La troposfera es la capa más baja de la atmósfera de la Tierra y también es donde ocurren casi todas las condiciones climáticas . Contiene 75% de la atmósfera 's masa y 99% de la masa total de vapor de agua y aerosoles . [2] 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 regiones polares. regiones en invierno. La altura media total de la troposfera es de 13 km (8,1 millas; 43.000 pies).
La parte más baja de la troposfera, donde la fricción con la superficie de la Tierra influye en el flujo de aire, es la capa límite planetaria . Esta capa suele tener unos pocos cientos de metros a 2 km (1,2 millas; 6.600 pies) de profundidad, según la forma del terreno y la hora del día. Encima de la troposfera está la tropopausa , que es el límite entre la troposfera y la estratosfera . La tropopausa es una capa de inversión , donde la temperatura del aire deja de disminuir con la altura y permanece constante a través de su espesor. [3]
La palabra troposfera se deriva del griego tropos (que significa "girar, girar hacia, cambiar") y esfera (como en la Tierra), lo que refleja el hecho de que la mezcla turbulenta rotacional juega un papel importante en la estructura y el comportamiento de la troposfera. La mayoría de los fenómenos asociados con el clima cotidiano ocurren en la troposfera. [3]
Estructura de presión y temperatura
Composición
Por volumen, el aire seco contiene 78,08% de nitrógeno , 20,95% de oxígeno , 0,93% de argón , 0,04% de dióxido de carbono y pequeñas cantidades de otros gases. El aire también contiene una cantidad variable de vapor de agua . Excepto por el contenido de vapor de agua, la composición de la troposfera es esencialmente uniforme. [ cita requerida ] La fuente de vapor de agua está en la superficie de la Tierra a través del proceso de evaporación . La temperatura de la troposfera generalmente disminuye con la altitud , aunque pueden ocurrir inversiones en la capa límite planetaria. Y la presión de vapor de saturación disminuye fuertemente a medida que desciende la temperatura. Por lo tanto, la cantidad de vapor de agua que puede existir en la atmósfera disminuye fuertemente con la altitud y la proporción de vapor de agua es normalmente mayor cerca de la superficie de la Tierra.
Presión
La presión de la atmósfera es máxima al nivel del mar y disminuye con la altitud. Esto se debe a que la atmósfera está casi en equilibrio hidrostático, de modo que la presión es igual al peso del aire por encima de un punto dado. El cambio de presión con la altitud se puede equiparar a la densidad con la ecuación hidrostática [4]
dónde:
- g n es la gravedad estándar
- ρ es la densidad
- z es la altitud
- P es la presión
- R es la constante de gas
- T es la temperatura termodinámica (absoluta)
- m es la masa molar
Dado que, en principio, la temperatura también depende de la altitud, se necesita una segunda ecuación para determinar la presión en función de la altitud, como se explica en la siguiente sección.
Temperatura
La temperatura de la troposfera generalmente disminuye a medida que aumenta la altitud. La velocidad a la que disminuye la temperatura,, se llama tasa de caída ambiental (ELR). El ELR no es más que la diferencia de temperatura entre la superficie y la tropopausa dividida por la altura. El ELR asume que el aire está perfectamente quieto, es decir, que no hay mezcla de las capas de aire por convección vertical, ni vientos que crearían turbulencias y, por tanto, mezcla de las capas de aire. La razón de esta diferencia de temperatura es que el suelo absorbe la mayor parte de la energía del sol, que luego calienta los niveles más bajos de la atmósfera con la que está en contacto. Mientras tanto, la radiación de calor en la parte superior de la atmósfera da como resultado el enfriamiento de esa parte de la atmósfera.
Región de altitud | Tasa de caducidad | Tasa de lapso |
---|---|---|
(metro) | (° C / km) | (° F / 1000 pies) |
0 - 11 000 | 6.5 | 3,57 |
11.000 - 20.000 | 0. | 0. |
20.000 - 32.000 | −1,0 | −0,55 |
32.000 - 47.000 | −2,8 | −1,54 |
47.000 - 51.000 | 0. | 0. |
51.000 - 71.000 | 2.8 | 1,54 |
71.000 - 85.000 | 2.0 | 1.09 |
El ELR asume que la atmósfera está quieta, pero a medida que el aire se calienta, se vuelve flotante y se eleva. La tasa de gradiente adiabático seco explica el efecto de la expansión del aire seco a medida que asciende en la atmósfera y las tasas de lapso adiabático húmedo incluyen el efecto de la condensación del vapor de agua en la tasa de lapso.
Cuando una porción de aire se eleva, se expande porque la presión es menor en altitudes más altas. A medida que el paquete de aire se expande, empuja el aire circundante hacia afuera, transfiriendo energía en forma de trabajo desde ese paquete a la atmósfera. Como la transferencia de energía a una parcela de aire a través del calor es muy lenta, se supone que no intercambia energía a través del calor con el medio ambiente. Este proceso se denomina proceso adiabático (sin transferencia de energía por medio del calor). Dado que la parcela de aire ascendente pierde energía a medida que trabaja en la atmósfera circundante y no se transfiere energía a ella como calor de la atmósfera para compensar la pérdida, la parcela de aire está perdiendo energía, lo que se manifiesta como una disminución. en la temperatura del paquete de aire. Lo contrario, por supuesto, será cierto para un paquete de aire que se hunde y se comprime. [3]
Dado que el proceso de compresión y expansión de una parcela de aire puede considerarse reversible y no se transfiere energía dentro o fuera de la parcela, dicho proceso se considera isentrópico , lo que significa que no hay cambios en la entropía cuando la parcela de aire sube y baja. Dado que el calor intercambiadoestá relacionado con el cambio de entropía por , la ecuación que gobierna la temperatura en función de la altura para una atmósfera completamente mezclada es
donde S es la entropía . La ecuación anterior establece que la entropía de la atmósfera no cambia con la altura. La velocidad a la que la temperatura disminuye con la altura en tales condiciones se denomina velocidad de caída adiabática .
Para el aire seco , que es aproximadamente un gas ideal , podemos continuar. La ecuación adiabática de un gas ideal es [5]
dónde es la relación de capacidad calorífica (7 ⁄ 5 , para aire). Combinando con la ecuación para la presión, se llega a la tasa de lapso adiabático seco , [6]
Si el aire contiene vapor de agua , el enfriamiento del aire puede hacer que el agua se condense y el comportamiento ya no es el de un gas ideal. Si el aire está a la presión de vapor saturado , entonces la velocidad a la que la temperatura desciende con la altura se denomina velocidad de caída adiabática saturada . De manera más general, la tasa real a la que la temperatura desciende con la altitud se denomina tasa de caída ambiental . En la troposfera, el lapso medio ambiental es una caída de aproximadamente 6,5 ° C por cada 1 km (1000 metros) de altura. [3]
La tasa de lapso ambiental (la tasa real a la que la temperatura desciende con la altura, ) no suele ser igual a la tasa de lapso adiabático (o, en consecuencia, ). Si el aire superior es más cálido de lo previsto por la tasa de caída adiabática (), luego, cuando una parcela de aire se eleva y se expande, llegará a la nueva altura a una temperatura más baja que su entorno. En este caso, el paquete de aire es más denso que su entorno, por lo que se hunde de nuevo a su altura original y el aire es estable contra el levantamiento. Si, por el contrario, el aire superior es más frío de lo predicho por la tasa de lapso adiabático, entonces cuando la parcela de aire se eleva a su nueva altura, tendrá una temperatura más alta y una densidad más baja que su entorno y continuará acelerando hacia arriba. [3] [4]
La troposfera se calienta desde abajo por el calor latente , la radiación de onda larga y el calor sensible . El calentamiento excedente y la expansión vertical de la troposfera se producen en los trópicos. En latitudes medias, las temperaturas troposféricas disminuyen de un promedio de 15 ° C (59 ° F ) al nivel del mar a aproximadamente -55 ° C (-67 ° F ) en la tropopausa . En los polos , la temperatura troposférica solo disminuye de un promedio de 0 ° C (32 ° F ) al nivel del mar a aproximadamente -45 ° C (-49 ° F ) en la tropopausa. En el ecuador , las temperaturas de la troposfera disminuyen de un promedio de 20 ° C (68 ° F ) al nivel del mar a aproximadamente −70 ° C a −75 ° C (−94 a −103 ° F ) en la tropopausa. La troposfera es más delgada en los polos y más gruesa en el ecuador. El espesor promedio de la troposfera tropical es aproximadamente 7 kilómetros mayor que el espesor promedio de la troposfera en los polos. [7]
Tropopausa
La tropopausa es la región límite entre la troposfera y la estratosfera .
La medición del cambio de temperatura con la altura a través de la troposfera y la estratosfera identifica la ubicación de la tropopausa. En la troposfera, la temperatura disminuye con la altitud. En la estratosfera, sin embargo, la temperatura permanece constante durante un tiempo y luego aumenta con la altitud. Esta capa más fría de la atmósfera, donde el lapso cambia de positivo (en la troposfera) a negativo (en la estratosfera), se define como la tropopausa. [3] Por lo tanto, la tropopausa es una capa de inversión y hay poca mezcla entre las dos capas de la atmósfera.
Flujo atmosférico
El flujo de la atmósfera generalmente se mueve de oeste a este. Sin embargo, esto a menudo puede interrumpirse, creando un flujo más de norte a sur o de sur a norte. Estos escenarios se describen a menudo en meteorología como zonales o meridionales. Sin embargo, estos términos tienden a usarse en áreas localizadas de la atmósfera (a escala sinóptica ). En el modelo de tres celdas se puede encontrar una explicación más completa del flujo de la atmósfera alrededor de la Tierra en su conjunto.
Flujo zonal
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. [8] El uso de la palabra "zona" se refiere al flujo a lo largo de las "zonas" latitudinales de la Tierra. Este patrón puede deformarse y convertirse en un flujo meridional.
Flujo meridional
Cuando el flujo zonal se deforma, la atmósfera puede fluir en una dirección más longitudinal (o meridional), y así surge el término " flujo meridional ". Los patrones de flujo meridional presentan valles intensos 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. [9]
Modelo de tres celdas
El modelo de tres células de la atmósfera intenta describir el flujo real de la atmósfera de la Tierra en su conjunto. Divide la Tierra en regiones tropicales ( celda de Hadley ), de latitud media ( celda de Ferrel ) y polares ( celda polar ), para describir el flujo de energía y la circulación atmosférica global (flujo de masa). Su principio fundamental es el del equilibrio: la energía que la Tierra absorbe del sol cada año es igual a la que pierde en el espacio por radiación. Este balance energético global de la Tierra, sin embargo, no se aplica en cada latitud debido a la fuerza variable del sol en cada "celda" como resultado de la inclinación del eje de la Tierra con respecto a su órbita. El resultado es una circulación de la atmósfera que transporta aire caliente hacia los polos desde los trópicos y aire frío hacia el ecuador desde los polos. El efecto de las tres células es la tendencia a igualar el calor y la humedad en la atmósfera terrestre alrededor del planeta . [10]
Observaciones y conceptos de escala sinóptica
Forzar
Forzar es un término utilizado por los meteorólogos para describir la situación en la que un cambio o un evento en una parte de la atmósfera provoca un cambio reforzado en otra parte de la atmósfera. Por lo general, se usa para describir las conexiones entre los niveles superior, medio o inferior (como la divergencia del nivel superior que causa la convergencia del nivel inferior en la formación de un ciclón), pero también para describir dichas conexiones a lo largo de la distancia lateral en lugar de solo la altura. En algunos aspectos, las teleconexiones podrían considerarse un tipo de forzamiento.
Divergencia y convergencia
Un área de convergencia es aquella en la que la masa total de aire aumenta con el tiempo, lo que resulta en un aumento de la presión en lugares por debajo del nivel de convergencia (recuerde que la presión atmosférica es solo el peso total de aire por encima de un punto dado). La divergencia es lo opuesto a la convergencia: un área donde la masa total de aire disminuye con el tiempo, lo que resulta en una caída de la presión en las regiones por debajo del área de divergencia. Cuando se produce una divergencia en la atmósfera superior, entrará aire para tratar de equilibrar la pérdida neta de masa (esto se denomina principio de conservación de la masa) y se producirá un movimiento ascendente (velocidad vertical positiva). Otra forma de expresar esto es decir que las regiones de divergencia de aire superior conducen a la convergencia de niveles inferiores, la formación de ciclones y la velocidad vertical positiva. Por lo tanto, identificar las regiones de divergencia del aire superior es un paso importante para pronosticar la formación de un área superficial de baja presión.
Ver también
- Corriente en chorro
- Vientos alisios
Referencias
- ^ "Imágenes de la misión del transbordador STS-130" . NASA . Consultado el 21 de septiembre de 2012 .
- ^ "Troposfera". Enciclopedia concisa de ciencia y tecnología . McGraw-Hill . 1984.
Contiene aproximadamente cuatro quintas partes de la masa de toda la atmósfera.
- ^ a b c d e f Danielson, Levin y Abrams (2003). Meteorología . McGraw Hill .Mantenimiento de CS1: utiliza el parámetro de autores ( enlace )
- ↑ a b Landau y Lifshitz, Mecánica de fluidos , Pérgamo, 1979
- ^ Landau y Lifshitz (1980). Física estadística . Parte 1. Pergamon.Mantenimiento de CS1: utiliza el parámetro de autores ( enlace )
- ^ Kittel y Kroemer (1980). Física Térmica . Hombre libre. capítulo 6, problema 11.Mantenimiento de CS1: utiliza el parámetro de autores ( enlace )
- ^ Lydolph, Paul E. (1985). El clima de la Tierra . Rowman y Littlefield Publishers Inc. p. 12.
- ^ "Glosario de la sociedad meteorológica americana - flujo zonal" . Allen Press Inc. Junio de 2000. Archivado desde el original el 13 de marzo de 2007 . Consultado el 3 de octubre de 2006 .
- ^ "Glosario de la Sociedad Meteorológica Estadounidense - Flujo Meridional" . Allen Press Inc. Junio de 2000. Archivado desde el original el 26 de octubre de 2006 . Consultado el 3 de octubre de 2006 .
- ^ "Meteorología - MSN Encarta," Flujo de energía y circulación global " " . Encarta.Msn.com. Archivado desde el original el 28 de octubre de 2009 . Consultado el 13 de octubre de 2006 .
enlaces externos
- Servicio Meteorológico Nacional de EE. UU. - Capas de la atmósfera
- Reacciones químicas en la atmósfera