Troposphäre

ZUSAMMENSETZUNGEDIT

Nach Volumen enthält trockene Luft 78,08% Stickstoff, 20,95% Sauerstoff, 0,93% Argon, 0,04% Kohlendioxid und geringe Mengen anderer Gase. Luft enthält auch eine variable Menge Wasserdampf. Mit Ausnahme des Wasserdampfgehalts ist die Zusammensetzung der Troposphäre im Wesentlichen einheitlich. Die Quelle von Wasserdampf befindet sich an der Erdoberfläche durch den Verdampfungsprozess. Die Temperatur der Troposphäre nimmt mit der Höhe ab., Und der Sättigungsdampfdruck nimmt stark ab, wenn die Temperatur sinkt. Daher nimmt die Menge an Wasserdampf, die in der Atmosphäre existieren kann, mit der Höhe stark ab und der Anteil an Wasserdampf ist normalerweise in der Nähe der Erdoberfläche am größten.

Druckedit

Der Druck der Atmosphäre ist auf Meereshöhe maximal und nimmt mit der Höhe ab. Dies liegt daran, dass sich die Atmosphäre sehr nahe im hydrostatischen Gleichgewicht befindet, so dass der Druck gleich dem Gewicht der Luft über einem bestimmten Punkt ist.,er Dichte mit der hydrostatischen Gleichung

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

wobei:

• gn ist die Standardschwerkraft
• ρ ist die Dichte

• z ist die Höhe
• P ist der Druck
• R ist die Gaskonstante
• T ist die thermodynamische (absolute) Temperatur
• m ist die Molmasse

Da die Temperatur im Prinzip auch von der Höhe abhängt, benötigt man eine zweite Gleichung, um den Druck als Funktion der Höhe zu bestimmen, wie im nächsten Abschnitt besprochen.,

temperaturedit

Die Temperatur der Troposphäre nimmt im Allgemeinen mit zunehmender Höhe ab., Die rate, mit der die Temperatur sinkt, − d T / d z {\displaystyle -dT/dz} , genannt environmental lapse rate (ELR). Die ELR ist nichts anderes als der Temperaturunterschied zwischen der Oberfläche und der Tropopause geteilt durch die Höhe. Die ELR geht davon aus, dass die Luft vollkommen still ist, d. H. Dass es keine Vermischung der Luftschichten durch vertikale Konvektion gibt, noch Winde, die Turbulenzen und damit eine Vermischung der Luftschichten erzeugen würden., Der Grund für diesen Temperaturunterschied ist, dass der Boden den größten Teil der Sonnenenergie absorbiert und dann die unteren Ebenen der Atmosphäre erwärmt, mit der er in Kontakt ist. In der Zwischenzeit führt die Wärmestrahlung an der Spitze der Atmosphäre zur Abkühlung dieses Teils der Atmosphäre.

Die ELR nimmt an, dass die Atmosphäre still ist, aber wenn Luft erhitzt wird, wird sie lebhaft und steigt an., Die trockene adiabatische Rückfallrate macht den Effekt der Ausdehnung trockener Luft aus, wenn sie in der Atmosphäre ansteigt, und nasse adiabatische Rückfallraten umfassen den Effekt der Kondensation von Wasserdampf auf die Rückfallrate.

Wenn ein Luftpaket ansteigt, dehnt es sich aus, weil der Druck in höheren Höhen niedriger ist. Wenn sich das Luftpaket ausdehnt, drückt es die umgebende Luft nach außen und überträgt Energie in Form von Arbeit von diesem Paket in die Atmosphäre. Da die Energieübertragung auf ein Luftpaket über Wärme sehr langsam ist, wird angenommen, dass keine Energie über Wärme mit der Umwelt ausgetauscht wird., Ein solcher Prozess wird als adiabatischer Prozess bezeichnet (keine Energieübertragung über Wärme). Da das aufsteigende Luftpaket Energie verliert, wenn es an der umgebenden Atmosphäre arbeitet, und keine Energie als Wärme aus der Atmosphäre in die Atmosphäre übertragen wird, um den Verlust auszugleichen, verliert das Luftpaket Energie, was sich in einer Abnahme der Temperatur des Luftpakets manifestiert. Das Gegenteil gilt natürlich für ein Paket Luft, das sinkt und komprimiert wird.,

Da der Prozess der Kompression und Ausdehnung eines Luftpakets als reversibel angesehen werden kann und keine Energie in das Paket oder aus ihm heraus übertragen wird, wird ein solcher Prozess als isentropisch angesehen, was bedeutet, dass sich die Entropie beim Auf-und Absteigen des Luftpakets nicht ändert, ds = 0 {\displaystyle dS=0} ., Da der Wärmeaustausch d Q = 0 {\displaystyle dQ=0} mit der Entropieänderung d S {\displaystyle dS} durch d Q = T d S {\displaystyle dQ=TdS} zusammenhängt, ist die Gleichung, die die Temperatur als Funktion der Höhe für eine durch und durch gemischte Atmosphäre regelt,

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

wobei S die Entropie ist. Die obige Gleichung besagt, dass sich die Entropie der Atmosphäre nicht mit der Höhe ändert. Die Rate, mit der die Temperatur unter solchen Bedingungen mit der Höhe abnimmt, wird als adiabatische Rückfallrate bezeichnet.,

Für trockene Luft, die ungefähr ein ideales Gas ist, können wir weiter vorgehen. Die adiabatische Gleichung für ein ideales Gas ist

p (z ) – γ γ-1 = constant {\displaystyle p (z){\Bigl } ^{- {\frac {\gamma } {\, \gamma \,-\,1\,}}}={\text{Konstante}}} 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} }

Wenn die Luft Wasserdampf enthält, kann das Abkühlen der Luft dazu führen, dass das Wasser kondensiert, und das Verhalten ist nicht mehr das eines idealen Gases., Wenn die Luft den gesättigten Dampfdruck hat, wird die Geschwindigkeit, mit der die Temperatur mit der Höhe abfällt, als gesättigte adiabatische Rückfallrate bezeichnet. Im Allgemeinen wird die tatsächliche Rate, mit der die Temperatur mit der Höhe sinkt, als Umweltabfallrate bezeichnet. In der Troposphäre ist die durchschnittliche Umweltabfallrate ein Rückgang von etwa 6,5°C pro 1 km (1.000 Meter) in erhöhter Höhe.,

Die Umgebungsabfallrate (die tatsächliche Rate, mit der die Temperatur mit der Höhe abfällt, d T / d z {\displaystyle dT/dz} ) ist normalerweise nicht gleich der adiabatischen Ablaufzeit (oder entsprechend d S / d z ≠ 0 {\displaystyle dS/dz\neq 0} ). Wenn die obere luft wärmer ist als durch die adiabatische rückfallrate vorhergesagt ( d S / d z > 0 {\displaystyle dS/dz>0} ), dann, wenn ein paket von luft steigt und erweitert, es wird kommen auf die neue höhe bei einer niedrigeren temperatur als seine umgebung., In diesem Fall ist das Luftpaket dichter als seine Umgebung, so dass es auf seine ursprüngliche Höhe zurücksinkt und die Luft stabil gegen Anheben ist. Wenn im Gegenteil die obere Luft kühler ist als durch die adiabatische Rückfallrate vorhergesagt, dann hat das Luftpaket, wenn es auf seine neue Höhe ansteigt, eine höhere Temperatur und eine geringere Dichte als seine Umgebung und beschleunigt weiter nach oben.

Die Troposphäre wird von unten durch latente Wärme, langwellige Strahlung und sensible Wärme erwärmt. Überschüssige Erwärmung und vertikale Ausdehnung der Troposphäre tritt in den Tropen auf., In mittleren Breiten sinken die troposphärischen Temperaturen von durchschnittlich 15°C (59°F) auf Meereshöhe auf etwa -55°C (-67°F) in der Tropopause. An den Polen sinkt die troposphärische Temperatur nur von durchschnittlich 0°C (32°F) auf Meereshöhe auf etwa -45°C (-49°F) in der Tropopause. Am Äquator sinken die troposphärischen Temperaturen von durchschnittlich 20°C (68°F) auf Meereshöhe auf etwa -70°C bis -75°C (-94 bis -103°F) in der Tropopause. Die Troposphäre ist an den Polen dünner und am Äquator dicker., Die durchschnittliche Dicke der tropischen Troposphäre ist etwa 7 Kilometer größer als die durchschnittliche troposphärische Dicke an den Polen.

TropopauseEdit

Die Tropopause ist die Grenzregion zwischen Troposphäre und Stratosphäre.

Die Messung der Temperaturänderung mit der Höhe durch die Troposphäre und die Stratosphäre identifiziert den Ort der Tropopause. In der Troposphäre nimmt die Temperatur mit der Höhe ab. In der Stratosphäre bleibt die Temperatur jedoch eine Weile konstant und steigt dann mit der Höhe an., Diese kälteste Schicht der Atmosphäre, in der sich die Rückfallrate von positiv (in der Troposphäre) zu negativ (in der Stratosphäre) ändert, wird als Tropopause definiert. Somit ist die Tropopause eine Inversionsschicht, und es gibt wenig Mischen zwischen den beiden Schichten der Atmosphäre.