Tasa de lapso

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Tasa vertical de cambio de temperatura en la atmósfera

El lago Rysami más alto de Czarny Staw pod (elevación 1,583 metros (5,194 pies)) todavía se congeló ya que el lago Morskie Oko inferior ya se ha derretido (elevación 1,395 metros (4,577 pies). Foto del lado polaco de las montañas Tatra, mayo 2019.

La tasa de caída es la tasa a la que una variable atmosférica, normalmente la temperatura en la atmósfera de la Tierra, cae con la altitud. Lapse rate surge de la palabra lapse, en el sentido de caída gradual. En aire seco, la tasa de caída adiabática es de 9,8 °C/km (5,4 °F por 1000 pies). A la tasa de intervalo de aire saturado (SALR), donde el valor es 1,1 °C/1000 pies - 2,8 °C/1000 pies según lo obtenido de la OACI.

Corresponde a la componente vertical del gradiente espacial de temperatura. Aunque este concepto se aplica con mayor frecuencia a la troposfera de la Tierra, se puede extender a cualquier paquete de gas sostenido gravitacionalmente.

Definición

Una definición formal del Glosario de Meteorología es:

La disminución de una variable atmosférica con altura, la temperatura de ser variable a menos que se especifique lo contrario.

Normalmente, la tasa de caída es el negativo de la tasa de cambio de temperatura con el cambio de altitud:

{displaystyle Gamma =-{frac {mathrm {d} T}{mathrm {d} z}}}

Donde $Gamma$ (a veces $L$ ) es la tasa de lapso dada en unidades de temperatura divididas por unidades de altitud, T es temperatura, y z es altitud.

Convección y expansión adiabática

diagrama de emagrama que muestra la variación de los adiabats secos (líneas de bacalao) y los adiabats húmedos (líneas drás) según presión y temperatura

El perfil de temperatura de la atmósfera es el resultado de una interacción entre la conducción térmica, la radiación térmica y la convección natural. La luz del sol golpea la superficie de la tierra (tierra y mar) y los calienta. Luego calientan el aire sobre la superficie. Si la radiación fuera la única forma de transferir energía del suelo al espacio, el efecto invernadero de los gases en la atmósfera mantendría el suelo a aproximadamente 333 K (60 °C; 140 °F).

Sin embargo, cuando el aire está caliente, tiende a expandirse, lo que reduce su densidad. Así, el aire caliente tiende a ascender y transportar energía interna hacia arriba. Este es el proceso de convección. El movimiento convectivo vertical se detiene cuando una porción de aire a una altura dada tiene la misma densidad que el otro aire a la misma altura.

Cuando una porción de aire se expande, empuja el aire que la rodea y realiza un trabajo termodinámico. Una expansión o contracción de una parcela de aire sin transferencia de calor hacia adentro o hacia afuera es un proceso adiabático. El aire tiene una conductividad térmica baja y los cuerpos de aire involucrados son muy grandes, por lo que la transferencia de calor por conducción es insignificantemente pequeña. Además, en tal expansión y contracción, la transferencia de calor radiativo intraatmosférico es relativamente lenta y, por lo tanto, insignificante. Dado que la parcela que se mueve hacia arriba y se expande realiza trabajo pero no gana calor, pierde energía interna por lo que su temperatura disminuye.

El proceso adiabático del aire tiene una curva de temperatura-presión característica, por lo que el proceso determina la tasa de variación. Cuando el aire contiene poca agua, esta tasa de caída se conoce como tasa de caída adiabática seca: la tasa de disminución de la temperatura es 9,8 °C/km (5,4 °F por 1000 pies) (3,0 °C/1000 pies). Lo contrario ocurre para una parcela de aire que se hunde.

Cuando la tasa de caída es menor que la tasa de caída adiabática, la atmósfera es estable y no se producirá convección.

Solo la troposfera (hasta aproximadamente 12 kilómetros (39 000 pies) de altitud) en la atmósfera de la Tierra sufre convección: la estratosfera generalmente no tiene convección. Sin embargo, algunos procesos de convección excepcionalmente energéticos, como las columnas de erupciones volcánicas y las cimas desbordantes asociadas con tormentas supercélulas severas, pueden inyectar convección local y temporalmente a través de la tropopausa y hacia la estratosfera.

El transporte de energía en la atmósfera es más complejo que la interacción entre radiación y convección. La conducción térmica, la evaporación, la condensación y la precipitación influyen en el perfil de temperatura, como se describe a continuación.

Matemáticas de la tasa de caída adiabática

Estos cálculos utilizan un modelo muy simple de una atmósfera, ya sea seca o húmeda, dentro de una columna vertical inmóvil en equilibrio.

Velocidad de caída adiabática seca

La termodinámica define un proceso adiabático como:

{displaystyle Pmathrm {d} V=-{frac {Vmathrm {d} P}{gamma }}}

La primera ley de la termodinámica se puede escribir como

{displaystyle mc_{text{v}}mathrm {d} T-{frac {Vmathrm {d} P}{gamma }}=0}

Además, desde la densidad ${displaystyle rho =m/V}$ y ${displaystyle gamma =c_{text{p}}/c_{text{v}}}$ , podemos mostrar que:

{displaystyle rho c_{text{p}}mathrm {d} T-mathrm {d} P=0}

Donde ${displaystyle c_{text{p}}}$ es el calor específico a presión constante.

Suponiendo una atmósfera en equilibrio hidrostático:

{displaystyle mathrm {d} P=-rho gmathrm {d} z}

donde g es la gravedad estándar. Combinando estas dos ecuaciones para eliminar la presión, se llega al resultado de la tasa de caída adiabática seca (DALR),

{displaystyle Gamma _{text{d}}=-{frac {mathrm {d} T}{mathrm {d} z}}={frac {g}{c_{text{p}}}}=9.8 ^{circ }{text{C}}/{text{km}}}

Velocidad de lapso adiabático húmedo

La presencia de agua en la atmósfera (normalmente en la troposfera) complica el proceso de convección. El vapor de agua contiene calor latente de vaporización. Cuando una porción de aire sube y se enfría, eventualmente se satura; es decir, la presión de vapor del agua en equilibrio con el agua líquida ha disminuido (a medida que ha disminuido la temperatura) hasta el punto en que es igual a la presión de vapor real del agua. Con una mayor disminución de la temperatura, el vapor de agua en exceso de la cantidad de equilibrio se condensa, formando una nube y liberando calor (calor latente de condensación). Antes de la saturación, el aire ascendente sigue la tasa de caída adiabática seca. Después de la saturación, el aire ascendente sigue la tasa de caída adiabática húmeda (o mojada). La liberación de calor latente es una importante fuente de energía en el desarrollo de tormentas eléctricas.

Mientras que la tasa de caída adiabática seca es una constante 9,8 °C/km (5,4 °F por 1000 pies, 3 °C/1000 ft), la tasa de caída adiabática húmeda varía mucho con la temperatura. Un valor típico es alrededor de 5 °C/km, (9 °F/km, 2,7 °F/1000 pies, 1,5 °C/1000 pies). La fórmula para la tasa de caída adiabática húmeda está dada por:

{displaystyle Gamma _{text{w}}=g,{frac {left(1+{dfrac {H_{text{v}},r}{R_{text{sd}},T}}right)}{left(c_{text{pd}}+{dfrac {H_{text{v}}^{2},r}{R_{text{sw}},T^{2}}}right)}}}

donde:

${displaystyle Gamma _{text{w}}}$ ,	tasa de lapso adiabático húmedo, K/m
$g$ ,	aceleración gravitacional de la Tierra = 9.8076 m/s²
$H_{v}$ ,	calor de vaporización de agua = 2501000J/kg
${displaystyle R_{text{sd}}}$ ,	constante de gas específico de aire seco = 287 J/kg·K
${displaystyle R_{text{sw}}}$ ,	constante de gas específico de vapor de agua = 461,5 J/kg·K
${displaystyle epsilon ={frac {R_{text{sd}}}{R_{text{sw}}}}}$ ,	la relación sin dimensiones de la constante de gas específica del aire seco a la constante de gas específica para el vapor de agua = 0,622
$e$ ,	la presión de vapor de agua del aire saturado
${displaystyle r={frac {epsilon e}{p-e}}}$ ,	la relación de mezcla de la masa de vapor de agua a la masa de aire seco
$p$ ,	la presión del aire saturado
$T$ ,	temperatura del aire saturado, K
${displaystyle c_{text{pd}}}$ ,	el calor específico del aire seco a presión constante, = 1003.5J/kg·K

Tasa de caída ambiental

La tasa de caída ambiental (ELR) es la tasa de disminución de la temperatura con la altitud en la atmósfera estacionaria en un momento y lugar determinados. Como promedio, la Organización de Aviación Civil Internacional (OACI) define una atmósfera estándar internacional (ISA) con una tasa de variación de temperatura de 6,50 °C/km (3,56 °F o 1,98 °C/1000 pies) desde el nivel del mar hasta 11 km (36 090 pies o 6.8 mi). Desde 11 km hasta 20 km (65 620 ft o 12,4 mi), la temperatura constante es −56,5 °C (−69,7 °F), que es la temperatura supuesta más baja en la ISA. La atmósfera estándar no contiene humedad. A diferencia del ISA idealizado, la temperatura de la atmósfera real no siempre cae a un ritmo uniforme con la altura. Por ejemplo, puede haber una capa de inversión en la que la temperatura aumenta con la altitud.

Efecto sobre el clima

El calor latente de la vaporización agrega energía a las nubes y tormentas.

Las diferentes tasas de caída ambiental en la atmósfera de la Tierra son de importancia crítica en meteorología, particularmente dentro de la troposfera. Se utilizan para determinar si la porción de aire ascendente se elevará lo suficiente como para que su agua se condense y forme nubes y, una vez formadas las nubes, si el aire continuará ascendiendo y formará nubes de lluvia más grandes, y si estas nubes se igualarán. más grandes y forman nubes cumulonimbus (nubes de trueno).

A medida que el aire no saturado sube, su temperatura desciende a la tasa adiabática seca. El punto de rocío también desciende (como resultado de la disminución de la presión del aire), pero mucho más lentamente, normalmente alrededor de 2 °C cada 1000 m. Si el aire no saturado se eleva lo suficiente, eventualmente su temperatura alcanzará su punto de rocío y comenzará a formarse condensación. Esta altitud se conoce como nivel de condensación por elevación (LCL) cuando hay elevación mecánica y nivel de condensación convectiva (CCL) cuando no hay elevación mecánica, en cuyo caso, el paquete debe calentarse desde abajo hasta su temperatura de convección. La base de la nube estará en algún lugar dentro de la capa delimitada por estos parámetros.

La diferencia entre la tasa de caída adiabática seca y la tasa a la que cae el punto de rocío es de alrededor de 4,5 °C por 1000 m. Dada una diferencia en las lecturas de temperatura y punto de rocío en el suelo, se puede encontrar fácilmente el LCL multiplicando la diferencia por 222 m/°C.

Si la tasa de gradiente ambiental es menor que la tasa de gradiente adiabático húmedo, el aire es absolutamente estable: el aire ascendente se enfriará más rápido que el aire circundante y perderá flotabilidad. Esto suele suceder temprano en la mañana, cuando el aire cerca del suelo se ha enfriado durante la noche. La formación de nubes en aire estable es poco probable.

Si la tasa de gradiente ambiental está entre las tasas de gradiente adiabáticas húmedas y secas, el aire es condicionalmente inestable: una porción de aire no saturada no tiene suficiente flotabilidad para elevarse al LCL o CCL, y es estable a desplazamientos verticales débiles en cualquier dirección. Si el paquete está saturado, es inestable y se elevará al LCL o CCL, y se detendrá debido a una capa de inversión de inhibición convectiva, o si el levantamiento continúa, puede sobrevenir una convección profunda y húmeda (DMC), a medida que un paquete se eleva a el nivel de convección libre (LFC), luego de lo cual ingresa a la capa de convección libre (FCL) y generalmente sube al nivel de equilibrio (EL).

Si la tasa de gradiente ambiental es mayor que la tasa de gradiente adiabático seco, tiene una tasa de gradiente superadiabático, el aire es absolutamente inestable: una porción de aire ganará flotabilidad a medida que se eleva tanto por debajo como por encima del nivel de condensación ascendente o convectivo. nivel de condensación. Esto sucede a menudo por la tarde, principalmente sobre masas de tierra. En estas condiciones, aumenta la probabilidad de cúmulos, chubascos o incluso tormentas eléctricas.

Los meteorólogos utilizan radiosondas para medir la tasa de caída ambiental y compararla con la tasa de caída adiabática pronosticada para pronosticar la probabilidad de que el aire suba. Los gráficos de la tasa de caída ambiental se conocen como diagramas termodinámicos, ejemplos de los cuales incluyen diagramas Skew-T log-P y tefigramas. (Ver también Térmicas).

La diferencia en la tasa de caída adiabática húmeda y la tasa seca es la causa del fenómeno del viento foehn (también conocido como "vientos Chinook" en partes de América del Norte). El fenómeno existe porque el aire cálido y húmedo asciende a través del levantamiento orográfico y sobre la cima de una cadena montañosa o gran montaña. La temperatura disminuye con el gradiente adiabático seco, hasta que alcanza el punto de rocío, donde el vapor de agua en el aire comienza a condensarse. Por encima de esa altitud, la tasa de caída adiabática disminuye a la tasa de caída adiabática húmeda a medida que el aire continúa ascendiendo. La condensación también suele ir seguida de precipitaciones en la parte superior y en los lados de barlovento de la montaña. A medida que el aire desciende por el lado de sotavento, se calienta por compresión adiabática a la tasa de gradiente adiabático seco. Por lo tanto, el viento foehn a cierta altitud es más cálido que la altitud correspondiente en el lado de barlovento de la cordillera. Además, debido a que el aire ha perdido gran parte de su contenido original de vapor de agua, el aire que desciende crea una región árida en el lado de sotavento de la montaña.

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