Troposphere

CompositionEdit

Af volumen, tør luft indeholder 78.08% kvælstof, 20.95% ilt, 0.93% argon, 0.04% kuldioxid, og små mængder af andre gasser. Luft indeholder også en variabel mængde vanddamp. Bortset fra vanddampindholdet er troposfærens sammensætning i det væsentlige ensartet. Kilden til vanddamp er på jordens overflade gennem fordampningsprocessen. Troposfærens temperatur falder med højden., Og mætning damptryk falder kraftigt som temperaturen falder. Derfor mængden af vanddamp, der kan eksistere i atmosfæren falder kraftigt med højden og andelen af vanddamp er normalt størst nær overfladen af jorden.

Trykrediger

atmosfærens tryk er maksimalt ved havoverfladen og falder med højden. Dette skyldes, at atmosfæren er meget næsten i hydrostatisk ligevægt, således at trykket er lig med vægten af luft over et givet punkt.,han tæthed med den hydrostatiske ligning

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

hvor:

• gn er den standard densitet
• ρ er massefylden

• z er den højde
• P er trykket
• R er gas konstant
• T er den termodynamiske (absolut) temperatur
• m er molvægt

Da temperaturen i princippet også afhænger af højde, man har brug for en anden ligning til bestemmelse af trykket som funktion af højde, som diskuteres i næste afsnit.,

TemperatureEdit

troposfærens temperatur falder generelt, når højden stiger., Den hastighed, hvormed temperaturen falder − – d t/d {{\displaystyle-dt / d.}, kaldes environmental lapse rate (ELR). ELR er intet andet end forskellen i temperatur mellem overfladen og tropopausen divideret med højden. ELR antager, at luften er helt stille, dvs. at der ikke er nogen blanding af luftlagene fra lodret konvektion, heller ikke vind, der ville skabe turbulens og dermed blanding af luftlagene., Årsagen til denne temperaturforskel er, at jorden absorberer det meste af solens energi, som derefter opvarmer de lavere niveauer af atmosfæren, som den er i kontakt med. I mellemtiden resulterer strålingen af varme øverst i atmosfæren i afkøling af den del af atmosfæren.

ELR antager, at atmosfæren stadig er, men når luften opvarmes, bliver den flydende og stiger., Den tørre adiabatiske lapse-Sats tegner sig for effekten af udvidelsen af tør luft, når den stiger i atmosfæren, og våde adiabatiske lapse-satser inkluderer effekten af kondensering af vanddamp på bortfaldshastigheden.

når en pakke luft stiger, udvides den, fordi trykket er lavere ved højere højder. Når luftpakken udvides, skubber den den omgivende luft udad og overfører energi i form af arbejde fra denne pakke til atmosfæren. Da energioverførsel til en pakke luft ved hjælp af varme er meget langsom, antages det ikke at udveksle energi ved hjælp af varme med miljøet., En sådan proces kaldes en adiabatisk proces (ingen energioverførsel ved hjælp af varme). Da den stigende parcel af luft mister energi, som det virker på den omgivende atmosfære og ingen energi overføres til det som varme fra atmosfæren for at kompensere for tabet, parcel af luft mister energi, som manifesterer sig som et fald i temperaturen af luften parcel. Det modsatte vil naturligvis være tilfældet for en pakke luft, der synker og komprimeres.,

Da processen af kompression og ekspansion af en luft-pakke kan anses for reversible og ingen energi er flyttes ind i eller ud af pakken, sådan en proces anses isentropic, hvilket betyder, at der ikke er nogen ændring i entropi, som luften parcel stiger og falder, d-S = 0 {\displaystyle dS=0} ., Da varmen udveksles d Q = 0 {\displaystyle dQ=0} er relateret til den entropi, ændre d S {\displaystyle dS} af d Q = T d S {\displaystyle dQ=TdS} , ligning, der regulerer den temperatur, som en funktion af højde for et grundigt blandet atmosfære

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

hvor S er den entropi. Ovenstående ligning siger, at atmosfærens entropi ikke ændrer sig med højden. Den hastighed, hvormed temperaturen falder med højden under sådanne forhold kaldes adiabatic lapse rate.,

for tør luft, som er omtrent en ideel gas, kan vi fortsætte videre. Den adiabatiske ligningen for en ideal gas er

p ( z ) − γ-γ − 1 = konstant {\displaystyle p(z), {\Bigl }^{-{\frac {\gamma }{\,\gamma \,-\,1\,}}}={\text{konstant}}} 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} }

Hvis luften indeholder vanddamp, så køling, luft kan forårsage vandet til at kondensere, og adfærden er ikke længere som en ideal gas., Hvis luften er ved det mættede damptryk, kaldes den hastighed, hvormed temperaturen falder med højden, den mættede adiabatiske bortfaldshastighed. Mere generelt kaldes den faktiske hastighed, hvormed temperaturen falder med højden, miljøfaldet. I troposfæren er den gennemsnitlige miljømæssige bortfaldshastighed et fald på omkring 6, 5.C for hver 1 km (1.000 meter) i øget højde.,

De miljømæssige bortfalder sats (den faktiske hastighed, hvormed temperaturen falder med højden, d, T / d z {\displaystyle dT/dz} ) er normalt ikke lige til den adiabatiske bortfalder sats (eller tilsvarende, d S / d z ≠ 0 {\displaystyle dS/dz\neq 0} ). Hvis den øverste luften er varmere end forudsagt af den adiabatiske bortfalder sats ( d S / d z > 0 {\displaystyle dS/dz>0} ), så når en parcel af luft stiger op og udvider sig, vil det ankomme til den nye højde ved en lavere temperatur end omgivelserne., I dette tilfælde er luftpakken tættere end omgivelserne, så den synker tilbage til sin oprindelige højde, og luften er stabil mod at blive løftet. Hvis derimod den øvre luft er køligere end forudsagt af den adiabatiske bortfaldshastighed, så når luftpakken stiger til sin nye højde, vil den have en højere temperatur og en lavere densitet end dens omgivelser og vil fortsætte med at accelerere opad.troposfæren opvarmes nedefra af latent varme, langbølget stråling og sensibel varme. Overskydende opvarmning og lodret udvidelse af troposfæren forekommer i troperne., Ved midterste breddegrader falder troposfæriske temperaturer fra et gennemsnit på 15.C (59. f) ved havoverfladen til omkring -55. C (-67. f) ved tropopausen. Ved polerne falder den troposfæriske temperatur kun fra et gennemsnit på 0.C (32. F) ved havoverfladen til omkring -45. C (-49. f) ved tropopausen. Ved ækvator er den troposfæriske temperaturer faldet fra et gennemsnit på 20°C (68°F) ved havoverfladen til omkring -70°C til -75°C (-94 at -103°F) på tropopause. Troposfæren er tyndere ved polerne og tykkere ved ækvator., Den gennemsnitlige tykkelse af den tropiske troposfære er omtrent 7 kilometer større end den gennemsnitlige troposfæriske tykkelse ved polerne.

TropopauseEdit

tropopause er grænseområdet mellem troposfæren og stratosfæren.

måling af temperaturændringen med højden gennem troposfæren og stratosfæren identificerer placeringen af tropopausen. I troposfæren falder temperaturen med højden. I stratosfæren forbliver temperaturen imidlertid konstant i et stykke tid og øges derefter med højden., Dette koldeste lag af atmosfæren, hvor bortfaldshastigheden ændres fra positiv (i troposfæren) til negativ (i stratosfæren), defineres som tropopausen. Tropopausen er således et inversionslag, og der er lidt blanding mellem de to lag i atmosfæren.