Troposfär

CompositionEdit

volym innehåller torr luft 78.08% kväve, 20.95% syre, 0.93% argon, 0.04% koldioxid och små mängder andra gaser. Luft innehåller också en variabel mängd vattenånga. Förutom vattenångans innehåll är troposfärens sammansättning väsentligen likformig. Källan för vattenånga ligger vid jordens yta genom förångningsprocessen. Troposfärens temperatur minskar med höjd., Och mättnadsångtrycket minskar starkt när temperaturen sjunker. Därför minskar mängden vattenånga som kan existera i atmosfären starkt med höjd och andelen vattenånga är normalt störst nära jordens yta.

PressureEdit

atmosfärens tryck är maximalt vid havsnivå och minskar med höjd. Detta beror på att atmosfären är väldigt nära i hydrostatisk jämvikt så att trycket är lika med luftens vikt över en given punkt.,densiteten med den hydrostatiska ekvationen

d p d z = − ρ g n = − m p g n r T {\displaystyle {\frac {dP}{dz}}=-\Rho g_{n}=-{\frac {mPg_{n}}{RT}}}

var:

• gn är standard gravitationen
• ρ är densiteten

• /li>
• p är trycket
• R är gaskonstanten
• t är den termodynamiska (absoluta) temperaturen
• m är molmassan

eftersom temperaturen i princip också beror på höjd, behöver man en andra ekvation för att bestämma trycket som en funktion av höjd som diskuteras i nästa avsnitt.,

TemperatureEdit

troposfärens temperatur minskar i allmänhet när höjden ökar., Den hastighet vid vilken temperaturen minskar,- d T / d z {\displaystyle-dt/dz}, kallas environmental lapse rate (ELR). ELR är inget annat än skillnaden i temperatur mellan ytan och tropopausen dividerad med höjden. ELR förutsätter att luften är helt stilla, dvs att det inte finns någon blandning av luftskikten från vertikal konvektion, eller vindar som skulle skapa turbulens och därmed blandning av luftskikten., Anledningen till denna temperaturskillnad är att marken absorberar det mesta av solens energi, som sedan värmer de lägre nivåerna av atmosfären som den är i kontakt med. Samtidigt resulterar strålningen av värme på toppen av atmosfären i kylningen av den delen av atmosfären.

ELR förutsätter att atmosfären fortfarande är, men när luften värms upp blir den flytande och stiger., Den torra adiabatiska bortfallshastigheten står för effekten av expansionen av torr luft när den stiger i atmosfären och våta adiabatiska bortfallshastigheter inkluderar effekten av kondensation av vattenånga i bortfallshastigheten.

När ett luftpaket stiger expanderar det eftersom trycket är lägre vid högre höjder. När luftpaketet expanderar trycker den omgivande luften utåt och överför energi i form av arbete från det paketet till atmosfären. Eftersom energiöverföring till ett luftpaket genom värme är mycket långsamt antas det inte att utbyta energi genom värme med miljön., En sådan process kallas en adiabatisk process (ingen energiöverföring genom värme). Eftersom det stigande luftpaketet förlorar energi som det fungerar på den omgivande atmosfären och ingen energi överförs till den som värme från atmosfären för att kompensera för förlusten, förlorar luftpaketet energi, vilket manifesterar sig som en minskning av luftpaketets temperatur. Det omvända kommer naturligtvis att vara sant för ett luftpaket som sjunker och komprimeras.,

eftersom processen för komprimering och expansion av ett luftpaket kan anses vara reversibel och ingen energi överförs till eller ut ur paketet, anses en sådan process vara isentropisk, vilket innebär att det inte finns någon förändring i entropi när luftpaketet stiger och faller, d s = 0 {\displaystyle DS=0} ., Eftersom den värmeväxlade D Q = 0 {\displaystyle dQ=0} är relaterad till entropiändringen d s {\displaystyle ds} av d Q = T D s {\displaystyle dQ = TDS}, är ekvationen som reglerar temperaturen som en funktion av höjd för en grundligt blandad atmosfär

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

var S är entropin. Ovanstående ekvation säger att atmosfärens entropi inte förändras med höjd. Den hastighet vid vilken temperaturen minskar med höjd under sådana förhållanden kallas adiabatisk lapse-hastigheten.,

för torr luft, som är ungefär en idealisk gas, kan vi fortsätta vidare. Den adiabatiska ekvationen för en idealisk gas är

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

Om luften innehåller vattenånga, kan kylning av luften orsaka att vattnet kondenseras,och beteendet är inte längre en idealisk gas., Om luften är vid det mättade ångtrycket kallas den hastighet vid vilken temperaturen sjunker med höjd den mättade adiabatiska lapse-hastigheten. Mer allmänt kallas den faktiska hastigheten vid vilken temperaturen sjunker med höjd miljöförloppet. I troposfären är den genomsnittliga miljöförlusten en droppe på ca 6,5 ° C för varje 1 km (1000 meter) i ökad höjd.,

miljöavkastningen (den faktiska hastigheten vid vilken temperaturen sjunker med höjd, d t/d z {\displaystyle dT / dz} ) är vanligtvis inte lika med adiabatisk lapse-hastigheten (eller motsvarande, d s / d z 0 {\displaystyle dS / DZ \ neq 0}). Om den övre luften är varmare än vad som förutses av den adiabatiska lapse rate (d s / d z > 0 {\displaystyle dS/dz>0} ), då när ett luftpaket stiger och expanderar, kommer det fram till den nya höjden vid en lägre temperatur än omgivningen., I detta fall är luftpaketet tätare än omgivningen, så det sjunker tillbaka till sin ursprungliga höjd och luften är stabil mot att lyftas. Om den övre luften tvärtom är kallare än vad som förutspåtts av adiabatisk lapse-hastigheten, då när luftpaketet stiger till sin nya höjd kommer det att ha en högre temperatur och en lägre densitet än omgivningen och fortsätter att accelerera uppåt.

troposfären upphettas underifrån genom latent värme, långvågsstrålning och förnuftig värme. Överskottsuppvärmning och vertikal expansion av troposfären sker i troperna., Vid mellersta breddgrader, troposfäriska temperaturer minskar från i genomsnitt 15 ° C (59°f) vid havsnivån till ca -55°C (-67°F) vid tropopausen. Vid polerna minskar troposfärens temperatur endast från i genomsnitt 0°C (32°F) vid havsnivån till ca -45°C (-49 ° F) vid tropopausen. Vid ekvatorn sjunker troposfäriska temperaturer från i genomsnitt 20 ° C (68°F) vid havsnivån till ca -70°C till -75°C (-94 till -103°F) vid tropopausen. Troposfären är tunnare vid polerna och tjockare vid ekvatorn., Den genomsnittliga tjockleken på den tropiska troposfären är ungefär 7 kilometer större än den genomsnittliga troposfäriska tjockleken vid polerna.

TropopauseEdit

tropopausen är gränsområdet mellan troposfären och stratosfären.

mätning av temperaturförändringen med höjd genom troposfären och stratosfären identifierar platsen för tropopausen. I troposfären minskar temperaturen med höjd. I stratosfären förblir emellertid temperaturen konstant ett tag och ökar sedan med höjd., Detta kallaste skikt av atmosfären, där varvtalet ändras från positivt (i troposfären) till negativt (i stratosfären), definieras som tropopausen. Således är tropopausen ett inversionsskikt, och det finns liten blandning mellan de två lagren av atmosfären.