Fundamentos de la convección atmosférica 1/3 (III)

GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA

Al ritmo al que la temperatura del aire desciende con el incremento de la altitud se le ha llamado “Gradiente vertical de temperatura”, es decir, el ritmo al cual la temperatura del aire decae a medida que se aumenta la altura. 

A medida que el aire que conforma una térmica se eleva, se enfría adiabáticamente. El ritmo de descenso de la temperatura del aire que se está elevando y enfriando adiabáticamente se le conoce por lo tanto como gradiente vertical de temperatura adiabático.

GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA ADIABÁTICO SECO Y SATURADO

Al ascender el aire en una térmica, lleva consigo vapor de agua suspendido que estaba en la capa atmosférica de superficie. Al enfriarse adiabáticamente el aire ascendente, la temperatura del vapor de agua se enfría con él. Si la térmica llega lo suficientemente alto, la temperatura del aire y del vapor de agua caerá a un punto donde el vapor de agua no podrá seguir manteniéndose como vapor y se condensará en forma de minúsculas gotitas de agua. Cuanto más y más vapor se llena desde abajo, el número y el tamaño de las gotitas condensadas aumentará y la fase inicial de una nube tipo cúmulo se hará visible. Si las condiciones son favorables, la nube continuará creciendo hasta que un cúmulo ya desarrollado se forme.

Cuando el agua se hierve, una considerable cantidad de calor debe serle aplicada para incrementar el nivel de energía de las moléculas de agua de tal forma que puedan romper a salir de la disposición relativamente cerrada del estado líquido y existir como partículas gaseosas: libres, de movimientos rápidos y ampliamente esparcidas. A esta energía requerida se la conoce como calor latente (almacenado o potencialmente disponible). Cuando el vapor de agua se condensa en agua líquida, este calor latente debe ser liberado de forma que las moléculas puedan ser obligadas a cambiar al estado líquida. Cuando el vapor de agua se condensa en la atmósfera ese calor latente liberado calentará el aire cercano. Si la condensación ocurre en aire ascendente la liberación del calor latente reducirá el ritmo al que la temperatura cae a medida que el aire asciende. Así se encuentra que hay dos ritmos diferentes a los que la bajará con la altura temperatura del aire ascendente. Está el ritmo cuando el vapor de agua se está condensando en el aire ascendente (es decir, cuando se está formando la nube) y está el ritmo cuando la ascendencia no se ve acompañada de condensación. 

El ritmo del descenso de temperatura del aire ascendente en el que el vapor de agua se está condensando se conoce como el Gradiente Vertical de Temperatura Adiabático Saturado (es decir, el volumen de aire se satura con vapor de agua de forma que contenga tanto vapor de agua como sea posible a una temperatura en concreto). Es un proceso adiabático en el sentido que el aire ascendente expandiéndose no está recibiendo calor suministrado desde el exterior, pero no es un proceso adiabático verdadero ya que el calor está siendo suministrado desde el interior. 

La otra situación de aire ascendente enfriándose sin condensación es un proceso adiabático auténtico. Su ritmo de descenso de temperatura es conocido como el Gradiente Vertical de Temperatura Adiabático Seco, GVTAS (En inglés DALR, Dry Adiabatic Lapse Rate). El motivo por el que se puede etiquetar “seco”, incluso cuando el aire normalmente tendrá algo de vapor de agua, es que el vapor de agua está presente en una proporción tan pequeña (menos de un 4% del volumen en condiciones atmosféricas normales) que su efecto en las propiedades físicas del aire es despreciable. Debería haber diferencias de temperatura entre estos dos ejemplos, uno totalmente seco y el otro con humedad normal, que han sufrido la misma expansión o compresión adiabática, pero es una diferencia tan pequeña que puede ser despreciada a efectos prácticos.

El ritmo exacto de descenso de temperatura del aire ascendente que es considerado seco, es determinado por los físicos como la composición del aire y se puede hallar matemáticamente por la Ley de los Gases Ideales. El resultado de esto es muy cercano a 3ºC por cada 1000 pies (1ºC por cada 100 metros). Por lo tanto, por cada 1000 pies que un paquete de aire seco asciende, sin mezclarse, su temperatura caerá 3ºC. Y viceversa, la temperatura de un paquete de aire aumentará 3ºC por cada 1000 pies al ser comprimida adiabáticamente mientras desciende a niveles más bajos.

Por otro lado, el efecto del vapor de agua cuando se está condensando es significativo. La liberación del calor latente al aire cercano lo calienta y así reduce el ritmo al que se enfría conforme asciende. A diferencia del GVTAS, que es un valor constante, el Gradiente Vertical de Temperatura Adiabático Saturado varía con la temperatura y la altitud. Esto es debido a la capacidad del aire de contener más cantidad de vapor de agua a mayores temperaturas y presiones que a menores. De todas formas, se puede usar un valor medio del gradiente que sea interesante para pilotos de vuelo libre. Éste da un valor del Gradiente Vertical de Temperaturas Adiabático Seco de 1,5ºC por cada 100 pies (1ºC por cada 200 metros).

El tema de mezclas aire-vapor de agua podría ser una carrera en sí misma y se sale del alcance de este artículo. Se ha tratado aquí sólo hasta cierto punto para que se tenga claro el significado de gradiente vertical de temperatura adiabático. Para mantener esta descripción de convección atmosférica lo más simple posible, asumiremos para el resto de esta parte del artículo, y de las próximas también, que las térmicas no suben lo suficiente para que la temperatura caiga a donde el vapor de agua disuelto en el aire se condensará formando una nube, es decir, estaremos más en días de térmicas azules que en días con el cielo aborregado o con cúmulos. Esta simplificación no altera la materia significativamente y permite evitar mucha complejidad de poca utilidad

(Serie Fundamentos de la convección atmosférica de Robert Dorning: 1 2 3 4 5 6 7)