Die Troposphäre ist der niedrigste Teil der Atmosphäre der Erde. Es enthält etwa 80 % der Masse der Atmosphäre und 99 % seines Wasserdampfs und Aerosole.

Die durchschnittliche Tiefe der Troposphäre ist ungefähr in den mittleren Breiten. Es ist in den Wendekreisen, bis dazu tiefer, und in der Nähe von den polaren Gebieten, an im Sommer seichter, und im Winter undeutlich. Der niedrigste Teil der Troposphäre, wo Reibung mit dem Oberflächeneinfluss-Luftstrom der Erde, ist die planetarische Grenzschicht. Diese Schicht ist normalerweise einige hundert Meter zu tief abhängig vom landform und Zeit des Tages. Die Grenze zwischen der Troposphäre und Stratosphäre, genannt die Tropopause, ist eine Temperaturinversion.

Die Worttroposphäre ist zurückzuführen, um "sich zu drehen" oder "sich zu vermischen", die Tatsache dass unruhige sich vermischende Spiele eine wichtige Rolle in der Struktur und Verhalten der Troposphäre widerspiegelnd. Die meisten Phänomene, die wir mit dem täglichen Wetter vereinigen, kommen in der Troposphäre vor.

Druck und Temperaturstruktur

Zusammensetzung

Die chemische Zusammensetzung der Troposphäre ist mit der bemerkenswerten Ausnahme des Wasserdampfs im Wesentlichen gleichförmig. Die Quelle des Wasserdampfs ist an der Oberfläche durch die Prozesse der Eindampfung und Transpiration. Außerdem nehmen die Temperatur der Troposphäre-Abnahmen mit der Höhe und der Sättigungsdampf-Druck stark ab, als Temperatur fällt, so nimmt der Betrag des Wasserdampfs, der in der Atmosphäre bestehen kann, stark mit der Höhe ab. So ist das Verhältnis des Wasserdampfs normalerweise in der Nähe von der Oberfläche und den Abnahmen mit der Höhe am größten.

Druck

Der Druck der Atmosphäre ist auf Meereshöhe maximal und nimmt mit der höheren Höhe ab. Das ist, weil die Atmosphäre sehr fast im hydrostatischen Gleichgewicht ist, so dass der Druck dem Gewicht von Luft über einem gegebenen Punkt gleich ist. Die Änderung im Druck mit der Höhe, kann deshalb zur Dichte mit dieser hydrostatischen Gleichung ausgeglichen werden:

wo:

:*g ist der Standardernst

:*ρ ist die Dichte

:*z ist die Höhe

:*p ist der Druck

:*R ist der unveränderliche Gas-

:*T ist die thermodynamische (absolute) Temperatur

:*m ist die Mahlzahn-Masse

Da Temperatur im Prinzip auch von Höhe abhängt, braucht man eine zweite Gleichung, um den Druck als eine Funktion der Höhe, wie besprochen, im folgenden section. * zu bestimmen

Temperatur

Die Temperatur der Troposphäre nimmt allgemein ab, als Höhe zunimmt. Die Rate, an der die Temperatur abnimmt, wird die Umweltversehen-Rate (ELR) genannt.

Der ELR ist nichts anderes als der Unterschied in der Temperatur zwischen der Oberfläche und der durch die Höhe geteilten Tropopause. Der Grund für diesen Temperaturunterschied ist die Absorption der Energie der Sonne kommt am Boden vor, der die niedrigeren Ebenen der Atmosphäre heizt, und die Radiation der Hitze an der Oberseite von der Atmosphäre vorkommt, die die Erde, dieser Prozess abkühlt, der das gesamte Hitzegleichgewicht der Erde aufrechterhält.

Als Pakete von Luft im Atmosphäre-Anstieg und Fall erleben sie auch Änderungen in der Temperatur aus Gründen, die unten beschrieben sind. Die Rate der Änderung der Temperatur im Paket kann weniger sein als oder mehr als der ELR.

Wenn ein Paket von Luftanstiegen, es sich ausbreitet, weil der Druck an höheren Höhen niedriger ist. Als sich das Luftpaket ausbreitet, stößt es im Rundfunk darum, Arbeit tuend; aber allgemein gewinnt es Hitze im Austausch von seiner Umgebung nicht, weil sein Thermalleitvermögen niedrig ist (solch ein Prozess wird adiabatisch genannt). Da das Paket wirklich arbeitet und keine Hitze gewinnt, verliert es Energie, und so nimmt seine Temperatur ab. (Die Rückseite wird natürlich für ein sinkendes Paket von Luft wahr sein.)

Da die ausgetauschte Hitze mit der Wärmegewicht-Änderung durch, die Gleichung verbunden ist, die Temperatur regelnd, weil eine Funktion der Höhe für eine völlig Mischatmosphäre ist

wo S das Wärmegewicht ist. Die Rate, an denen Temperaturabnahmen mit der Höhe unter solchen Bedingungen die adiabatische Versehen-Rate genannt wird.

Für trockene Luft, die ungefähr ein ideale Benzin ist, können wir weiter weitergehen. Die adiabatische Gleichung für ein ideales Benzin ist

wo das Hitzehöchstverhältnis (=7/5, für Luft) ist. Sich mit der Gleichung für den Druck verbindend, kommt man in die trockene adiabatische Versehen-Rate, an

Wenn die Luft Wasserdampf enthält, dann kann das Abkühlen der Luft das Wasser veranlassen sich zu verdichten, und das Verhalten ist nicht mehr das eines idealen Benzins. Wenn die Luft am durchtränkten Dampf-Druck ist, dann wird die Rate, an der Temperatur mit der Höhe fällt, die durchtränkte adiabatische Versehen-Rate genannt. Mehr allgemein, die wirkliche Rate, an der die Temperaturfälle mit der Höhe die Umweltversehen-Rate genannt wird.

In der Troposphäre ist die durchschnittliche Umweltversehen-Rate ein Fall von ungefähr 6.5 °C für jeden 1 km (1,000 Meter) in der vergrößerten Höhe.

Die Umweltversehen-Rate (die wirkliche Rate an der Temperaturfälle mit der Höhe,) ist der adiabatischen Versehen-Rate (oder entsprechend,) nicht gewöhnlich gleich. Wenn die obere Luft wärmer ist als vorausgesagt durch die adiabatische Versehen-Rate , dann wenn sich ein Paket von Luft erhebt und sich ausbreitet, wird es die neue Höhe bei einer niedrigeren Temperatur erreichen als seine Umgebungen. In diesem Fall ist das Luftpaket dichter als seine Umgebungen, so sinkt es zurück zu seiner ursprünglichen Höhe, und die Luft dagegen stabil ist, gehoben zu werden. Wenn, im Gegenteil, die obere Luft kühler ist als vorausgesagt durch die adiabatische Versehen-Rate, dann wenn sich das Luftpaket zu seiner neuen Höhe erhebt, wird es eine höhere Temperatur und eine niedrigere Dichte haben als seine Umgebungen und wird fortsetzen, sich aufwärts zu beschleunigen.

Temperaturen nehmen an mittleren Breiten von einem Durchschnitt 15°C auf Meereshöhe zu ungefähr-55°c an der Oberseite von der Tropopause ab. An den Polen ist die Troposphäre dünner, und die Temperatur nimmt nur zu-45°c ab, während am Äquator die Temperatur an der Oberseite von der Troposphäre-75°c erreichen kann.

Tropopause

Die Tropopause ist das Grenzgebiet zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre.

Das Messen der Temperaturänderung mit der Höhe durch die Troposphäre und die Stratosphäre identifiziert die Position der Tropopause. In der Troposphäre nimmt Temperatur mit der Höhe ab. In der Stratosphäre, jedoch, bleibt die Temperatur unveränderlich eine Zeit lang und nimmt dann mit der Höhe zu. Das Gebiet der Atmosphäre, wo sich die Versehen-Rate vom positiven (in der Troposphäre) zum negativen (in der Stratosphäre) ändert, wird als die Tropopause definiert. So ist die Tropopause eine Inversionsschicht, und es gibt wenig Mischen zwischen den zwei Schichten der Atmosphäre.

Atmosphärischer Fluss

Der Fluss der Atmosphäre bewegt sich allgemein in einem Westen zur Ostrichtung. Das kann häufig jedoch unterbrochen werden, einen nördlicheren nach Süden oder Süden zum Nordfluss schaffend. Diese Drehbücher werden häufig in der Meteorologie als zonenartig oder Südländer beschrieben. Diese Begriffe neigen jedoch dazu, in der Verweisung auf lokalisierte Gebiete der Atmosphäre (an einer synoptischen Skala)) gebraucht zu werden. Eine vollere Erklärung des Flusses der Atmosphäre um die Erde kann als Ganzes im Drei-Zellen-Modell gefunden werden.

Zonenfluss

Ein Zonenfluss-Regime ist der meteorologische Begriff, der bedeutet, dass das allgemeine Fluss-Muster Westens zu den Osten entlang den Breite-Linien der Erde mit schwachen im Fluss eingebetteten Kurzwellen ist. Der Gebrauch des Wortes "Zone" bezieht sich auf den Fluss, der entlang den Breiten"Zonen" der Erde ist. Dieses Muster kann sich verbiegen und so ein Südländer-Fluss werden.

Südländer-Fluss

Wenn die Zonenfluss-Schnallen, die Atmosphäre in einem längs gerichteteren (oder Südländer) Richtung überfluten kann, und so der Begriff "Südländer--Fluss" entsteht. Südländer-Fluss-Muster-Eigenschaft starke, verstärkte Tröge und Kämme, mit mehr Nordsüdfluss im allgemeinen Muster als Westen zum Osten Fluss.

Drei-Zellen-Modell

Das drei Zellmodell versucht, den wirklichen Fluss der Atmosphäre der Erde als Ganzes zu beschreiben. Es teilt die Erde ins tropische (Zelle von Hadley), Mitte Breite (Zelle von Ferrel), und polar (polare Zelle) Gebiete, sich mit Energiefluss und globalem Umlauf befassend. Sein grundsätzlicher Grundsatz ist der des Gleichgewichtes - die Energie, die die Erde von der Sonne absorbiert, jedes Jahr ist dem gleich, das es zurück in den Raum verliert, aber das ist jedoch nicht ein Gleichgewicht, das genau in jeder Breite wegen der unterschiedlichen Kraft der Sonne in jeder "Zelle" aufrechterhalten ist, die sich aus der Neigung der Achse der Erde in Bezug auf seine Bahn ergibt. Es demonstriert, dass ein Muster erscheint, um diesen des Ozeans widerzuspiegeln - setzen die Wendekreise nicht fort, wärmer zu werden, weil die Atmosphäre warme Luft poleward und kalte Luft equatorward transportiert, dessen Zweck scheint, dieser des Hitze- und Feuchtigkeitsvertriebs um den Planeten zu sein.

Synoptische Skala-Beobachtungen und Konzepte

Das Zwingen

Das Zwingen ist ein von Meteorologen gebrauchter Begriff, um die Situation zu beschreiben, wo eine Änderung oder ein Ereignis in einem Teil der Atmosphäre eine verstärkende Änderung in einem anderen Teil der Atmosphäre verursachen. Es wird gewöhnlich verwendet, um Verbindungen zwischen oberen, mittleren oder niedrigeren Ebenen (wie Abschweifung des oberen Niveaus zu beschreiben, die Konvergenz der niedrigeren Ebene in der Zyklon-Bildung verursacht), aber kann manchmal auch verwendet werden, um solche Verbindungen über die Entfernung aber nicht Höhe allein zu beschreiben. In etwas Hinsicht konnten Fernverbindungen als ein Typ des Zwingens betrachtet werden.

Abschweifung und Konvergenz

Ein Gebiet der Konvergenz ist dasjenige, in dem die Gesamtmasse von Luft mit der Zeit zunimmt, auf eine Zunahme im Druck an Positionen unter dem Konvergenz-Niveau hinauslaufend (rufen Sie zurück, dass atmosphärischer Druck gerade das Gesamtgewicht von Luft über einem gegebenen Punkt ist). Abschweifung ist das Gegenteil der Konvergenz - ein Gebiet, wo die Gesamtmasse von Luft mit der Zeit abnimmt, auf fallenden Druck auf Gebiete unter dem Gebiet der Abschweifung hinauslaufend. Wo Abschweifung in der oberen Atmosphäre vorkommt, wird es Luft geben, die eingeht, um zu versuchen, den Nettoverlust der Masse zu erwägen (das wird den Grundsatz der Massenbewahrung genannt), und es gibt eine resultierende nach oben gerichtete Bewegung (positive vertikale Geschwindigkeit). Eine andere Weise, das festzusetzen, ist zu sagen, dass Gebiete der oberen Luftabschweifung der Konvergenz der niedrigeren Ebene, Zyklon-Bildung und positiven vertikalen Geschwindigkeit förderlich sind. Deshalb ist das Identifizieren von Gebieten der oberen Luftabschweifung ein wichtiger Schritt in der Vorhersage der Bildung eines Oberflächentiefdruck-Gebiets.

Links

• Zusammensetzung der Atmosphäre, von der Universität der Physik-Abteilung von Tennessee
• Chemische Reaktionen in der Atmosphäre
• http://encarta.msn.com/encyclopedia_761571037_3/Meteorology.html#s12 (Archiviert am 2009-10-31)