Troposféra (Čeština)

CompositionEdit

objem, suchý vzduch obsahuje 78.08% dusíku, 20.95% kyslíku, na 0,93% argonu, 0.04% oxid uhličitý a malá množství dalších plynů. Vzduch také obsahuje proměnlivé množství vodní páry. Kromě obsahu vodní páry je složení troposféry v podstatě jednotné. Zdroj vodní páry je na zemském povrchu procesem odpařování. Teplota troposféry klesá s nadmořskou výškou., A tlak nasycených par silně klesá s poklesem teploty. Proto, množství vodní páry, které mohou existovat v atmosféře silně klesá s nadmořskou výškou a podílem vodní páry je obvykle největší poblíž povrchu Země.

Tlakedit

tlak atmosféry je maximální na hladině moře a klesá s nadmořskou výškou. Je to proto, že atmosféra je velmi téměř v hydrostatické rovnováze, takže tlak se rovná hmotnosti vzduchu nad daným bodem.,on hustoty s hydrostatickou rovnici,

d P d z = − ρ g n = − m P g n R T {\displaystyle {\frac {dP}{dz}}=-\rho g_{n}=-{\frac {mPg_{n}}{RT}}}

kde:

• gn je standardní gravitace
• ρ je hustota

• z je nadmořská výška
• P je tlak
• R je plynová konstanta
• T je termodynamická (absolutní) teploty
• m je molární hmotnost

Protože teplota v zásadě závisí také na nadmořské výšce, jedna potřebuje druhou rovnici pro určení tlaku jako funkce nadmořské výšky, jak je popsáno v další části.,

TemperatureEdit

teplota troposféry obecně klesá s nárůstem nadmořské výšky., Rychlost, při které teplota klesá, − d T / d z {\displaystyle -dT/dz} , se nazývá environmentální lapse rate (ELR). ELR není nic jiného než rozdíl teploty mezi povrchem a tropopause děleno výškou. ELR předpokládá, že vzduch je dokonale stále, tj. že neexistuje žádný míchání vrstev vzduchu od vertikální konvekce, ani vítr, který by vytvářet turbulence, a tedy promíchávání vrstev vzduchu., Důvodem tohoto teplotního rozdílu je to, že země absorbuje většinu sluneční energie, která pak ohřívá nižší úrovně atmosféry, se kterou je v kontaktu. Mezitím záření tepla v horní části atmosféry vede k ochlazení této části atmosféry.

ELR předpokládá, že atmosféra je stále, ale jak se vzduch zahřívá, stává se vzkvétajícím a stoupá., Suchá adiabatická míra lapse představuje účinek expanze suchého vzduchu, jak stoupá v atmosféře a mokré adiabatické míry lapse zahrnují účinek kondenzace vodní páry na rychlost lapse.

když pozemek vzduchu stoupá, rozšiřuje se, protože tlak je nižší ve vyšších nadmořských výškách. Jak se vzduchový balíček rozšiřuje, tlačí okolní vzduch směrem ven a přenáší energii ve formě práce z tohoto pozemku do atmosféry. Jako přenos energie na pozemku vzduchu pomocí tepla je velmi pomalý, předpokládá se, že není výměna energie formou tepla s prostředím., Takový proces se nazývá adiabatický proces (žádný přenos energie prostřednictvím tepla). Vzhledem k rostoucí parcely vzduchu ztrácí energie, jak to funguje na okolní atmosféru a žádná energie je převedena na to, jak teplo z atmosféry, aby se za ztrátu zásilky vzduchu je ztráta energie, která se projevuje jako pokles teploty vzduchu pozemku. Opak, samozřejmě, bude platit pro balík vzduchu, který se potápí a je stlačován.,

Vzhledem k tomu, proces komprese a expanze vzduchu zásilky mohou být považovány za reverzibilní a bez energie je převedena do nebo z pozemku, tento proces je považován za izoentropická, což znamená, že neexistuje žádná změna v entropii jako air parcel stoupá a klesá, d S = 0 {\displaystyle dS=0} ., Protože teplo vyměněné d Q = 0 {\displaystyle dQ=0} se vztahuje k změna entropie d Y {\displaystyle dS} d Q = T d S, {\displaystyle dQ=TdS} , rovnice, jimiž se řídí teplota jako funkce výšky pro důkladně promíchá atmosféra je

d Y d z = 0 {\displaystyle {\frac {\dS\,}{dz}}=0}

, kde S je entropie. Výše uvedená rovnice uvádí, že entropie atmosféry se nemění s výškou. Rychlost, při které teplota klesá s výškou za takových podmínek, se nazývá adiabatická rychlost výpadku.,

pro suchý vzduch, který je přibližně ideálním plynem, můžeme pokračovat dále. Adiabatické rovnice pro ideální plyn,

p ( z ) − γ γ − 1 = konstanta {\displaystyle p(z){\Bigl }^{-{\frac {\gamma }{\,\gamma \,-\,1\,}}}={\text{konstanta}}} d T d z = − m g R γ − 1 γ = − 9.8 ∘ C / k m {\displaystyle {\frac {\,dT\,}{dz}}=-{\frac {\;mg\;}{R}}{\frac {\;\gamma \,-\,1\;}{\gamma }}=-9.8^{\circ }\mathrm {C/km} }

Pokud vzduch obsahuje vodní páry, pak ochlazení vzduchu může způsobit voda kondenzovat, a toto chování je již, že pro ideální plyn., Pokud je vzduch na tlak nasycených par, pak rychlost, při které teplota klesá s výškou, se nazývá nasycený adiabatické zanikla sazba. Obecněji se skutečná rychlost, při které teplota klesá s nadmořskou výškou, nazývá míra výpadku životního prostředí. V troposféře, průměrná životního zanikla sazba je pokles o 6,5°C na 1 km (1000 metrů) ve zvýšené výšce.,

environmentální uplynutí rychlost (skutečná rychlost, při které teplota klesá s výškou, d T / d z {\displaystyle dT/dz} ) není obvykle rovná adiabatické zanikla sazba (nebo obdobně, d, S / d, z ≠ 0 {\displaystyle dS/dz\neq 0} ). Pokud se horní vrstva vzduchu je teplejší než předpovídal adiabatické zanikla sazba ( d, S / d z > 0 {\displaystyle dS/dz>0} ), pak, když balík vzduch stoupá a rozšiřuje, bude to dorazí na novou výšku na nižší teplotu než jeho okolí., V tomto případě je vzduchový pozemek hustší než jeho okolí, takže klesá zpět do původní výšky a vzduch je stabilní proti zvedání. Pokud je naopak horní vzduch chladnější, než předpovídá adiabatická lapse rate, pak když vzduchový pozemek stoupne do své nové výšky, bude mít vyšší teplotu a nižší hustotu než jeho okolí a bude i nadále zrychlovat nahoru.

troposféra se zespodu zahřívá latentním teplem, dlouhým vlnovým zářením a rozumným teplem. Přebytek vytápění a vertikální expanze troposféry se vyskytuje v tropech., Ve středních zeměpisných šířkách klesají troposférické teploty z průměru 15°C (59°F) při hladině moře na přibližně -55°C (-67°F) v tropopause. Na pólech se troposférická teplota snižuje pouze z průměru 0°C (32°F) při hladině moře na přibližně -45°C (-49°F) v tropopause. Na rovníku klesají troposférické teploty z průměru 20°C (68°F) při hladině moře na přibližně -70°C na -75°c (-94 až -103°F) v tropopause. Troposféra je tenčí na pólech a silnější na rovníku., Průměrná tloušťka tropické troposféry je zhruba o 7 kilometrů větší než průměrná troposférická tloušťka na pólech.

TropopauseEdit

tropopauzy je hraniční oblast mezi troposférou a stratosférou.

měření změny teploty s výškou přes troposféru a stratosféru identifikuje umístění tropopause. V troposféře teplota klesá s nadmořskou výškou. Ve stratosféře však teplota zůstává na chvíli konstantní a pak se zvyšuje s nadmořskou výškou., To nejchladnější vrstva atmosféry, kde zanikla sazba mění z pozitivní (v troposféře) na negativní (ve stratosféře), je definována jako tropopauzy. Tropopause je tedy inverzní vrstva a mezi oběma vrstvami atmosféry je jen málo míchání.