze. Dacă particula se mișcă de-a lungul unui gradient adiabatic uscat pentru o vreme $\Delta z$ ${\ displaystyle \ Delta z}$ $\ Delta z$ (care poate fi pozitivă sau negativă), presiunea la care este supusă va fi cea a altitudinii la care se află, dar se va găsi o densitate provenind din ecuația gazelor ideale . În general, va fi diferit de cel al aerului înconjurător datorită faptului că gradientul real de temperatură nu este același cu cel adiabatic uscat și, prin urmare, temperatura particulelor va fi diferită de cea a celorlalte particule:

$P=\rho R_{d}T\quad ;\quad P=\rho ^{\prime }R_{d}T^{\prime }$ ${\ displaystyle P = \ rho R_ {d} T \ quad; \ quad P = \ rho ^ {\ prime} R_ {d} T ^ {\ prime}}$ $P = \ rho R_ {d} T \ quad; \ quad P = \ rho ^ {\ prime} R_ {d} T ^ {\ prime}$

$\rho ={\frac {P}{R_{d}T}}\quad ;\quad \rho ^{\prime }={\frac {P}{R_{d}T^{\prime }}}\quad \to \quad \rho ^{\prime }=\rho (z+\Delta z)$ ${\ displaystyle \ rho = {\ frac {P} {R_ {d} T}} \ quad; \ quad \ rho ^ {\ prime} = {\ frac {P} {R_ {d} T ^ {\ prime} }} \ quad \ to \ quad \ rho ^ {\ prime} = \ rho (z + \ Delta z)}$ $\ rho = {\ frac {P} {R_ {d} T}} \ quad; \ quad \ rho ^ {\ prime} = {\ frac {P} {R_ {d} T ^ {\ prime}}} \ quad \ to \ quad \ rho ^ {\ prime} = \ rho (z + \ Delta z)$

unde este $R_{d}=R/M$ ${\ displaystyle R_ {d} = R / M}$ $R_ {d} = R / M$ cu R constantă a gazelor ideale și M masa unui kilomol. Aceasta este constantă valabilă pentru aerul uscat și diferă de cea cu conținut de apă în greutate. În consecință, acesta va fi supus forței lui Arhimede , care este exprimată aici pe unitate de masă:

${\frac {F}{m}}=-(\rho ^{\prime }-\rho ){\frac {V}{m}}g=-{\frac {(\rho ^{\prime }-\rho )}{\rho }}g\sim -{\frac {1/T^{\prime }-1/T}{1/T}}g=-{\frac {T-T^{\prime }}{T^{\prime }}}g\sim -{\frac {T-T^{\prime }}{T}}$ ${\ displaystyle {\ frac {F} {m}} = - (\ rho ^ {\ prime} - \ rho) {\ frac {V} {m}} g = - {\ frac {(\ rho ^ {\ prime} - \ rho)} {\ rho}} g \ sim - {\ frac {1 / T ^ {\ prime} -1 / T} {1 / T}} g = - {\ frac {TT ^ {\ prime}} {T ^ {\ prime}}} g \ sim - {\ frac {TT ^ {\ prime}} {T}}}$ ${\ frac {F} {m}} = - (\ rho ^ {\ prime} - \ rho) {\ frac {V} {m}} g = - {\ frac {(\ rho ^ {\ prime} - \ rho)} {\ rho}} g \ sim - {\ frac {1 / T ^ {\ prime} -1 / T} {1 / T}} g = - {\ frac {TT ^ {\ prime}} {T ^ {\ prime}}} g \ sim - {\ frac {TT ^ {\ prime}} {T}}$

Rețineți că prima aproximare se referă la utilizarea unei constante constante R egale pentru aerul real și aerul uscat. Pentru a doua aproximare, diferența dintre T și T 'este foarte mică și, prin urmare, poate fi neglijată în numitor; cu toate acestea, numeratorul nu este neglijat, deoarece tocmai vrem să investigăm diferența. Acum, dacă se mișcă

Δz este infinitesimal, ne putem dezvolta în seria T și T 'în jur $z_{0}$ ${\ displaystyle z_ {0}}$ $z_0$ , care presupunem că este punctul de plecare al particulei de aer.

$T=T(z_{0}+\Delta z)\sim T(z_{0})+{\frac {dT}{dz}}\Delta z=T_{0}-\Gamma \Delta z$ ${\ displaystyle T = T (z_ {0} + \ Delta z) \ sim T (z_ {0}) + {\ frac {dT} {dz}} \ Delta z = T_ {0} - \ Gamma \ Delta z }$ $T = T (z_ {0} + \ Delta z) \ sim T (z_ {0}) + {\ frac {dT} {dz}} \ Delta z = T_ {0} - \ Gamma \ Delta z$

$T^{\prime }=T^{\prime }(z_{0}+\Delta z)\sim T(z_{0})+{\frac {dT^{\prime }}{dz}}\Delta z=T_{0}-\Gamma _{d}\Delta z$ ${\ displaystyle T ^ {\ prime} = T ^ {\ prime} (z_ {0} + \ Delta z) \ sim T (z_ {0}) + {\ frac {dT ^ {\ prime}} {dz} } \ Delta z = T_ {0} - \ Gamma _ {d} \ Delta z}$ $T ^ {\ prime} = T ^ {\ prime} (z_ {0} + \ Delta z) \ sim T (z_ {0}) + {\ frac {dT ^ {\ prime}} {dz}} \ Delta z = T_ {0} - \ Gamma _ {d} \ Delta z$

unde este $\Gamma$ ${\ displaystyle \ Gamma}$ $\Gamă$ Și $\Gamma _{d}$ ${\ displaystyle \ Gamma _ {d}}$ $\ Gamma _ {d}$ sunt gradientul de temperatură real și respectiv gradientul adiabatic uscat. Înlocuind expresiile lui T și T 'în ecuația care descrie forța pe care o obținem:

${\frac {F}{m}}\sim -g{\frac {\Gamma _{d}-\Gamma }{T}}\Delta z$ ${\ displaystyle {\ frac {F} {m}} \ sim -g {\ frac {\ Gamma _ {d} - \ Gamma} {T}} \ Delta z}$ ${\ frac {F} {m}} \ sim -g {\ frac {\ Gamma _ {d} - \ Gamma} {T}} \ Delta z$

În graficul din stânga atmosfera static instabilă , în dreapta atmosfera static stabilă

Iată ecuația necesară pentru a înțelege conceptul de stabilitate atmosferică :

de sine $\Gamma <\Gamma _{d}$ ${\ displaystyle \ Gamma <\ Gamma _ {d}}$ $\ Gamma <\ Gamma_d$ semnul forței este opus celui de deplasare și, prin urmare, acționează ca o forță elastică de întoarcere care aduce particula înapoi la poziția sa inițială, motiv pentru care această condiție se numește stabilitate . Este clar că acest lucru este valabil și atunci când particula conține poluanți și în acest caz aceasta este cea mai proastă condiție pentru dispersia lor.
de sine $\Gamma _{d}<\Gamma$ ${\ displaystyle \ Gamma _ {d} <\ Gamma}$ $\ Gamma_d <\ Gamma$ forța și deplasarea au o direcție concordantă și, prin urmare, forța accentuează și mai mult deplasarea particulei. Această condiție se numește instabilitate și este cea mai bună situație pentru dispersia poluanților, deoarece aceștia sunt liberi să urce la altitudine.

Masele mari de aer cu valori diferite de temperatură și umiditate nu se amestecă niciodată în mod satisfăcător, deci pot fi considerate ca și cum ar fi conținute în recipiente izolate.

Diagrama laterală reprezintă cele două condiții: în stânga atmosfera static instabilă, în care gradientul real are o pantă mai mică decât gradientul adiabatic uscat; în dreapta, în schimb, atmosfera static stabilă, care apare atunci când gradientul real are o pantă mai mare decât gradientul adiabatic uscat.

Condiții posibile de stabilitate

În funcție de valoarea gradientului termic vertical real, pot apărea trei condiții diferite. Pentru referință, gradientul adiabatic uscat este de 0,009 K / m, în timp ce gradientul de temperatură găsit în mod normal în atmosferă este de aproximativ 0,006-0,007 K / m.

Inversia termică

Ceață într-o vale de munte, efect tipic al unei inversiuni termice

Inversiile termice corespund unor condiții de stabilitate foarte mare, în care chiar și gradientul real are o pantă pozitivă. Aceste condiții pot apărea pentru o varietate de factori:

Răcirea solului: cazul tipic este noaptea, când are loc emisia radiativă netă din sol. În această situație stratul de inversiune atinge aproximativ 50-100 m.

O altă posibilitate este răcirea prin evaporare , care are loc în timpul unei zile cu vreme bună, și acest lucru se datorează efectului de oază.

Încălzirea supraetajată a aerului: apare în diverse situații: printre acestea, în perioadele anticiclonice se întâmplă adesea ca aerul să fie comprimat în jos cu o viteză de 1 km pe zi. Dacă aerul nu este saturat, acesta se încălzește de-a lungul gradientului adiabatic uscat $\Gamma _{d}$ ${\ displaystyle \ Gamma _ {d}}$ $\ Gamma _ {d}$ , lăsând aerul deasupra mai rece.

O altă situație de acest tip apare atunci când aerul cald, care provine dintr-un munte, coboară panta și întâlnește o masă de aer rece în câmpie: în acest caz este posibil ca cele două mase de aer să nu se amestece, lăsând o situație de inversiunea termică.

Avecție : atunci când un front de aer cald întâlnește un front de aer rece mai lent. Dacă și primul începe lent, există o urcare foarte lentă, creând un punct de inversare foarte scăzut în apropierea punctului de întâlnire.

Inversiunea termică este cea mai gravă situație din punctul de vedere al dispersiei poluanților, deoarece punctul de inversiune constituie o barieră dincolo de care au loc schimburile de aer. Rezultă că această afecțiune este mai gravă cu cât este mai mică linia de inversare .

Stabilitate și instabilitate

Dacă adevăratul gradient termic vertical este mai mic decât gradientul adiabatic uscat (modificarea temperaturii aerului uscat în mișcare verticală), aerul este instabil , în timp ce, dacă este mai mare, aerul este stabil . De fapt, aerul, pe măsură ce crește, se răcește - și pe măsură ce coboară, se încălzește - într-un mod constant în funcție de gradientul termic vertical. În mod similar, atunci când o masă de aer este încălzită, aceasta se extinde și, pe măsură ce devine mai puțin densă, începe să crească.

Dacă urcarea se răcește mai puțin repede decât aerul înconjurător în care se mișcă, aerul care se ridică va fi întotdeauna mai cald decât aerul înconjurător și va continua să crească din ce în ce mai repede. Această urcare va continua până la stratosferă , unde creșterea bruscă a temperaturii va opri ascensiunea. Dimpotrivă, dacă aerul în creștere se răcește mai repede decât cel din jur, la un moment dat va atinge aceeași temperatură ca cea din urmă și se va opri.

În zilele de aer instabil vor exista deci mișcări verticale puternice ale aerului, în timp ce în zilele de stabilitate mișcările verticale vor fi mai slabe atunci când nu sunt complet absente Evident, stabilitatea aerului influențează atât ascensiunea, cât și coborârea aerului în același cale.

Formarea norilor

Imaginea ilustrează legătura dintre stabilitatea atmosferică și formarea norilor.

În condiții de temperatură a solului de 15 ° C, o bulă de aer încălzită la 25 ° C se desprinde de la sol, generând un curent ascendent care crește în altitudine și se răcește în funcție de gradientul adiabatic uscat .

Aerul rece are, comparativ cu aerul fierbinte, o capacitate higroscopică mai mică - adică poate conține mai puțină apă - și, prin urmare, aerul în creștere, răcindu-se, își pierde o parte din capacitatea sa de a conține apă. În mod ideal, îl puteți gândi ca pe un burete, iar răcirea are un efect similar cu stoarcerea buretelui. La un moment dat, aerul nu va mai putea conține vapori de apă (și deci apă) - în acest caz vorbim despre „atingerea punctului de rouă ” - particulele de apă se vor condensa apoi, formând un nor vizibil.

Masa de aer umedă va începe acum să emită căldura sa latentă și să crească mai repede în funcție de gradientul adiabatic saturat .

Norul se va dezvolta în sus, asumând conformația cumuliformă tipică. Masa de aer va continua să crească până când temperatura sa este egală cu cea a aerului de mai jos. În acest moment, în lipsa flotabilității, se va opri. Este interesant de observat că, în zilele instabile, bula de aer din exemplu va rămâne întotdeauna mai fierbinte decât aerul înconjurător, iar ascensiunea sa se va opri numai atunci când va ajunge la stratosferă . Norii dezvoltați în acest mod sunt numiți cumulonimbus . Dintre toți norii, cumulonimbii sunt cei mai periculoși pentru zbor, în special cei fără ajutorul motorului, cum ar fi planarea și zborul liber . De fapt, avioanele și avioanele mai avansate au radare meteorologice capabile să detecteze prezența unor astfel de formațiuni și să permită pilotului să le evite.