La troposfera es la capa más baja de la atmósfera de la Tierra . Contiene el 80% de la masa total de la atmósfera planetaria y el 99% de la masa total de vapor de agua y aerosoles , y es donde ocurren la mayoría de los fenómenos meteorológicos . [1] Desde la superficie planetaria de la Tierra, la altura media de la troposfera es de 18 km (11 mi; 59.000 pies) en los trópicos ; 17 km (11 mi; 56.000 pies) en las latitudes medias ; y 6 km (3,7 mi; 20.000 pies) en las altas latitudes de las regiones polares en invierno; por lo tanto, la altura media de la troposfera es de 13 km (8,1 mi; 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, por lo tanto, determina 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 mi; 6600 pies). Las medidas de la PBL varían según la latitud, la forma del relieve y la hora del día en que se realiza la medición meteorológica. Encima de la troposfera se encuentra la tropopausa , que es la frontera atmosférica 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.
La atmósfera planetaria de la Tierra contiene, además de otros gases, vapor de agua y dióxido de carbono, que producen ácido carbónico en el agua de lluvia , que por lo tanto tiene un pH natural aproximado de 5,0 a 5,5 (ligeramente ácida). (El agua que no sea vapor de agua atmosférico que cae como lluvia fresca, como agua dulce/potable/de río, generalmente se verá afectada por el entorno físico y puede no estar en este rango de pH). El vapor de agua atmosférico contiene gases suspendidos en él (no por masa), 78,08% de nitrógeno como N 2 , 20,95% de oxígeno como O 2 , 0,93% de argón , gases traza y cantidades variables de agua condensada (de vapor de agua saturado). Cualquier dióxido de carbono liberado a la atmósfera desde una fuente presurizada se combina con el vapor de agua de ácido carbónico y reduce momentáneamente el pH atmosférico en cantidades insignificantes. La respiración de los animales libera ácido carbónico fuera de equilibrio y niveles bajos de otros iones. La combustión de hidrocarburos, que no es una reacción química, libera a la atmósfera agua de ácido carbónico en forma de saturados, condensados, vapor o gas (vapor invisible). La combustión puede liberar partículas (carbono/hollín y cenizas), así como moléculas que forman nitritos y sulfitos que reducirán ligeramente el pH atmosférico del agua o de manera perjudicial en áreas altamente industrializadas donde esto se clasifica como contaminación del aire y pueden crear el fenómeno de la lluvia ácida, un pH inferior al pH natural de 5,56. Los efectos negativos de los subproductos de la combustión liberados al vapor atmosférico se pueden eliminar mediante el uso de torres de depuración y otros medios físicos, los contaminantes capturados se pueden procesar en un subproducto valioso. Las fuentes de vapor de agua atmosférico son los cuerpos de agua (océanos, mares, lagos, ríos, pantanos) y la vegetación en la superficie planetaria , que humedecen la troposfera a través de los procesos de evaporación y transpiración respectivamente, y que influyen en la aparición de fenómenos meteorológicos; 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 altitud 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 . A mayores altitudes, 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 atmosférica máxima (peso de la atmósfera) se encuentra al nivel del mar y disminuye a gran altitud porque la atmósfera está en equilibrio hidrostático , en el que la presión atmosférica es igual al peso del aire sobre un punto determinado de la superficie planetaria. La relación entre la disminución de la presión atmosférica 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 media de la troposfera tropical es de 13 km, aproximadamente 7,0 km mayor que la altura media de 6,0 km de la troposfera polar en los polos geográficos; por lo tanto, en las latitudes tropicales se produce un calentamiento excedente y una expansión vertical de la troposfera. En las latitudes medias, las temperaturas troposféricas disminuyen desde una temperatura media 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 media de 20 °C (68 °F) a nivel del mar hasta aproximadamente -70 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 media de 0 °C (32 °F) a nivel del mar hasta aproximadamente -45 °C (-49 °F) 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 el gradiente térmico ambiental (ELR ), 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, ya sea por convección atmosférica vertical o por vientos que podrían 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 da como resultado el enfriamiento de esa capa de la atmósfera. La ecuación ELR también supone que la atmósfera es estática, pero el aire calentado se vuelve flotante, se expande y asciende. El gradiente adiabático seco (DALR) tiene en cuenta el efecto de la expansión del aire seco a medida que asciende en la atmósfera, y el gradiente adiabático húmedo (WALR) incluye el efecto de la tasa de condensación del vapor de agua sobre el gradiente adiabático ambiental.
Una masa de aire se eleva y se expande debido a la menor presión atmosférica a grandes altitudes. La expansión de la masa de aire empuja hacia afuera contra el aire circundante y transfiere energía (como trabajo ) de la masa de aire a la atmósfera. Transferir energía a una masa de aire a través del calor es un intercambio lento e ineficiente de energía con el medio ambiente, que es un proceso adiabático (no hay transferencia de energía a través del calor). A medida que la masa de aire ascendente pierde energía mientras actúa sobre la atmósfera circundante, no se transfiere energía térmica de la atmósfera a la masa de aire para compensar la pérdida de calor. La masa de aire pierde energía a medida que alcanza una mayor altitud, lo que se manifiesta como una disminución de la temperatura de la masa de aire. Análogamente, el proceso inverso ocurre dentro de una masa de aire fría que se está comprimiendo y está hundiéndose hacia la superficie planetaria. [2]
La compresión y la expansión de una parcela de aire son fenómenos reversibles en los que no se transfiere energía hacia dentro o hacia fuera de la parcela de aire; la compresión y expansión atmosféricas se miden como un proceso isentrópico ( ) en el que no se produce ningún cambio en la entropía a medida que la parcela de aire se eleva o desciende dentro de la atmósfera. Debido a que el calor intercambiado ( ) está relacionado con el cambio en la 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; el gradiente adiabático mide la velocidad a la que la temperatura disminuye con la altitud en tales condiciones.
Si el aire contiene vapor de agua , entonces 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 disminución adiabática saturada . La tasa real a la que la temperatura disminuye con la altitud es la tasa de disminución ambiental . En la troposfera, la tasa de disminución ambiental promedio es una disminución de aproximadamente 6,5 °C por cada 1,0 km (1000 m) de altitud aumentada. [2] Para el aire seco, un gas aproximadamente ideal , la ecuación adiabática es: donde es la relación de capacidad térmica ( 7 ⁄ 5 ) para el aire. La combinación de la ecuación para la presión del aire produce la tasa de disminución adiabática seca : . [5] [6]
El gradiente térmico ambiental ( ), en el que la temperatura disminuye con la altitud, normalmente no es igual al gradiente térmico adiabático ( ). Si el aire superior es más cálido que lo previsto por el gradiente térmico adiabático ( ), 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 porción de aire es más densa que el aire circundante y, por lo tanto, vuelve a su altitud original como una masa de aire que es estable y no se eleva. Si el aire superior es más frío que lo previsto por el gradiente térmico adiabático, entonces, cuando la porción 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 elevándose. [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 la altitud en la troposfera y en la estratosfera. En la troposfera, la temperatura del aire disminuye a gran altitud, 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 a altitudes estratosféricas resulta de la absorción y retención 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 a la tropopausa como una capa de inversión en la que se produce una mezcla limitada de capas de aire entre la troposfera y la estratosfera. [2]
El flujo general de la atmósfera es de oeste a este, pero 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 flujo meridional. Estos términos se utilizan para describir áreas localizadas de la atmósfera a escala sinóptica ; el modelo de tres celdas explica con más detalle los flujos zonales y meridionales de la atmósfera planetaria de la Tierra.
El modelo de tres celdas de la atmósfera de la Tierra describe el flujo real de la atmósfera con la celda de Hadley de latitud tropical, la celda de Ferrel de latitud media y la celda polar para describir el flujo de energía y la circulación de la atmósfera planetaria. El equilibrio es el principio fundamental del modelo: la energía solar absorbida por la Tierra en un año es igual a la energía irradiada (perdida) en el espacio exterior. El equilibrio energético de la Tierra no se aplica por igual a cada latitud debido a la fuerza variable de la luz solar que incide en cada una de las tres celdas atmosféricas, consecuente con la inclinación del eje del planeta Tierra dentro de su órbita alrededor 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 celdas 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 general del flujo 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 desarrolla a lo largo de las "zonas" latitudinales de la Tierra. Este patrón puede deformarse y, por lo tanto, convertirse en un flujo meridional.
Cuando el flujo zonal se deforma, la atmósfera puede fluir en una dirección más longitudinal (o meridional), y de ahí surge el término " flujo meridional ". Los patrones de flujo meridional presentan valles de baja presión y crestas de alta presión fuertes y amplificados, con más flujo de norte a sur en el patrón general que de oeste a este. [10]
Contiene aproximadamente cuatro quintas partes de la masa de toda la atmósfera.
![{\displaystyle p(z){\Bigl [}T(z){\Bigr ]}^{-{\frac {\gamma }{\,\gamma \,-\,1\,}}}={\text{constante}}}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/b1cb6fba6dc3605e6e6599c71d07052ca2551cbf)
