Troposfera (Italiano)

CompositionEdit

In volume, l’aria secca contiene il 78,08% di azoto, il 20,95% di ossigeno, lo 0,93% di argon, lo 0,04% di anidride carbonica e piccole quantità di altri gas. L’aria contiene anche una quantità variabile di vapore acqueo. Ad eccezione del contenuto di vapore acqueo, la composizione della troposfera è essenzialmente uniforme. La fonte di vapore acqueo si trova sulla superficie terrestre attraverso il processo di evaporazione. La temperatura della troposfera diminuisce con l’altitudine., E, pressione di vapore di saturazione diminuisce fortemente come temperatura scende. Quindi, la quantità di vapore acqueo che può esistere nell’atmosfera diminuisce fortemente con l’altitudine e la proporzione di vapore acqueo è normalmente maggiore vicino alla superficie della Terra.

Pressioneedit

La pressione dell’atmosfera è massima al livello del mare e diminuisce con l’altitudine. Questo perché l’atmosfera è quasi in equilibrio idrostatico in modo che la pressione sia uguale al peso dell’aria sopra un dato punto.,egli densità con l’equazione idrostatica

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

in cui:

• gn è la forza di gravità standard
• r è la densità

• z è l’altezza
• P è la pressione
• R è la costante dei gas
• T è il termodinamico (in valore assoluto) temperatura
• m è la massa molare

Dal momento che la temperatura in linea di principio, dipende anche dalla quota, si ha bisogno di una seconda equazione per determinare la pressione in funzione dell’altitudine, come discusso nella prossima sezione.,

TemperatureEdit

La temperatura della troposfera generalmente diminuisce all’aumentare dell’altitudine., La velocità con cui la temperatura diminuisce, − d T / d z {\displaystyle-DT/dz} , è chiamata tasso di lapse ambientale (ELR). L’ELR non è altro che la differenza di temperatura tra la superficie e la tropopausa divisa per l’altezza. L’ELR presuppone che l’aria sia perfettamente immobile, cioè che non ci sia miscelazione degli strati d’aria dalla convezione verticale, né venti che creerebbero turbolenza e quindi miscelazione degli strati d’aria., La ragione di questa differenza di temperatura è che il terreno assorbe la maggior parte dell’energia del sole, che quindi riscalda i livelli inferiori dell’atmosfera con cui è in contatto. Nel frattempo, la radiazione di calore nella parte superiore dell’atmosfera provoca il raffreddamento di quella parte dell’atmosfera.

L’ELR presuppone che l’atmosfera sia ferma, ma quando l’aria viene riscaldata diventa vivace e sale., Il tasso di lapse adiabatico secco rappresenta l’effetto dell’espansione dell’aria secca mentre sale nell’atmosfera e i tassi di lapse adiabatico umido includono l’effetto della condensazione del vapore acqueo sul tasso di lapse.

Quando un pacco d’aria sale, si espande perché la pressione è inferiore a quote più elevate. Mentre il pacco aereo si espande, spinge l’aria circostante verso l’esterno, trasferendo energia sotto forma di lavoro da quel pacco all’atmosfera. Poiché il trasferimento di energia a un pacco di aria per mezzo di calore è molto lento, si presume che non scambi energia per mezzo di calore con l’ambiente., Tale processo è chiamato processo adiabatico (nessun trasferimento di energia tramite calore). Poiché il pacco d’aria in aumento sta perdendo energia mentre funziona sull’atmosfera circostante e nessuna energia viene trasferita in esso come calore dall’atmosfera per compensare la perdita, il pacco d’aria sta perdendo energia, che si manifesta come una diminuzione della temperatura del pacco d’aria. Il contrario, ovviamente, sarà vero per un pacco d’aria che sta affondando e viene compresso.,

Poiché il processo di compressione ed espansione di un pacco aereo può essere considerato reversibile e nessuna energia viene trasferita dentro o fuori dal pacco, tale processo è considerato isentropico, il che significa che non vi è alcun cambiamento nell’entropia quando il pacco aereo sale e scende, d S = 0 {\displaystyle dS=0} ., Dal momento che il calore scambiato d Q = 0 {\displaystyle dQ=0} è legato alla variazione di entropia S {\displaystyle dS} d Q = T d S {\displaystyle dQ=TdS} , equazione che regolano la temperatura in funzione dell’altezza di un fondo misto atmosfera è

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

dove S è l’entropia. L’equazione di cui sopra afferma che l’entropia dell’atmosfera non cambia con l’altezza. La velocità con cui la temperatura diminuisce con l’altezza in tali condizioni è chiamata velocità di lapse adiabatica.,

Per l’aria secca, che è approssimativamente un gas ideale, possiamo procedere ulteriormente. Adiabatica equazione per un gas ideale è

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

Se l’aria contiene vapore acqueo, quindi il raffreddamento dell’aria può causare l’acqua per condensare, e il comportamento non è più quello di un gas ideale., Se l’aria è alla pressione di vapore saturo, allora la velocità alla quale la temperatura scende con l’altezza è chiamata la velocità di intervallo adiabatico saturo. Più in generale, il tasso effettivo a cui la temperatura scende con l’altitudine è chiamato il tasso di lapse ambientale. Nella troposfera, il tasso medio di lapse ambientale è un calo di circa 6,5°C per ogni 1 km (1.000 metri) di altezza aumentata.,

Il tasso di lapse ambientale (il tasso effettivo al quale la temperatura scende con l’altezza, d T / d z {\displaystyle dT/dz} ) non è solitamente uguale al tasso di lapse adiabatico (o corrispondentemente, d S / d z 0 0 {\displaystyle dS/dz\neq 0} ). Se l’aria superiore è più calda del previsto dal tasso di lapse adiabatico ( d S / d z > 0 {\displaystyle dS/dz>0} ), quando un pacco d’aria sale e si espande, arriverà alla nuova altezza ad una temperatura inferiore rispetto all’ambiente circostante., In questo caso, il pacco d’aria è più denso dell’ambiente circostante, quindi affonda alla sua altezza originale e l’aria è stabile contro il sollevamento. Se, al contrario, l’aria superiore è più fredda di quanto previsto dal tasso di lapse adiabatico, quando il pacco d’aria sale alla sua nuova altezza avrà una temperatura più alta e una densità inferiore rispetto all’ambiente circostante e continuerà ad accelerare verso l’alto.

La troposfera viene riscaldata dal basso dal calore latente, dalla radiazione a onde lunghe e dal calore sensibile. Il riscaldamento in eccesso e l’espansione verticale della troposfera si verificano nei tropici., Alle medie latitudini, le temperature troposferiche diminuiscono da una media di 15 ° C (59°F) al livello del mare a circa -55°C (-67 ° F) alla tropopausa. Ai poli, la temperatura troposferica diminuisce solo da una media di 0°C (32 ° F) al livello del mare a circa -45°C (-49°F) alla tropopausa. All’equatore, le temperature troposferiche diminuiscono da una media di 20 ° C (68°F) al livello del mare a circa -70°C a -75°C (-94 a -103 ° F) alla tropopausa. La troposfera è più sottile ai poli e più spessa all’equatore., Lo spessore medio della troposfera tropicale è di circa 7 chilometri maggiore dello spessore medio troposferico ai poli.

TropopauseEdit

La tropopausa è la regione di confine tra la troposfera e la stratosfera.

Misurare la variazione di temperatura con l’altezza attraverso la troposfera e la stratosfera identifica la posizione della tropopausa. Nella troposfera, la temperatura diminuisce con l’altitudine. Nella stratosfera, tuttavia, la temperatura rimane costante per un po ‘ e poi aumenta con l’altitudine., Questo strato più freddo dell’atmosfera, dove il tasso di lapse cambia da positivo (nella troposfera) a negativo (nella stratosfera), è definito come la tropopausa. Quindi, la tropopausa è uno strato di inversione e c’è poca miscelazione tra i due strati dell’atmosfera.