Troposfæren

CompositionEdit

Etter volum, tørr luft inneholder 78.08% nitrogen, 20.95% oksygen, 0.93% argon, 0.04% karbondioksid og små mengder av andre gasser. Luft inneholder også en variabel mengde vanndamp. Bortsett fra vanndamp innhold, sammensetning av troposfæren er i hovedsak sammenfallende. Kilden til vanndamp er på Jordens overflate gjennom prosessen av fordamping. Temperaturen i troposfæren avtar med høyden., Og, metning damptrykk avtar sterkt når temperaturen faller. Derfor, mengden av vanndamp som kan finnes i atmosfæren avtar sterkt med høyden, og andelen av vanndamp er normalt størst nær overflaten av Jorden.

PressureEdit

trykket i atmosfæren er maksimal i havet og synker med høyden. Dette er fordi atmosfæren er svært nær i hydrostatisk likevekt, slik at trykket er lik vekten av luften over et gitt punkt.,han tetthet med hydrostatisk ligningen

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

hvor:

• gn er standard tyngdekraften
• ρ er tettheten

• z er høyden over havet
• P er trykket
• R er gass konstant
• T er den termodynamiske (absolutt) temperatur
• m er molar masse

Siden temperaturen i prinsippet også avhenger av høyde over havet, har man behov for en andre ligningen til å bestemme trykket som en funksjon av høyde som diskutert i neste avsnitt.,

TemperatureEdit

temperaturen i troposfæren avtar generelt som høyden øker., Hastigheten som temperaturen synker, − d-T / d z {\displaystyle -dT/dz} , kalles miljø-lapse rate (ELR). Den ELR er ikke noe mer enn forskjellen i temperatur mellom overflaten og tropopause delt på høyden. Den ELR forutsetter at luften er helt stille, dvs. at det er ingen blanding av lag av luft fra vertikal konveksjon, eller vind som ville skape turbulens og derav blanding av lag av luft., Grunnen til dette temperatur forskjellen er at bakken absorberer de fleste av solens energi, som deretter varmes lavere nivåer av atmosfæren som er i kontakt med. I mellomtiden, utstrålingen av varme på toppen av atmosfæren resultater i den avkjølende effekten av at en del av atmosfæren.

ELR forutsetter atmosfæren er fremdeles, men når luften varmes opp, blir det oppe og stiger., Den tørre adiabatic lapse rate-kontoer for effekten av utvidelsen av tørr luft som stiger opp i atmosfæren og våt adiabatic lapse priser som inkluderer effekten av kondensering av vanndamp på lapse rate.

Når en pakke av luft stiger, det utvider seg fordi trykket er lavere ved høyere høyder. Som luften pakken kan utvides, det presser luften rundt oss utover, og overføre energi i form av arbeid fra at pakken til atmosfæren. Som energi overføring til en pakke av luft ved hjelp av varme er veldig treg, den er antatt å ikke utveksle energi i form av varme med omgivelsene., En slik prosess kalles en adiabatic prosessen (ingen overføre energi i form av varme). Siden den stigende pakke av luft er å miste energi som det fungerer på den omgivende atmosfæren, og ingen energi blir overført til det som varme fra atmosfæren for å gjøre opp for tapet, pakke av luft er å miste energi, som manifesterer seg som en reduksjon i temperaturen på luften pakken. Omvendt, selvfølgelig, vil være til stede for en pakke av luft som synker og blir komprimert.,

Siden prosessen med kompresjon og ekspansjon av en luft-pakker kan anses å være reversible, og ingen energi overføres inn i eller ut av pakken, slik prosess er vurdert isentropic, noe som betyr at det er ingen endring i entropi som luften pakken stiger og faller, d S = 0 {\displaystyle dS=0} ., Siden varmen utvekslet d Q = 0 {\displaystyle dQ=0} er knyttet til entropi endre d S {\displaystyle dS} av d Q = T d S {\displaystyle dQ=TdS} , ligningen som regulerer temperaturen som funksjon av høyde for en grundig blandet atmosfæren er

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

hvor S er entropi. Ligningen over sier at entropien i atmosfæren ikke endrer seg med høyden. Den hastigheten som temperaturen synker med høyden under slike forhold kalles adiabatic lapse rate.,

For tørr luft, noe som er omtrent en ideell gass, kan vi gå videre. Den adiabatic ligningen for en ideell gass er

p ( z ) − γ-γ − 1 = konstant {\displaystyle p(z){\Bigl }^{-{\frac {\gamma }{\,\gamma \,-\,1\,}}}={\tekst{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 inneholder vanndamp, så kjøling av luft kan føre til at vannet kondenserer, og atferden er ikke lenger som en ideell gass., Hvis luften er mettet damptrykk, så hastigheten synker temperaturen med høyden kalles mettet adiabatic lapse rate. Mer generelt, den faktiske hastigheten synker temperaturen med høyden, kalles miljø-lapse rate. I troposfæren, gjennomsnittlig miljø-lapse rate er en nedgang på ca 6.5°C for hver 1 km (1000 meter) i økt høyde.,

miljø-lapse rate (den faktiske hastigheten synker temperaturen med høyden, d T / d z {\displaystyle dT/dz} ) er vanligvis ikke lik adiabatic lapse rate (eller tilsvarende, d E / d z ≠ 0 {\displaystyle dS/dz\neq 0} ). Hvis den øvre luften er varmere enn forutsatt av adiabatic lapse rate ( d-S / d z > 0 {\displaystyle dS/dz>0} ), så når en pakke av luft stiger opp og utvides, vil det komme fram til den nye høyden på en lavere temperatur enn omgivelsene., I dette tilfellet, air pakken er tettere enn omgivelsene, så det synker tilbake til sin opprinnelige høyde, og luften er stabil mot å bli løftet. Hvis tvert imot, den øvre luften er kaldere enn forutsatt av adiabatic lapse rate, så når luften pakken stiger til en ny høyde vil den ha en høyere temperatur og lavere tetthet enn omgivelsene, og vil fortsette å akselerere oppover.

troposfæren er oppvarmet fra under av latent varme, longwave radiation, og fornuftig varme. Overskudd oppvarming og vertikal ekspansjon av troposfæren oppstår i tropiske strøk., På de midtre breddegrader, tropospheric temperaturer nedgang fra et gjennomsnitt på 15°C (59°F) ved havnivå til ca -55°C (-67°F) på tropopause. Ved polene, tropospheric temperaturen bare reduseres fra et gjennomsnitt på 0°C (32°F) ved havnivå til ca -45°C (-49°F) på tropopause. Ved ekvator, tropospheric temperaturer nedgang fra et gjennomsnitt på 20°C (68°F) ved havnivå til ca -70°C til -75°C (-94 å -103°F) på tropopause. Troposfæren er tynnere på polene og tykkere ved ekvator., Gjennomsnittlig tykkelse av den tropiske troposfæren er omtrent 7 kilometer høyere enn den gjennomsnittlige tropospheric tykkelse ved polene.

TropopauseEdit

tropopause er grensen regionen mellom troposfæren og stratosfæren.

å Måle temperaturen endres med høyde gjennom troposfæren og stratosfæren identifiserer plasseringen av tropopause. I troposfæren, temperaturen synker med høyden. I stratosfæren, men temperaturen holder seg konstant for en stund, og så øker med høyden., Dette kaldeste laget av atmosfæren, hvor de lapse rate endringer fra positive (i troposfæren) og negative (i stratosfæren), er definert som tropopause. Dermed tropopause er en inversjon lag, og det er liten blanding mellom de to lagene av atmosfæren.