Monsoon variabilities

ശാസ്ത്ര സാഹിത്യ പരിഷത്തിന്റെ ലൂക്ക എന്ന ഓൺലൈൻ മാഗസിനിൽ പബ്ലിഷ് ചെയ്ത ആർട്ടിക്കിൾ.


നമുക്ക് മൺസൂൺ എന്നാൽ മഴക്കാലമാണ്. പ്രത്യേകിച്ച് , ജൂൺ മുതൽ ഒക്ടോബർ വരെ നീണ്ടുനിൽക്കുന്ന തെക്കുപടിഞ്ഞാറൻ മൺസൂൺ. എല്ലാ വർഷവും ഏതാണ്ട് കൃത്യസമയം പാലിച്ച്, ജൂൺ ഒന്നാം തിയത്തിയോടെ കേരളത്തിൽ തുടക്കം കുറിക്കാറുണ്ടെങ്കിലും ഈ കാലയളവിൽ ലഭിക്കുന്ന മഴയിൽ വർഷം തോറും പ്രകടമായ വ്യത്യാസങ്ങൾ കാണാറുണ്ട്. ഇതിന്റെ പ്രധാന കാരണം, മൺസൂൺ എന്ന പ്രതിഭാസത്തിന്റെ സങ്കീർണ്ണതകൾ തന്നെയാണ്.
തുടർന്ന് ഇവിടെ വായിക്കുക

Advertisements

Break-down of Single Hadley Cell into 3 Cells – General Circulation Part 2

Hadley propose ചെയ്ത Equator to pole single cell meridional circulation എങ്ങനെയാണ് break ചെയ്ത് 3 individual cells ആയി മാറിയത് ?

പണ്ടുപണ്ട്, അതായത്, ഏതാണ്ട് പതിനഞ്ചാം നൂറ്റാണ്ടുകളിൽ, കടൽ യാത്രകൾ പൂർണ്ണമായും കാറ്റിന്റെ ഗതിയാനുസരിച്ചായിരുന്നുവല്ലോ. അതിനാൽ, കാറ്റിന്റെ ദിശയെക്കുറിച്ച്‌ യാത്രികർക്ക് കൃത്യമായ ധാരണയുണ്ടായിരുന്നു. പാശ്ചാത്യ രാജ്യങ്ങളിൽനിന്നുള്ളവർ (from mid-latitude region) westerly wind നെ ആശ്രയിച്ചായിരുന്നു യാത്രകൾ ക്രമപ്പെടുതിയിരുന്നത്. പക്ഷെ, അപ്രതീക്ഷിതമായി equatorial region ലേക്ക് യാത്രചെയ്തുവന്ന പാശ്ചാത്യർ ഒന്നമ്പരന്നുപൊയി. കാരണം ? Tropical region ലെ easterly trade winds തന്നെ കാരണം. അവർ ധരിച്ചുവച്ചത്, (mid-latitudes ൽ prevailing wind pattern westerly ആയതിനാൽ ) ഭൂമിയിൽ എല്ലായിടത്തും wind, westerly ആയിരിക്കും എന്നാവും. പക്ഷെ, mid-latitude region ൽ കാറ്റ് കിഴക്കൊട്ടുവീശുമ്പോൾ, equatorial region ൽ പടിഞ്ഞാറേക്ക് വീശുന്നു. ആകെ കണ്‍ഫൂഷനായല്ലോ….. ഇതെന്തടെയ് ഇങ്ങനെ ??

വളരെയധികം കാലം ഇതിന്റെ ചുരുളഴിയാതെ തന്നെ കിടന്നു. പിന്നീടാണ് atmosphere ൽ ഒരു circulation pattern ഉണ്ടെന്നരീതിയിലുള്ള ചിന്തകൾ വന്നുതുടങ്ങിയത്. കൃത്യമായി പറഞ്ഞാൽ, 1676 ൽ എഡ്മണ്ട് ഹാലിയാണ് (Edmund Halley) ഔദ്യോഗികമായി ഇത്തരം പഠനങ്ങൾക്ക് തുടക്കം കുറിച്ചത് എന്ന് പറയപ്പെടുന്നു (ഹാലി എന്നുകേട്ട് സംശയിക്കണ്ടാ, ഹാലിയുടെ വാൽനക്ഷത്രം എന്ന് കേട്ടിട്ടില്ലേ, മൂപ്പരുതന്നെയാണ് ഈ ഹാലിയും 😉 ). അതായത്, ഹാലിയാണ് ഒരു closed – cell type circulation വിഭാവനം ചെയ്തത്. അദ്ദേഹത്തിന്റെ അഭിപ്രായത്തിൽ, tropical region ൽ solar heating കൂടുതലായതിനാൽ, air ന്റെ density കുറയുകയും, മുകളിലേക്ക് പോവുകയും ചെയ്യും. അങ്ങിനെ മുകളിലേക്ക് പോകുന്ന air നെ mid-latitude ൽ നിന്നുള്ള air replace ചെയ്യുന്നു. പക്ഷെ, പുള്ളിക്ക്, പല കാര്യങ്ങളും കൃത്യമായി വിശദീകരിക്കാൻ കഴിയാതെവന്നു (like, existence of easterly trade winds etc.). ഹാലി തുടങ്ങിവച്ച ആശയം, പിന്നീട് ജോർജ്ജ് ഹാഡ്ലി (George Hadley) ഒന്നുമിനുക്കിയെടുത്തു. 1735 ൽ ഹാഡ്ലി, ഹാലിയുടെ പഴയ തിയറി അല്പ്പം പരിഷ്കരിച്ച് അവതരിപ്പിച്ചു. പുള്ളിയും, equator to pole, ഒരൊറ്റ, single cell circulation ആണ് വിഭാവനം ചെയ്തത് (താഴെ ചേർത്തിരിക്കുന്ന ചിത്രം കാണുക).

hadley_cell1                                (Source: http://www.seas.harvard.edu)
പക്ഷെ, ഈ തിയറിയും, mid-latitudes ലെ westerly wind pattern explain ചെയ്യുന്നതിൽ പരാജയപ്പെട്ടു. എങ്കിലും atmospheric circulation ൽ, earth ന്റെ rotation നുള്ള role അദ്ദേഹം തിരിച്ചറിഞ്ഞിരുന്നു.

പിന്നീട്, പത്തൊമ്പതാം നൂറ്റാണ്ടിൽ, ഹാഡ്ലിയുടെ തിയറി കൂടുതൽ പരിഷ്കരിക്കപ്പെട്ടു. അങ്ങനെ, കൂടുതൽ റിയലിസ്റ്റിക്കായ tri-cell തിയറി രൂപപ്പെട്ടു. Hadley വിഭാവനം ചെയ്ത equator to pole, ഒരൊറ്റ, single cell നു പകരം, 3 individual, closed cells ആണുള്ളത് എന്നായിരുന്നു ഈ തിയറി മുന്നോട്ടുവച്ച പ്രധാന ആശയം. എന്താണ് ഈ tri-cell circulation എന്ന് അല്പം വിശദമായി പരിശോധിക്കാം.

Tri-cell model ഉം അടിസ്ഥാനപരമായി, Hadley യുടെ തിയറിയിൽ നിന്നുതന്നെയാണല്ലോ വരുന്നത്. Hadley യുടെ model അനുസരിച്ച്, tropical region ൽ solar heating കൂടുതൽ ആയതിനാൽ, അവിടെയുള്ള air parcel, temperature കൂടി, density കുറഞ്ഞ് മുകളിലേക്ക് പോകുന്നു. ഇങ്ങനെ മുകളിലേക്ക് പോകുന്ന air, നേരെ polar region ലേക്ക് പോയി, അവിടെ descend ചെയ്യുന്നു, ie, an ascending branch near the equator and a descending branch near the poles (ചിത്രം കാണുക).

hadley_cell2

(Source: www.geog.ucsb.edu)

രണ്ടു hemisphere ൽ നിന്നും tropics ലേക്ക് converge ചെയ്യുന്ന air mass, ഭൂമിയുടെ rotation മൂലമുള്ള കൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സ് കാരണം deflect ചെയ്യപ്പെടുന്നു. Northern hemisphere ൽ equator ലേക്ക് നീങ്ങുന്ന surface winds, right ലേക്ക് deflect ചെയ്ത് north-easterly യും southern hemisphere ൽ surface winds left ലേക്ക് deflect ചെയ്ത് south-easterly യും ആയി മാറുന്നു. ഭൂമിയുടെ Rotation കാരണം air massന് ഉണ്ടാകുന്ന ഈ deflection ആണ് easterly trade winds ഉണ്ടാവാൻ കാരണമെന്ന് Hadley വിശദീകരിച്ചിരുന്നു (which is true). ഇങ്ങനെ രണ്ടു hemisphere ൽ നിന്നും വരുന്ന air mass മുകളിൽ ചെന്ന് diverge ചെയ്യുന്നു.

hadley_vertical

ഈ diverging ബ്രാഞ്ച് നേരെ pole ലേക്ക് നീങ്ങുകയും, അവിടെ descend ചെയ്യുമെന്നാണല്ലോ Hadley പറഞ്ഞത്. പക്ഷെ ഇവിടെ, അതായത് equator to pole ഒരൊറ്റ സെൽ എന്ന ആശയത്തിന്, ചില പ്രശ്നങ്ങളുണ്ട്. നമ്മുടെ ഭൂമി rotate ചെയ്യുകയാണല്ലോ. അതിനാൽ തന്നെ, earth ൽ ഉള്ള എല്ലാവിധ വസ്തുക്കൾക്കും ഒരു കൃത്യമായ angular momentum ഉണ്ട് (which increase towards equator, ie, with radius of rotation). ഈ angular momentum ഒരു conserved quantity ആണ്. Angular momentum conservation നെക്കുറിച്ചും, കൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സ് നെക്കുറിച്ചും വളരെ വിശദമായി ഇതിനു മുന്പ് എഴുതിയിരുന്നത് ഓർക്കുമല്ലോ (ഇവിടെ ക്ലിക്ക് ചെയ്യുക). Angular momentum conservation പ്രകാരം, equator ൽ വളരെ സാവധാനം rotate ചെയ്യുന്ന ഒരു air parcel ന് 10 യൂണിറ്റ് angular momentum ഉണ്ടെന്നു കരുതുക. ഈ air parcel ന് ഭൂമിയിൽ എവിടെ പോയാലും ഇതേ angular momentum conserve ചെയ്യേണ്ടതുണ്ട്. Recall that, angular momentum is a function of square of radius of rotation and angular velocity. അപ്പോൾ, pole ലേക്ക് പോകുന്ന ഒരു air mass ന്‌, radius of rotation കുറയുന്നതുകൊണ്ട് angular momentum conserve ചെയ്യാൻ വേണ്ടി velocity കൂട്ടേണ്ടിവരും. ഈ velocity pole എത്തുമ്പോഴേക്കും unrealistically high value ആയി മാറും. ഇത് dynamically അനുവദനീയമല്ല. അതുകൊണ്ട്, mid latitude ൽ എത്തുമ്പോൾ first dynamical breakdown സംഭവിക്കുന്നു. ഇതേ രീതിയിൽ, mid-latitude ൽ നിന്ന് pole ലേക്ക് പോകുന്ന air parcel ന്‌ ഏതാണ്ട്, 60 ഡിഗ്രി എത്തുമ്പോൾ അടുത്ത break down സംഭവിക്കും. അങ്ങനെ, ഹാഡ്ലി വിഭാവനം ചെയ്ത equator-pole സിംഗിൾ സെൽ break ചെയ്ത് 3 separate സെൽ ആയി മാറുന്നു (Hadley, Ferrel and polar cell).

circulationSource: Essentials of Meteorology – Donald Ahrens

അതായത്, ഭൂമിയുടെ rate of rotation ആണ് Hadley പറഞ്ഞതുപോലെ ഒരു ഒറ്റ equator-pole cell നിലനില്ക്കാൻ അനുവദിക്കാത്തത്. എന്നാൽ Venus ന്റെ rate of rotation നമ്മുടെതിലും കുറവാണ് അതുകൊണ്ട് ഇത്തരം ഒരു dynamical break-down അവിടെ സംഭവിക്കുന്നില്ല. അതുകൊണ്ടാണ് Venus ന്റെ meridional circulation, equator-pole, ഒരു single cell ആയി നില്ക്കുന്നത്.

Bibliography

Atmospheric Science – Wallace and Hobbs

An Introduction to Dynamic Meteorolgy – J R Holton

Atmosphere Ocean Dynamics – A E Gill

 

Virtual Temperature and Equivalent Temperature

​രണ്ടു കണ്ടെയ്നറിൽ ഒരേ അളവിൽ, ഒരേ temperature ലും pressure ലും ഉള്ള ഡ്രൈ എയറും മോയിസ്റ്റ് എയറും എടുക്കുക. ഏതിനാവും ഡെൻസിറ്റി കൂടുതൽ ? മോയിസ്റ്റ് എയറിന് ആകുമോ ? നോക്കാം…. 🙂

രണ്ടിലും 100 യൂണിറ്റ് എയർ ആണെടുത്തിരിക്കുന്നത് എന്ന് കരുതുക. സാധാരണഗതിയിൽ നോർമൽ എയറിൽ ഏതാണ്ട് 78% നൈട്രജനും 21% ഓക്സിജനും ആണല്ലോ. ബാക്കി 1% പല ട്രേസ് ഗാസുകളും. ഇത് ഡ്രൈ എയറിന്റെ കാര്യം. ഇതിൽ നൈട്രജന്റെ മോളിക്യൂളിന്റെ മോളിക്കുലാർ മാസ് 28 g/mols ഉം ഓക്സിജന്റെത് 32 g/mols ഉം ആണ്. പക്ഷെ വാട്ടർ മോളിക്യൂളിന്റെ മോളിക്കുലാർ മാസ്18 g/mols ഉം. അതായത്, നൈട്രജനേയും ഒക്സിജനേയും അപേക്ഷിച്ച്, വാട്ടർ മോളിക്യൂളിന്റെ മോളിക്കുലാർ മാസ് വളരെ കുറവാണ്. ഈ ഡ്രൈ എയറിലേക്ക് കുറച്ച് വാട്ടർ മോളിക്യൂൾ കയറിക്കൂടുമ്പോൾ ആണല്ലോ മോയിസ്റ്റ് എയർ ആയിമാറുന്നത്. അതായത്, കൂടുതൽ മാസ്സുള്ള നൈട്രജൻ മോളിക്യൂളിനെയോ, ഓക്സിജൻ മോളിക്യൂളിനെയോ തള്ളിമാറ്റിയാണ്, അവരിരുന്ന സ്ഥാനത്തേക്ക് വാട്ടർ മോളിക്യൂൾ സ്ഥാനം പിടിക്കുന്നത്. അതുകൊണ്ടുതന്നെ, ഒരേ temperature ലും pressure ലും ഉള്ള ഡ്രൈ എയറും മോയിസ്റ്റ് എയറും എടുത്താൽ ഡ്രൈ എയറിനാവും ഡെൻസിറ്റി കൂടുതൽ.

ഇനി virtual temperature എന്താണെന്ന് നോക്കാം.
ഡ്രൈ എയറാണ് മോയിസ്റ്റ് എയറിലും ഡെൻസർ എന്ന് കണ്ടുവല്ലോ. ഇനി, ഡെൻസർ ആയിട്ടുള്ള ഡ്രൈ എയറിനെ ഒന്ന് ചൂടാക്കിയാലോ ? എന്ത് സംഭവിക്കും ? സ്വാഭാവികമായും ഡെൻസിറ്റി കുറയും. ഇങ്ങനെ ഡെൻസിറ്റി കുറഞ്ഞു കുറഞ്ഞ് ഒരു പ്രത്യേക temperature എത്തുമ്പോൾ ഈ ഡെൻസിറ്റി മോയിസ്റ്റ് എയറിന്റെ ഡെൻസിറ്റിക്ക് തുല്യമാകും. അതായത്, ഒരേ temperature ലും pressure ലും ഉള്ള ഒരു dry air parcel ഉം moist air parcel ഉം എടുക്കുന്നു. നേരത്തെ സൂചിപ്പിച്ചതുപോലെ, ഇതിൽ dry parcel ആണ് denser. ഇനി, dry air parcel ന്റെ density moist parcel ന്റെ density ക്ക് equal ആവുന്നതുവരെ, dry air ന്റെ temperature കൂട്ടുന്നു. ഏതു temperature ൽ ആണോ രണ്ടു parcel ന്റെയും density same ആകുന്നത്, ആ temperature നെയാണ് virtual temperature എന്ന് പറയുന്നത്.

ആ സ്ഥിതിയ്ക്ക്, ഒരു parcel ന്റെ virtual temperature കൂടുതലാണ് അല്ലെങ്കിൽ കുറവാണ്, എന്ന് പറഞ്ഞാൽ എന്താണ് ഉദ്ദേശിക്കുന്നത് ? Dry ആയ ഒരു parcel ലേക്ക് താരതമ്യേന lighter ആയ water molecule കൂടുതൽ കയറുംതോറും, parcel ന്റെ density കുറഞ്ഞു വരുമല്ലോ. അതായത്, കൂടുതൽ moist ആകും തോറും ആ parcel ന്റെ density കുറഞ്ഞു വരും. അപ്പോൾ, ഈ കുറഞ്ഞ density എത്തിക്കണം എങ്കിൽ pure dry parcel നെ അത്ര കൂടുതൽ ചൂടാക്കണം. അഥവാ, ഒരു parcel ന്റെ virtual temperature കൂടുതൽ ആണെങ്കിൽ അവിടെ moisture content കൂടുതൽ ആയിരിക്കുമെന്ന് പറയാം. (ie, more the virtual temperature more will be the humidity :))

ഇനി എന്താണ് equivalent temperature എന്ന് നോക്കാം.
900 hPa ലുള്ള ഒരു air parcel നെ adiabatic ആയി lift ചെയ്യുക. Parcel ൽ കുറച്ചു moisture content ഉണ്ടെന്നു കരുതുക. മുകളിലേയ്ക്ക് പോകുംതോറും അതിലുള്ള water vapour condense ചെയ്യാൻ തുടങ്ങും. ഇങ്ങനെ condense ചെയ്യുന്ന water നെ പുറത്തേക്കുപോകാൻ അനുവദിക്കുക. ഇത്തരം process നെയാണല്ലോ നമ്മൾ pseudo adiabatic process എന്ന് വിളിക്കുന്നത്‌ (കൂടുതൽ അറിയാൻ ഇവിടെ ക്ലിക്ക് ചെയ്യക). ഇതിങ്ങനെ തുടർന്നാൽ, ഏതാനും സമയം കഴിയുമ്പോൾ parcel ൽ ഉണ്ടായിരുന്ന മുഴുവൻ water content ഉം condense ചെയ്ത് പുറത്തേക്ക് പോകും – അതായത് ഒരു പ്രത്യേക height എത്തുമ്പോൾ moist parcel പൂർണ്ണമായും dry ആയി മാറും. ഇനി, ആ height ൽ നിന്ന് ഈ parcel നെ initial pressure ലേക്ക് കൊണ്ടുവരുക, അതായത് 900 hPa ലേക്ക്. തിരിച്ച്, 900 hPa ൽ എത്തുമ്പോൾ parcel നു ഉണ്ടാവുന്ന temperature ആണ് equivalent temperature. ഇവിടെ പാർസൽ Lifting Condensation Level (LCL) എത്തുന്നതുവരെ dry adiabatic ആയി ആവും പോകുന്നത്. പിന്നീട് അങ്ങോട്ട്‌, മുഴുവൻ water vapour ഉം condense ചെയ്ത് പുറത്തേക്ക് പോകുന്നതുവരെ process saturated adiabatic ആയിരിക്കും. പിന്നീട്, തിരിച്ച് കൊണ്ടുവരുമ്പോഴോ ? parcel completely dry ആണല്ലോ, അതുകൊണ്ട് process dry adiabatic compression ആയിരിക്കും. അതായത്, LCL വരെ cooling @ dry adiabatic lapse rate, പിന്നെ, cooling @ saturated adiabatic lapse rate അവസാനം, warming @ dry adiabatic lapse rate. ഇനി ഒരു example നോക്കാം.
ഒരു moist parcel നെ മുകളിൽ പറഞ്ഞതുപോലെ ചെയ്യുകയാണെന്ന് കരുതുക. ആദ്യം അതിനെ dry adiabatic ആയി ഉയർത്തുന്നു. 1.5 km എത്തിയപ്പോൾ LCL ആയി എന്നുകരുതുക. പിന്നീട്, 6 km എത്തിയപ്പോൾ parcel ലെ മുഴുവൻ water content ഉം പുറത്തേക്കു പോയി തീർന്നു എന്ന് വിചാരിക്കുക. പിന്നീട് ഇതിനെ താഴേക്കു കൊണ്ടുവരുന്നു. നേരത്തെ സൂചിപ്പിച്ചതുപോലെ ആദ്യത്തെ 1.5 km parcel നു cooling സംഭവിക്കും @ DALR (=10 K/km) പിന്നീട് അടുത്ത 4.5 km ൽ വീണ്ടും cooling @ SALR (say 5 K/km). പിന്നെ തിരിച്ചു താഴേക്ക് 6 km, warming @ DARL (=10 K/km). അപ്പോൾ തിരിച്ചു എത്തുന്ന parcel നു ആദ്യം ഉണ്ടായതിലും temperature കൂടുതൽ ആയിരിക്കുമോ അതോ കുറവായിരിക്കുമോ ? നോക്കാം. ആദ്യം temperature 30 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസ് ആണെന്ന് കരുതുക. മുകളിൽ എത്തുമ്പോൾ, temperature = 30-1.5 x 10 – 4.5 x 5 = -7.5 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസ്. ഇനി ഈ -7.5 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസ് temperature ഉള്ള parcel നെ താഴേക്ക് കൊണ്ടുവരുന്നു. താഴെ എത്തുമ്പോൾ temperature = -7.5 + 6 x 10 = 52.5 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസ്!!!

അതായത്, 30 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസ് ഉണ്ടായിരുന്ന ഒരു moist parcel നെ മുകളിൽ കൊണ്ടുപോയി, water content മുഴുവൻ condense ചെയ്യിപ്പിച്ച് പുറത്തേക്ക് കളഞ്ഞ്, തിരിച്ച് initial position ലേക്ക് കൊണ്ടുവന്നപ്പോൾ അതിന്റെ temperature 52.5 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസ്. ഇതാണ് ആ parcel ന്റെ equivalent temperature. ഇനി initial position ലേക്ക് തിരിച്ചു കൊണ്ടുവരുന്നതിനു പകരം, standard level ആയ 1000 hPa ലേക്കാണ് parcel നെ കൊണ്ടുവരുന്നത് എങ്കിൽ അപ്പോൾ ഉണ്ടാകുന്ന temperature ആണ് equivalent potential temperature.

Parcel ലെ water content കൂടുന്നത് അനുസരിച്ച്, അതിനെ completely dry ആക്കണമെങ്കിൽ കൂടുതൽ ഉയരത്തിലേക്ക് കൊണ്ടുപോകേണ്ടി വരും. അപ്പോൾ അതനുസരിച്ച്, തിരിച്ചു വരുന്ന parcel ന്റെ temperature കൂടുകയും ചെയ്യും. അതുകൊണ്ട്, equivalent temperature എന്നത് moisture content ന്റെ ഒരു measure ആയി എടുക്കാം. More the equivalent temperature, more will be the moisture content.

 

Further reading:

Atmospheric Science: An Introductory Survey – Wallace and Hobbs

General Circulation Part 1

 

ഒരു കമ്പനിയിലെ രണ്ടുപേർ. ഒരാൾക്ക്‌ ദിവസം 250 രൂപയും മറ്റെയാൾക്ക് 1000 രൂപയും ശമ്പളം. പക്ഷെ ദിവസച്ചെലവ് രണ്ടുപേർക്കും ഏതാണ്ട് 500 രൂപയും. ഈ അവസ്ഥയിൽ മുന്നോട്ടുപോയാൽ അധികം വൈകാതെ ഒരാൾ പാപ്പരാവുകയും മറ്റൊരാളുടെ കൈയിൽ പണം കുമിഞ്ഞുകൂടുകയും ചെയ്യും. എന്നാൽ ഏറെ വർഷങ്ങൾ കഴിഞ്ഞിട്ടും ഇത്തരം ഒരു അവസ്ഥയുണ്ടാകുന്നില്ല എങ്കിൽ (അതായത്, കുറേ നാളുകഴിഞ്ഞിട്ടും ഒരാൾ പാപ്പരാവുകയോ, മറ്റെയാളുടെ കൈയിൽ പണം കുന്നുകൂടുകയോ ചെയ്യുന്നില്ല എങ്കിൽ), അതിന്റെ കാരണം എന്താകും ?

ഒരു പ്രധാന സാധ്യത, പണം കൂടുതൽ കിട്ടുന്നയാൾ തനിക്കുകിട്ടുന്നതിന്റെ ഒരു വിഹിതം, പണം കുറവുള്ളയാൾക്ക്‌ കൊടുക്കുന്നുണ്ടാവാം (അയാൾക്ക്‌ ജീവിച്ചുപോകാനുള്ളത്)

.ഇതുതന്നെയല്ലേ, ഭൂമിയുടെ കാര്യത്തിലും സംഭവിക്കുന്നത്‌ ? Polar regions നെ അപേക്ഷിച്ച്, tropical regions ൽ അധികം solar energy ലഭിക്കുന്നുണ്ടല്ലോ. incoming solar radiation ന്റെ ഭൂരിഭാഗവും ഭൂമി absorb ചെയ്യുകയും, പിന്നീട് longwave ആയി radiate ചെയ്യുകയും ചെയ്യുന്നു. ഇനി താഴെ ചേർത്തിരിക്കുന്ന ചിത്രം ശ്രദ്ധിയ്ക്കുക.

 .

.                          heat_bdgt

.

Latitude അനുസരിച്ച് incoming solar radiation ന്റെയും outgoing longwave radiation ന്റെയും distribution വ്യത്യാസപ്പെട്ടിരിക്കുന്നത് ചിത്രത്തിൽ നിന്നും വ്യക്തമാണല്ലോ. Tropical region longwave ആയി നഷ്ടപ്പെടുന്നതിലും കൂടുതൽ എനർജി shortwave ആയി ലഭിക്കുന്നുണ്ട്. എന്നാൽ, higher latitudes ലേക്ക് പോകുമ്പോൾ ഇതിനു കാര്യമായ വ്യത്യാസം വരുന്നു. 45 ഡിഗ്രി കഴിയുന്നതോടെ, shortwave ആയി ലഭിക്കുന്ന എനർജിയിലും അധികം longwave ആയി നഷ്ടപ്പെടുന്നു. ഇങ്ങനെ,ചിത്രത്തിലേതുപോലെ tropics, heat surplus area ആയും polar region, heat deficit area ആയും മാറുന്നു. എന്നാൽ ഈ അവസ്ഥ തുടർന്നാൽ, മുന്പ് സൂചിപ്പിച്ചതുപോലെ tropical temperature വളരെ കൂടിവരേണ്ടതും polar temperature വളരെ കുറഞ്ഞുവരേണ്ടതുമാണല്ലോ. എന്നാൽ ഇങ്ങനെ സംഭവിക്കുന്നില്ല. കാരണം ? അതെ, ഒരു നാച്ചുറൽ സോഷ്യലിസം ഇവിടെയുമുണ്ട്.അതായത്, tropical region ൽ കൂടുതലായി ലഭിയ്ക്കുന്ന heat energy, polar region ലേക്ക് transport ചെയ്യപ്പെടുന്നു (a meridional transport of heat energy). ഈ ട്രാൻസ്പോർട്ട് സർവീസ് നടതുന്നത് atmosphere ഉം ocean ഉം ചേർന്നാണ്. Basically this transport constitutes the general circulation.

.ജനറൽ സർക്കുലേഷൻ ഡിഫൈൻ ചെയ്യുന്നത് totality of global atmospheric and oceanic flow എന്നാണ്. Atmospheric general circulation ഉം oceanic general circulation ഉം പ്രത്യേകമായിട്ടാണ് പരിഗണിയ്ക്കുന്നത്. ഇവർ രണ്ടുപേരും ചേർന്നാണ് മെറിഡിയണൽ ഹീറ്റ് ട്രാൻസ്പോർട്ട് എന്ന ജോലി ചെയ്യുന്നതെങ്കിലും, ആകെ ട്രാൻസ്പോർട്ടിന്റെ ഏതാണ്ട് 70% ഉം atmosphere ആണ് ചെയ്യുന്നതെന്നാണ് പഠനങ്ങൾ കാണിയ്ക്കുന്നത് (Fasullo and Trenberth, 2008). താഴെ ചേർത്തിരിയ്ക്കുന്ന ചിത്രം കാണുക.

.

heat_trnsprt

.

ലാറ്റിട്യൂഡ് അനുസരിച്ച് ocean ന്റെയും atmosphere ന്റെയും poleward heat transport ആണ് ചിത്രത്തിൽ കാണിച്ചിരിക്കുന്നത്. ഇക്വേറ്ററിനടുത്ത്‌ oceanic contribution ഉം atmospheric contribution ഉം ഏതാണ്ട് ഒരേ അളവിലാണ്. പക്ഷെ, 30 ഡിഗ്രി കഴിയുന്നതോടെ ആകെ ട്രാൻസ്പോർട്ടിന്റെ ഏതാണ്ട് 90% atmospheric contribution ആണ്. Tropics ന് അപ്പുറം നിരന്തരമുണ്ടാകുന്ന atmospheric eddies (mid-latitude eddies) ആണ് ഇത്രയധികം ഹീറ്റ് ട്രാൻസ്പോർട്ടിനുകാരണമായി പറയുന്നത്.

.ഇനി, ഇതുമായി ബന്ധപ്പെട്ടുകിടക്കുന്ന മറ്റൊരു കണ്‍സെപ്ട്ടാണ് ocean – atmosphere heat engine. എന്താണ് ഒരു heat engine ? ഹീറ്റ് എനർജിയെ മെക്കാനിക്കൽ വർക്ക് ആക്കി മാറ്റുന്ന ഒരു സംവിധാനം. Ocean-Atmosphere സിസ്റ്റത്തിന്റെ കേസിലും അതുതന്നെയല്ലേ സംഭവിക്കുന്നത് ? Temperature കൂടിയ tropics (source) ൽ നിന്നും temperature കുറഞ്ഞ polar region (sink) ലേക്ക് heat energy transport ചെയ്യപ്പെടുന്നു. ഇതിൽ വളരെ കുറച്ച് മാത്രം എനർജി, വർക്ക്‌ ആയി convert ചെയ്യപ്പെടുകയും, ഈ വർക്ക് ocean – atmosphere circulation maintain ചെയ്യാൻ ഉപയോഗിക്കുകയും ചെയ്യുന്നു.

നമുക്കറിയാം, ഒരു ഹീറ്റ് എഞ്ചിന്റെ efficiency source ന്റെയും sink ന്റെയും temperature നെ ആശ്രയിച്ചാണിരിയ്ക്കുന്നത്.

.                                                                         Efficiency = 1 – Tsink/Tsource

.അതായത്, sink ന്റെ temperature ഉം source ന്റെ temperature ഉം തമ്മിലുള്ള difference കൂടുന്നത് അനുസരിച്ച് efficiency കൂടും. പക്ഷെ, tropics ഉം polar region ഉം തമ്മിലുള്ള temperature difference വളരെ കുറവായതിനാൽ, efficiency വളരെ കുറവാണ്. ഉദാഹരണത്തിന്, tropics ലെ temperature 303 K ഉം polar region temperature 273 K ഉം ആയാൽ, efficiency എത്രയാ ?

                                           1- 273/303 = 1-0.8722 = 12.78%

.ഇങ്ങനെ നോക്കിയാൽ, ocean-atmosphere ഹീറ്റ് എഞ്ചിൻ efficiency വളരെകുറഞ്ഞ ഒരു എഞ്ചിൻ തന്നെ !!!

.

.References:

.

Peixoto and Oort – Physics of Climate, 1997

Fasullo and Trenberth, 2008 – The Annual Cycle of the Energy Budget. Part II: Meridional Structures and Poleward Transports, Journal of Climate
.​
Arnaud Czaja, John Marshall, 2006, The Partitioning of Poleward Heat Transport between the Atmosphere and Ocean, Journal of Atmospheric Science

 

Geostrophic Balance

എന്താണ് Geostrophic Balance ?

.

ജിയോഫിസിക്കൽ ഫ്ലൂയിഡിന്റെ കേസിൽ geostrophic balance, gradient balance എന്നിങ്ങനെ പലതരം ബാലൻസുകൾ നമുക്ക് പരിചയമുണ്ട്. എന്നാൽ എങ്ങിനെയാണ് ഇത്തരം ബാലൻസുകൾ, atmosphere ൽ ആയാലും ocean ൽ ആയാലും attain ചെയ്യുന്നത് ? തല്ക്കാലം ജിയോസ്ട്രോഫിക് ബാലൻസ് ഒന്ന് പരിശോധിക്കാം. ബാക്കിയുള്ളവ വഴിയെ പരിചയപ്പെടാം. 🙂

.

ഏതൊരു fluid parcel ഉം move ചെയ്യുന്നത്, ബേസിക്കലി pressure ലുള്ള വ്യത്യാസം അനുസരിച്ചാണല്ലോ (അങ്ങിനെ അല്ലാത്ത motions ഉം ഉണ്ട്, വഴിയെ പരിചയപ്പെടാം). താഴെ ചേർത്തിരിക്കുന്ന ചിത്രം ശ്രദ്ധിക്കുക.

                                   pgf

ഇവിടെ north ലേക്ക് പോകുംതോറും pressure കുറഞ്ഞുവരുകയാണല്ലോ. ഏത് direction ലാണോ pressure കൂടുന്നത് അതാണ്‌ pressure gradient ന്റെ direction. (Gradient എന്നത് ഒരു വെക്ടർ ആണല്ലോ) അതായത് ഇവിടെ pressure gradient ന്റെ direction south ലേക്കാണ്. പക്ഷെ, normally ഏതൊരു fluid parcel ഉം pressure കൂടിയ സ്ഥലത്തുനിന്ന് pressure കുറഞ്ഞ സ്ഥലത്തേക്കാണല്ലോ നീങ്ങുക. കാരണം, അവിടെ എന്തോ ഒന്ന് parcel നെ pressure കുറഞ്ഞ region ലേക്ക് പിടിച്ചുവലിക്കുന്നുണ്ട്. ഇതാണ് pressure gradient force (PGF). അതിനാൽ ഇവിടെ pressure gradient force north ലേക്കാണല്ലോ. (pressure gradient force is always in the opposite direction of pressure gradient).

.

Pressure കൂടിയ region ലുള്ള ഒരു fluid parcel consider ചെയ്യുക. നേരത്തേ സൂചിപ്പിച്ചതുപോലെ, north ലേക്കുള്ള PGF അനുസരിച്ച്, parcel north ലേക്ക് മൂവ് ചെയ്യാൻ തുടങ്ങുന്നു. പക്ഷെ, ഇങ്ങനെ മൂവ് ചെയ്യാൻ തുടങ്ങുന്നതോടെ, അവിടെ മറ്റൊരാൾ അവതരിക്കുന്നു കൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സ് !!!

.

ചിത്രം ശ്രദ്ധിക്കുക.

                                 geostrophy

നമുക്കറിയാം, ഈ കൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സ് movement ന്റെ right side ലേക്കാണ് (in Northern Hemisphere). അതായത് നേരെ പോകുന്ന parcel നെ just, right side ലേക്ക് വലിക്കുന്നു. Move ചെയ്യാൻ തുടങ്ങുമ്പോൾ, സ്പീഡ് കുറവായിരിക്കുമല്ലോ, അതുകൊണ്ട്, കൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സും കുറവായിരിക്കും. (Coriolis force increases as velocity increases). അതായത്, movement തുടങ്ങുമ്പോൾ right ലേക്കുള്ള വലിവ് കുറവായിരിക്കും. എന്നാൽ, കുറച്ചുകഴിയുന്നത്തോടെ, parcel ന്റെ സ്പീഡ് കൂടുകയും, കൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സ് കൂടുകയും ചെയ്യുന്നു. ഓരോ സമയത്തും PGF ന്റെയുംകൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സ് ന്റെയും vector sum ന്റെ direction ൽ ആയിരിക്കും parcel മൂവ് ചെയ്യുന്നത് (ഇത് ചിത്രത്തിൽ നിന്നും വ്യക്തമാണല്ലോ !! ). അങ്ങിനെ ഒരു ഘട്ടത്തിൽ PGF ഉം കൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സ് ഉം ഏതാണ്ട് same and opposite ആകുന്നു. ഇങ്ങനെ, parcel isobar നു parallel ആയി മൂവ് ചെയ്യുന്നു. ഇത്തരം flows നെ geostrophic flow എന്നും, pressure gradient force ഉം കൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സ് ഉം തമ്മിലുള്ള ഈ ബലൻസിനെ geostrophic balance എന്നും പറയുന്നു.

.

ഇവിടെ, നമ്മൾ friction ന്റെ effect neglect ചെയ്യുന്നു. അതിനാൽ തന്നെ, ഇത്തരം, pure geostrophic ബാലൻസ് ഒരു ideal situation ആണ്. Friction കൂടി കണക്കിലെടുത്താൽ, നമുക്ക് മറ്റൊരു ബാലൻസിൽഎത്തിച്ചേരാൻ കഴിയും അതാണ്‌ ageostrophic ബാലൻസ്. താഴെ ചേർത്തിരിക്കുന്ന ചിത്രം കാണുക

                                  geostrophic_wind

                             Figure shows the Ageostrophic balance

 

Geostrophic ബാലൻസിൽ PGF കൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സിനെ ബാലൻസ് ചെയ്തു എങ്കിൽ, ഇവിടെ കൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സിന്റെയും friction ന്റെയും sum ആണ് PGF നെ ബാലൻസ് ചെയ്യുക. ഇങ്ങനെയുള്ള situation flow isobar നു parallel ആയിരിക്കില്ല, പകരം isobar നെ cross ചെയ്തുകൊണ്ടായിരിക്കും. (ചിത്രം ശ്രദ്ധിക്കുക). Planetary Boundary Layer friction ന്റെ influence കൂടുതൽ ആയതിനാൽ, mid – latitude ലും surface winds (within PBL – 1.5-2 km) പലപ്പോഴും ageostrophic ബാലൻസിൽ ആയിരിക്കും. കൂടാതെ, കൊറിയോലിസ് ഫോഴ്സ് വീക്ക്‌ ആയതുകൊണ്ട് tropics ലും ഇത്തരം ബാലൻസ് കാണാൻ സാധിക്കും.

.

മേൽപ്പറഞ്ഞ ജിയോ സ്ട്രോഫിക് ബാലൻസ് മിഡ് ലാറ്റിട്യൂഡ് റീജിയണിൽ വളരെ വാലിഡ്‌ ആയ ഒരു അപ്രോക്സിമേഷൻ ആണ്. ഇതിനെ അടിസ്ഥാനത്തിലാണ് quasi-geostropohic theory ഉണ്ടായിട്ടുള്ളത്. ഈ തിയറി വളരെ അപ്രോക്സിമേറ്റഡ് ആയ ഒന്നാണെങ്കിലും ഒരു പരിധിവരെ, ജനറൽ സർക്കുലേഷന്റെ പ്രധാന സ്വഭാവങ്ങൾ explain ചെയ്യാൻ സാധിക്കും.

.

Further Reading:

.

  • An Introduction to Dynamic Meteorology – J R Holton

  • Geophysical Fluid Dynamics – Joseph Pedlosky

  • An Introduction to Theoretical Meteorology – S L Hess

Pseudo-adiabatic Process

 

Saturated ആയ ഒരു air parcel എടുക്കുക. അങ്ങിനെയുള്ള parcel നെ adiabatic ആയി മുകളിലേക്ക് കൊണ്ടുപോകുക. സ്വാഭാവികമായും, temperature കുറഞ്ഞ്, അതിലെ കുറച്ച് വാട്ടർ വേപ്പർ condense ചെയ്യുമല്ലോ. ഇങ്ങനെ condensation സംഭവിക്കുന്നതു കൊണ്ട് ഉണ്ടാവുന്ന latent heat, lapse rate ൽ വ്യത്യാസം വരുത്തുമെന്നും മുന്പ് പറഞ്ഞത് ഓർക്കുന്നുണ്ടല്ലോ (See section സ്റ്റാറ്റിക് സ്റ്റെബിലിറ്റി). lapse rate-നെയാണ് saturated adiabatic lapse rate എന്നുപറയുന്നത്.

 

ഇവിടെ നമ്മൾ parcel നെ adiabatic ആയിട്ടാണ് ഉയർത്തുന്നത്, അതായത് കൂൾ ചെയ്യുന്നത്. അതിനാൽ ഒരു രീതിയിലുമുള്ള energy transfer ഉം നടക്കുന്നില്ല. ഇനി, ഇവിടെ രണ്ടു സാധ്യതകളാണ് ഉള്ളത്. അതായത്, cooling വഴി ഉണ്ടായ condensate particles (liquid water, ice അങ്ങിനെ എന്തെങ്കിലും) parcel ൽ തന്നെ നിൽക്കാം; അതല്ലെങ്കിൽ ഇവ parcel ൽ നിന്ന് പുറത്തേക്കു പോകാം. ഈ രണ്ടു സാധ്യതകളും നമുക്കൊന്ന് പരിശോധിക്കാം.

 

ഇത്തരം particles പുറത്തേക്കു പോകാതിരുന്നാൽ, parcel ൽ ആദ്യം ഏതൊക്കെ constituents ഉണ്ടായോ അതൊക്കെ തന്നെ അവസാനവും ഉണ്ടാകും. (കാരണം, ആകെ വ്യത്യാസം കുറച്ച് vapour phase ൽ ഉള്ള water liquid phase ലേക്കോ solid phase ലേക്കോ മാറി എന്നതല്ലേ ? )അതായത് constitution നു change വരുന്നില്ല എന്നർത്ഥം. parcel നെ തിരിച്ച് താഴേക്കു കൊണ്ടുവന്നാൽ, parcel warm ചെയ്യുകയും, പഴയ അവസ്ഥയിലേക്ക് തിരിച്ചുവരുകയും ചെയ്യുമല്ലോ. ചുരുക്കി പറഞ്ഞാൽ ഈ process reversible ആണ്.

 

ഇനി, അടുത്ത സാധ്യത ഒന്ന് നോക്കാം; അതായത്, condensate particles parcel നു പുറത്തേക്ക് പോകുന്ന അവസ്ഥ. ഇങ്ങനെ ഇവ പുറത്തേക്കു പോകുന്നതിലൂടെ എന്താണ് സംഭവിക്കുന്നത്‌? തീർച്ചയായും, condensate particles നു ഒരു internal energy ഉണ്ടാകും. energy ഇത്തരം particles പുറത്തേക്കു പോകുന്നതിലൂടെ സിസ്റ്റത്തിൽ നിന്ന് നഷ്ടപ്പെടുകയല്ലേ ? മാത്രമല്ല, ഇവ പുറത്തേക്കു പോകുന്നതിലൂടെ parcel ന്റെ constitution മാറുകയാണല്ലോ. അതുകൊണ്ട് ഈ process reversible അല്ല, അഥവാ irreversible ആണ്.

 

ഇങ്ങനെ, condensate particles പുറത്തേക്കു പോകുന്നതിലൂടെ parcel ൽ നിന്ന് കുറച്ചു energy നഷ്ടപ്പെടുന്നത് കൊണ്ട് മേൽ പറഞ്ഞ process purely adiabatic അല്ല. അതുകൊണ്ട് ഇതിനെ pseudo-adiabatic process എന്ന് വിളിക്കുന്നു.

 

Strictly speaking, pseudo adiabatic process ന്റെ lapse rate-ലും വ്യത്യാസമുണ്ടാകും. പക്ഷെ, particles ന്റെ കൂടെ പുറത്തേക്കു പോകുന്ന എനർജി വളരെ കുറവായതുകൊണ്ട്, saturated adiabatic lapse rate ഉം pseudo-adiabatic lapse rate ഉം ഏതാണ്ട് തുല്യമാണ്.

 

മേൽ സൂചിപ്പിച്ചത് രണ്ട് extreme situations ആണ്. Real atmosphere ൽ കാര്യങ്ങൾ ഈ രണ്ട് extreme നും ഇടയിലായിരിക്കും.  കുറച്ചു condensate particles പുറത്തേക്കുപോവുകയും കുറച്ച് cloud particle ആയി തന്നെ നില്ക്കുകയും ചെയ്യും.

 

 

Further reading:

  • Atmospheric Science: An Introductory Survey – Wallace and Hobbs

  • An Introduction to Theoretical Meteorology – S L Hess

Potential temperature

ഒരു air parcel നെ adiabatic ആയി compress ചെയ്യുകയോ expand ചെയ്യുകയോ ചെയ്താൽ parcel ന്റെ temperature നു എന്ത് സംഭവിക്കും ?

നമുക്കറിയാം, adiabatic എന്നതുകൊണ്ട്‌ ഉദ്ദേശിക്കുന്നത്, parcel ഉം surroundings ഉം തമ്മിൽ energy transfer ഇല്ല എന്നാണല്ലോ. കൂടാതെ environmental air ഉം parcel ഉം തമ്മിൽ mixing ഇല്ലെന്നും assume ചെയ്യുന്നു. ​

ഇനി നമ്മുടെ parcel നെ compress ചെയ്തുനോക്കാം. Compress ചെയ്യുമ്പോൾ, heat energy ഉണ്ടാകുമല്ലോ. പക്ഷെ, ഇവിട adiabatic ആയതുകൊണ്ട്, heat energy യെ പുറത്തേക്കുപോകാൻ അനുവദിക്കുന്നില്ല. അതുകൊണ്ട്, parcel ന്റെ temperature വർധിക്കുന്നു. ഇതുപോലെ തന്നെ expand ചെയ്യുന്ന parcel ന്റെ temperature കുറയുന്നു. ​

ഇനിനമുക്ക് 850 hPa t1 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസ് ഉള്ള ഒരു parcel നെ 1000 hPa ലേക്ക് കൊണ്ടുവരാം (adiabatically).​ അതായത്, pressure കുറഞ്ഞ സ്ഥലത്തുനിന്നു pressure കൂടിയ സ്ഥലത്തേക്ക് കൊണ്ടുവരുന്നു. സ്വാഭാവികമായും parcel compress ചെയ്യുമല്ലോ. അതിന്റെ ഫലമായി temperature കൂടി t2 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസ് ആയെന്നു കരുതുക. ഇനി കുറച്ചുകൂടി മുകളിൽ നിന്ന്, ഉദാഹരണം 500 hPa ൽ നിന്ന് മറ്റൊരു parcel നെ 1000 hPa ലേക്ക് കൊണ്ടുവരാം. ഇവിടെ നേരത്തേതിൽ നിന്ന് കുറച്ചുകൂടി മുകളിൽ നിന്നാണല്ലോ കൊണ്ടുവരുന്നത്, അതുകൊണ്ട് കുറച്ചു കൂടുതൽ compress ചെയ്യപ്പെടും. അങ്ങിനെ temperature t3 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസ് ആയെന്നു വിചാരിക്കുക. 850 hPa ൽ നിന്ന് കൊണ്ടുവന്ന parcel നു ഇപ്പൊ t2 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസും 500 hPa ൽ നിന്ന് കൊണ്ടുവന്ന parcel നു ഇപ്പൊ  t3 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസും ആണല്ലോ. ഇതിൽ ഏതായിരിക്കും കൂടുതൽ ? തീർച്ചയായും 500 hPa ൽ നിന്ന് വന്ന parcel ന്റെ temperature, t3.

അപ്പോൾ ഇങ്ങനെ ഓരോ parcel നേയും 1000 hPa ലേക്ക് adiabatic ആയി കൊണ്ടുവരുമ്പോൾ ഉണ്ടാവുന്ന temperature അറിയാമെങ്കിൽ ആ parcel ഏതു level ൽ നിന്ന് വന്നതാണ് എന്ന് പറയാൻ കഴിയുമല്ലോ ? temperature നെ ആണ് potential temperature എന്ന് പറയുന്നത്.That is, potential temperature of the a parcel is the temperature it would have, if it has been brought to 1000 hPa adiabatically. Adiabatic conditions , ഒരു പ്രത്യേക parcel നു potential temperature constant ആയിരിക്കും. ie, it can be taken as a conserved quantity

Bibliography

 

  • An Introduction to Theoretical Meteorology – S L Hess

  • Atmospheric Science : An introductory survey – Wallace and Hobbs