Secciones

Gradiente de temperatura


¿Qué es el gradiente de temperatura?

Se denomina gradiente de temperatura o gradiente térmico a la razón del cambio de la temperatura del aire por unidad de distancia, normalmente referido con respecto a la altura. Viene definido, por tanto, por la diferencia de temperatura entre dos puntos situados a diferente altitud.

Su unidad de medida en el Sistema Internacional es el Kelvin por metro (K/m), aunque es más habitual expresarlo en grados centígrados por metro (°C/m).

La existencia de estos gradientes, junto con la fuerza o efecto de Coriolis, son los principales factores que definen la circulación atmosférica a escala global.

La percepción que tenemos es de que la temperatura disminuye con la altura; sin embargo, aunque esto suele ser así en la troposfera, no lo es en toda la atmósfera, como veremos en los apartados posteriores.

En este sentido, la Atmósfera Estándar Internacional (ISA) define un conjunto estandarizado de gradientes térmicos para las distintas capas de la atmósfera, basados en promedios, empleado especialmente para la navegación aérea.

Gradiente vertical de temperatura en la troposfera

En condiciones normales, la temperatura desciende con la altura en la troposfera libre. En esta capa más próxima a la superficie, el calor se irradia desde el suelo en forma de radiación infrarroja, de manera que cuanto más lejos nos encontremos de la fuente de calor (superficie terrestre), menor será la temperatura del aire.

En la troposfera, el gradiente de temperatura promedio es de 6,5°C cada 1000 metros, lo que equivale a un descenso de un grado de temperatura por cada 154 m de ascenso.

No obstante, existen varios procesos que pueden alterar este gradiente estándar como son las variaciones bruscas de la temperatura del suelo o fuertes vientos, así como la época del año o la latitud en la que nos encontremos. En última instancia, la orientación del relieve también puede desempeñar un papel importante en este sentido.

Lo normal es, por tanto, tener un gradiente térmico positivo, en el que la temperatura decrece con la altura. Sin embargo, en ocasiones esto no es así, y tenemos un gradiente térmico negativo conocido como inversión térmica.

Por otro lado, el estudio del comportamiento de los gradientes de temperatura en la troposfera permite conocer la estabilidad de las diferentes masas de aire. Aquí hay que tener en cuenta que la densidad del aire disminuye a medida que aumenta su temperatura.

Si una parcela de aire, al elevarse, siempre se encontrara con aire externo más cálido (menos denso), tendería a descender hacia el nivel desde el que comenzó su ascenso, ya que pesaría más que el volumen de aire que desplaza. Si esta condición se cumple, tanto con una parcela de aire sin saturar como de aire saturado, habría estabilidad absoluta.

Por el contrario, si una parcela de aire, al elevarse, siempre se encontrase con aire externo más frío (más denso), tendería a ascender con mayor velocidad, ya que pesaría menos que el volumen de aire que desplaza. En este caso, independientemente del grado de saturación del aire, tendríamos inestabilidad absoluta.

¿Cómo varía el gradiente de temperatura con la latitud?

Debido a que la radiación solar no llega igual a todas las partes del planeta ni en todos los momentos del año, el gradiente térmico en la troposfera no es constante.

De esta forma, en las latitudes medias, el gradiente térmico es muy superior al existente en latitudes inferiores, siendo aproximadamente de 1ºC por cada 155m de ascenso. Esto se debe a la menor insolación que recibe y a que tanto la troposfera como el conjunto de la atmósfera tienen menor espesor en latitudes medias y altas.

Además, en estas mismas regiones se producen diferentes variaciones propiciadas por la orientación del relieve (ladera umbría o solana) y por la distancia respecto a la línea del ecuador. Si nos movemos a la zona intertropical, el descenso térmico es de aproximadamente 1°C por cada 180 metros de ascenso.

En la zona ecuatorial, la convergencia de los vientos alisios (del nordeste en el hemisferio norte y del sureste en el hemisferio sur) genera una zona de bajas presiones que hace que el aire de la troposfera pueda expandirse más que en otras regiones del globo. Es la zona de convergencia intertropical, siendo la región donde mayor desarrollo vertical pueden alcanzar las nubes.

Diferencia entre el gradiente adiabático seco y húmedo

El gradiente adiabático hace referencia a los cambios de temperatura que sufren las masas de aire en su movimiento vertical.

Si un proceso es adiabático quiere decir que no hay intercambio de calor entre la parcela de aire y su entorno. Cuando la burbuja de aire asciende disminuye su presión, por lo que se reduce el movimiento de sus moléculas, y por tanto, se enfría.

Si tenemos una masa de aire seca en la que no hay condensación de vapor de agua, se denomina gradiente adiabático seco, siendo aproximadamente de un descenso de 10°C por cada 1000 metros de ascenso (-1 °C/100m).

El gradiente adiabático seco no va a depender ni de la presión ni de la temperatura de origen de una masa o burbuja de aire; es, por tanto, constante.

Sin embargo, cuando sí que hay una condensación del vapor de agua en la atmósfera, hablamos de gradiente adiabático húmedo o saturado, y es inferior al gradiente adiabático seco, siendo, en promedio, el resultado de un descenso de 5°C por cada 1000 metros de ascenso (-0.5 °C/100m).

La explicación física a esta diferencia la encontramos en la liberación de calor latente que se produce en la condensación. Además, cuanto mayor sea la temperatura de una masa de aire, mayor contenido de vapor de agua puede albergar, por lo que esta liberación de calor latente por condensación será mayor cuanto mayor sea la temperatura de las masas de aire saturadas.

En este caso, el gradiente adiabático húmedo sí va a depender de la presión y de la temperatura. El gradiente será siempre menor al que se tiene en aire seco, pero va a ir acercándose a éste cuanto más fría sea la masa de aire.

Hilando este aspecto con la estabilidad atmosférica previamente comentada en otro apartado, si el gradiente vertical de temperatura es menor al gradiente adiabático húmedo y al gradiente adiabático seco, tendremos una atmósfera absolutamente estable. Cuando el gradiente vertical es superior a los gradientes adiabáticos, tenemos una atmósfera absolutamente inestable. En el caso intermedio, en el que el gradiente térmico vertical es superior al gradiente adiabático saturado pero inferior al gradiente adiabático seco, hablamos de una atmósfera condicionalmente inestable.

¿Qué es la inversión térmica y por qué se produce?

Hablamos de inversión térmica cuando el gradiente vertical de temperatura cambia de signo respecto a su comportamiento habitual, es decir, cuando se tiene un aumento de la temperatura con la altura.

Este fenómeno limita los ascensos de las masas de aire ya que, en este caso, la densidad del aire (mayor cuanto menor sea la temperatura) decrece con la altitud. En consecuencia, el aire frío más denso queda retenido y no puede elevarse en zonas con inversión. Puede resultar un fenómeno perjudicial si se produce cerca de la superficie, ya que dificulta la dispersión de los contaminantes.

Aunque las más estudiadas y habituales son las que ocurren a nivel superficial, una inversión térmica puede aparecer en cualquier nivel de la troposfera, y están asociadas a estabilidad atmosférica.

Aunque pueden deberse a distintas causas, lo más común es que se den en días anticiclónicos invernales y durante la noche.

Durante el enfriamiento nocturno de la superficie, la capa de aire más cercana al suelo también comienza a enfriarse rápidamente por la pérdida de energía en forma de radiación. La mayor densidad de esta capa de aire respecto a la inmediatamente superior imposibilita su ascenso y, por tanto, la mezcla, quedando el aire más frío y denso retenido en los primeros metros de la troposfera.

Esta inversión térmica nocturna tiende a “romperse” con el calentamiento diurno y/o con la aparición de viento o fenómenos turbulentos que posibiliten la mezcla de capas de aire. No obstante, en ocasiones, este fenómeno puede ser persistente durante varios días, especialmente cuando se forma niebla (habitual en zonas llanas en invierno con alta estabilidad atmosférica).

¿Cómo varía la temperatura en las capas restantes de la atmósfera?

Hasta ahora hemos visto cómo se comporta la temperatura con la altura en la troposfera y por tanto cómo es el gradiente térmico vertical en ella. Sin embargo, la temperatura no desciende con la altitud a lo largo de toda la atmósfera en su conjunto, sino que el gradiente vertical presenta variaciones en su signo entre las distintas capas que la componen.

En la capa inmediatamente superior a la troposfera, la estratosfera, el gradiente térmico se invierte, de forma que la temperatura aumenta con la altura. El mínimo se da en la tropopausa (a unos 12-16 km de altura), mientras que el máximo se da en su límite superior, en la estratopausa (a unos 50 km).

La temperatura va aumentando progresivamente desde la tropopausa, de forma que se pasa de unos -55 °C en la tropopausa hasta rozar o incluso alcanzar temperaturas positivas la estratopausa. Sin embargo, el gradiente térmico no es constante, siendo la temperatura más uniforme en la parte inferior de la estratosfera.

Hay que tener en cuenta que, a diferencia de la troposfera, en la estratosfera no existen los movimientos turbulentos (ascensos y descensos de masas de aire) que facilitan la mezcla de las distintas capas de aire, por lo que el aire frío (más pesado) se acumula en la parte inferior, mientras que el aire cálido (más ligero) se ve obligado a ascender a niveles superiores.

Por otro lado, en la parte superior de la estratosfera es donde se encuentra la capa de ozono, con una alta capacidad de absorción de la radiación UV procedente del Sol, lo que aumenta la temperatura en esta región superior de la estratosfera cercana a la estratopausa.

Por encima de la estratopausa, el gradiente térmico se vuelve a invertir en la tercera capa de la atmósfera: la mesosfera.

Al igual que en el caso de la troposfera, la temperatura va disminuyendo a medida que se asciende desde la estratopausa hasta el límite superior de la mesosfera, la mesopausa, a unos 80 km de altura, donde se pueden tener temperaturas de hasta -85°C. Por tanto, nuevamente tenemos un gradiente positivo de temperatura.

El comportamiento de la temperatura en esta región se debe a que en la mesosfera ya no encontramos apenas moléculas de ozono (que absorbe radiación UV), por lo que a medida que nos distanciamos de la estratopausa, menor es la absorción de radiación y, por tanto, de calor.

  • Termosfera

La siguiente capa de la atmósfera es la termosfera, abarcando desde unos 80 km de altura hasta unos 600 km (en promedio). Su límite inferior lo constituye la mesopausa, mientras que el superior, la termopausa.

Nuevamente se invierte el gradiente vertical de temperatura, tornándose negativo, como en la estratosfera.

Se tiene un ascenso térmico desde su límite inferior hasta la termopausa, de manera que en ella se tienen las temperaturas más altas de toda la atmósfera, alcanzándose cerca de 2000°C.

A estas altitudes, la radiación solar es el claramente el factor dominante en la temperatura, por lo que además se tienen variaciones térmicas considerables entre el día y la noche.

Las altísimas temperaturas de la termosfera se deben a las innumerables ionizaciones que tienen lugar en su seno, por efecto tanto de la radiación ultravioleta (UV), como, en mayor medida, de los rayos gamma y rayos X que envía el Sol. Cuando los gases de ionizan, se excitan, elevando enormemente la temperatura en la termosfera.

  • Exosfera

Por último, por encima de la termosfera, tenemos la exosfera, la capa de la atmósfera que la separa del espacio exterior. Su límite superior es difícil de definir.

En este caso ya no tenemos un patrón claro en el gradiente vertical de temperatura, sino que esta variable sufre drásticas variaciones temporales en todos los niveles de la exosfera.

Las temperaturas más altas se tienen durante el día (hasta cerca de 2000°C), y las más bajas por la noche, descendiendo hasta aproximarse a 0°C.

La temperatura no llega a ser tan alta como en la termosfera debido a que aquí no tienen lugar los procesos de ionización que sí sucedían en la capa inmediatamente inferior.