La tasa de caída es la tasa a la que una variable atmosférica, normalmente la temperatura en la atmósfera terrestre , cae con la altitud . [1] [2] Lapse rate surge de la palabra lapso , en el sentido de caída gradual. En aire seco, la tasa de caída adiabática (es decir, la disminución de la temperatura de una porción de aire que se eleva en la atmósfera sin intercambiar energía con el aire circundante) es de 9,8 °C/km (5,4 °F por 1.000 pies). La tasa de caída adiabática saturada (SALR), o tasa de caída adiabática húmeda (MALR), es la disminución de la temperatura de una porción de aire saturado de agua que se eleva en la atmósfera. Varía con la temperatura y la presión del paquete y suele estar en el rango de 3,6 a 9,2 °C/km (2 a 5 °F/1000 pies), según lo obtenido de la Organización de Aviación Civil Internacional (OACI). La tasa de caída ambiental es la disminución de la temperatura del aire con la altitud durante un tiempo y lugar específicos (ver más abajo). Puede ser muy variable según las circunstancias.
La tasa de caída corresponde al componente vertical del gradiente espacial de temperatura . Aunque este concepto se aplica con mayor frecuencia a la troposfera de la Tierra , puede extenderse a cualquier porción de gas soportada gravitacionalmente .
Una definición formal del Glosario de Meteorología [3] es:
Normalmente, la tasa de caída es el negativo de la tasa de cambio de temperatura con el cambio de altitud:
donde (a veces ) es la tasa de caída dada en unidades de temperatura dividida por unidades de altitud, T es temperatura y z es altitud. [a]
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 incide sobre 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). [6] : 60
Sin embargo, cuando el aire está caliente tiende a expandirse, lo que reduce su densidad. Por tanto, 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 altitud determinada 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, realizando 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 baja conductividad térmica y los cuerpos de aire involucrados son muy grandes, por lo que la transferencia de calor por conducción es insignificante. Además, en dicha expansión y contracción, la transferencia de calor radiativo intraatmosférico es relativamente lenta y, por tanto, insignificante. Dado que la parcela que se mueve hacia arriba y se expande trabaja pero no gana calor, pierde energía interna de modo que su temperatura disminuye.
El proceso adiabático para el aire tiene una curva característica de temperatura-presión, por lo que el proceso determina la tasa de caída. Cuando el aire contiene poca agua, esta tasa de caída se conoce como tasa de caída adiabática seca: la tasa de disminución de temperatura es 9,8 °C/km ( 5,4 °F por 1000 pies) (3,0 °C/1000 pies). Lo contrario ocurre con una porción de aire que se hunde. [7]
Cuando la tasa de caída es menor que la tasa de caída adiabática, la atmósfera es estable y no se producirá convección. [6] : 63
Sólo la troposfera (hasta aproximadamente 12 kilómetros (39.000 pies) de altitud) en la atmósfera terrestre sufre convección : la estratosfera generalmente no convecta. [8] Sin embargo, algunos procesos de convección excepcionalmente energéticos, como las columnas de erupción volcánica y las cimas que se sobrepasan asociadas con tormentas supercelulares 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.
Los siguientes cálculos utilizan un modelo muy simple de atmósfera. En este modelo, una atmósfera es seca o húmeda y existe dentro de una columna vertical en equilibrio.
La termodinámica define un proceso adiabático como:
la primera ley de la termodinámica se puede escribir como
Además, desde la densidad y , podemos demostrar que:
¿Dónde está el calor específico a presión constante?
Suponiendo una atmósfera en equilibrio hidrostático : [9]
donde g es la gravedad estándar . Combinando estas dos ecuaciones para eliminar la presión, se llega al resultado del gradiente adiabático seco (DALR), [10]
La presencia de agua dentro de la atmósfera (normalmente la troposfera) complica el proceso de convección. El vapor de agua contiene calor latente de vaporización . A medida que una porción de aire sube y se enfría, acaba por saturarse ; 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. Al disminuir aún más la temperatura, el vapor de agua que excede la cantidad de equilibrio se condensa, formando nubes y liberando calor (calor latente de condensación). Antes de la saturación, el aire ascendente sigue el gradiente adiabático seco. Después de la saturación, el aire ascendente sigue la velocidad del gradiente adiabático húmedo (o mojado ). [11] La liberación de calor latente es una fuente importante de energía en el desarrollo de tormentas eléctricas.
Mientras que la tasa de caída adiabática seca es constante de 9,8 °C/km ( 5,4 °F por 1000 pies, 3 °C/1000 pies ), la tasa de caída adiabática húmeda varía fuertemente con la temperatura. Un valor típico es de alrededor de 5 °C/km ( 9 °F/km , 2,7 °F/1000 pies , 1,5 °C/1000 pies ). [12] La fórmula para el gradiente adiabático húmedo viene dada por: [13]
dónde:
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 caída de temperatura de 6,50 °C/km [15] (3,56 °F o 1,98 °C/1000 pies) desde el nivel del mar hasta 11 km (36.090 pies o 6,8 millas) . Desde 11 km hasta 20 km (65.620 pies o 12,4 millas) , la temperatura constante es -56,5 °C (-69,7 °F) , que es la temperatura más baja supuesta en la ISA. La atmósfera estándar no contiene humedad. A diferencia del ISA idealizado, la temperatura de la atmósfera real no siempre desciende a un ritmo uniforme con la altura. Por ejemplo, puede haber una capa de inversión en la que la temperatura aumenta con la altitud.
Las diferentes tasas de caída ambiental en toda la atmósfera terrestre 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 para formar nubes y, una vez formadas las nubes, si el aire continuará elevándose y formando 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 insaturado aumenta, su temperatura desciende a la velocidad adiabática seca. El punto de rocío también cae (como resultado de la disminución de la presión del aire), pero mucho más lentamente, normalmente alrededor de 2 °C por 1.000 m. Si el aire insaturado 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 de 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 convectiva . 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 1.000 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 125 m/°C.
Si la tasa de caída ambiental es menor que la tasa de caída adiabática húmeda, el aire es absolutamente estable: el aire ascendente se enfriará más rápido que el aire circundante y perderá flotabilidad . Esto suele ocurrir temprano en la mañana, cuando el aire cerca del suelo se ha enfriado durante la noche. Es poco probable que se formen nubes en aire estable.
Si la tasa de caída ambiental está entre las tasas de caída adiabática húmeda y seca, el aire es condicionalmente inestable: una porción de aire insaturado no tiene suficiente flotabilidad para ascender al LCL o CCL, y es estable ante desplazamientos verticales débiles en cualquier dirección. . Si la parcela está saturada, es inestable y se elevará hasta el LCL o CCL, y se detendrá debido a una capa de inversión de inhibición convectiva , o si el ascenso continúa, puede sobrevenir una convección profunda y húmeda (DMC), a medida que la parcela se eleva a el nivel de convección libre (LFC), después del cual ingresa a la capa de convección libre (FCL) y generalmente se eleva al nivel de equilibrio (EL).
Si la tasa de caída ambiental es mayor que la tasa de caída adiabática seca, tiene una tasa de caída superadiabática, 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 el nivel de condensación convectiva. Esto suele ocurrir por la tarde, principalmente sobre masas de tierra. En estas condiciones, aumenta la probabilidad de que se produzcan 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 prevista para pronosticar la probabilidad de que el aire se eleve. Los gráficos de la tasa de caída ambiental se conocen como diagramas termodinámicos , ejemplos de los cuales incluyen diagramas y tefigramas Skew-T log-P . (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 algunas partes de América del Norte). El fenómeno existe porque el aire cálido y húmedo se eleva a través de un levantamiento orográfico sobre la cima de una cadena montañosa o una gran montaña. La temperatura disminuye con el gradiente adiabático seco, hasta llegar al 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 hasta la tasa de caída adiabática húmeda a medida que el aire continúa ascendiendo. A la condensación también suele ir seguida de precipitación en la cima y en los lados de barlovento de la montaña. A medida que el aire desciende por el lado de sotavento, se calienta mediante compresión adiabática a la velocidad del gradiente adiabático seco. Por lo tanto, el viento foehn a una determinada 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. [dieciséis]
