معدل التأخر

معدل التدرج الحراري هو المعدل الذي ينخفض به متغير جوي، عادةً درجة الحرارة في الغلاف الجوي للأرض ، مع الارتفاع . ^{[ 1 ]}^{[ 2 ]} يُشتق مصطلح معدل التدرج الحراري من كلمة " تدرج " (بمعنى "التناقص"، وليس بمعنى "الانقطاع"). في الهواء الجاف، يبلغ معدل التدرج الحراري الأديباتي (أي انخفاض درجة حرارة كتلة من الهواء ترتفع في الغلاف الجوي دون تبادل الطاقة مع الهواء المحيط) 9.8 درجة مئوية/كم (5.4 درجة فهرنهايت لكل 1000 قدم). أما معدل التدرج الحراري الأديباتي المشبع (SALR)، أو معدل التدرج الحراري الأديباتي الرطب (MALR)، فهو انخفاض درجة حرارة كتلة من الهواء المشبع بالماء ترتفع في الغلاف الجوي. ويتغير هذا المعدل بتغير درجة حرارة وضغط الكتلة، وغالبًا ما يتراوح بين 3.6 و 9.2 درجة مئوية/كم (2 إلى 5 درجة فهرنهايت/1000 قدم )، وفقًا لمنظمة الطيران المدني الدولي (ICAO). معدل التغير الحراري البيئي هو انخفاض درجة حرارة الهواء مع الارتفاع في وقت ومكان محددين (انظر أدناه). وقد يختلف هذا المعدل اختلافًا كبيرًا باختلاف الظروف.

يتوافق معدل التغير الحراري مع المكون الرأسي للتدرج المكاني لدرجة الحرارة . وعلى الرغم من أن هذا المفهوم يُطبق في أغلب الأحيان على طبقة التروبوسفير للأرض ، إلا أنه يمكن تعميمه على أي كتلة غازية مدعومة بالجاذبية .

معدل التدهور البيئي

التعريف الرسمي من معجم الأرصاد الجوية ^{[ 3 ]} هو:

انخفاض أحد المتغيرات الجوية مع الارتفاع، والمتغير هو درجة الحرارة ما لم يُذكر خلاف ذلك.

عادةً، يكون معدل التغير الحراري هو معكوس معدل تغير درجة الحرارة مع تغير الارتفاع:

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

أين $\Gamma$ (أحيانا $L$ يمثل معدل التغير الحراري بوحدات درجة الحرارة مقسومة على وحدات الارتفاع، حيث T هي درجة الحرارة، و z هو الارتفاع. ^{[ أ ]}

معدل الانخفاض البيئي (ELR) هو المعدل الفعلي لانخفاض درجة الحرارة مع الارتفاع في الغلاف الجوي في وقت ومكان محددين. ^{[ 6 ]}

تُعرّف منظمة الطيران المدني الدولي (ICAO) الغلاف الجوي القياسي الدولي (ISA) بمعدل انخفاض في درجة الحرارة يبلغ 6.50 درجة مئوية/كم ^{[ 7 ]} (3.56 درجة فهرنهايت أو 1.98 درجة مئوية/1000 قدم) من مستوى سطح البحر إلى ارتفاع 11 كم (36090 قدمًا أو 6.8 ميل) . ومن ارتفاع 11 كم إلى 20 كم (65620 قدمًا أو 12.4 ميل) ، تكون درجة الحرارة ثابتة عند -56.5 درجة مئوية (-69.7 درجة فهرنهايت) ، وهي أدنى درجة حرارة مُفترضة في الغلاف الجوي القياسي الدولي. ولا يحتوي هذا الغلاف الجوي القياسي على رطوبة.

بخلاف الغلاف الجوي القياسي الدولي المثالي، لا تنخفض درجة حرارة الغلاف الجوي الفعلي دائمًا بمعدل ثابت مع الارتفاع. على سبيل المثال، قد توجد طبقة انعكاس حراري ترتفع فيها درجة الحرارة مع الارتفاع.

سبب

ينتج التوزيع الحراري للغلاف الجوي عن تفاعل التسخين الإشعاعي من ضوء الشمس ، والتبريد إلى الفضاء عبر الإشعاع الحراري ، وانتقال الحرارة إلى الأعلى عبر الحمل الحراري الطبيعي (الذي يحمل الهواء الساخن والحرارة الكامنة إلى الأعلى). فوق التروبوبوز ، لا يحدث الحمل الحراري، ويكون التبريد إشعاعيًا بالكامل.

في طبقة التروبوسفير ، يُعد معدل التغير الحراري أساسًا نتيجةً للتوازن بين (أ) التبريد الإشعاعي للهواء، والذي يؤدي في حد ذاته إلى ارتفاع معدل التغير الحراري؛ و(ب) الحمل الحراري، الذي ينشط عندما يتجاوز معدل التغير الحراري قيمةً حرجة؛ حيث يعمل الحمل الحراري على استقرار معدل التغير الحراري البيئي. ^{[ 8 ]}

تسقط أشعة الشمس على سطح الأرض (اليابسة والبحر) فتسخنها. ويؤدي السطح الدافئ إلى تسخين الهواء فوقه. إضافة إلى ذلك، يمتص الغلاف الجوي ما يقارب ثلث ضوء الشمس الممتص، مما يؤدي إلى تسخينه بشكل مباشر. ^{[ 9 ]}

تساعد عملية التوصيل الحراري على نقل الحرارة من السطح إلى الهواء؛ ويحدث هذا التوصيل ضمن طبقة الهواء الرقيقة التي لا تتجاوز بضعة ملليمترات بالقرب من السطح. مع ذلك، فوق هذه الطبقة الرقيقة، يصبح دور التوصيل الحراري في نقل الحرارة داخل الغلاف الجوي ضئيلاً للغاية؛ وذلك لأن الموصلية الحرارية للهواء منخفضة جدًا. ^{[ 10 ]}^{[ 11 ]}^{: 387}

يتم تبريد الهواء إشعاعياً بواسطة غازات الدفيئة (بخار الماء، ثاني أكسيد الكربون، إلخ) والسحب التي تبعث إشعاعاً حرارياً طويل الموجة إلى الفضاء. ^{[ 12 ]}

لو كان الإشعاع هو الوسيلة الوحيدة لنقل الطاقة داخل الغلاف الجوي، لكان معدل التغير الحراري قرب السطح حوالي 40 درجة مئوية/كم، ولحافظ تأثير الاحتباس الحراري للغازات في الغلاف الجوي على درجة حرارة الأرض عند حوالي 333 كلفن (60 درجة مئوية؛ 140 درجة فهرنهايت) . ^[¹³^]^:^59-60

مع ذلك، عندما يسخن الهواء أو يصبح رطباً، تقل كثافته. ^{[ 14 ]}^{[ 15 ]} لذا، يميل الهواء الذي سخنته حرارة السطح إلى الارتفاع حاملاً معه الطاقة الداخلية إلى الأعلى، خاصةً إذا كان قد ترطب بتبخر الماء من المسطحات المائية. هذه هي عملية الحمل الحراري . يتوقف الحمل الحراري الرأسي عندما تتساوى كثافة كتلة من الهواء عند ارتفاع معين مع كثافة كتلة أخرى من الهواء عند نفس الارتفاع.

ينقل الحمل الحراري الهواء الساخن الرطب إلى الأعلى والهواء البارد الجاف إلى الأسفل، مما يؤدي في المحصلة إلى نقل الحرارة إلى الأعلى. وهذا يجعل الهواء في الأسفل أبرد مما كان عليه في الأحوال العادية، والهواء في الأعلى أدفأ. ولأن الحمل الحراري متاح لنقل الحرارة داخل الغلاف الجوي، ينخفض معدل التدرج الحراري في طبقة التروبوسفير إلى حوالي 6.5 درجة مئوية/كم ^{[ 8 ]} ، ويقل تأثير الاحتباس الحراري إلى درجة حرارة سطح الأرض المرصودة، والتي تبلغ حوالي 288 كلفن (15 درجة مئوية؛ 59 درجة فهرنهايت) .

الحمل الحراري والتمدد الأديباتي

مخطط إيماغرام يوضح تغيرات الأديبات الجافة (الخطوط السميكة) والأديبات الرطبة (الخطوط المتقطعة) وفقًا للضغط ودرجة الحرارة

بما أن الحمل الحراري يتسبب في صعود أو هبوط كتل الهواء، فإن انتقال الحرارة بين هذه الكتل والهواء المحيط يكون ضئيلاً. يتميز الهواء بموصلية حرارية منخفضة ، كما أن كتل الهواء المعنية كبيرة جدًا؛ لذا فإن انتقال الحرارة بالتوصيل يكون ضئيلاً للغاية. كذلك، فإن انتقال الحرارة الإشعاعي داخل الغلاف الجوي بطيء نسبيًا، وبالتالي فهو مهمل بالنسبة للهواء المتحرك. لذلك، عندما يصعد الهواء أو يهبط، يكون تبادل الحرارة مع الهواء المحيط ضئيلاً. تُعرف العملية التي لا يتم فيها تبادل الحرارة مع البيئة بالعملية الكظيمة .

يتمدد الهواء عند صعوده وينكمش عند هبوطه. يُعدّ تمدد كتل الهواء الصاعدة وانكماش كتل الهواء الهابطة عمليتين كظوميتين ، تقريبًا. عندما تتمدد كتلة من الهواء، فإنها تدفع الهواء المحيط بها، مُنجزةً شغلًا ديناميكيًا حراريًا . ولأن كتلة الهواء الصاعدة والمتمددة تبذل شغلًا دون أن تكتسب حرارة، فإنها تفقد طاقة داخلية ، ما يؤدي إلى انخفاض درجة حرارتها. أما الهواء الهابط والمنكمش، فيُبذل عليه شغل، فيكتسب طاقة داخلية، ما يؤدي إلى ارتفاع درجة حرارته.

تتميز العمليات الأديباتية للهواء بمنحنى مميز لدرجة الحرارة والضغط. وعندما يدور الهواء عموديًا، يكتسب هذا الهواء تدرجًا مميزًا، يُسمى معدل التدرج الأديباتي . وعندما يحتوي الهواء على كمية قليلة من الماء، يُعرف هذا المعدل بمعدل التدرج الأديباتي الجاف: حيث يبلغ معدل انخفاض درجة الحرارة 9.8 درجة مئوية/كم ( 5.4 درجة فهرنهايت لكل 1000 قدم) (3.0 درجة مئوية/1000 قدم). ويحدث العكس بالنسبة لكتلة هواء هابطة. ^{[ 16 ]}

عندما يكون معدل التغير الحراري البيئي أقل من معدل التغير الحراري الأديباتي، يكون الغلاف الجوي مستقرًا ولا تحدث تيارات الحمل الحراري. ^{[ 13 ]}^{: 63} ويُجبر التغير الحراري البيئي على الاقتراب من معدل التغير الحراري الأديباتي كلما تحرك الهواء عموديًا.

لا يحدث الحمل الحراري إلا في طبقة التروبوسفير (حتى ارتفاع 12 كيلومترًا تقريبًا (39000 قدم) ) في الغلاف الجوي للأرض ، بينما لا يحدث الحمل الحراري في طبقة الستراتوسفير عمومًا. ^[¹⁷^] ومع ذلك، قد تؤدي بعض عمليات الحمل الحراري ذات الطاقة الاستثنائية، مثل أعمدة الانفجارات البركانية والقمم المتجاوزة المرتبطة بالعواصف الرعدية الشديدة ، إلى حقن الحمل الحراري محليًا ومؤقتًا عبر التروبوبوز إلى طبقة الستراتوسفير.

يُعدّ نقل الطاقة في الغلاف الجوي أكثر تعقيدًا من مجرد التفاعل بين الإشعاع والحمل الحراري الجاف. فدورة الماء (بما في ذلك التبخر والتكثيف والهطول ) تنقل الحرارة الكامنة وتؤثر على مستويات الرطوبة الجوية، مما يؤثر بشكل كبير على توزيع درجات الحرارة، كما هو موضح أدناه .

رياضيات معدل التغير الحراري الأديباتي

تستنتج الحسابات التالية درجة الحرارة كدالة للارتفاع لحزمة من الهواء تصعد أو تهبط دون تبادل الحرارة مع بيئتها.

معدل التدرج الحراري الجاف

يُعرّف علم الديناميكا الحرارية العملية الأديباتية على النحو التالي:

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

يمكن كتابة القانون الأول للديناميكا الحرارية على النحو التالي :

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

أيضًا، نظرًا للكثافة $\rho =m/V$ و $\gamma =c_{\text{p}}/c_{\text{v}}$ ، يمكننا أن نبين ذلك:

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

أين $c_{\text{p}}$ هي الحرارة النوعية عند ضغط ثابت.

بافتراض وجود جو في حالة توازن هيدروستاتيكي : ^{[ 18 ]}

\mathrm {d} P=-\rho g\,\mathrm {d} z

حيث g هي الجاذبية القياسية . بدمج هاتين المعادلتين للتخلص من الضغط، نصل إلى نتيجة معدل التدرج الحراري الجاف الأديباتي (DALR)، ^{[ 19 ]}

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

DALR ( $\Gamma _{\text{d}}$ ) هو تدرج درجة الحرارة الذي يحدث في حزمة هواء صاعدة أو هابطة غير مشبعة ببخار الماء، أي أقل من 100% رطوبة نسبية.

معدل التدرج الحراري الرطب

يُعقّد وجود الماء في الغلاف الجوي (عادةً في طبقة التروبوسفير) عملية الحمل الحراري. يحتوي بخار الماء على حرارة تبخر كامنة . عندما ترتفع كتلة من الهواء وتبرد، تصل في النهاية إلى حالة التشبع ؛ أي أن ضغط بخار الماء المتوازن مع الماء السائل ينخفض (مع انخفاض درجة الحرارة) إلى النقطة التي يُصبح فيها مساويًا لضغط بخار الماء الفعلي. مع انخفاض درجة الحرارة أكثر، يتكثف بخار الماء الزائد عن كمية التوازن، مُشكلاً السحب ، ومُطلقًا حرارة (حرارة التكثيف الكامنة). قبل التشبع، يتبع الهواء الصاعد معدل التدرج الحراري الجاف. بعد التشبع، يتبع الهواء الصاعد معدل التدرج الحراري الرطب . [ ^{20 ] يُعد} إطلاق الحرارة الكامنة مصدرًا مهمًا للطاقة في تطور العواصف الرعدية.

بينما يبلغ معدل التدرج الحراري الجاف الثابت 9.8 درجة مئوية/كم ( 5.4 درجة فهرنهايت لكل 1000 قدم، 3 درجات مئوية/1000 قدم )، فإن معدل التدرج الحراري الرطب يتغير بشدة مع درجة الحرارة. وتبلغ قيمته النموذجية حوالي 5 درجات مئوية/كم ( 9 درجات فهرنهايت/كم ، 2.7 درجة فهرنهايت/1000 قدم ، 1.5 درجة مئوية/1000 قدم ). ^{[ 21 ]} أما صيغة معدل التدرج الحراري المشبع (SALR) أو معدل التدرج الحراري الرطب (MALR) فهي كما يلي: ^{[ 22 ]}

\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)}}

أين:

$\Gamma _{\text{w}}$ ،	معدل التغير الحراري الرطب، كم/م
$g$ ،	تسارع الجاذبية الأرضية = 9.8067 م/ ^ث²
$H_{v}$ ،	حرارة تبخر الماء =2,501,000 جول / كجم
$R_{\text{sd}}$ ،	ثابت الغاز النوعي للهواء الجاف = 287 جول/كجم·كلفن
$R_{\text{sw}}$ ،	ثابت الغاز النوعي لبخار الماء = 461.5 جول/كجم·كلفن
$\epsilon ={\frac {R_{\text{sd}}}{R_{\text{sw}}}}$ ،	النسبة غير البعدية لثابت الغاز النوعي للهواء الجاف إلى ثابت الغاز النوعي لبخار الماء = 0.622
$e$ ،	ضغط بخار الماء في الهواء المشبع
$r={\frac {\epsilon e}{pe}}$ ،	نسبة خلط كتلة بخار الماء إلى كتلة الهواء الجاف ^{[ 23 ]}
$p$ ،	ضغط الهواء المشبع
$T$ ،	درجة حرارة الهواء المشبع، كلفن
$c_{\text{pd}}$ ،	الحرارة النوعية للهواء الجاف عند ضغط ثابت = 1003.5 جول/كجم·كلفن

SALR أو MALR ( $\Gamma _{\text{w}}$ ) هو تدرج درجة الحرارة الذي يحدث في حزمة هواء صاعدة أو هابطة مشبعة ببخار الماء، أي بنسبة رطوبة نسبية 100%.

تأثير الطقس

تُعدّ معدلات التغير الحراري المتفاوتة في الغلاف الجوي للأرض ذات أهمية بالغة في علم الأرصاد الجوية ، وخاصة في طبقة التروبوسفير . تُستخدم هذه المعدلات لتحديد ما إذا كانت كتلة الهواء الصاعدة سترتفع إلى مستوى كافٍ لتكثف بخار الماء فيها وتكوين السحب ، وبعد تكوّن السحب، ما إذا كان الهواء سيستمر في الارتفاع ويُشكّل سحباً مطرية أكبر، وما إذا كانت هذه السحب ستزداد حجماً لتُشكّل سحباً ركامية (سحباً رعدية).

مع ارتفاع الهواء غير المشبع، تنخفض درجة حرارته بمعدل ثابت. كما تنخفض نقطة الندى (نتيجة لانخفاض ضغط الهواء) ولكن ببطء شديد، عادةً حوالي درجتين مئويتين لكل 1000 متر. إذا ارتفع الهواء غير المشبع مسافة كافية، فستصل درجة حرارته في النهاية إلى نقطة الندى ، ويبدأ التكثف بالتشكل. يُعرف هذا الارتفاع بمستوى التكثف الصاعد (LCL) عند وجود رفع ميكانيكي، وبمستوى التكثف الحملي (CCL) عند غياب الرفع الميكانيكي، وفي هذه الحالة، يجب تسخين كتلة الهواء من الأسفل إلى درجة حرارتها الحملية . تقع قاعدة السحابة في مكان ما ضمن الطبقة المحددة بهذه المعايير.

يبلغ الفرق بين معدل التدرج الحراري الجاف ومعدل انخفاض نقطة الندى حوالي 8 درجات مئوية لكل 1000 متر. وبمعرفة الفرق في قراءات درجة الحرارة ونقطة الندى على سطح الأرض، يمكن بسهولة إيجاد الحد الأدنى للتدرج الحراري بضرب الفرق في 125 متر/درجة مئوية.

إذا كان معدل التغير الحراري البيئي أقل من معدل التغير الحراري الرطب، يكون الهواء مستقرًا تمامًا، حيث يبرد الهواء الصاعد أسرع من الهواء المحيط به ويفقد طفوه . يحدث هذا غالبًا في الصباح الباكر، عندما يبرد الهواء القريب من سطح الأرض خلال الليل. ومن غير المرجح تشكل السحب في الهواء المستقر.

إذا كان معدل التغير الحراري البيئي يقع بين معدلي التغير الحراري الأديباتي الرطب والجاف، يكون الهواء غير مستقر شرطيًا؛ إذ لا تمتلك كتلة الهواء غير المشبعة قوة طفو كافية للصعود إلى طبقة الحمل الحراري المنخفض (LCL) أو طبقة الحمل الحراري المرتفع (CCL)، وتكون مستقرة في حالة إزاحات رأسية ضعيفة في أي من الاتجاهين. أما إذا كانت الكتلة مشبعة، فهي غير مستقرة وستصعد إلى طبقة الحمل الحراري المنخفض (LCL) أو طبقة الحمل الحراري المرتفع (CCL)، وقد تتوقف بسبب طبقة انعكاس حراري مثبطة للحمل الحراري ، أو إذا استمر الصعود، فقد ينشأ حمل حراري رطب عميق (DMC)، حيث ترتفع الكتلة إلى مستوى الحمل الحراري الحر (LFC)، وبعد ذلك تدخل طبقة الحمل الحراري الحر (FCL) وتصعد عادةً إلى مستوى التوازن (EL).

إذا كان معدل التغير الحراري البيئي أكبر من معدل التغير الحراري الجاف الأديباتي، أي أنه معدل تغير حراري فوق الأديباتي، يصبح الهواء غير مستقر تمامًا، حيث تكتسب كتلة الهواء قوة طفو أثناء صعودها أسفل وفوق مستوى التكثيف الصاعد أو مستوى التكثيف الحملي. يحدث هذا غالبًا في فترة ما بعد الظهر، وخاصة فوق اليابسة. في هذه الظروف، يزداد احتمال تشكل السحب الركامية أو هطول الأمطار أو حتى العواصف الرعدية .

يستخدم خبراء الأرصاد الجوية أجهزة الراديو سوند لقياس معدل التغير الحراري البيئي ومقارنته بمعدل التغير الحراري الأديباتي المتوقع للتنبؤ باحتمالية صعود الهواء. تُعرف مخططات معدل التغير الحراري البيئي باسم المخططات الديناميكية الحرارية ، ومن أمثلتها مخططات Skew-T log-P ومخططات tephigram . (انظر أيضًا: التيارات الحرارية ).

يُعزى نشوء رياح الفوهن (المعروفة أيضًا باسم " رياح شينوك " في بعض مناطق أمريكا الشمالية) إلى اختلاف معدل التدرج الحراري الرطب عن معدل التدرج الحراري الجاف. وتحدث هذه الظاهرة نتيجة صعود الهواء الدافئ الرطب بفعل الرفع التضاريسي فوق قمم الجبال أو الجبال الكبيرة. تنخفض درجة الحرارة بمعدل التدرج الحراري الجاف حتى تصل إلى نقطة الندى، حيث يبدأ بخار الماء في الهواء بالتكثف. وفوق هذا الارتفاع، ينخفض معدل التدرج الحراري إلى معدل التدرج الحراري الرطب مع استمرار صعود الهواء. وعادةً ما يتبع التكثف هطول الأمطار على قمة الجبل وجوانبه المواجهة للرياح . وعندما يهبط الهواء على الجانب الآخر من الجبل، يسخن بفعل الانضغاط الحراري بمعدل التدرج الحراري الجاف. وبالتالي، تكون رياح الفوهن على ارتفاع معين أكثر دفئًا من نظيرتها على الارتفاع المقابل على الجانب المواجه للرياح من سلسلة الجبال. بالإضافة إلى ذلك، ولأن الهواء قد فقد الكثير من محتواه الأصلي من بخار الماء، فإن الهواء الهابط يخلق منطقة قاحلة على الجانب المواجه للرياح من الجبل. ^{[ 24 ]}

التأثير على ظاهرة الاحتباس الحراري

لو كان معدل التغير الحراري البيئي صفراً، بحيث تكون درجة حرارة الغلاف الجوي متساوية على جميع الارتفاعات، لما كان هناك تأثير للاحتباس الحراري . هذا لا يعني أن معدل التغير الحراري وتأثير الاحتباس الحراري هما الشيء نفسه، بل يعني فقط أن معدل التغير الحراري شرط أساسي لحدوث تأثير الاحتباس الحراري. ^{[ 25 ]}

يؤدي وجود الغازات الدفيئة على سطح الكوكب إلى تبريد إشعاعي للهواء، مما ينتج عنه معدل تباين حراري غير صفري. لذا، يؤدي وجود هذه الغازات إلى ظاهرة الاحتباس الحراري على المستوى العالمي. مع ذلك، قد لا يكون هذا هو الحال على المستوى المحلي.

يكون تأثير الاحتباس الحراري الموضعي أقوى في المناطق التي يكون فيها معدل التغير الحراري أكبر. في القارة القطبية الجنوبية، تتسبب الانقلابات الحرارية في الغلاف الجوي (بحيث يكون الهواء على ارتفاعات أعلى أكثر دفئًا) أحيانًا في تحول تأثير الاحتباس الحراري الموضعي إلى تأثير سلبي (مما يدل على زيادة التبريد الإشعاعي إلى الفضاء بدلًا من تثبيط التبريد الإشعاعي كما هو الحال في تأثير الاحتباس الحراري الإيجابي). ^{[ 26 ]}^{[ 27 ]}

معدل التدهور في عمود غاز معزول

أُثير تساؤلٌ في بعض الأحيان حول إمكانية نشوء تدرج حراري في عمود من الهواء الساكن في مجال جاذبية دون وجود تدفقات طاقة خارجية. وقد تناول جيمس كلارك ماكسويل هذه المسألة ، حيث أثبت في عام 1868 أنه إذا ما تشكل أي تدرج حراري، فلا بد أن يكون هذا التدرج عالميًا (أي أن يكون التدرج متساويًا لجميع المواد)، وإلا سيُنتهك القانون الثاني للديناميكا الحرارية . كما خلص ماكسويل إلى أن النتيجة العالمية هي أن تكون درجة الحرارة موحدة، أي أن معدل التغير الحراري يساوي صفرًا. ^{[ 28 ]}

يؤكد سانتياغو وفيسر (2019) صحة استنتاج ماكسويل (معدل التغير الحراري الصفري) بشرط إهمال التأثيرات النسبية. عند أخذ النسبية في الاعتبار، تُحدث الجاذبية معدل تغير حراري ضئيل للغاية، يُعرف بتدرج تولمان (الذي اشتقه آر سي تولمان عام 1930). على سطح الأرض، يبلغ تدرج تولمان حوالي $\Gamma _{t}=T_{s}\times (10^{-16}$ م $^{-1})$ ، أين $T_{s}$ هي درجة حرارة الغاز عند ارتفاع سطح الأرض. ويشير سانتياغو وفيسر إلى أن "الجاذبية هي القوة الوحيدة القادرة على إحداث تدرجات حرارية في حالات التوازن الحراري دون انتهاك قوانين الديناميكا الحرارية"، وأن "وجود تدرج تولمان الحراري ليس محل جدل على الإطلاق (على الأقل ليس داخل مجتمع النسبية العامة)". ^{[ 29 ]}^{[ 30 ]}

انظر أيضاً

ملحوظات

↑ ملاحظة: $\Gamma$ و $\gamma$ يُستخدم كلا المصطلحين في هذه المقالة، لكن بمعانٍ مختلفة تمامًا. ^{[ 4 ]}^{[ 5 ]}

مراجع

↑ جاكوبسون، مارك زاكاري (2005). أساسيات نمذجة الغلاف الجوي ( الطبعة الثانية). مطبعة جامعة كامبريدج . ISBN 978-0-521-83970-9.
↑ أهرنز، سي. دونالد (2006). علم الأرصاد الجوية اليوم ( الطبعة الثامنة). دار نشر بروكس/كول. رقم ISBN 978-0-495-01162-0.
↑ تود س. جليكمان (يونيو 2000). معجم الأرصاد الجوية ( الطبعة الثانية). الجمعية الأمريكية للأرصاد الجوية ، بوسطن . ISBN 978-1-878220-34-9.(مسرد مصطلحات الأرصاد الجوية) مؤرشف بتاريخ 26 يوليو 2024 في أرشيف الإنترنت
↑ سالومونز، إريك م. (2001). الصوتيات الجوية الحاسوبية ( الطبعة الأولى). دار نشر كلوير الأكاديمية. رقم ISBN 978-1-4020-0390-5.
↑ ستول، رولاند ب. (2001). مقدمة في علم أرصاد طبقة الحدود ( الطبعة الأولى). دار نشر كلوير الأكاديمية. رقم ISBN 978-90-277-2769-5.
↑ دايدزيتش، نهاد إي. (2019). "حول معدلات التدرج الحراري في الغلاف الجوي" . المجلة الدولية للطيران والملاحة الجوية والفضاء . 6 (4). doi : 10.15394/ijaaa.2019.1374 .
↑ دليل الغلاف الجوي القياسي لمنظمة الطيران المدني الدولي (ممتد إلى 80 كيلومترًا (262500 قدمًا)) ( الطبعة الثالثة). منظمة الطيران المدني الدولي . 1993. ISBN 978-92-9194-004-2. Doc 7488-CD.
1 2 مانابي، سيوكورو؛ ستريكلر، روبرت ف. (1964). "التوازن الحراري للغلاف الجوي مع تعديل الحمل الحراري" . مجلة علوم الغلاف الجوي . 21 (4): 361-385 . Bibcode : 1964JAtS...21..361M . doi : 10.1175/1520-0469(1964)021 < 0361:TEOTAW > 2.0.CO ; 2. تم الاسترجاع في 1 سبتمبر 2024 .
↑ "ما هي ميزانية طاقة الأرض؟ خمسة أسئلة مع شخص خبير" . ناسا. 10 أبريل 2017. تم الاطلاع عليه في 1 سبتمبر 2024 .
↑ "التوصيل" . مركز تعليم العلوم . تم الاطلاع عليه في 1 سبتمبر 2024 .
↑ والاس، جون م.؛ هوبز، بيتر ف. (2006). علوم الغلاف الجوي ( الطبعة الثانية). إلسيفير. ISBN 9780080499536.
↑ هارتمان، دينيس ل.؛ دايجرت، بريتاني د.؛ بلوسي، بيتر ن.؛ فو، تشيانغ؛ سوكول، آدم ب. (2022). "الملف الرأسي للتبريد الإشعاعي ومعدل التغير في المناخ الدافئ" . مجلة المناخ . 35 (19): 6253-6265 . Bibcode : 2022JCli...35.2653H . doi : 10.1175/JCLI-D-21-0861.1 . تاريخ الاسترجاع: 1 سبتمبر 2024 .
1 2 ريتشارد إم. جودي؛ جيمس سي جي ووكر (1972). "درجات حرارة الغلاف الجوي" (ملف PDF) . الغلاف الجوي . برنتيس هول. مؤرشف من الأصل (ملف PDF) بتاريخ 2016-06-03.
↑ ويليامز، جاك. "فهم كثافة الهواء وتأثيراتها" . USAToday.com . تم الاطلاع عليه في 1 سبتمبر 2024 .
↑ "هل الهواء الرطب أثقل من الهواء الجاف؟" . howstuffworks . تم الاطلاع عليه في 1 سبتمبر 2024 .
↑ دانييلسون، إي دبليو؛ ليفين، جيه؛ أبرامز، إي (2002). علم الأرصاد الجوية . ماكجرو هيل للتعليم العالي. ISBN 9780072420722.
↑ "الستراتوسفير: نظرة عامة" . UCAR . تم الاسترجاع في 2016-05-02 .
↑ لاندو وليفشيتز، ميكانيكا الموائع ، بيرغامون، 1979
↑ كيتل؛ كرومر (1980). "6" . الفيزياء الحرارية . دبليو إتش فريمان. ص 179. ISBN 978-0-7167-1088-2.المسألة 11
↑ "معدل التغير الحراري الجاف الأديباتي" . tpub.com. مؤرشف من الأصل بتاريخ 2016-06-03 . تم الاطلاع عليه بتاريخ 2016-05-02 .
↑ ميندر، جيه آر؛ موت، بي دبليو؛ لوندكويست، جيه دي (2010). "معدلات انخفاض درجة حرارة السطح فوق التضاريس المعقدة: دروس من جبال كاسكيد" . مجلة البحوث الجيوفيزيائية . 115 (D14): D14122. Bibcode : 2010JGRD..11514122M . doi : 10.1029/2009JD013493 .
↑ "معدل التدرج الحراري الأديباتي للتشبع" . مسرد المصطلحات . الجمعية الأمريكية للأرصاد الجوية.
↑ "نسبة الخلط" . مسرد المصطلحات . الجمعية الأمريكية للأرصاد الجوية.
↑ وايتمان، سي. ديفيد (2000). أرصاد الجبال: الأساسيات والتطبيقات . مطبعة جامعة أكسفورد. ISBN 978-0-19-513271-7.
↑ توماس، غاري إي؛ ستامنس، كنوت (1999). انتقال الإشعاع في الغلاف الجوي والمحيط . مطبعة جامعة كامبريدج. ISBN 0-521-40124-0.
↑ شميثوسن، هولجر؛ نوثولت، جوستوس؛ كونيغ-لانغلو، جيرت؛ ليمكه، بيتر؛ يونغ، توماس (16 ديسمبر 2015). "كيف يؤدي ارتفاع _ثاني أكسيد الكربون إلى زيادة تأثير الاحتباس الحراري السلبي في القارة القطبية الجنوبية" . رسائل البحوث الجيوفيزيائية . 42 (23). doi : 10.1002/2015GL066749 . ISSN 0094-8276 . S2CID 131351000 .
↑ سيجاس، إس. أ.؛ تايلور، ب. س.؛ كاي، م. (2018). "كشف النقاب عن تأثير الاحتباس الحراري السلبي فوق هضبة أنتاركتيكا" . مجلة npj لعلوم المناخ والغلاف الجوي . 1 (17): 17. Bibcode : 2018npCAS...1...17S . doi : 10.1038/s41612-018-0031- y . PMC 7580794. PMID 33102742 .
↑ ماكسويل، جيه كليرك (1868). "الجزء الثاني والعشرون. حول النظرية الديناميكية للغازات". مجلة لندن وإدنبرة ودبلن الفلسفية ومجلة العلوم . 35 (236): 185-217 .
↑ سانتياغو، جيسيكا؛ فيسر، مات (2019). "تدرجات تولمان الحرارية في مجال الجاذبية". المجلة الأوروبية للفيزياء . 40 (25604): 025604. arXiv : 1803.04106 . Bibcode : 2019EJPh...40b5604S . doi : 10.1088/1361-6404/aaff1c .
↑ تولمان، آر سي (1930). "حول وزن الحرارة والتوازن الحراري في النسبية العامة". مجلة الفيزياء 35 (8): 904. Bibcode : 1930PhRv...35..904T . doi : 10.1103/PhysRev.35.904 .

للمزيد من القراءة

بيتشوك، ميلتون ر. (2005). أساسيات تشتت غازات المداخن ( الطبعة الرابعة). منشور من قبل المؤلف. رقم ISBN 978-0-9644588-0-2.www.air-dispersion.com
آر آر روجرز وإم كيه ياو (1989). دورة مختصرة في فيزياء السحب ( الطبعة الثالثة). باتروورث-هاينمان. رقم ISBN 978-0-7506-3215-7.

روابط خارجية

تعريفات ومعادلات وجداول معدل التغير الحراري من نظام البيانات الكوكبية.
مسرد المصطلحات في المكتبة الرقمية الوطنية للعلوم:
- معدل الدوران
- معدل التدهور البيئي
- هواء مستقر تمامًا
مقدمة في حساب معدل التقادم من المبادئ الأساسية من جامعة تكساس

[6] ملاحظة: $\Gamma$ و $\gamma$ يُستخدم كلا المصطلحين في هذه المقالة، لكن بمعانٍ مختلفة تمامًا. ^{[ 4 ]}^{[ 5 ]}

[1] جاكوبسون، مارك زاكاري (2005). أساسيات نمذجة الغلاف الجوي ( الطبعة الثانية). مطبعة جامعة كامبريدج . ISBN 978-0-521-83970-9.

[2] أهرنز، سي. دونالد (2006). علم الأرصاد الجوية اليوم ( الطبعة الثامنة). دار نشر بروكس/كول. رقم ISBN 978-0-495-01162-0.

[Glossary_of_Meteorology-3] تود س. جليكمان (يونيو 2000). معجم الأرصاد الجوية ( الطبعة الثانية). الجمعية الأمريكية للأرصاد الجوية ، بوسطن . ISBN 978-1-878220-34-9.(مسرد مصطلحات الأرصاد الجوية) مؤرشف بتاريخ 26 يوليو 2024 في أرشيف الإنترنت

[4] سالومونز، إريك م. (2001). الصوتيات الجوية الحاسوبية ( الطبعة الأولى). دار نشر كلوير الأكاديمية. رقم ISBN 978-1-4020-0390-5.

[5] ستول، رولاند ب. (2001). مقدمة في علم أرصاد طبقة الحدود ( الطبعة الأولى). دار نشر كلوير الأكاديمية. رقم ISBN 978-90-277-2769-5.

[Daidzic19-7] دايدزيتش، نهاد إي. (2019). "حول معدلات التدرج الحراري في الغلاف الجوي" . المجلة الدولية للطيران والملاحة الجوية والفضاء . 6 (4). doi : 10.15394/ijaaa.2019.1374 .

[ICAO_1993-8] دليل الغلاف الجوي القياسي لمنظمة الطيران المدني الدولي (ممتد إلى 80 كيلومترًا (262500 قدمًا)) ( الطبعة الثالثة). منظمة الطيران المدني الدولي . 1993. ISBN 978-92-9194-004-2. Doc 7488-CD.

[Manabe64-9] 1 2 مانابي، سيوكورو؛ ستريكلر، روبرت ف. (1964). "التوازن الحراري للغلاف الجوي مع تعديل الحمل الحراري" . مجلة علوم الغلاف الجوي . 21 (4): 361-385 . Bibcode : 1964JAtS...21..361M . doi : 10.1175/1520-0469(1964)021 < 0361:TEOTAW > 2.0.CO ; 2. تم الاسترجاع في 1 سبتمبر 2024 .

[nasa-eeb17-10] "ما هي ميزانية طاقة الأرض؟ خمسة أسئلة مع شخص خبير" . ناسا. 10 أبريل 2017. تم الاطلاع عليه في 1 سبتمبر 2024 .

[ucar-cond-11] "التوصيل" . مركز تعليم العلوم . تم الاطلاع عليه في 1 سبتمبر 2024 .

[WallaceHobbs-12] والاس، جون م.؛ هوبز، بيتر ف. (2006). علوم الغلاف الجوي ( الطبعة الثانية). إلسيفير. ISBN 9780080499536.

[Hartmann22-13] هارتمان، دينيس ل.؛ دايجرت، بريتاني د.؛ بلوسي، بيتر ن.؛ فو، تشيانغ؛ سوكول، آدم ب. (2022). "الملف الرأسي للتبريد الإشعاعي ومعدل التغير في المناخ الدافئ" . مجلة المناخ . 35 (19): 6253-6265 . Bibcode : 2022JCli...35.2653H . doi : 10.1175/JCLI-D-21-0861.1 . تاريخ الاسترجاع: 1 سبتمبر 2024 .

[Goody-14] 1 2 ريتشارد إم. جودي؛ جيمس سي جي ووكر (1972). "درجات حرارة الغلاف الجوي" (ملف PDF) . الغلاف الجوي . برنتيس هول. مؤرشف من الأصل (ملف PDF) بتاريخ 2016-06-03.

[15] ويليامز، جاك. "فهم كثافة الهواء وتأثيراتها" . USAToday.com . تم الاطلاع عليه في 1 سبتمبر 2024 .

[16] "هل الهواء الرطب أثقل من الهواء الجاف؟" . howstuffworks . تم الاطلاع عليه في 1 سبتمبر 2024 .

[DLA-17] دانييلسون، إي دبليو؛ ليفين، جيه؛ أبرامز، إي (2002). علم الأرصاد الجوية . ماكجرو هيل للتعليم العالي. ISBN 9780072420722.

[18] "الستراتوسفير: نظرة عامة" . UCAR . تم الاسترجاع في 2016-05-02 .

[LL-19] لاندو وليفشيتز، ميكانيكا الموائع ، بيرغامون، 1979

[20] كيتل؛ كرومر (1980). "6" . الفيزياء الحرارية . دبليو إتش فريمان. ص 179. ISBN 978-0-7167-1088-2.المسألة 11

[21] "معدل التغير الحراري الجاف الأديباتي" . tpub.com. مؤرشف من الأصل بتاريخ 2016-06-03 . تم الاطلاع عليه بتاريخ 2016-05-02 .

[MLM-22] ميندر، جيه آر؛ موت، بي دبليو؛ لوندكويست، جيه دي (2010). "معدلات انخفاض درجة حرارة السطح فوق التضاريس المعقدة: دروس من جبال كاسكيد" . مجلة البحوث الجيوفيزيائية . 115 (D14): D14122. Bibcode : 2010JGRD..11514122M . doi : 10.1029/2009JD013493 .

[23] "معدل التدرج الحراري الأديباتي للتشبع" . مسرد المصطلحات . الجمعية الأمريكية للأرصاد الجوية.

[24] "نسبة الخلط" . مسرد المصطلحات . الجمعية الأمريكية للأرصاد الجوية.

[Whiteman-25] وايتمان، سي. ديفيد (2000). أرصاد الجبال: الأساسيات والتطبيقات . مطبعة جامعة أكسفورد. ISBN 978-0-19-513271-7.

[ThomasStamnes1999-26] توماس، غاري إي؛ ستامنس، كنوت (1999). انتقال الإشعاع في الغلاف الجوي والمحيط . مطبعة جامعة كامبريدج. ISBN 0-521-40124-0.

[hsch-27] شميثوسن، هولجر؛ نوثولت، جوستوس؛ كونيغ-لانغلو، جيرت؛ ليمكه، بيتر؛ يونغ، توماس (16 ديسمبر 2015). "كيف يؤدي ارتفاع _ثاني أكسيد الكربون إلى زيادة تأثير الاحتباس الحراري السلبي في القارة القطبية الجنوبية" . رسائل البحوث الجيوفيزيائية . 42 (23). doi : 10.1002/2015GL066749 . ISSN 0094-8276 . S2CID 131351000 .

[sejas-28] سيجاس، إس. أ.؛ تايلور، ب. س.؛ كاي، م. (2018). "كشف النقاب عن تأثير الاحتباس الحراري السلبي فوق هضبة أنتاركتيكا" . مجلة npj لعلوم المناخ والغلاف الجوي . 1 (17): 17. Bibcode : 2018npCAS...1...17S . doi : 10.1038/s41612-018-0031- y . PMC 7580794. PMID 33102742 .

[29] ماكسويل، جيه كليرك (1868). "الجزء الثاني والعشرون. حول النظرية الديناميكية للغازات". مجلة لندن وإدنبرة ودبلن الفلسفية ومجلة العلوم . 35 (236): 185-217 .

[SantiagoVisser19-30] سانتياغو، جيسيكا؛ فيسر، مات (2019). "تدرجات تولمان الحرارية في مجال الجاذبية". المجلة الأوروبية للفيزياء . 40 (25604): 025604. arXiv : 1803.04106 . Bibcode : 2019EJPh...40b5604S . doi : 10.1088/1361-6404/aaff1c .

[Tolman1930-31] تولمان، آر سي (1930). "حول وزن الحرارة والتوازن الحراري في النسبية العامة". مجلة الفيزياء 35 (8): 904. Bibcode : 1930PhRv...35..904T . doi : 10.1103/PhysRev.35.904 .

[ 1 ]

[ 2 ]

[ 3 ]

[ أ ]

[ 6 ]

[ 7 ]

[ 8 ]

[ 9 ]

[ 10 ]

[ 11 ]

[ 12 ]

[

[ 14 ]

[ 15 ]

[ 16 ]

[

[ 18 ]

[ 19 ]

20 ] يُعد

[ 21 ]

[ 22 ]

[ 23 ]

[ 24 ]

[ 25 ]

[ 26 ]

[ 27 ]

[ 28 ]

[ 29 ]

[ 30 ]

[ 4 ]

[ 5 ]

اللغة	العربية (RTL)
روابط موسوعية	30 رابطاً
المصدر الأصلي	ويكيبيديا ↗