हाइपोमेट्रिक समीकरण

हाइपोमेट्रिक समीकरण, जिसे मोटाई समीकरण के रूप में भी जाना जाता है, आभासी तापमान, गुरुत्वाकर्षण और कभी-कभी हवा के परत माध्य पर विचार करते हुए वायुमंडलीय दबाव अनुपात को वायुमंडलीय परत की समतुल्य मोटाई से संबंधित करता है। यह हाइड्रोस्टेटिक समीकरण और आदर्श गैस नियम से प्राप्त होता है।

हाइपोमेट्रिक समीकरण, जिसे मोटाई समीकरण के रूप में भी जाना जाता है, आभासी तापमान, गुरुत्वाकर्षण और कभी-कभी हवा के परत माध्य पर विचार करते हुए एक वायुमंडलीय दबाव अनुपात को वायुमंडलीय परत के समतुल्य मोटाई से संबंधित करता है। यह हाइड्रोस्टैटिक समीकरण और आदर्श गैस नियम से लिया गया है।

सूत्रीकरण

हाइपोमेट्रिक समीकरण के रूप में व्यक्त किया गया है:

$$h=z_{2}-z_{1}={\frac {R\cdot {\overline {T_{v}}}}{g}}\,\ln \left({\frac {p_{2}}{p_{1}}}\right),$$

कहाँ:

• $h$ = परत की मोटाई [m],
• $z$ = ज्यामितीय ऊँचाई [m],
• $R$ = शुष्क हवा के लिए विशिष्ट गैस स्थिरांक,
• ${\overline {T_{v}}}$ = केल्विन में औसत आभासी तापमान [K],
• $g$ = मानक गुरुत्वीय त्वरण [m/s²],
• $p$ = दबाव [Pascal (यूनिट)].

मौसम विज्ञान में, $p_{1}$ और $p_{2}$ विकट हैं: आइसोबैरिक सतहें। रेडियोसोंडे अवलोकन में, संदर्भ दबाव स्तर की ऊंचाई और बीच में औसत आभासी तापमान दिए जाने पर दबाव स्तर की ऊंचाई की गणना करने के लिए हाइपोमेट्रिक समीकरण का उपयोग किया जा सकता है। फिर, नई गणना की गई ऊंचाई को अगले स्तर की ऊंचाई की गणना करने के लिए एक नए संदर्भ स्तर के रूप में उपयोग किया जा सकता है, जिसके बीच में आभासी तापमान दिया गया है, और इसी तरह।

व्युत्पत्ति

हीड्रास्टाटिक समीकरण:

$p=\rho \cdot g\cdot z,$

कहाँ $\rho$ घनत्व [kg/m है³], द्रवस्थैतिक संतुलन के लिए समीकरण उत्पन्न करने के लिए प्रयोग किया जाता है, जिसे विभेदक (इनफिनिटिमल) रूप में लिखा जाता है:

$dp=-\rho \cdot g\cdot dz.$

यह आदर्श गैस कानून के साथ संयुक्त है:

$p=\rho \cdot R\cdot T_{v}$ खत्म करने के लिए $\rho$:

${\frac {\mathrm {d} p}{p}}={\frac {-g}{R\cdot T_{v}}}\,\mathrm {d} z.$

यह से एकीकृत है $z_{1}$ को $z_{2}$:

$\int _{p(z_{1})}^{p(z_{2})}{\frac {\mathrm {d} p}{p}}=\int _{z_{1}}^{z_{2}}{\frac {-g}{R\cdot T_{v}}}\,\mathrm {d} z.$

आर और जी जेड के साथ स्थिर हैं, इसलिए उन्हें अभिन्न के बाहर लाया जा सकता है। यदि तापमान z के साथ रैखिक रूप से भिन्न होता है (उदाहरण के लिए, z में एक छोटा परिवर्तन दिया जाता है), से प्रतिस्थापित करने पर इसे समाकल से बाहर भी लाया जा सकता है ${\overline {T_{v}}}$, के बीच औसत आभासी तापमान $z_{1}$ और $z_{2}$.

$\int _{p(z_{1})}^{p(z_{2})}{\frac {\mathrm {d} p}{p}}={\frac {-g}{R\cdot {\overline {T_{v}}}}}\int _{z_{1}}^{z_{2}}\,\mathrm {d} z.$

एकीकरण देता है

$\ln \left({\frac {p(z_{2})}{p(z_{1})}}\right)={\frac {-g}{R\cdot {\overline {T_{v}}}}}(z_{2}-z_{1}),$

को सरल बनाना

$\ln \left({\frac {p_{1}}{p_{2}}}\right)={\frac {g}{R\cdot {\overline {T_{v}}}}}(z_{2}-z_{1}).$

पुनर्व्यवस्थित:

$z_{2}-z_{1}={\frac {R\cdot {\overline {T_{v}}}}{g}}\ln \left({\frac {p_{1}}{p_{2}}}\right),$

या, प्राकृतिक लॉग को हटाना:

${\frac {p_{1}}{p_{2}}}=e^{{\frac {g}{R\cdot {\overline {T_{v}}}}}\cdot (z_{2}-z_{1})}.$

सुधार

Eötvös प्रभाव को हाइपोमेट्रिक समीकरण में सुधार के रूप में ध्यान में रखा जा सकता है। भौतिक रूप से, संदर्भ के एक फ्रेम का उपयोग करना जो पृथ्वी के साथ घूमता है, पूर्व की ओर बढ़ने वाला वायु द्रव्यमान प्रभावी रूप से कम होता है, जो दबाव के स्तर के बीच मोटाई में वृद्धि के अनुरूप होता है, और इसके विपरीत। सही हाइपोमेट्रिक समीकरण इस प्रकार है:

$$h=z_{2}-z_{1}={\frac {R\cdot {\overline {T_{v}}}}{g(1+A)}}\cdot \ln \left({\frac {p_{1}}{p_{2}}}\right),$$

जहां Eötvös प्रभाव के कारण सुधार, ए, को निम्नानुसार व्यक्त किया जा सकता है:

$$A=-{\frac {1}{g}}\left(2\Omega {\overline {u}}\cos \phi +{\frac {{\overline {u}}^{2}+{\overline {v}}^{2}}{r}}\right),$$

कहाँ

• $\Omega$ = पृथ्वी के घूमने की दर,
• $\phi$ = अक्षांश,
• $r$ = पृथ्वी के केंद्र से वायु द्रव्यमान की दूरी,
• ${\overline {u}}$ = अनुदैर्ध्य दिशा (पूर्व-पश्चिम) में औसत वेग, और
• ${\overline {v}}$ = अक्षांशीय दिशा (उत्तर-दक्षिण) में माध्य वेग।

यह सुधार उष्णकटिबंधीय बड़े पैमाने पर वायुमंडलीय गति में काफी है।

यह भी देखें

• बैरोमेट्रिक सूत्र
• कार्यक्षेत्र दबाव भिन्नता