En otra entrada anterior ya se estuvo viendo lo que era el Gradiente Vertical de Temperatura, GVT. Recordémoslo, era el grado de disminución de la temperatura con la altura. Su valor era variable segun la época y el lugar pero, aproximadamente, oscilaba alrededor de 6 ó 7ºC por kilómetro.
Antes de definir qúe son los gradientes adiabáticos vamos a establecer las diferencias entre los procesos no adiabáticos y los procesos adiabáticos.
Un proceso no adiabático es aquél en el que existe un intercambio de calor entre una porción de aire y la atmósfera circundante. Estos procesos se pueden dar en cualquier nivel. Así, por ejemplo si la superficie de la Tierra está a una temepartura mayor que la porción de atmósfera inmediatamente subyacente a ella, puede haber una transferencia de energía en forma de calor desde la superficie terrestre al aire que hay encima, bien sea por radiación, por conducción o por mezcla turbulenta. Evidentemente, si la superficie terrestre está a una temperatura inferior que la porción de aire que hay por encima, ésta sufre una pérdida de energía en forma de calor.
Un proceso adiabático es aquél en el que no hay un intercambio de calor entre una parcela de aire y sus alrededores, por ninguno de los mecanismos de transmisión del calor ya conocidos (conducción, convección, radiación, mezcla turbulenta). Por descontado que las partículas sólidas o líquidas de dicha parcela tampoco pueden sufrir ganancias ni pérdidas energéticas en forma de calor. Sin embargo, esta situación es ideal y no se cumplen nunca ya que siempre hay ciertos intercambios de calor entre la porción de aire y el resto de la atmósfera. Pero la cantidad de energía en forma de calor intercambiada es tan pequeña que se puede suponer despreciable.
Por ello está plenamente justificado que los procesos de corta duración se les suponga que transcurren sin intercambio de calor.
Cuando una parcela de aire se eleva verticalmente (o desciende verticalmente), sufriendo expansiones y comprensiones adiabáticas, su temperatura varía. Estas variaciones de temperatura se conocen como Gradientes Adiabáticos. Hay dos tipos de Gradientes Adiabáticos:
- El Gradiente Adiabático Seco.
- El Gradiente Adiabático Saturado.
Gradiente Adiabático Seco. Una parcela de aire seco que se expande cuando asciende (ya que va ingresando en regiones de presión más baja situadas por encima de la misma), y no realiza intercambios de calor con el resto de la atmósfera circundante (proceso adiabático), sufrirá un enfriamiento.
Por contra, si desciende de forma adiabática, se contraerá (ya que ingresa en regiones de mayor presión) sufrirá un calentamiento.
El valor usual de dicho Gradiente Adiabático Seco, es de 0,00982 K·m-1 (9,8 grados por cada kilómetro)*. Es decir, aproximadamente 1 grado de disminución (aumento) por cada 102 metros de elevación (descenso). Exactamente es 1 grado por cada 101,8 metros).
Téngase en cuenta que este gradiente puede utilizarse también con aire húmedo, siempre que no haya saturación. Si lam parcela de aire tiene una cierta cantidad de vapor de agua, el Gradiente Adfiabático Seco no podrá utilizarse por encima del nivel en el que dicha parcela se satura. Para ello habrá que utilizar el:
Gradiente Adiabático Saturado. Si durante el ascenso de la parcela de aire, la expansión adiabática conlleva que el vapor de agua se condense (con la consiguiente liberación del calor latente: 540 cal/gramo) y, por tanto, la temperatura de dicha parcela disminuya. Sin embargo esta disminución de temperatura será menor que en el caso anterior ya que la liberación del calor latente compensa el enfriamiento adiabático que sufre la parcela. Así pues, la variación de la temperatura con la altura es menor que la del aire seco, o del aire húmedo no saturado, y en una cantidad tal que depende de la latitud y de la presión.
En los niveles más bajos de la atmósfera y en las latitudes templadas el Gradiente Adiabático saturado es aproximadamente la mitad que el Gradiente Adiabático Saturado.
* En el Sistema Británico de Unidades, el valor sería 5,4ºF por cada 1000 pies.
Más información:
- Compendio de Meteorología, Vol 1, Parte 2. B.J. Retallack. OMM
- http://es.wikipedia.org/wiki/Gradiente_adiab%C3%A1tico
- http://www.tutiempo.net/silvia_larocca/Temas/emagrama2.htm
miércoles, 25 de agosto de 2010
lunes, 23 de agosto de 2010
¿Qué es el GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA?
Aproximadamente solamente el 22% de la radiación solar que llega al planeta es absorbida por la atmósfera. El 35% es reflejado hacia el espacio y aproximadam,ente un 45% es absorbido por la superficie de la Tierra. Entonces la troposfera se va a calentar fundamentalmente por la superficie terrestre, esdecir, desde abajo.
El calentamiento de la troposfera por la superficie terrestre puede tener lugar por corrientes convectivas o por absorción de la radiación terrestre por los gases de la atmósfera (vapor de agua, dióxido de carbono, metano, etc).
Ello implica que la temperatura del aire próximo al suelo comienza a eleverse progresivamente desde el amanacer durante la mañana, hasta alcanzar un máximo, para ir disminuyendo porgresivamente hasta la puesta del sol. Este máximo de temperatura tendrá lugar a unos cientos de metros por encima de la superficie terrestre, más avanzado el día. Todo esto suponiendo que no hay cambios en las masa de aire (pasos de frentes, inestabilidad atmosférica, etc).
Podemos concluir entonces, que la temperatura de la troposfera disminuye con la altura. Y este grado de disminución recibe el nombre de GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA, GVT..
El GVT varía con el lugar y con el tiempo y su valor real se determina a partir de los valores obtenidos por radiosondeos. Su valor, aproximadamente, es de 6 ó 7ºC por cada kilómetro.
Sin embargo, en algunas partes de la troposfera puede existir una capa en la que la temperatura aumenta con la altura. A este fenómeno se le conoce como inversión de temperatura.
Matemáticamente se calcularía a partir de la expresión: GVT=-(dT/dh) .
El GVT es la variación negativa de la temperatura con la altura.
Es decir, valores positivos de GVT indican que la temperatura disminuye con la altura; y, valores negativos de GVT indican que la temperatura aumenta con la altura, o sea estamos en una zona de inversión térmica.
El calentamiento de la troposfera por la superficie terrestre puede tener lugar por corrientes convectivas o por absorción de la radiación terrestre por los gases de la atmósfera (vapor de agua, dióxido de carbono, metano, etc).
Ello implica que la temperatura del aire próximo al suelo comienza a eleverse progresivamente desde el amanacer durante la mañana, hasta alcanzar un máximo, para ir disminuyendo porgresivamente hasta la puesta del sol. Este máximo de temperatura tendrá lugar a unos cientos de metros por encima de la superficie terrestre, más avanzado el día. Todo esto suponiendo que no hay cambios en las masa de aire (pasos de frentes, inestabilidad atmosférica, etc).
Podemos concluir entonces, que la temperatura de la troposfera disminuye con la altura. Y este grado de disminución recibe el nombre de GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA, GVT..
El GVT varía con el lugar y con el tiempo y su valor real se determina a partir de los valores obtenidos por radiosondeos. Su valor, aproximadamente, es de 6 ó 7ºC por cada kilómetro.
Sin embargo, en algunas partes de la troposfera puede existir una capa en la que la temperatura aumenta con la altura. A este fenómeno se le conoce como inversión de temperatura.
Matemáticamente se calcularía a partir de la expresión: GVT=-(dT/dh) .
El GVT es la variación negativa de la temperatura con la altura.
Es decir, valores positivos de GVT indican que la temperatura disminuye con la altura; y, valores negativos de GVT indican que la temperatura aumenta con la altura, o sea estamos en una zona de inversión térmica.
viernes, 20 de agosto de 2010
¿Qué es la atmósfera tipo?
La Organización de Aviación Civil Internacional (OACI), ha adoptado una atmósfera tipo la cual es un promedio anual aproximado de todas las altitudes y está definida de la forma siguiente:
a) El aire es un gas seco ideal.
b) Sus constantes físicas son:
- peso molecular medio en el NMM (nivel medio del mar), M0=28,9644 g·mol-1.
- Presión atmosférica en el NMM, P0=1013,250 mb
- Temperatura en el NMM, T0=288,15K
- Densidad en el NMM, d0=1,2250 kg·m-3.
- Temperatura en el punto de congelación, T1=273,15K
- Constante universal del gas, R=8314,32 J·kmol-1·K-1. (*)
c) El gradiente de temperatura desde 5000 metros geopotenciales tipo debajo del NMM hasta una altitud en la cual la temperatura del aire llega a -56,5ºC es igual a 0,0065ºC por metro geopotencial tipo. Desde aquel nivel (11000 metros geopotenciales tipo) hasta una altitud de 20000 metros geopotenciales tipo el gradiente de temperatura es igual a cero. Entre 20000 y 32000 metros geopotenciales tipo la temperatura aumenta en 0,0010ºC por metro geopotencial tipo.
Así pues, la atmósfera tipo de la OACI está dividida en tres capas:
- CAPA CON GRADIENTE DE TEMPERATURA CONSTANTE. Entre 0 y 11000 metros geopotenciales tipo (mgp tipo), siendo el gradiente de temperatura +0,0065 ºC(mgp tipo. Las temperaturas y presiones a los niveles 0 y 11000 mgp tipo son, respectivamente, 288,15K y 216,65K, y 1013,25mb y 226,32 mb.
- CAPA ISOTÉRMICA. Desde los 11000 mgp tipo hasta los 20000 mgp tipo. La temperatura se considera constante e igual a 216,65K, y la presión es, respectivamente, de 226,32 mb y 54,75 mb. El gradiente de temperatura es 0ºC/mgp tipo.
- CAPA CON GRADIENTE DE TEMPERATURA CONSTANTE. Entre 20000 y 32000 mgp tipo. La presión a estas dos alturas es, respectivamente, 54,75mb y 8,68 mb. Las temperaturas a estas dos alturas son, respectivamente, 216,65K y 228,65K. El gradiente de temperatura es -0,001ºC/mgp tipo.
En los niveles altos la atmósfera tipo ha sido derivada de los sondeos realizados con cohetes. Arriba de la mesopausa en alrededor de 80 km, el peso molecular medio decrece con la altitud. En esta región es usada una escala molecular de temperatura. Esta es la temperatura cinética ordinaria con corrección aplicada para compensar el peso0 molecular que tiene el aire en estos niveles. Está dada por la expresión TxM0/M, donde M es el peso moelcular en altitudes mas elevadas.
Nota: La OACI usa un metro geopotencial tipo de un valor igual a 9,80665 m2·s-1.
(Compendio de Meteorología.Meteoroología Física, B.J.Retallack. Ed oMM)
(*) En algunas ocasiones, en los tratados de Meteorología se usa el término mol para indicar un"kilogramo-mol". Es por ello que aparece a veces como valor de R, 8314,32 J·mol-1·K-1. En esta entrada hemos preferido usar el término mol para indicar "gramo-mol". Por ello, el valor de R se ha tomado como 8314,32 J·kmol-1·K-1, en donde "kmol" significa kilomol.
a) El aire es un gas seco ideal.
b) Sus constantes físicas son:
- peso molecular medio en el NMM (nivel medio del mar), M0=28,9644 g·mol-1.
- Presión atmosférica en el NMM, P0=1013,250 mb
- Temperatura en el NMM, T0=288,15K
- Densidad en el NMM, d0=1,2250 kg·m-3.
- Temperatura en el punto de congelación, T1=273,15K
- Constante universal del gas, R=8314,32 J·kmol-1·K-1. (*)
c) El gradiente de temperatura desde 5000 metros geopotenciales tipo debajo del NMM hasta una altitud en la cual la temperatura del aire llega a -56,5ºC es igual a 0,0065ºC por metro geopotencial tipo. Desde aquel nivel (11000 metros geopotenciales tipo) hasta una altitud de 20000 metros geopotenciales tipo el gradiente de temperatura es igual a cero. Entre 20000 y 32000 metros geopotenciales tipo la temperatura aumenta en 0,0010ºC por metro geopotencial tipo.
Así pues, la atmósfera tipo de la OACI está dividida en tres capas:
- CAPA CON GRADIENTE DE TEMPERATURA CONSTANTE. Entre 0 y 11000 metros geopotenciales tipo (mgp tipo), siendo el gradiente de temperatura +0,0065 ºC(mgp tipo. Las temperaturas y presiones a los niveles 0 y 11000 mgp tipo son, respectivamente, 288,15K y 216,65K, y 1013,25mb y 226,32 mb.
- CAPA ISOTÉRMICA. Desde los 11000 mgp tipo hasta los 20000 mgp tipo. La temperatura se considera constante e igual a 216,65K, y la presión es, respectivamente, de 226,32 mb y 54,75 mb. El gradiente de temperatura es 0ºC/mgp tipo.
- CAPA CON GRADIENTE DE TEMPERATURA CONSTANTE. Entre 20000 y 32000 mgp tipo. La presión a estas dos alturas es, respectivamente, 54,75mb y 8,68 mb. Las temperaturas a estas dos alturas son, respectivamente, 216,65K y 228,65K. El gradiente de temperatura es -0,001ºC/mgp tipo.
En los niveles altos la atmósfera tipo ha sido derivada de los sondeos realizados con cohetes. Arriba de la mesopausa en alrededor de 80 km, el peso molecular medio decrece con la altitud. En esta región es usada una escala molecular de temperatura. Esta es la temperatura cinética ordinaria con corrección aplicada para compensar el peso0 molecular que tiene el aire en estos niveles. Está dada por la expresión TxM0/M, donde M es el peso moelcular en altitudes mas elevadas.
Nota: La OACI usa un metro geopotencial tipo de un valor igual a 9,80665 m2·s-1.
(Compendio de Meteorología.Meteoroología Física, B.J.Retallack. Ed oMM)
(*) En algunas ocasiones, en los tratados de Meteorología se usa el término mol para indicar un"kilogramo-mol". Es por ello que aparece a veces como valor de R, 8314,32 J·mol-1·K-1. En esta entrada hemos preferido usar el término mol para indicar "gramo-mol". Por ello, el valor de R se ha tomado como 8314,32 J·kmol-1·K-1, en donde "kmol" significa kilomol.
miércoles, 18 de agosto de 2010
¿En qué parte de la atmósfera el ozono absorbe la radiación ultravioleta solar?
El Ozono se forma en la atmósfera superior como resultado de dos procesos físicos sucesivos. El primero es la fotodisociación del oxígeno molecular, O2, por la absorción de ciertas longitudes de onda de la radiación ultravioleta solar. Esto conduce a la producción de átomos de oxígeno.
O2 ---> O + O
El segundo proceso involucra la formación de ozono por la colisión de átomos y moléculas en presencia de una tercera partícula, M.
O2 + O + M ----> O3 + M
Esta reacción tiene lugar más fácilmente en la estratosfera superior. En esta región la densidad del aire es tal que está presente una proporción relativamente alta de moléculas diatómicas de oxígeno.
(Compendio de Meteorología. Parte 2. Meteorología Física, B.J.Retallack, Ed OMM)
O2 ---> O + O
El segundo proceso involucra la formación de ozono por la colisión de átomos y moléculas en presencia de una tercera partícula, M.
O2 + O + M ----> O3 + M
Esta reacción tiene lugar más fácilmente en la estratosfera superior. En esta región la densidad del aire es tal que está presente una proporción relativamente alta de moléculas diatómicas de oxígeno.
(Compendio de Meteorología. Parte 2. Meteorología Física, B.J.Retallack, Ed OMM)
lunes, 16 de agosto de 2010
¿Qué es la TROPOSFERA?
Es la capa que está en contacto con la superficie terrestre. Se extiende hasta unos 10 km de altura, a lo largo de los cuales la temperatura disminuye a razón de unos 6 o 7ºC de media cada kilómetro. Así, la temperatura en su límite superior, llamado tropopausa, llega a ser de unos -50ºC. En esta capa tienen lugar la formación de nubes y la precipitación. Entre la superficie y los 2 ó 3 primeros kilómetros, se pueden observar capas isotermas, en las que la temperatura se mantiene constante, u otras en las que la temperatura aumenta con la altura, llamadas inversiones térmicas.
En la troposfera, debido a las diferencias de calentamiento y a la disminución de la temperatura con la altura, se producen movimientos convectivos importantes, tanto verticales como horizontales. La influencia del terreno, debido a sus irregularidades y a la diferencia de calentamiento entre el día y la noche, es muy importante en la subcapa en contacto con la superficie terrestre, de 1 ó 2 kilómetros de grosor, llamada capa fronteriza o capa límite planetaria. En esta subcapa es muy importante también, la turbulencia.
Dado que el aire en contacto con el ecuador se calienta más que el que se encuentra en contacto con los polos, la troposfera no es una capa uniforme, sino que es más gruesa sobre el ecuador (tienes unos 18 km) que sobre los polos (unos 8 km), con una disminución progresiva.
La tropopausa no es, por tanto, un estrato continuo de altitud uniforme. Esquemáticamentese puede dividir en tres regiones, que son simétricas en los dos hemisferios. La tropopausa polar cubre desde el polo hasta los 60º de latitud aprosimadamente con una altura de entre 8 y 9 km y con temperaturas de -45 a -60ºC. Entre la tropopausa polar y la tropopausa media se encuentra la corriente en chorro polar (polar jet stream), con vientos de más de 100 km/h, que sigue aproximadamente los paralelos 60ºN y 50-55ºS, dependiendo de la evolución del frente polar. La tropapusa media llega hasta los 30º de latitud aproximadamente, con una altura de hasta 13 km y temperaturas de -55 a -70ºC- Está separada de la tropopausa tropical por por la corriente en chorro subtropical. La tropopausa tropical llega hasta el ecuador, que puede llegar hasta los 18 km de altura, con temperaturas de -75 a -85ºC.
(Meteorología y clima, M Carmen Casas Castillo y Marta Alarcón Jordán, Ed UPC)
En la troposfera, debido a las diferencias de calentamiento y a la disminución de la temperatura con la altura, se producen movimientos convectivos importantes, tanto verticales como horizontales. La influencia del terreno, debido a sus irregularidades y a la diferencia de calentamiento entre el día y la noche, es muy importante en la subcapa en contacto con la superficie terrestre, de 1 ó 2 kilómetros de grosor, llamada capa fronteriza o capa límite planetaria. En esta subcapa es muy importante también, la turbulencia.
Dado que el aire en contacto con el ecuador se calienta más que el que se encuentra en contacto con los polos, la troposfera no es una capa uniforme, sino que es más gruesa sobre el ecuador (tienes unos 18 km) que sobre los polos (unos 8 km), con una disminución progresiva.
La tropopausa no es, por tanto, un estrato continuo de altitud uniforme. Esquemáticamentese puede dividir en tres regiones, que son simétricas en los dos hemisferios. La tropopausa polar cubre desde el polo hasta los 60º de latitud aprosimadamente con una altura de entre 8 y 9 km y con temperaturas de -45 a -60ºC. Entre la tropopausa polar y la tropopausa media se encuentra la corriente en chorro polar (polar jet stream), con vientos de más de 100 km/h, que sigue aproximadamente los paralelos 60ºN y 50-55ºS, dependiendo de la evolución del frente polar. La tropapusa media llega hasta los 30º de latitud aproximadamente, con una altura de hasta 13 km y temperaturas de -55 a -70ºC- Está separada de la tropopausa tropical por por la corriente en chorro subtropical. La tropopausa tropical llega hasta el ecuador, que puede llegar hasta los 18 km de altura, con temperaturas de -75 a -85ºC.
(Meteorología y clima, M Carmen Casas Castillo y Marta Alarcón Jordán, Ed UPC)
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