1,487 matches
-
și a condensării vaporilor în atmosferă, suprafața terestră pierde căldura, iar atmosfera o primește. Cercetările ne arată că în cazul amestecului vertical și de condensare a vaporilor de apă, în troposferă se stabilesc gradienții apropiați de gradientul adiabatic umed. Mărimea gradientului variază în linii mari în funcție de temperatură și presiune. În straturile troposferei inferioare mărimea gradientului ' a variază în limite mari în funcție de temperatură și de presiune. În straturile troposferei inferioare mărimea gradientului ' a deci și a gradientului termic vertical , în medie
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
Cercetările ne arată că în cazul amestecului vertical și de condensare a vaporilor de apă, în troposferă se stabilesc gradienții apropiați de gradientul adiabatic umed. Mărimea gradientului variază în linii mari în funcție de temperatură și presiune. În straturile troposferei inferioare mărimea gradientului ' a variază în limite mari în funcție de temperatură și de presiune. În straturile troposferei inferioare mărimea gradientului ' a deci și a gradientului termic vertical , în medie este mai mic decât în straturile troposferei superioare. Prin măsurători s-a stabilit că
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
se stabilesc gradienții apropiați de gradientul adiabatic umed. Mărimea gradientului variază în linii mari în funcție de temperatură și presiune. În straturile troposferei inferioare mărimea gradientului ' a variază în limite mari în funcție de temperatură și de presiune. În straturile troposferei inferioare mărimea gradientului ' a deci și a gradientului termic vertical , în medie este mai mic decât în straturile troposferei superioare. Prin măsurători s-a stabilit că în troposferă se observă următoarele mărimi medii ale gradientului termic vertical: în troposfera inferioară sau în stratul
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
gradientul adiabatic umed. Mărimea gradientului variază în linii mari în funcție de temperatură și presiune. În straturile troposferei inferioare mărimea gradientului ' a variază în limite mari în funcție de temperatură și de presiune. În straturile troposferei inferioare mărimea gradientului ' a deci și a gradientului termic vertical , în medie este mai mic decât în straturile troposferei superioare. Prin măsurători s-a stabilit că în troposferă se observă următoarele mărimi medii ale gradientului termic vertical: în troposfera inferioară sau în stratul limită (de la suprafața terestră până la
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
și de presiune. În straturile troposferei inferioare mărimea gradientului ' a deci și a gradientului termic vertical , în medie este mai mic decât în straturile troposferei superioare. Prin măsurători s-a stabilit că în troposferă se observă următoarele mărimi medii ale gradientului termic vertical: în troposfera inferioară sau în stratul limită (de la suprafața terestră până la înălțimea de 1 - 1,5 km) 0,3 - 0,4 grade/100 m, în troposfera mijlocie (de la 1,5 până la 5 - 6 km) 0,5 - 0,6
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
3 - 0,4 grade/100 m, în troposfera mijlocie (de la 1,5 până la 5 - 6 km) 0,5 - 0,6 grade/100 m, și în troposfera superioară (de la 6 până la 8 - 9 km) 0,7 - 0,8 grade/100 m. Gradientul termic vertical variază (în timp și spațiu) în limite largi în troposfera inferioară și este mai stabil în timp în troposfera mijlocie și în special în cea superioară. Raționamentele de mai sus explică din punct de vedere calitativ repartiția medie
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
volumului particulei de aer. Astfel, dacă particula de aer urcă, atunci volumul ei crește, iar umezeala absolută (masa vaporilor de apă din 1 m3 de aer) scade. Din această cauză fluxul vaporilor de apă din atmosferă (Q) este proporțional cu gradientul umezelii specifice: este coeficientul de difuziune al vaporilor de apă, care are aceleași dimensiuni ca și coeficientul de turbulență K: [D] = [K] = cm2/sec. În lucrările teoretice se consideră că, coeficientul de difuziune turbulentă a vaporilor de apă este aproximativ
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
poate să dea loc la erori mari (până la aproximativ 100% sau chiar mai mari). Pentru a evita erorile atât de mari, Q0 trebuie determinat după datele obținute prin măsurarea umidității la mai multe înălțimi (patru-șase) după așa numitele măsurători de gradient. În caz că se măsoară simultan și viteza vântului la mai multe înălțimi, atunci, se determină parametrii m, k și , iar după aceea se întocmește un grafic, în care pe axele de coordonate se scriu ln și valorile măsurate ale lui S.
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
determinarea curentului turbulent după formula (3.1) adică ținându-se seama de semnul ”minus” din partea dreaptă, curentul orientat în sus, se consideră pozitiv, iar curentul orientat în jos negativ. De regulă, concentrația specifică scade odată cu creșterea înălțimii rezultă că gradientul vertical determinat ca șiz; va fi pozitiv în majoritatea cazurilor. Totodată dacă gradientul ar fi determinat caz atunci în cazul scăderii lui s odată cu înălțimea (ceea ce se observă), valoarea gradientului vertical ar fi negativă. În acest caz la întocmirea tabelelor
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
minus” din partea dreaptă, curentul orientat în sus, se consideră pozitiv, iar curentul orientat în jos negativ. De regulă, concentrația specifică scade odată cu creșterea înălțimii rezultă că gradientul vertical determinat ca șiz; va fi pozitiv în majoritatea cazurilor. Totodată dacă gradientul ar fi determinat caz atunci în cazul scăderii lui s odată cu înălțimea (ceea ce se observă), valoarea gradientului vertical ar fi negativă. În acest caz la întocmirea tabelelor, descrierilor la emisiunilor radio etc. ar trebui să se opereze cu valori negative
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
regulă, concentrația specifică scade odată cu creșterea înălțimii rezultă că gradientul vertical determinat ca șiz; va fi pozitiv în majoritatea cazurilor. Totodată dacă gradientul ar fi determinat caz atunci în cazul scăderii lui s odată cu înălțimea (ceea ce se observă), valoarea gradientului vertical ar fi negativă. În acest caz la întocmirea tabelelor, descrierilor la emisiunilor radio etc. ar trebui să se opereze cu valori negative, ceea ce este mai dificil, decât operațiunile cu valori pozitive. Valoarea coeficientului A și k în condițiile atmosferice
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
radio etc. ar trebui să se opereze cu valori negative, ceea ce este mai dificil, decât operațiunile cu valori pozitive. Valoarea coeficientului A și k în condițiile atmosferice variază mult atât timp cât și în spațiu. Coeficienții A și k depind de valoarea gradientului vertical al vitezei vântului, stabilirea termică a atmosferei (gradientul termic vertical) de proprietățile suprafeței terestre (asperitățile acesteia neomogenitatea termică etc.). Coeficientul schimbului turbulent și coeficientul de turbulență depind de mărimea devierii vectorului vitezei vântului de la valoarea sa medie (determinată prin
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
negative, ceea ce este mai dificil, decât operațiunile cu valori pozitive. Valoarea coeficientului A și k în condițiile atmosferice variază mult atât timp cât și în spațiu. Coeficienții A și k depind de valoarea gradientului vertical al vitezei vântului, stabilirea termică a atmosferei (gradientul termic vertical) de proprietățile suprafeței terestre (asperitățile acesteia neomogenitatea termică etc.). Coeficientul schimbului turbulent și coeficientul de turbulență depind de mărimea devierii vectorului vitezei vântului de la valoarea sa medie (determinată prin stabilirea ei pentru un oarecare interval de timp sau
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
cauză ia naștere curentul moleculelor de impurități (0). În cazul vaporilor de apă curentul molecular se datorește mișcării de agitație termică a însăși moleculelor de vapori. Curentul moleculelor de impurități și a vaporilor de apă este de asemenea proporțional cu gradientul concentrației specifice: Coeficientul D se numește coeficient de difuziune moleculară sau de schimb și este de aceiași mărime ca și k. Coeficientul de difuziune depinde de temperatură; valoarea acestuia la temperaturile 0 și de 200 C este egală cu 0
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
Concentrația particulelor de impurități de o mărime dată scade odată cu creșterea înălțimii cu atât mai încet, cu cât mai intens este dezvoltat amestecul turbulent (valori mari ale coeficientului k00). Intensitatea amestecului turbulent se mărește odată cu creșterea vitezei vântului și a gradientului vertical de temperatură (odată cu creșterea instabilității termice) precum și a asperității suprafeței terestre. În caz că schimbul turbulent este slab dezvoltat (vânt slab și stratificare inversiune, care se observă de cele mai multe ori noaptea, iar pe timp senin iarna atât noaptea, cât și ziua
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
produce distribuții verticale diferite. În cazul difuziei într-o coloană înaltă de aer, fiecare sort de molecule se află într-o distribuție de echilibru, în care driftul vertical al moleculelor sub acțiunea gravitației este contrabalansat de difuzia netă menținută de gradientul vertical de concentrație al particulelor respective, indiferent de specia moleculară. Moleculele mai grele vor difuza, tinzând spre un echilibru caracterizat printr-o scădere mai abruptă a concentrației decât în cazul moleculelor ușoare; în fapt, fiecare constituent molecular realizează o distribuție
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
praf, funingine, etc.) din aer, ale căror viteze de cădere în aerul nemișcat sunt mult inferioare vitezelor verticale tipice ale particulelor în aerul agitat. Particulele cu viteze de cădere mai mari tind să se acumuleze preponderent la altitudini mai joase, gradienții de concentrație crescând evident cu viteza de cădere a particulei și scăzând cu intensificarea agitației atmosferice. În fapt, situația seamănă mai degrabă cu distribuția speciilor gazoase în cazul echilibrului difuz, chiar dacă în raport cu moleculele de gaz se realizează un echilibru convectiv
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
aerul atmosferic în mișcare și suprafața Pământului. Grosimea acestui strat și structura sa verticală sunt direct determinate de distribuția verticală a temperaturii aerului în acest strat. Pentru a caracteriza mișcările convective ale aerului în acest strat, determinate de existența unor gradienți verticali de temperatură pozitivi, se folosește numărul lui Reyleigh. Acesta se exprimă prin raportul dintre forțele ascensionale, ce determină convecția, și forțele de viscozitate care se opun acestor mișcări. Pentru cazul 43 aerului, aflat între două plane orizontale și paralele
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
iar 0 este coeficientul molecular de schimb de căldură ( coeficientul de conductibilitate termică ). Partea inferioară a stratului atmosferic limită, ce vine în contact direct cu suprafața Pământului, se numește strat de suprafață. El se caracterizează prin valori relativ mari ale gradienților verticali ai mărimilor fizice ce caracterizează stratul. Structura verticală a stratului atmosferic limită este redată în fig.4. 1 Mișcarea turbulentă a aerului în stratului atmosferic limită determină apariția unui transport turbulent al unor mărimi ce caracterizează stratul. Acest transport
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
să aibă valori constante pe verticală cu excepția unei zone din apropierea solului unde turbulența este inhibată. În stratul limită instabil se disting trei zone pe verticală: a) Stratul de suprafață, având grosimea de câțiva zeci de metri, caracterizat de un gradient vertical al temperaturii medii mai mare decât gradientul adiabatic uscat și de o forfecare puternică a vitezei vântului. b) Stratul de amestec, situat deasupra stratului de suprafață, în care viteza vântului și temperatura potențială medie sunt constante. Se întinde până
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
zone din apropierea solului unde turbulența este inhibată. În stratul limită instabil se disting trei zone pe verticală: a) Stratul de suprafață, având grosimea de câțiva zeci de metri, caracterizat de un gradient vertical al temperaturii medii mai mare decât gradientul adiabatic uscat și de o forfecare puternică a vitezei vântului. b) Stratul de amestec, situat deasupra stratului de suprafață, în care viteza vântului și temperatura potențială medie sunt constante. Se întinde până aproape de o inversiune posibilă de temperatură ce se
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
deasupra, iar fluxul de căldură, la suprafață este orientat pe verticală în jos. Forțele ascensionale ce iau naștere tind să stingă turbulența de origine dinamică dacă ea există. Amestecarea aerului este neînsemnată. În zona stratului de suprafață există 46 un gradient vertical al temperaturii potențiale medii mai mic decât gradientul adiabatic uscat și se înregistrează o inversiune de temperatură deasupra stratului de suprafață. În acest caz vântul este slab în apropierea suprafeței, dar are un maxim pronunțat în zona vârfului inversiei
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
pe verticală în jos. Forțele ascensionale ce iau naștere tind să stingă turbulența de origine dinamică dacă ea există. Amestecarea aerului este neînsemnată. În zona stratului de suprafață există 46 un gradient vertical al temperaturii potențiale medii mai mic decât gradientul adiabatic uscat și se înregistrează o inversiune de temperatură deasupra stratului de suprafață. În acest caz vântul este slab în apropierea suprafeței, dar are un maxim pronunțat în zona vârfului inversiei de temperatură. Poluanții emiși de diferite surse, situate la
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
moleculară. Astfel, trebuie să existe o producție continuă de turbulență pentru ca energia cinetică turbulentă să rămână statistic staționară. Sursa principală a turbulenței în stratul limită depinde în mod decisiv de structura profilelor de vânt și temperatură din apropierea suprafeței Pământului. Dacă gradientul vertical al temperaturii este instabil, atunci turbulența în stratul limită este generată pe cale convectivă. Dacă acesta este stabil, atunci generarea turbulenței în stratul limită este datorată instabilității asociate cu forfecarea vântului. Rolul comparativ al acestor procese poate fi mai bine
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]
-
cinetică turbulentă. Acesta este pozitiv (negativ) prin mișcări care coboară (ridică) sistematic centrul de masă al atmosferei. Acesta are forma Producția de energie ascensională pozitivă apare atunci când există o încălzire la suprafață astfel încât în apropierea solului se dezvoltă un gradient vertical al temperaturii corespunzător unei stratificări instabile și poate apărea spontan o circulație convectivă. Așa cum este prezentat schematic în fig. 4.6, turbioanele convective au viteza verticală corelată pozitiv cu fluctuațiile temperaturii potențiale și astfel reprezintă o sursă de energie
ORDINE ȘI DEZORDINE ÎN SISTEME MACROSCOPICE by PARASCHIV DANIELA () [Corola-publishinghouse/Science/1776_a_3171]