Temperatura potencial equivalente , comúnmente conocida como theta-e , es una cantidad que se conserva durante los cambios en la presión de una parcela de aire (es decir, durante los movimientos verticales en la atmósfera ), incluso si el vapor de agua se condensa durante ese cambio de presión. Por lo tanto, está más conservada que la temperatura potencial ordinaria , que permanece constante solo para movimientos verticales insaturados (cambios de presión).
es la temperatura que alcanzaría una parcela de aire si todo el vapor de agua en la parcela se condensara , liberando su calor latente , y la parcela se llevara adiabáticamente a una presión de referencia estándar, generalmente 1000 hPa (1000 mbar ) que es aproximadamente igual a presión atmosférica al nivel del mar .
Su uso para estimar la estabilidad atmosférica.
Estabilidad del fluido incompresible
Como una pelota en equilibrio sobre una colina, el fluido más denso que se encuentra sobre un fluido menos denso sería dinámicamente inestable: los movimientos de vuelco ( convección ) pueden bajar el centro de gravedad y, por lo tanto, ocurrirán espontáneamente, produciendo rápidamente una estratificación estable que es, por lo tanto, la observada. condición casi todo el tiempo. La condición para la estabilidad de un fluido incompresible es que la densidad decrece monótonamente con la altura .
Estabilidad del aire compresible: temperatura potencial
Si un fluido es compresible como el aire, el criterio de estabilidad dinámica implica en cambio la densidad potencial , la densidad del fluido a una presión de referencia fija. Para un gas ideal (ver leyes de los gases ), el criterio de estabilidad para una columna de aire es que la temperatura potencial aumenta monótonamente con la altura .
Para comprender esto, considere la convección seca en la atmósfera, donde la variación vertical de la presión es sustancial y el cambio de temperatura adiabático es importante: a medida que una porción de aire se mueve hacia arriba, la presión ambiental cae, lo que hace que la parcela se expanda. Parte de la energía interna del paquete se utiliza para realizar el trabajo necesario para expandirse contra la presión atmosférica, por lo que la temperatura del paquete desciende, aunque no ha perdido calor. Por el contrario, un paquete que se hunde se comprime y se calienta aunque no se le agregue calor.
El aire en la cima de una montaña suele ser más frío que el aire en el valle de abajo, pero la disposición no es inestable: si una porción de aire del valle se elevara de alguna manera hasta la cima de la montaña, cuando llegara sería incluso más frío que el aire que ya está allí, debido al enfriamiento adiabático; sería más pesado que el aire ambiente y se hundiría hacia su posición original. De manera similar, si una porción de aire frío de la cima de la montaña hiciera el viaje hacia el valle, llegaría más cálido y más ligero que el aire del valle, y flotaría de regreso a la montaña.
Por lo tanto, el aire frío que se encuentra encima del aire caliente puede ser estable, siempre que la disminución de temperatura con la altura sea menor que la tasa de caída adiabática ; la cantidad dinámicamente importante no es la temperatura, sino la temperatura potencial , la temperatura que tendría el aire si se llevara adiabáticamente a una presión de referencia. El aire alrededor de la montaña es estable porque el aire en la parte superior, debido a su menor presión, tiene una temperatura potencial más alta que el aire más cálido de abajo.
Efectos de la condensación del agua: temperatura potencial equivalente
Una porción ascendente de aire que contiene vapor de agua, si se eleva lo suficiente, alcanza su nivel de condensación elevado : se satura con vapor de agua (ver relación Clausius-Clapeyron ). Si la porción de aire continúa elevándose, el vapor de agua se condensa y libera su calor latente al aire circundante, compensando parcialmente el enfriamiento adiabático. Por lo tanto, una parcela de aire saturada se enfría menos que una seca a medida que aumenta (su temperatura cambia con la altura a la tasa de lapso adiabático húmedo , que es menor que la tasa de lapso adiabático seco ). Una parcela de aire tan saturada puede lograr flotabilidad y, por lo tanto, acelerar aún más hacia arriba, una condición fuera de control (inestabilidad) incluso si la temperatura potencial aumenta con la altura. La condición suficiente para que una columna de aire sea absolutamente estable, incluso con respecto a los movimientos convectivos saturados, es que la temperatura potencial equivalente debe aumentar monótonamente con la altura.
Fórmula
La definición de temperatura potencial equivalente es: [1] [2]
Dónde:
- es la temperatura [K] del aire a presión ,
- es una presión de referencia que se toma como 1000 hPa,
- es la presión en el punto,
- y son las constantes de gas específicas del aire seco y del vapor de agua, respectivamente,
- y son las capacidades caloríficas específicas del aire seco y del agua líquida, respectivamente,
- y son las proporciones de mezcla total de agua y vapor de agua , respectivamente,
- es la humedad relativa ,
- es el calor latente de la vaporización del agua.
Se utilizan varias formulaciones aproximadas para calcular la temperatura potencial equivalente, ya que no es fácil calcular integraciones a lo largo del movimiento de la parcela. Bolton (1980) [3] da una revisión de tales procedimientos con estimaciones de error. Su mejor fórmula de aproximación se utiliza cuando se necesita precisión:
Dónde:
- es la temperatura potencial (seca) [K] en el nivel de condensación elevada (LCL),
- es la temperatura (aproximada) [K] en LCL,
- es la temperatura del punto de rocío a presión ,
- es la presión del vapor de agua (para obtener para aire seco),
- es la relación entre la constante específica del gas y el calor específico del aire seco a presión constante (0.2854),
- es la relación de mezcla de masa de vapor de agua por masa [kg / kg] (a veces el valor se da en [g / kg] [4] y debe dividirse entre 1000).
Una fórmula un poco más teórica se usa comúnmente en la literatura como Holton (1972) [5] cuando la explicación teórica es importante:
Dónde:
- es la proporción de mezcla saturada de agua a temperatura , la temperatura al nivel de saturación del aire,
- es el calor latente de evaporación a temperatura (2406 kJ / kg {a 40 ° C} a 2501 kJ / kg {a 0 ° C}), y
- es el calor específico del aire seco a presión constante (1005,7 J / (kg · K)).
Se utiliza una fórmula más simplificada (en, por ejemplo, Stull 1988 [6] §13.1 p. 546) por simplicidad, si es deseable evitar el cálculo:
Dónde:
- = temperatura equivalente
- = constante de gas específica para el aire (287.04 J / (kg · K))
Uso
Esto se aplica a la escala sinóptica para la caracterización de masas de aire. Por ejemplo, en un estudio de la tormenta de hielo de América del Norte de 1998 , los profesores Gyakum ( Universidad McGill , Montreal ) y Roebber ( Universidad de Wisconsin-Milwaukee ) han demostrado que las masas de aire involucradas se originaron en el Ártico alto a una altitud de 300 a 400 hPa la semana anterior, descendió hacia la superficie a medida que avanzaban hacia los trópicos, y luego regresó a lo largo del valle de Mississippi hacia el valle de St. Lawrence . Las trayectorias traseras se evaluaron utilizando las temperaturas potenciales equivalentes constantes. [7]
En la mesoescala , la temperatura potencial equivalente también es una medida útil de la estabilidad estática de la atmósfera insaturada. En condiciones normales y de estratificación estable, la temperatura potencial aumenta con la altura,
y se suprimen los movimientos verticales. Si la temperatura potencial equivalente disminuye con la altura,
la atmósfera es inestable a los movimientos verticales y es probable que exista convección . Las situaciones en las que la temperatura potencial equivalente disminuye con la altura, lo que indica inestabilidad en aire saturado, son bastante comunes.
Ver también
- Meteorología
- Energía estática húmeda
- Temperatura potencial
- Predicción del tiempo
Bibliografía
- MK Yau y RR Rogers, Short Course in Cloud Physics, tercera edición , publicado por Butterworth-Heinemann, 1 de enero de 1989, 304 páginas. ISBN 9780750632157ISBN 0-7506-3215-1
Referencias
- ^ Emmanuel, Kerry (1994). Convección atmosférica . Prensa de la Universidad de Oxford.
- ^ "Temperatura potencial equivalente" . Glosario de meteorología AMS . Sociedad Meteorológica Estadounidense . Consultado el 3 de noviembre de 2020 .
- ^ D Bolton, 1980: El cálculo de la temperatura potencial equivalente . Lun. Wea. Rev., vol. 108, págs. 1046-1053.
- ^ Met Office . "Procedimiento de procesamiento de datos" . E- Evaluación AMDAR . Organización Meteorológica Mundial . Consultado el 2 de agosto de 2009 .
- ^ JR Holton, Introducción a la meteorología dinámica . Academic Press, 1972, 319 páginas.
- ^ RB Stull, Introducción a la meteorología de la capa límite , Kluwer, 1988, 666 páginas, ISBN 9027727694 .
- ^ Gyakum, John R .; Roebber, Paul J. (diciembre de 2001). "La tormenta de hielo de 1998, análisis de un evento a escala planetaria" (pdf) . Revisión mensual del clima . Sociedad Meteorológica Estadounidense. 129 (12): 2983–2997. Código Bibliográfico : 2001MWRv..129.2983G . doi : 10.1175 / 1520-0493 (2001) 129 <2983: TISAOA> 2.0.CO; 2 . Consultado el 19 de junio de 2012 ..