E2 Termodinámica Atmosférica

Tópico

La termodinámica atmosférica describe cómo se comportan las parcelas de aire cuando ascienden, descienden o se mezclan con el aire que las rodea. Dos relaciones sostienen toda la termodinámica atmosférica: la ecuación de estado del gas ideal, que conecta la presión, la densidad y la temperatura de cualquier parcela de aire de modo que, fijadas dos de esas tres cantidades, la tercera queda determinada; y la primera ley de la termodinámica, según la cual el calor que una parcela de aire recibe o entrega se reparte entre cambiar su propia temperatura y hacer trabajo al expandirse o comprimirse. A partir de estas dos relaciones se define la temperatura potencial: la temperatura que tendría una parcela de aire si se la llevara, sin que intercambie calor con su entorno, hasta un nivel de presión de referencia común. Como esa temperatura potencial no cambia mientras la parcela asciende o desciende de forma seca y sin intercambiar calor, se comporta como un termómetro invariante del flujo adiabático: si dos parcelas comparten la misma temperatura potencial, vinieron del mismo tipo de aire, aunque estén ahora a alturas distintas.

Cuando una parcela de aire asciende ya saturada de humedad, el calor latente que libera al condensarse el vapor de agua modera el enfriamiento adiabático que de otro modo sufriría: por eso el lapso adiabático saturado, de unos seis grados por kilómetro de ascenso, es menor que el lapso adiabático seco, de unos nueve grados y ocho décimas por kilómetro, que es el que sigue una parcela que asciende sin condensar nada de su humedad. La liberación de ese calor latente es, entonces, lo que separa a una parcela saturada de una parcela seca: cuanto más vapor de agua condensa la parcela al ascender, más calor latente libera, y más se frena su propio enfriamiento.

La misma idea de la temperatura potencial se extiende al caso húmedo con la temperatura potencial equivalente, que además de la temperatura de la parcela integra la energía que trae consigo su vapor de agua. Igual que la temperatura potencial ordinaria se conserva en un ascenso seco, la temperatura potencial equivalente se conserva en los procesos adiabáticos húmedos, y por eso se ha vuelto el parámetro termodinámico fundamental para caracterizar las masas de aire tropicales y las masas de aire convectivas, donde la humedad nunca es un detalle menor.

Todo este comportamiento térmico de la parcela —cuánto se enfría al ascender, cuánto calor latente libera, qué tan rápido cambia su temperatura potencial— determina si esa misma parcela termina siendo más cálida que el aire que la rodea, y esa diferencia de temperatura es la que produce el empuje que la sigue empujando hacia arriba. La energía convectiva disponible cuantifica precisamente esa energía potencial que la parcela puede convertir en energía cinética vertical mientras asciende libremente, empujada por su propio empuje, desde el nivel de convección libre —el punto donde ese empuje ascendente empieza— hasta el nivel de equilibrio, el punto donde la parcela deja de ser más cálida que su entorno y el empuje ascendente se agota. Cuando la energía convectiva disponible supera aproximadamente los mil joules por kilogramo, el ambiente queda en condiciones propicias para que se desarrolle convección intensa.

Antes de que la parcela pueda siquiera alcanzar el nivel de convección libre y empezar a acumular esa energía convectiva disponible, sin embargo, suele tener que atravesar una capa de aire más cálida que ella misma, que la frena en vez de empujarla hacia arriba: la inhibición convectiva mide precisamente esa barrera energética que hay que superar antes de que la convección pueda comenzar. Así, la termodinámica atmosférica describe el destino completo de una parcela de aire: cómo cambia su temperatura potencial al ascender o descender, cuánto calor latente libera si se satura, y si esos cambios terminan por darle la energía suficiente —una vez superada la inhibición convectiva— para desatar convección intensa o no.

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