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El lago superior Czarny Staw pod Rysami (elevación de 1.583 metros (5.194 pies)) todavía está congelado, ya que el lago inferior Morskie Oko ya casi se ha derretido (elevación de 1.395 metros (4.577 pies). Foto del lado polaco de las montañas Tatra , mayo de 2019.

La tasa de lapso es la tasa a la que una variable atmosférica, normalmente la temperatura en la atmósfera de la Tierra , cae con la altitud . [1] [2] La tasa de lapso surge de la palabra lapse , en el sentido de una caída gradual.

Corresponde a la 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 paquete de gas soportado gravitacionalmente .

Definición [ editar ]

Una definición formal del Glosario de Meteorología [3] es:

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

Por lo general, la tasa de lapso es el negativo de la tasa de cambio de temperatura con el cambio de altitud:

donde (a veces ) es la tasa de lapso expresada en unidades de temperatura dividida por unidades de altitud, T es la temperatura yz es la altitud. [a]

Convección y expansión adiabática [ editar ]

Diagrama de emagram que muestra la variación de adiabats secos (líneas en negrita) y adiabats húmedos (líneas de trazos) según la presión y la 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 materia condensada de la tierra, la tierra y el 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]

Sin embargo, cuando el aire está caliente, tiende a expandirse, lo que reduce su densidad. Por lo tanto, el aire caliente tiende a subir y a llevar la energía interna hacia arriba. Este es el proceso de convección . El movimiento convectivo vertical se detiene cuando una parcela 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 a su alrededor, haciendo un trabajo termodinámico . Una expansión o contracción de un paquete 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 tal 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 en expansión funciona pero no gana calor, pierde energía interna y 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 lapso. Cuando el aire contiene poca agua, esta tasa de caída se conoce como la tasa de caída adiabática seca: la tasa de disminución de la temperatura es de 9,8 ° C / km ( 5,38 ° 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 lapso es menor que la tasa de lapso adiabático, la atmósfera es estable y no se producirá convección. [8]

Solo la troposfera (hasta aproximadamente 12 kilómetros (39.000 pies) de altitud) en la atmósfera de la Tierra experimenta convección : la estratosfera generalmente no se convence. [9] Sin embargo, algunos procesos de convección excepcionalmente energéticos, como las columnas de erupción volcánica y las cimas que se sobrepasan asociadas con tormentas eléctricas 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 del lapso adiabático [ editar ]

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

Tasa de lapso adiabático seco [ editar ]

La termodinámica define un proceso adiabático como:

la primera ley de la termodinámica se puede escribir como

Además, desde y , podemos demostrar que:

donde es el calor específico a presión constante y es el volumen específico .

Suponiendo una atmósfera en equilibrio hidrostático : [10]

donde g es la gravedad estándar y es la densidad. Combinando estas dos ecuaciones para eliminar la presión, se llega al resultado del lapso adiabático seco (DALR), [11]

Tasa de lapso adiabático húmedo [ editar ]

La presencia de agua en la atmósfera (generalmente la troposfera) complica el proceso de convección. El vapor de agua contiene calor latente de vaporización . A medida que una porción de aire se eleva 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 la temperatura ha disminuido) 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 lapso adiabático seco. Después de la saturación, el aire ascendente sigue la tasa de caída adiabática húmeda. [12] La liberación de calor latente es una fuente importante de energía en el desarrollo de tormentas eléctricas.

Mientras que la tasa de lapso adiabático seco es constante de 9.8 ° C / km ( 5.38 ° F por 1,000 pies, 3 ° C / 1,000 pies ), la tasa de lapso adiabático húmedo 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 ). [13] La fórmula para la tasa de caída adiabática húmeda viene dada por: [14]

dónde:

Tasa de lapso ambiental [ editar ]

La tasa de lapso 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 un lapso de temperatura de 6.49 ºC / km [16] (3.56 ° F o 1.98 ° C / 1,000 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 mi) , la temperatura constante es -56,5 ° C (-69,7 ° F) , que es la temperatura más baja asumida en la ISA. La atmósfera estándarno contiene humedad. A diferencia de la ISA idealizada, 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 [ editar ]

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

Las diferentes tasas de caída ambiental en toda la atmósfera de la Tierra son de importancia crítica en meteorología , particularmente dentro de la troposfera . Se utilizan para determinar si la parcela de aire ascendente se elevará lo suficientemente alto como para que su agua se condense y forme nubes y, habiendo formado nubes, si el aire continuará elevándose y formando nubes de lluvia más grandes, y si estas nubes se nivelarán. más grandes y forman nubes cumulonimbus (nubes de trueno).

A medida que aumenta el aire insaturado, 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, típicamente alrededor de -2 ° C por 1000 m. Si el aire insaturado sube 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, la parcela 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 8 ° 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 125 m / ° C.

Si la tasa de lapso ambiental es menor que la tasa de lapso 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. Es poco probable que se formen nubes en aire estable.

Si la tasa de lapso ambiental se encuentra entre las tasas de lapso adiabático húmedo y seco, el aire es condicionalmente inestable: una porción de aire insaturado no tiene suficiente flotabilidad para elevarse al LCL o CCL, y es estable a los desplazamientos verticales débiles en cualquier dirección . Si la parcela está saturada, 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 producirse una convección profunda y húmeda (DMC), ya que una parcela se eleva a el nivel de convección libre (LFC), después del cual ingresa a la capa convectiva libre (FCL) y generalmente se eleva al nivel de equilibrio (EL).

Si la tasa de lapso ambiental es mayor que la tasa de lapso adiabático seco, tiene una tasa de lapso 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 de elevación o el nivel de condensación convectiva. Esto ocurre a menudo 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 usan radiosondas para medir la tasa de caída ambiental y compararla con la tasa de caída adiabática predicha 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 algunas partes de América del Norte). El fenómeno existe porque el aire cálido y húmedo se eleva a través de la elevación orográfica y sobre la cima de una cadena montañosa o montaña grande. La temperatura disminuye con el lapso 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 lapso adiabático disminuye a la tasa de lapso adiabático húmedo a medida que el aire continúa subiendo. La condensación también suele ir seguida de precipitación en la parte superior y en los lados de barlovento de la montaña. A medida que el aire desciende por el lado de sotavento, es calentado porcompresión adiabática a la tasa de lapso 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 descendente crea una región árida en el lado de sotavento de la montaña. [17]

Ver también [ editar ]

  • Proceso adiabático
  • Termodinámica atmosférica
  • Dinámica de fluidos
  • Viento de foehn

Notas [ editar ]

  1. ^ Nota:yambos se utilizan en este artículo pero con significados muy distintos. [4] [5]

Referencias [ editar ]

  1. ^ Jacobson, Mark Zachary (2005). Fundamentos del modelado atmosférico (2ª ed.). Prensa de la Universidad de Cambridge . ISBN 978-0-521-83970-9.
  2. ^ Ahrens, C. Donald (2006). Meteorología hoy (8ª ed.). Brooks / Cole Publishing. ISBN 978-0-495-01162-0.
  3. ^ Todd S. Glickman (junio de 2000). Glosario de meteorología (2ª ed.). Sociedad Meteorológica Estadounidense , Boston . ISBN 978-1-878220-34-9. (Glosario de meteorología)
  4. ^ Salomones, Erik M. (2001). Acústica atmosférica computacional (1ª ed.). Editores académicos de Kluwer. ISBN 978-1-4020-0390-5.
  5. ^ Stull, Roland B. (2001). Introducción a la meteorología de la capa límite (1ª ed.). Editores académicos de Kluwer. ISBN 978-90-277-2769-5.
  6. ^ Richard M. Goody; James CG Walker (1972). "Temperaturas atmosféricas" (PDF) . Atmósferas . Prentice Hall. pag. 60. Archivado desde el original (PDF) el 2016-06-03.
  7. ^ Danielson, Levin y Abrams, Meteorología , McGraw Hill, 2003
  8. ^ Richard M. Goody; James CG Walker (1972). "Temperaturas atmosféricas" (PDF) . Atmósferas . Prentice Hall. pag. 63. Archivado desde el original (PDF) el 2016-06-03.
  9. ^ "La estratosfera: descripción general" . UCAR . Consultado el 2 de mayo de 2016 .
  10. ^ Landau y Lifshitz, Mecánica de fluidos , Pérgamo, 1979
  11. ^ Kittel; Kroemer (1980). "6" . Física Térmica . WH Freeman. pag. 179. ISBN 978-0-7167-1088-2. problema 11
  12. ^ "Tasa de lapso adiabático seco" . tpub.com. Archivado desde el original el 3 de junio de 2016 . Consultado el 2 de mayo de 2016 .
  13. ^ Minder, JR; Mote, PW; Lundquist, JD (2010). "Tasas de lapso de temperatura superficial sobre terreno complejo: lecciones de las montañas Cascade" . J. Geophys. Res . 115 (D14): D14122. Código bibliográfico : 2010JGRD..11514122M . doi : 10.1029 / 2009JD013493 .
  14. ^ "Tasa de lapso adiabático de saturación" . Glosario . Sociedad Meteorológica Estadounidense.
  15. ^ "Proporción de mezcla" . Glosario . Sociedad Meteorológica Estadounidense.
  16. ^ Manual de la atmósfera estándar de la OACI (extendido a 80 kilómetros (262 500 pies)) (Tercera edición). Organización de Aviación Civil Internacional . 1993. ISBN 978-92-9194-004-2. Doc 7488-CD.
  17. ^ Whiteman, C. David (2000). Meteorología de montaña: fundamentos y aplicaciones . Prensa de la Universidad de Oxford. ISBN 978-0-19-513271-7.

Lectura adicional [ editar ]

  • Beychok, Milton R. (2005). Fundamentos de la dispersión de gas de chimenea (4ª ed.). publicado por el autor. ISBN 978-0-9644588-0-2. www.air-dispersion.com
  • RR Rogers y MK Yau (1989). Curso corto de Física de la Nube (3ª ed.). Butterworth-Heinemann. ISBN 978-0-7506-3215-7.

Enlaces externos [ editar ]

  • Definición, ecuaciones y tablas de lapse rate del sistema de Datos Planetarios.
  • Glosario de la Biblioteca Digital Nacional de Ciencias:
    • Tasa de lapso
    • Tasa de lapso ambiental
    • Aire absolutamente estable
  • Una introducción al cálculo de la tasa de lapso de los primeros principios de U. Texas