La troposfera es la capa más baja de la atmósfera de la Tierra . Contiene el 75% de la masa total de la atmósfera planetaria y el 99% de la masa total de vapor de agua y aerosoles , y es donde se producen la mayoría de los fenómenos meteorológicos . [1] Desde la superficie planetaria de la Tierra, la altura promedio de la troposfera es de 18 km (11 millas; 59.000 pies) en los trópicos ; 17 km (11 millas; 56.000 pies) en las latitudes medias ; y 6 km (3,7 millas; 20.000 pies) en las altas latitudes de las regiones polares en invierno; por tanto, la altura media de la troposfera es de 13 km (8,1 millas; 43.000 pies).
El término troposfera deriva de las palabras griegas tropos (rotación) y sphaira (esfera), que indican que la turbulencia rotacional mezcla las capas de aire y determina así la estructura y los fenómenos de la troposfera. [2] La fricción rotacional de la troposfera contra la superficie planetaria afecta el flujo del aire y, por lo tanto, forma la capa límite planetaria (PBL) que varía en altura desde cientos de metros hasta 2 km (1,2 millas; 6600 pies). Las medidas del PBL varían según la latitud, el relieve y la hora del día en que se realiza la medición meteorológica. En la cima de la troposfera se encuentra la tropopausa , que es el borde atmosférico funcional que delimita la troposfera de la estratosfera . Como tal, debido a que la tropopausa es una capa de inversión en la que la temperatura del aire aumenta con la altitud, la temperatura de la tropopausa permanece constante. [2] La capa tiene la mayor concentración de nitrógeno.
En la atmósfera planetaria de la Tierra, un volumen de aire seco está compuesto por 78,08% de nitrógeno , 20,95% de oxígeno , 0,93% de argón , 0,04% de dióxido de carbono , gases traza y cantidades variables de vapor de agua . Las fuentes de vapor de agua atmosférico son los cuerpos de agua (océanos, mares, lagos, ríos, pantanos) y la vegetación de la superficie planetaria , que humidifican la troposfera mediante los procesos de evaporación y transpiración respectivamente, y que influyen en la aparición del clima. fenómenos; La mayor proporción de vapor de agua se encuentra en la atmósfera más cercana a la superficie de la Tierra. La temperatura de la troposfera disminuye a gran altura a través de las capas de inversión que se producen en la tropopausa , que es el límite atmosférico que delimita la troposfera de la estratosfera . En altitudes más altas, la baja temperatura del aire disminuye en consecuencia la presión de vapor de saturación , la cantidad de vapor de agua atmosférico en la troposfera superior.
La presión máxima del aire (peso de la atmósfera) está al nivel del mar y disminuye a gran altura porque la atmósfera está en equilibrio hidrostático , donde la presión del aire es igual al peso del aire sobre un punto determinado de la superficie planetaria. La relación entre la disminución de la presión del aire y la gran altitud se puede equiparar a la densidad de un fluido, mediante la siguiente ecuación hidrostática :
dónde:
La superficie planetaria de la Tierra calienta la troposfera mediante calor latente , radiación térmica y calor sensible . Las capas de gas de la troposfera son menos densas en los polos geográficos y más densas en el ecuador, donde la altura promedio de la troposfera tropical es de 13 km, aproximadamente 7,0 km mayor que la altura promedio de 6,0 km de la troposfera polar en los polos geográficos; por lo tanto, en las latitudes tropicales se produce un calentamiento excesivo y una expansión vertical de la troposfera. En las latitudes medias, las temperaturas troposféricas disminuyen desde una temperatura promedio de 15 °C (59 °F) al nivel del mar hasta aproximadamente -55 °C (-67 °F) en la tropopausa . En el ecuador , las temperaturas troposféricas disminuyen desde una temperatura promedio de 20 °C (68 °F) al nivel del mar hasta aproximadamente -70 °C a -75 °C (-94 a -103 °F) en la tropopausa. En los polos geográficos , las regiones ártica y antártica , la temperatura troposférica disminuye desde una temperatura promedio de 0°C (32°F) al nivel del mar hasta aproximadamente -45°C (-45F) en la tropopausa. [4]
La temperatura de la troposfera disminuye con el aumento de la altitud, y la tasa de disminución de la temperatura del aire se mide con la Tasa de Lapso Ambiental ( ), que es la diferencia numérica entre la temperatura de la superficie planetaria y la temperatura de la tropopausa dividida por la altitud. Funcionalmente, la ecuación ELR supone que la atmósfera planetaria es estática, que no hay mezcla de las capas de aire, ni por convección atmosférica vertical ni por vientos que puedan crear turbulencias.
La diferencia de temperatura se debe a que la superficie planetaria absorbe la mayor parte de la energía del sol, que luego irradia hacia el exterior y calienta la troposfera (la primera capa de la atmósfera de la Tierra), mientras que la radiación del calor de la superficie hacia la atmósfera superior produce el enfriamiento. de esa capa de la atmósfera. La ecuación ELR también supone que la atmósfera es estática, pero el aire caliente flota, se expande y asciende. La tasa de caída adiabática seca (DALR) tiene en cuenta el efecto de la expansión del aire seco a medida que asciende en la atmósfera, y la tasa de caída adiabática húmeda (WALR) incluye el efecto de la tasa de condensación del vapor de agua sobre la tasa de caída ambiental. .
Una porción de aire se eleva y se expande debido a la menor presión atmosférica a grandes altitudes. La expansión de la parcela de aire empuja hacia afuera el aire circundante y transfiere energía (como trabajo ) de la parcela de aire a la atmósfera. Transferir energía a una porción de aire mediante calor es un intercambio lento e ineficiente de energía con el medio ambiente, que es un proceso adiabático (sin transferencia de energía mediante calor). A medida que la porción de aire ascendente pierde energía mientras actúa sobre la atmósfera circundante, no se transfiere energía térmica de la atmósfera a la porción de aire para compensar la pérdida de calor. La porción de aire pierde energía a medida que alcanza mayor altitud, lo que se manifiesta como una disminución de la temperatura de la masa de aire. De manera análoga, el proceso inverso ocurre dentro de una porción de aire frío que se comprime y se hunde hasta la superficie planetaria. [2]
La compresión y la expansión de una masa de aire son fenómenos reversibles en los que la energía no se transfiere hacia dentro o fuera de la masa de aire; La compresión y expansión atmosférica se miden como un proceso isentrópico ( ) en el que no se produce ningún cambio en la entropía a medida que la porción de aire sube o baja dentro de la atmósfera. Debido a que el calor intercambiado ( ) está relacionado con el cambio de entropía ( por ), la ecuación que rige la temperatura del aire en función de la altitud para una atmósfera mixta es: donde S es la entropía. La ecuación isentrópica establece que la entropía atmosférica no cambia con la altitud; la tasa de caída adiabática mide la tasa a la que la temperatura disminuye con la altitud en tales condiciones.
Si el aire contiene vapor de agua , el enfriamiento del aire puede hacer que el agua se condense y el aire ya no funcione como un gas ideal. Si el aire está a la presión de vapor de saturación , entonces la tasa a la que la temperatura disminuye con la altitud se llama tasa de caída adiabática saturada . La tasa real a la que la temperatura disminuye con la altitud es la tasa de caída ambiental . En la troposfera, la tasa media de caída ambiental es una disminución de aproximadamente 6,5°C por cada 1,0 km (1.000 m) de aumento de altitud. [2] Para el aire seco, un gas aproximadamente ideal , la ecuación adiabática es: donde es la relación de capacidad calorífica ( 7 ⁄ 5 ) del aire. La combinación de la ecuación para la presión del aire produce el gradiente adiabático seco : . [5] [6]
La tasa de caída ambiental ( ), en la que la temperatura disminuye con la altitud, generalmente no es igual a la tasa de caída adiabática ( ). Si el aire superior es más cálido de lo previsto por la tasa de caída adiabática ( ), entonces una porción de aire ascendente y en expansión llegará a la nueva altitud a una temperatura más baja que el aire circundante. En cuyo caso, la parcela de aire es más densa que el aire circundante y, por lo tanto, vuelve a su altitud original como una masa de aire estable contra el levantamiento. Si el aire superior es más frío de lo previsto por la tasa de caída adiabática, entonces, cuando la parcela de aire se eleva a una nueva altitud, la masa de aire tendrá una temperatura más alta y una densidad más baja que el aire circundante y continuará acelerándose y ascendiendo. [2] [3]
La tropopausa es la capa límite atmosférica entre la troposfera y la estratosfera , y se localiza midiendo los cambios de temperatura en relación con el aumento de altitud en la troposfera y en la estratosfera. En la troposfera, la temperatura del aire disminuye a gran altura, sin embargo, en la estratosfera la temperatura del aire inicialmente es constante y luego aumenta con la altitud. El aumento de la temperatura del aire en altitudes estratosféricas se debe a la absorción y retención por parte de la capa de ozono de la radiación ultravioleta (UV) que la Tierra recibe del Sol. [7] La capa más fría de la atmósfera, donde la tasa de caída de temperatura cambia de una tasa positiva (en la troposfera) a una tasa negativa (en la estratosfera), ubica e identifica la tropopausa como una capa de inversión en la que se mezclan limitadamente las capas de aire. ocurre entre la troposfera y la estratosfera. [2]
El flujo general de la atmósfera es de oeste a este, que, sin embargo, puede verse interrumpido por flujos polares, ya sea de norte a sur o de sur a norte, que la meteorología describe como flujo zonal y como flujo meridional. fluir. Los términos se utilizan para describir áreas localizadas de la atmósfera a escala sinóptica ; el modelo de tres células explica más completamente los flujos zonales y meridionales de la atmósfera planetaria de la Tierra.
El modelo de tres células de la atmósfera de la Tierra describe el flujo real de la atmósfera con la célula de Hadley de latitud tropical, la célula de Ferrel de latitud media y la célula polar para describir el flujo de energía y la circulación de la atmósfera planetaria. . El equilibrio es el principio fundamental del modelo: que la energía solar absorbida por la Tierra en un año es igual a la energía irradiada (perdida) en el espacio exterior. Ese equilibrio energético de la Tierra no se aplica igualmente a cada latitud debido a la intensidad variable de la luz solar que incide en cada una de las tres células atmosféricas, como consecuencia de la inclinación del eje del planeta Tierra dentro de su órbita del Sol. La circulación atmosférica resultante transporta aire tropical cálido a los polos geográficos y aire polar frío a los trópicos. El efecto de las tres células es la tendencia al equilibrio del calor y la humedad en la atmósfera planetaria de la Tierra. [8]
Un régimen de flujo zonal es el término meteorológico que significa que el patrón de flujo general es de oeste a este a lo largo de las líneas de latitud de la Tierra, con ondas cortas débiles incrustadas en el flujo. [9] El uso de la palabra "zona" se refiere al flujo que se produce a lo largo de las "zonas" latitudinales de la Tierra. Este patrón puede combarse y convertirse así en un flujo meridional.
Cuando el flujo zonal se comba, la atmósfera puede fluir en una dirección más longitudinal (o meridional), y por eso surge el término " flujo meridional ". Los patrones de flujo meridional presentan valles fuertes y amplificados de baja presión y crestas de alta presión, con más flujo de norte a sur en el patrón general que de oeste a este. [10]
[La troposfera] contiene aproximadamente cuatro quintos de la masa de toda la atmósfera.
![{\displaystyle p(z){\Bigl [}T(z){\Bigr ]}^{-{\frac {\gamma }{\,\gamma \,-\,1\,}}}={\ texto {constante}}}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/b1cb6fba6dc3605e6e6599c71d07052ca2551cbf)
