Troposfer

Hata: 3 satırının sonunda geçerli bir bağlantı bulunamadı.

Troposfer, atmosferin yere temas eden en alt katıdır. Bu katmanda yerden yükseldikçe sıcaklık düşer. Gazların en yoğun olduğu kattır. Kalınlığı kutuplarda 6, ekvatorda 16 km. civarındadır ve mevsimlere göre değişiklik gösterir. ⓘ

Güçlü yatay ve dikey hava hareketleri görülür. Ekvator üzerindeki kalınlığı 16–17 km, 45° enlemlerinde 12 km, kutuplardaki kalınlığı ise 9–10 kmdir. Bunun nedeni ekvatorda ısınan havanın hafifleyerek yükselmesi kutuplarda ise soğuyan havanın ağırlaşarak çökmesidir. Yani ekvatorla kutuplar arasındaki sıcaklık farkıdır. İçinde değişken sıcaklığın yatay ve dikey değişimlerini etkilediği gibi, hava akımları, bulutluluk, nem, yağışlar, basınç değişiklikleri gibi meteorolojik olaylar, kaotik bir sistem içinde troposferin dünya ölçeğinde karmaşık davranış biçimini ortaya koyar ve uzun vadede iklimleri belirler; mevsimleri de ayarlar. ⓘ

Troposferde nem oranına göre her 100 metrede 0,44-0,98 °C düşer, bu oran ortalama 100 m'de 0,5 °C olarak alınır. Atmosferdeki gazların %75'i bu bölümde bulunur. Nem sadece bu katmanda bulunduğundan dolayı, hava olayları sadece troposferde, özellikle ilk 3–4 km içinde gerçekleşir. Nemin bulunduğu alt bölüme karışma bölgesi, üst katına sirüs bölgesi adı verilir. Atmosferde bulunan su buharının %99'u troposferde bulunur. ⓘ

Troposferden Stratosfere geçiş tabakasına Tropopoz adı verilir. ⓘ

Stratosfer: Tropopozdan başlayarak 50 km yüksekliğe kadar uzanır. İçerdiği ozon (O₃) molekülleri Güneş'ten gelen morötesi ışınları soğurarak bu katmanın ısınmasına yol açar. Bu nedenle, tropopoz düzeyinde -50 °C ile -60 °C arasında olan sıcaklık stratosferin alt kesimlerinde her kilometrede 1 °C, üst kesimlerinde ise her kilometrede 3 °C kadar artarak stratosferin üst sınırı olan stratopozda 0 °C düzeyine kadar yükselir. Bu sıcaklık dağılımı, stratosferin hava akımlarının son derece az olduğu bir tabaka olarak korunmasını sağlar. Bu özellik, stratosfer düzeyinde oluşan kirliliğin kalıcı olabilmesi gibi bir sakınca da yaratabilmektedir. Yeryüzündeki yaşam için ölümcül etkilere sahip morötesi ışınları süzen ozon tabakası için zararlı bileşiklerin stratosfere ulaşmasını önlemek bu açıdan önem taşımaktadır. ⓘ

Atmosferik Dolaşım: Troposferin en alt katmanı olduğu Dünya'nın gezegensel atmosferinin dolaşımının Üç Hücre Modeli. ⓘ

Troposfer, Dünya atmosferinin ilk ve en alt katmanıdır ve gezegen atmosferinin toplam kütlesinin %75'ini, toplam su buharı ve aerosol kütlesinin %99'unu içerir ve çoğu hava olayının meydana geldiği yerdir. Dünya'nın gezegen yüzeyinden itibaren troposferin ortalama yüksekliği tropik bölgelerde 18 km (11 mil; 59,000 ft); orta enlemlerde 17 km (11 mil; 56,000 ft); ve kışın kutup bölgelerinin yüksek enlemlerinde 6 km (3.7 mil; 20,000 ft); dolayısıyla troposferin ortalama yüksekliği 13 km'dir (8.1 mil; 43,000 ft). ⓘ

Troposfer terimi Yunanca tropos (dönen) ve sphaira (küre) kelimelerinden türemiştir ve dönme türbülansının hava katmanlarını karıştırdığını ve böylece troposferin yapısını ve olaylarını belirlediğini gösterir. Troposferin gezegen yüzeyine karşı dönme sürtünmesi havanın akışını etkiler ve böylece yüksekliği yüzlerce metreden 2 km'ye (1,2 mil; 6.600 ft) kadar değişen gezegensel sınır tabakasını (PBL) oluşturur. PBL'nin ölçümleri enleme, yeryüzü şekline ve meteorolojik ölçümün gerçekleştirildiği günün saatine göre değişir. Troposferin tepesinde troposferi stratosferden ayıran işlevsel atmosferik sınır olan tropopoz bulunur. Tropopoz, hava sıcaklığının yükseklikle birlikte arttığı bir inversiyon tabakası olduğundan, troposferin sıcaklığı sabit kalır. Bu tabaka en yüksek nitrojen konsantrasyonuna sahiptir. ⓘ

Dünya'nın atmosferi beş katmandan oluşmaktadır:
(i) 600+ km'deki ekzosfer;
(ii) 600 km'de termosfer;
(iii) 95-120 km'de mezosfer;
(iv) 50-60 km'de stratosfer; ve
(v) 8-15 km'de troposfer.
Ölçek, katmanların gezegen yüzeyinden stratosferin kenarına olan mesafelerinin ±50 km, yani Dünya'nın yarıçapının %1.0'inden daha az olduğunu göstermektedir. ⓘ

Troposferin yapısı

Kompozisyon

Dünya'nın gezegensel atmosferinde bir hacim kuru hava %78,08 nitrojen, %20,95 oksijen, %0,93 argon, %0,04 karbondioksit, eser gazlar ve değişken miktarlarda su buharından oluşur. Atmosferik su buharının kaynakları, sırasıyla buharlaşma ve terleme süreçleri yoluyla troposferi nemlendiren ve hava olaylarının oluşumunu etkileyen su kütleleri (okyanuslar, denizler, göller, nehirler, bataklıklar) ve gezegen yüzeyindeki bitki örtüsüdür; su buharının en büyük oranı Dünya yüzeyine en yakın atmosferdedir. Troposferin sıcaklığı, troposferi stratosferden ayıran atmosferik sınır olan tropopozda meydana gelen inversiyon katmanları yoluyla yüksek irtifada azalır. Daha yüksek irtifalarda, düşük hava sıcaklığı sonuç olarak doygunluk buhar basıncını, üst troposferdeki atmosferik su buharı miktarını azaltır. ⓘ

Basınç

Maksimum hava basıncı (atmosferin ağırlığı) deniz seviyesindedir ve yüksek irtifada azalır çünkü atmosfer hidrostatik dengededir, burada hava basıncı gezegen yüzeyindeki belirli bir noktanın üzerindeki havanın ağırlığına eşittir. Azalan hava basıncı ile yüksek irtifa arasındaki ilişki, aşağıdaki hidrostatik denklem yoluyla bir sıvının yoğunluğuna eşitlenebilir:

{\frac {dP}{dz}}=-\rho g_{n}=-{\frac {mPg_{n}}{RT}}

ⓘ

burada:

g_n standart yerçekimidir
ρ yoğunluktur ⓘ

z yüksekliktir
P basınçtır
R gaz sabitidir
T termodinamik (mutlak) sıcaklıktır
m molar kütledir ⓘ

Sıcaklık

Dünya'nın gezegen yüzeyi troposferi gizli ısı, termal radyasyon ve hissedilebilir ısı yoluyla ısıtır. Troposferin gaz katmanları coğrafi kutuplarda daha az yoğundur ve tropikal troposferin ortalama yüksekliğinin 13 km olduğu ekvatorda daha yoğundur, bu da coğrafi kutuplardaki kutup troposferinin ortalama yüksekliği olan 6.0 km'den yaklaşık 7.0 km daha fazladır; bu nedenle tropikal enlemlerde troposferde fazla ısınma ve dikey genişleme meydana gelir. Orta enlemlerde troposferik sıcaklıklar deniz seviyesinde ortalama 15°C'den (59°F) tropopozda yaklaşık -55°C'ye (-67°F) düşer. Ekvatorda, troposferik sıcaklıklar deniz seviyesinde ortalama 20°C'den (68°F) tropopozda yaklaşık -70°C ila -75°C'ye (-94 ila -103°F) düşer. Coğrafi kutuplarda, Arktik ve Antarktik bölgelerde troposferik sıcaklık deniz seviyesinde ortalama 0°C'den (32°F) tropopozda yaklaşık -45°C'ye (-49°F) düşer. ⓘ

Yükseklik

Troposferin sıcaklığı irtifa arttıkça azalır ve hava sıcaklığındaki azalma oranı Çevresel Lapse Oranı ( $-dT/dz$ ) gezegen yüzeyinin sıcaklığı ile tropopoz sıcaklığı arasındaki sayısal farkın yüksekliğe bölünmesiyle elde edilir. ELR denklemi işlevsel olarak gezegensel atmosferin statik olduğunu, hava katmanlarının dikey atmosferik konveksiyon veya türbülans yaratabilecek rüzgarlar tarafından karıştırılmadığını varsayar. ⓘ

Sıcaklık farkı, gezegen yüzeyinin güneşten gelen enerjinin çoğunu emmesinden kaynaklanır; bu enerji daha sonra dışarıya doğru yayılır ve troposferi (Dünya atmosferinin ilk katmanı) ısıtırken, yüzey ısısının üst atmosfere yayılması atmosferin bu katmanının soğumasına neden olur. ELR denklemi ayrıca atmosferin statik olduğunu varsayar, ancak ısınan hava kaldırma kuvvetine dönüşür, genişler ve yükselir. Kuru adyabatik alçalma oranı (DALR), atmosferde yükselirken kuru havanın genişlemesinin etkisini hesaba katar ve ıslak adyabatik alçalma oranı (WALR), su buharının yoğunlaşma oranının çevresel alçalma oranı üzerindeki etkisini içerir. ⓘ

Çevresel Lapse Oranı (ELR) ⓘ
Rakım Bölgesi	Lapse oranı	Lapse Oranı
(m)	(°C / km)	(°F / 1000 ft)
0.0 – 11,000	6.50	3.57
11,000 – 20,000	0.0	0.0
20,000 – 32,000	−1.0	−0.55
32,000 – 47,000	−2.8	−1.54
47,000 – 51,000	0.0	0.0
51,000 – 71,000	2.80	1.54
71,000 – 85,000	2.00	1.09

Sıkıştırma ve genleşme

Yüksek irtifalardaki düşük atmosfer basıncı nedeniyle bir hava parseli yükselir ve genişler. Hava parselinin genişlemesi çevredeki havayı dışarı doğru iter ve hava parselinden atmosfere enerji (iş olarak) aktarır. Bir hava parseline ısı yoluyla enerji aktarımı, adyabatik bir süreç olan (ısı yoluyla enerji aktarımı olmayan) çevre ile yavaş ve verimsiz bir enerji alışverişidir. Yükselen hava parselinin çevresindeki atmosfere etki ederken enerji kaybetmesi nedeniyle, ısı kaybını telafi etmek için atmosferden hava parseline ısı enerjisi aktarılmaz. Hava parseli daha yüksek irtifaya ulaştıkça enerji kaybeder ve bu da hava kütlesinin sıcaklığında bir düşüş olarak kendini gösterir. Benzer şekilde, sıkıştırılan ve gezegen yüzeyine doğru alçalan soğuk bir hava parselinde de tersi bir süreç meydana gelir. ⓘ

Bir hava parselinin sıkıştırılması ve genişletilmesi, enerjinin hava parselinin içine veya dışına aktarılmadığı tersine çevrilebilir olaylardır; atmosferik sıkıştırma ve genişletme İzentropik Süreç ( $dS=0$ ) hava parseli atmosfer içinde yükselirken veya alçalırken entropide herhangi bir değişiklik meydana gelmez. Çünkü ısı alışverişi ( $dQ=0$ ) entropideki değişim ile ilişkilidir ( $dS$ tarafından $dQ=TdS$ ) Karışık bir atmosfer için yüksekliğin bir fonksiyonu olarak hava sıcaklığını yöneten denklem şöyledir: ${\frac {\,dS\,}{dz}}=0$ Burada $S$ entropidir. İzentropik denklem, atmosferik entropinin yükseklikle değişmediğini belirtir; adyabatik atlama hızı, bu koşullar altında sıcaklığın yükseklikle azalma oranını ölçer. ⓘ

Nem oranı

Hava su buharı içeriyorsa, havanın soğutulması suyun yoğunlaşmasına neden olabilir ve hava artık ideal bir gaz olarak işlev görmez. Hava doygunluk buhar basıncındaysa, sıcaklığın rakımla azalma hızına doygun adyabatik alçalma hızı denir. Sıcaklığın rakımla birlikte azaldığı gerçek oran ise çevresel alçalma oranıdır. Troposferde ortalama çevresel alçalma oranı, her 1,0 km (1.000 m) yükseklik artışı için yaklaşık 6,5°C'lik bir düşüştür. Yaklaşık olarak ideal bir gaz olan kuru hava için adyabatik denklem şöyledir: $p(z){\Bigl [}T(z){\Bigr ]}^{-{\frac {\gamma }{\,\gamma \,-\,1\,}}}={\text{constant}}$ burada $\gamma$ ısı kapasitesi oranıdır ( $\gamma \approx \,$ 7⁄5) hava için. Hava basıncı denkleminin kombinasyonu kuru adyabatik sapma oranını verir: ${\frac {\,dT\,}{dz}}=-{\frac {\;mg\;}{R}}{\frac {\;\gamma \,-\,1\;}{\gamma }}=-9.8^{\circ }\mathrm {C/km}$ . ⓘ

Çevre

Çevresel değişim oranı ( $dT/dz$ ), sıcaklığın yükseklikle birlikte azaldığı, genellikle adyabatik bindirme oranına eşit değildir ( $dS/dz\neq 0$ ). Eğer üst hava adyabatik atlama oranı tarafından öngörülenden daha sıcaksa ( $dS/dz>0$ ), o zaman yükselen ve genişleyen bir hava parseli yeni irtifaya çevresindeki havadan daha düşük bir sıcaklıkta ulaşacaktır. Bu durumda, hava parseli çevresindeki havadan daha yoğundur ve bu nedenle kaldırılmaya karşı kararlı bir hava kütlesi olarak orijinal irtifasına geri düşer. Üst hava adyabatik bindirme oranı tarafından tahmin edilenden daha soğuksa, hava parseli yeni bir irtifaya yükseldiğinde, hava kütlesi çevredeki havadan daha yüksek bir sıcaklığa ve daha düşük bir yoğunluğa sahip olacak ve hızlanmaya ve yükselmeye devam edecektir. ⓘ

Tropopoz

Tropopoz, troposfer ve stratosfer arasındaki atmosferik sınır tabakasıdır ve troposferde ve stratosferde artan irtifaya göre sıcaklıktaki değişikliklerin ölçülmesiyle bulunur. Troposferde havanın sıcaklığı yüksek irtifada azalır, ancak stratosferde hava sıcaklığı başlangıçta sabittir ve daha sonra irtifa ile artar. Stratosferik yüksekliklerde hava sıcaklığının artması, Ozon tabakasının Dünya'nın Güneş'ten aldığı ultraviyole (UV) radyasyonu emmesi ve tutmasından kaynaklanır. Sıcaklık değişim oranının pozitif bir orandan (troposferde) negatif bir orana (stratosferde) değiştiği atmosferin en soğuk katmanı, troposfer ve stratosfer arasında hava katmanlarının sınırlı karışımının meydana geldiği bir inversiyon katmanı olarak tropopozu bulur ve tanımlar. ⓘ

Atmosferik akış

Atmosferin genel akışı batıdan doğuya doğrudur, ancak meteorolojinin zonal akış ve meridyonel akış olarak tanımladığı kuzeyden güneye akış veya güneyden kuzeye akış gibi kutupsal akışlarla kesintiye uğrayabilir. Bu terimler, atmosferin sinoptik ölçekteki lokalize alanlarını tanımlamak için kullanılır; üç hücreli model, Dünya'nın gezegensel atmosferinin bölgesel ve meridyonel akışlarını daha tam olarak açıklar. ⓘ

Üç Hücre Modeli

Zonal Akış: Zonal akış rejimi, 500 hPa yükseklik deseninde atmosferin batıdan doğuya baskın akışını gösterir. ⓘ

Meridyonal Akış: 23 Ekim 2003 meridyonal akış modeli, 500 hPa yükseklik modelinde güçlendirilmiş çukurlar ve sırtlar göstermektedir. ⓘ

Dünya atmosferinin üç hücreli modeli, enerji akışını ve gezegen atmosferinin dolaşımını tanımlamak için tropikal enlem Hadley hücresi, orta enlem Ferrel hücresi ve kutup hücresi ile atmosferin gerçek akışını tanımlar. Denge, modelin temel ilkesidir - bir yıl içinde Dünya tarafından emilen güneş enerjisinin uzaya yayılan (kaybedilen) enerjiye eşit olması. Dünya'nın enerji dengesi, Dünya gezegeninin Güneş yörüngesindeki ekseninin eğimine bağlı olarak üç atmosferik hücrenin her birine çarpan güneş ışığının değişen gücü nedeniyle her enlem için eşit olarak geçerli değildir. Sonuçta ortaya çıkan atmosferik sirkülasyon, sıcak tropikal havayı coğrafi kutuplara ve soğuk kutup havasını tropik bölgelere taşır. Üç hücrenin etkisi, Dünya'nın gezegensel atmosferindeki ısı ve nem dengesine olan eğilimdir. ⓘ

Bölgesel akış

Bölgesel akış rejimi, genel akış modelinin Dünya'nın enlem çizgileri boyunca batıdan doğuya doğru olduğu ve akışın içine zayıf kısa dalgaların gömülü olduğu anlamına gelen meteorolojik bir terimdir. "Bölge" kelimesinin kullanımı, akışın Dünya'nın enlemsel "bölgeleri" boyunca olduğunu ifade eder. Bu model bükülebilir ve böylece meridyonel bir akışa dönüşebilir. ⓘ

Meridyonel akış

Bölgesel akış büküldüğünde, atmosfer daha uzunlamasına (veya meridyonal) bir yönde akabilir ve böylece "meridyonal akış" terimi ortaya çıkar. Meridyonal akış modellerinde güçlü, güçlendirilmiş alçak basınç çukurları ve yüksek basınç sırtları bulunur ve genel modelde batıdan doğuya akıştan çok kuzey-güney akışı vardır. ⓘ