Troposfeer

samenstelling

in volume bevat droge lucht 78,08% stikstof, 20,95% zuurstof, 0,93% argon, 0,04% kooldioxide en kleine hoeveelheden andere gassen. Lucht bevat ook een variabele hoeveelheid waterdamp. Behalve het waterdampgehalte is de samenstelling van de troposfeer in wezen uniform. De bron van waterdamp is aan het aardoppervlak door het proces van verdamping. De temperatuur van de troposfeer neemt af met de hoogte., En, verzadiging dampdruk sterk afneemt naarmate de temperatuur daalt. Daarom neemt de hoeveelheid waterdamp die in de atmosfeer kan bestaan sterk af met de hoogte en is het aandeel waterdamp normaal gesproken het grootst aan het aardoppervlak.

Pressuredit

De druk van de atmosfeer is maximaal op zeeniveau en neemt af met de hoogte. Dit komt omdat de atmosfeer bijna in hydrostatisch evenwicht is zodat de druk gelijk is aan het gewicht van lucht boven een bepaald punt.,hij dichtheid in combinatie met het hydrostatische vergelijking

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

waar:

• gn is de standaard van de zwaartekracht
• ρ is de dichtheid

• z is de hoogte
• P is de druk
• R is de gasconstante
• T is de thermodynamische (absoluut) temperatuur
• m de molaire massa

Aangezien de temperatuur in beginsel ook afhankelijk van de hoogte heeft men een tweede vergelijking voor het bepalen van de druk als functie van de hoogte als in de volgende sectie besproken.,

Temperatuuredit

De temperatuur van de troposfeer neemt over het algemeen af naarmate de hoogte toeneemt., De snelheid waarmee de temperatuur daalt, – d T / d z {\displaystyle-dT / dz}, wordt de omgevingslassingssnelheid (ELR) genoemd. De ELR is niets meer dan het verschil in temperatuur tussen het oppervlak en de tropopauze gedeeld door de hoogte. De ELR gaat ervan uit dat de lucht perfect stilstaat, dat wil zeggen dat er geen vermenging is van de luchtlagen van verticale convectie, noch wind die turbulentie zou veroorzaken en dus vermenging van de luchtlagen., De reden voor dit temperatuurverschil is dat de grond het grootste deel van de energie van de zon absorbeert, die dan de lagere niveaus van de atmosfeer verwarmt waarmee het in contact staat. Ondertussen resulteert de straling van warmte aan de bovenkant van de atmosfeer in de afkoeling van dat deel van de atmosfeer.

de ELR gaat ervan uit dat de atmosfeer nog steeds aanwezig is, maar als de lucht wordt verwarmd, wordt deze drijvend en stijgt op., De droge adiabatische lapse rate is verantwoordelijk voor het effect van de expansie van droge lucht als het stijgt in de atmosfeer en natte adiabatische lapse rate omvatten het effect van de condensatie van waterdamp op de lapse rate.

wanneer een pakket lucht stijgt, zet het uit omdat de druk op grotere hoogtes lager is. Terwijl het luchtpakket zich uitbreidt, duwt het de omringende lucht naar buiten, waardoor energie in de vorm van werk van dat perceel naar de atmosfeer wordt overgebracht. Aangezien de energieoverdracht door middel van warmte naar een perceel lucht zeer traag verloopt, wordt ervan uitgegaan dat er geen energie door middel van warmte met de omgeving wordt uitgewisseld., Een dergelijk proces wordt een adiabatisch proces genoemd (geen energieoverdracht door warmte). Aangezien het stijgende luchtparceel energie verliest omdat het op de omringende atmosfeer werkt en er geen energie wordt overgedragen als warmte uit de atmosfeer om het verlies te compenseren, verliest het luchtparceel energie, wat zich manifesteert als een daling van de temperatuur van het luchtparceel. Het omgekeerde zal natuurlijk gelden voor een stuk lucht dat zinkt en samengedrukt wordt.,

omdat het proces van compressie en expansie van een luchtparceel als omkeerbaar kan worden beschouwd en er geen energie in of uit het perceel wordt overgebracht, wordt een dergelijk proces als isentropisch beschouwd, wat betekent dat er geen verandering is in entropie als het luchtparceel stijgt en valt, d S = 0 {\displaystyle dS=0} ., Omdat de warmtewisselde D Q = 0 {\displaystyle dQ = 0} gerelateerd is aan de entropieverandering D S {\displaystyle dS} door d Q = T d s {\displaystyle dQ=TdS} , is de vergelijking die de temperatuur als functie van de hoogte voor een grondig gemengde atmosfeer bestuurt

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

waarbij S de entropie is. De bovenstaande vergelijking stelt dat de entropie van de atmosfeer niet verandert met de hoogte. De snelheid waarmee de temperatuur daalt met de hoogte onder dergelijke omstandigheden wordt de adiabatische lapse rate genoemd.,

voor droge lucht, dat ongeveer een ideaal gas is, kunnen we verder gaan. De adiabatische vergelijking voor een ideaal gas is

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

Als de lucht bevat waterdamp, dan is het koelen van de lucht kan leiden tot het water om te condenseren, en het gedrag is niet langer die van een ideaal gas., Als de lucht is op de verzadigde dampdruk, dan is de snelheid waarmee de temperatuur daalt met de hoogte wordt genoemd de verzadigde adiabatische lapse tarief. Meer in het algemeen, de werkelijke snelheid waarmee de temperatuur daalt met hoogte wordt genoemd de milieu-lapse tarief. In de troposfeer is de gemiddelde omgevingslooptijd een daling van ongeveer 6,5°C voor elke 1 km (1.000 meter) in verhoogde hoogte.,

De omgevingslassesnelheid (de werkelijke snelheid waarbij de temperatuur daalt met de hoogte, d T / d z {\displaystyle dt/dz}) is meestal niet gelijk aan de adiabatische lapsesnelheid (of dienovereenkomstig, d S / D Z ≠ 0 {\displaystyle dS/dz\neq 0} ). Als de bovenste lucht warmer is dan voorspeld door de adiabatische lapse rate (d S / d z > 0 {\displaystyle dS/dz>0} ), dan wanneer een pakket lucht stijgt en uitzet, zal het op de nieuwe hoogte komen bij een lagere temperatuur dan zijn omgeving., In dit geval is het luchtpakket dichter dan zijn omgeving, dus zinkt het terug naar zijn oorspronkelijke hoogte, en de lucht is stabiel tegen gehesen. Als daarentegen de bovenste lucht koeler is dan voorspeld door de adiabatische lapse rate, dan zal het luchtperceel op zijn nieuwe hoogte een hogere temperatuur en een lagere dichtheid hebben dan zijn omgeving en zal blijven versnellen.

de troposfeer wordt van onderaf verwarmd door latente warmte, lange golfstraling en gevoelige warmte. Overtollige verwarming en verticale expansie van de troposfeer vindt plaats in de tropen., Op de middelste breedtegraden daalt de troposferische temperatuur van gemiddeld 15°C op zeeniveau tot ongeveer -55°C in de tropopauze. Op de Polen daalt de troposferische temperatuur slechts van een gemiddelde van 0°C (32°F) op zeeniveau tot ongeveer -45°C (-49°F) in de tropopauze. Op de evenaar daalt de troposferische temperatuur van een gemiddelde van 20°C (68 ° F) op zeeniveau tot ongeveer -70°C tot -75°C (-94 tot -103°F) in de tropopauze. De troposfeer is dunner aan de polen en dikker aan de evenaar., De gemiddelde dikte van de tropische troposfeer is ongeveer 7 kilometer groter dan de gemiddelde troposferische dikte op de Polen.

TropopauseEdit

De tropopause is het grensgebied tussen de troposfeer en de stratosfeer.

Het meten van de temperatuurverandering met de hoogte door de troposfeer en de stratosfeer identificeert de locatie van de tropopauze. In de troposfeer neemt de temperatuur af met de hoogte. In de stratosfeer blijft de temperatuur echter een tijdje constant en neemt dan toe met de hoogte., Deze koudste laag van de atmosfeer, waar de tijdspanne verandert van positief (in de troposfeer) naar negatief (in de stratosfeer), wordt gedefinieerd als de tropopauze. De tropopause is dus een inversielaag en er is weinig vermenging tussen de twee lagen van de atmosfeer.