Hispanopedia Wiki
Articulo de referencia

Tasa de descenso

El lago Czarny Staw pod Rysami , situado a 1583 metros de altitud , aún permanece congelado, mientras que el lago Morskie Oko, situado a 1395 metros, ya casi se ha descongelado ...

Hispanopedia WikiContenido en espanolLectura gratuita
El lago Czarny Staw pod Rysami , situado a 1583 metros de altitud , aún permanece congelado, mientras que el lago Morskie Oko, situado a 1395 metros, ya casi se ha descongelado . Fotografía tomada desde el lado polaco de los montes Tatra en mayo de 2019.  

El gradiente térmico es la tasa a la que una variable atmosférica, normalmente la temperatura en la atmósfera terrestre , disminuye con la altitud . [ 1 ] [ 2 ] El término gradiente térmico proviene de la palabra lapso (en su sentido de "disminuir", no en su sentido de "interrupción"). En aire seco, el gradiente adiabático (es decir, la disminución de la temperatura de una parcela de aire que asciende en la atmósfera sin intercambiar energía con el aire circundante) es de 9,8 °C/km (5,4 °F por cada 1000 pies). El gradiente adiabático saturado (SALR), o gradiente adiabático húmedo (MALR), es la disminución de la temperatura de una parcela de aire saturado de agua que asciende en la atmósfera. Varía con la temperatura y la presión de la parcela y suele estar en el rango de 3,6 a 9,2 °C/km (2 a 5 °F/1000 pies ), según datos de la Organización de Aviación Civil Internacional (OACI). El gradiente térmico ambiental es la disminución de la temperatura del aire con la altitud para un momento y lugar específicos (véase más abajo). Puede variar considerablemente según las circunstancias.

El gradiente térmico vertical corresponde a la componente vertical del gradiente espacial de temperatura . Si bien este concepto se aplica con mayor frecuencia a la troposfera terrestre , puede extenderse a cualquier porción de gas sostenida por la gravedad .

Gradiente térmico ambiental

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

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

Normalmente, el gradiente térmico vertical es el negativo de la tasa de cambio de temperatura con el cambio de altitud:

Γ=−dTdz{\displaystyle \Gamma =-{\frac {\mathrm {d} T}{\mathrm {d} z}}}

dóndeΓ{\displaystyle \Gamma }(a vecesL{\displaystyle L}) es el gradiente térmico dado en unidades de temperatura dividido por unidades de altitud, T es la temperatura y z es la altitud. [ a ]

El gradiente térmico ambiental (ELR, por sus siglas en inglés) es la tasa real de disminución de la temperatura con la altitud en la atmósfera en un momento y lugar determinados. [ 6 ]

En promedio, la Organización de Aviación Civil Internacional (OACI) define una atmósfera estándar internacional (ISA) con un gradiente térmico de 6,50  °C/km [ 7 ] (3,56  °F o 1,98  °C/1000 pies) desde el nivel del mar hasta los 11  km (36 090 pies o 6,8  millas) . Desde los 11  km hasta los 20  km (65 620 pies o 12,4  millas) , la temperatura constante es de -56,5  °C (-69,7  °F) , que es la temperatura más baja supuesta en la ISA. La atmósfera estándar no contiene humedad.

A diferencia de la atmósfera estándar idealizada, la temperatura de la atmósfera real no siempre disminuye de forma uniforme con la altura. Por ejemplo, puede existir una capa de inversión térmica en la que la temperatura aumenta con la altitud.

Causa

El perfil de temperatura de la atmósfera es el resultado de la interacción entre el calentamiento radiativo de la luz solar , el enfriamiento hacia el espacio mediante radiación térmica y el transporte ascendente de calor por convección natural (que transporta aire caliente y calor latente hacia arriba). Por encima de la tropopausa , no se produce convección y todo el enfriamiento es radiativo.

Dentro de la troposfera , el gradiente térmico vertical es esencialmente la consecuencia de un equilibrio entre (a) el enfriamiento radiativo del aire, que por sí solo daría lugar a un gradiente térmico vertical elevado; y (b) la convección, que se activa cuando el gradiente térmico vertical supera un valor crítico; la convección estabiliza el gradiente térmico vertical ambiental. [ 8 ]

La luz solar incide sobre la superficie terrestre (tierra y mar) y la calienta. Esta superficie caliente calienta el aire que se encuentra sobre ella. Además, casi un tercio de la luz solar absorbida se absorbe dentro de la atmósfera, calentándola directamente. [ 9 ]

La conducción térmica ayuda a transferir calor de la superficie al aire; esta conducción ocurre dentro de los pocos milímetros de aire más cercanos a la superficie. Sin embargo, por encima de esa delgada capa de interfaz, la conducción térmica desempeña un papel insignificante en la transferencia de calor dentro de la atmósfera; esto se debe a que la conductividad térmica del aire es muy baja. [ 10 ] [ 11 ] : 387

El aire se enfría radiativamente por los gases de efecto invernadero (vapor de agua, dióxido de carbono, etc.) y las nubes que emiten radiación térmica de onda larga al espacio. [ 12 ]

Si la radiación fuera la única forma de transferir energía dentro de la atmósfera, entonces el gradiente térmico cerca de la superficie sería de aproximadamente 40  °C/km y el efecto invernadero de los gases en la atmósfera mantendría el suelo a aproximadamente 333 K (60 °C; 140 °F) . [ 13 ] : 59–60   

Sin embargo, cuando el aire se calienta o se humedece, su densidad disminuye. [ 14 ] [ 15 ] Por lo tanto, el aire que ha sido calentado por la superficie tiende a ascender y transportar energía interna hacia arriba, especialmente si el aire se ha humedecido por la evaporación de las superficies de agua. Este es el proceso de convección . El movimiento convectivo vertical se detiene cuando una masa de aire a una altitud determinada tiene la misma densidad que el aire a la misma elevación.

La convección transporta aire caliente y húmedo hacia arriba y aire frío y seco hacia abajo, con un efecto neto de transferencia de calor hacia arriba. Esto hace que el aire de abajo sea más frío de lo que sería de otro modo y el aire de arriba más cálido. Debido a que la convección está disponible para transferir calor dentro de la atmósfera, el gradiente térmico en la troposfera se reduce a alrededor de 6,5  °C/km [ 8 ] y el efecto invernadero se reduce a un punto en el que la Tierra tiene su temperatura superficial observada de alrededor de 288 K (15 °C; 59 °F) .   

Convección y expansión adiabática

Diagrama electrograma que muestra la variación de las adiabáticas secas (líneas gruesas) y húmedas (líneas discontinuas) en función de la presión y la temperatura.

A medida que la convección provoca que las masas de aire asciendan o desciendan, la transferencia de calor entre estas y el aire circundante es mínima. El aire tiene una baja conductividad térmica y las masas de aire involucradas son muy grandes; por lo tanto, la transferencia de calor por conducción es insignificante. Asimismo, la transferencia de calor radiativa intraatmosférica es relativamente lenta y, por consiguiente, insignificante para el aire en movimiento. Así, cuando el aire asciende o desciende, el intercambio de calor con el aire circundante es mínimo. Un proceso en el que no se intercambia calor con el entorno se denomina proceso adiabático .

El aire se expande al ascender y se contrae al descender. La expansión de las masas de aire ascendentes y la contracción de las descendentes son procesos adiabáticos , en buena aproximación. Cuando una masa de aire se expande, ejerce presión sobre el aire circundante, realizando trabajo termodinámico . Dado que la masa de aire ascendente y en expansión realiza trabajo pero no gana calor, pierde energía interna y, por lo tanto, su temperatura disminuye. Sobre el aire descendente y en contracción se realiza trabajo, por lo que gana energía interna y su temperatura aumenta.

Los procesos adiabáticos del aire presentan una curva característica de temperatura-presión. A medida que el aire circula verticalmente, adquiere ese gradiente característico, denominado gradiente adiabático . Cuando el aire contiene poca agua, este gradiente se conoce como gradiente adiabático seco: la tasa de descenso de la temperatura es de 9,8  °C/km ( 5,4  °F por cada 1000  pies) (3,0  °C/1000  pies). Lo contrario ocurre con una masa de aire descendente. [ 16 ]

Cuando el gradiente térmico ambiental es menor que el gradiente térmico adiabático, la atmósfera es estable y no se produce convección. [ 13 ] : 63 El gradiente térmico ambiental se ve forzado a acercarse al gradiente térmico adiabático siempre que el aire se convec en vertical.

Solo la troposfera (hasta aproximadamente 12 kilómetros (39 000 pies) de altitud) en la atmósfera terrestre experimenta convección : la estratosfera generalmente no convec. [ 17 ] Sin embargo, algunos procesos de convección excepcionalmente energéticos, como las columnas de erupción volcánica y las cimas que sobresalen asociadas con tormentas eléctricas supercelulares severas , pueden inyectar local y temporalmente convección a través de la tropopausa y en la estratosfera. 

El transporte de energía en la atmósfera es más complejo que la interacción entre la radiación y la convección seca. El ciclo del agua (que incluye la evaporación , la condensación y la precipitación ) transporta calor latente y afecta los niveles de humedad atmosférica, influyendo significativamente en el perfil de temperatura, como se describe a continuación.

Matemáticas del gradiente adiabático

Gráfico simplificado del gradiente térmico atmosférico cerca del nivel del mar.

Los siguientes cálculos permiten obtener la temperatura en función de la altitud para una masa de aire que asciende o desciende sin intercambiar calor con su entorno.

Gradiente adiabático seco

La termodinámica define un proceso adiabático como:

PAGdV=−VdPAGγ{\displaystyle P\,\mathrm {d} V=-{\frac {V\,\mathrm {d} P}{\gamma }}}

La primera ley de la termodinámica se puede escribir como

metrodovdT−VdPAGγ=0{\displaystyle mc_{\text{v}}\,\mathrm {d} T-{\frac {V\,\mathrm {d} P}{\gamma }}=0}

Además, dado que la densidadρ=metro/V{\displaystyle \rho =m/V}yγ=dopag/dov{\displaystyle \gamma =c_{\text{p}}/c_{\text{v}}}, podemos demostrar que:

ρdopagdT−dPAG=0{\displaystyle \rho c_{\text{p}}\,\mathrm {d} T-\mathrm {d} P=0}

dóndedopag{\displaystyle c_{\text{p}}}es el calor específico a presión constante.

Suponiendo una atmósfera en equilibrio hidrostático : [ 18 ]

dPAG=−ρgramodz{\displaystyle \mathrm {d} P=-\rho g\,\mathrm {d} z}

donde g es la gravedad estándar . Combinando estas dos ecuaciones para eliminar la presión, se llega al resultado para el gradiente adiabático seco (DALR), [ 19 ]

Γd=−dTdz=gramodopag=9.8 ∘do/kilómetros{\displaystyle \Gamma _{\text{d}}=-{\frac {\mathrm {d} T}{\mathrm {d} z}}={\frac {g}{c_{\text{p}}}}=9.8\ ^{\circ }{\text{C}}/{\text{km}}}

El DALR (Γd{\displaystyle \Gamma _{\text{d}}}) es el gradiente de temperatura que se experimenta en una masa de aire ascendente o descendente que no está saturada de vapor de agua, es decir, con menos del 100% de humedad relativa.

gradiente adiabático húmedo

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 masa de aire asciende y se enfría, finalmente 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 disminución adicional de la temperatura, el vapor de agua en exceso de la cantidad de equilibrio se condensa, formando nubes y liberando calor (calor latente de condensación). Antes de la saturación, el aire ascendente sigue el gradiente adiabático seco. Después de la saturación, el aire ascendente sigue el gradiente adiabático húmedo (o mojado ). [ 20 ] La liberación de calor latente es una fuente importante de energía en el desarrollo de tormentas eléctricas.

Mientras que el gradiente adiabático seco es constante 9,8  °C/km ( 5,4  °F por 1000  pies, 3  °C/1000  pies ), el gradiente 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 ). [ 21 ] La fórmula para el gradiente adiabático saturado (SALR) o gradiente adiabático húmedo (MALR) viene dada por: [ 22 ]

Γw=gramo(1+HvrRDakota del SurT)(dopd+Hv2rRsudoesteT2){\displaystyle \Gamma _{\text{w}}=g\,{\frac {\left(1+{\dfrac {H_{\text{v}}\,r}{R_{\text{sd}}\,T}}\right)}{\left(c_{\text{pd}}+{\dfrac {H_{\text{v}}^{2}\,r}{R_{\text{sw}}\,T^{2}}}\right)}}}

dónde:

El SALR o MALR (Γw{\displaystyle \Gamma _{\text{w}}}) es el gradiente de temperatura que se experimenta en una masa de aire ascendente o descendente que está saturada de vapor de agua, es decir, con un 100% de humedad relativa.

Efecto en el clima

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

Los diferentes gradientes térmicos ambientales a lo largo de la atmósfera terrestre son de vital importancia en meteorología , especialmente en la troposfera . Se utilizan para determinar si la masa de aire ascendente subirá lo suficiente como para que su agua se condense y forme nubes , y, una vez formadas, si el aire seguirá ascendiendo y formando nubes de lluvia más grandes, y si estas nubes crecerán aún más y formarán cumulonimbos (nubes de tormenta).

A medida que el aire no saturado asciende, su temperatura desciende a la tasa adiabática seca. El punto de rocío también desciende (como resultado de la disminución de la presión atmosférica), pero mucho más lentamente, típicamente alrededor de 2  °C por cada 1000  m. Si el aire no saturado asciende lo suficiente, eventualmente su temperatura alcanzará su punto de rocío y comenzará a formarse condensación. Esta altitud se conoce como nivel de condensación por elevación (LCL) cuando hay elevación mecánica y nivel de condensación convectiva (CCL) cuando no la hay, en cuyo caso, la parcela debe calentarse desde abajo hasta su temperatura convectiva . La base de la nube estará en algún punto dentro de la capa delimitada por estos parámetros.

La diferencia entre el gradiente adiabático seco y la velocidad a la que desciende el punto de rocío es de aproximadamente 8  °C por cada 1000  m. Dada una diferencia entre las lecturas de temperatura y punto de rocío en el suelo, se puede calcular fácilmente el LCL multiplicando la diferencia por 125 m/°C.

Si el gradiente térmico ambiental es menor que el gradiente adiabático húmedo, el aire es absolutamente estable: el aire ascendente se enfriará más rápido que el aire circundante y perderá flotabilidad . Esto suele ocurrir a primera hora de la mañana, cuando el aire cerca del suelo se ha enfriado durante la noche. La formación de nubes en aire estable es improbable.

Si el gradiente térmico ambiental se encuentra entre los gradientes adiabáticos húmedo y seco, el aire es condicionalmente inestable: una parcela de aire no saturada no tiene suficiente flotabilidad para ascender hasta la LCL o la CCL, y es estable ante pequeños desplazamientos verticales en cualquier dirección. Si la parcela está saturada, es inestable y ascenderá hasta la LCL o la CCL, y se detendrá debido a una capa de inversión de inhibición convectiva , o si el ascenso continúa, puede producirse una convección profunda y húmeda (DMC), a medida que la parcela asciende hasta el nivel de convección libre (LFC), después de lo cual entra en la capa de convección libre (FCL) y generalmente asciende hasta el nivel de equilibrio (EL).

Si el gradiente térmico ambiental es mayor que el gradiente adiabático seco, se produce un gradiente superadiabático, lo que significa que el aire es absolutamente inestable. Una masa de aire ganará flotabilidad al ascender tanto por debajo como por encima del nivel de condensación por elevación o del nivel de condensación convectiva. Esto suele ocurrir por la tarde, principalmente sobre masas continentales. En estas condiciones, aumenta la probabilidad de que se formen cúmulos , chubascos o incluso tormentas eléctricas .

Los meteorólogos utilizan radiosondas para medir el gradiente térmico ambiental y lo comparan con el gradiente adiabático previsto para pronosticar la probabilidad de que el aire ascienda. Los gráficos del gradiente térmico ambiental se conocen como diagramas termodinámicos , entre los que se incluyen los diagramas log-P Skew-T y los tefigramas . (Véase también Térmicas ).

La diferencia entre el gradiente adiabático húmedo y el gradiente seco es la causa del fenómeno del viento foehn (también conocido como " vientos Chinook " en algunas partes de Norteamérica). Este fenómeno se produce porque el aire cálido y húmedo asciende por elevación orográfica , pasando por encima de la cima de una cordillera o una gran montaña. La temperatura disminuye con el gradiente adiabático seco hasta alcanzar el punto de rocío, donde el vapor de agua en el aire comienza a condensarse. Por encima de esa altitud, el gradiente adiabático disminuye hasta igualarse al gradiente adiabático húmedo a medida que el aire continúa ascendiendo. La condensación suele ir seguida de precipitaciones en la cima y en las laderas de barlovento de la montaña. A medida que el aire desciende por la ladera de sotavento, se calienta por compresión adiabática con el gradiente adiabático seco. Por lo tanto, el viento foehn a cierta altitud es más cálido que a la misma altitud en la ladera 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 la ladera de sotavento de la montaña. [ 24 ]

Impacto en el efecto invernadero

Si el gradiente térmico ambiental fuera cero, de modo que la atmósfera tuviera la misma temperatura en todas las altitudes, entonces no habría efecto invernadero . Esto no significa que el gradiente térmico y el efecto invernadero sean lo mismo, sino que el gradiente térmico es un requisito previo para el efecto invernadero. [ 25 ]

La presencia de gases de efecto invernadero en un planeta provoca un enfriamiento radiativo del aire, lo que genera un gradiente térmico distinto de cero. Por lo tanto, la presencia de gases de efecto invernadero produce un efecto invernadero a nivel global. Sin embargo, esto no tiene por qué ocurrir a nivel local.

El efecto invernadero localizado es más fuerte en lugares donde el gradiente térmico vertical es mayor. En la Antártida, las inversiones térmicas en la atmósfera (de modo que el aire a mayor altitud es más cálido) a veces provocan que el efecto invernadero localizado se vuelva negativo (lo que significa un enfriamiento radiativo intensificado hacia el espacio en lugar de un enfriamiento radiativo inhibido, como ocurre en un efecto invernadero positivo). [ 26 ] [ 27 ]

Tasa de gradiente en una columna de gas aislada

En ocasiones, se ha planteado la cuestión de si se generará un gradiente de temperatura en una columna de aire en reposo en un campo gravitatorio sin flujos de energía externos. James Clerk Maxwell abordó este tema y estableció en 1868 que, si se forma algún gradiente de temperatura, este debe ser universal (es decir, el mismo para todos los materiales), de lo contrario se violaría la segunda ley de la termodinámica . Maxwell también concluyó que el resultado universal debe ser aquel en el que la temperatura sea uniforme, es decir, el gradiente térmico sea cero. [ 28 ]

Santiago y Visser (2019) confirman la corrección de la conclusión de Maxwell (gradiente térmico cero) siempre que se ignoren los efectos relativistas. Cuando se tiene en cuenta la relatividad , la gravedad da lugar a un gradiente térmico extremadamente pequeño, el gradiente de Tolman (derivado por R. C. Tolman en 1930). En la superficie terrestre, el gradiente de Tolman sería aproximadamenteΓt=Ts×(10−16{\displaystyle \Gamma _{t}=T_{s}\times (10^{-16}}metro−1){\displaystyle ^{-1})}, dóndeTs{\displaystyle T_{s}}es la temperatura del gas a la altura de la superficie terrestre. Santiago y Visser señalan que "la gravedad es la única fuerza capaz de crear gradientes de temperatura en estados de equilibrio térmico sin violar las leyes de la termodinámica" y "la existencia del gradiente de temperatura de Tolman no es en absoluto controvertida (al menos no dentro de la comunidad de la relatividad general)". [ 29 ] [ 30 ]

Véase también

Notas

  1. ↑ Nota:Γ{\displaystyle \Gamma }yγ{\displaystyle \gamma }En este artículo se utilizan ambos términos, pero con significados muy distintos. [ 4 ] [ 5 ]

Referencias

  1. ↑ Jacobson, Mark Zachary (2005). Fundamentos de la modelización atmosférica (2.ª  ed.). Cambridge University Press . ISBN 978-0-521-83970-9.
  2. ↑ Ahrens, C. Donald (2006). Meteorología hoy (8.ª ed.). Brooks/Cole Publishing. ISBN  978-0-495-01162-0.
  3. ↑ Todd S. Glickman (junio de 2000). Glosario de meteorología (2.ª ed.). Sociedad Meteorológica Americana , Boston . ISBN  978-1-878220-34-9.(Glosario de Meteorología) Archivado el 26/07/2024 en Wayback Machine.
  4. ↑ Salomons, Erik M. (2001). Acústica atmosférica computacional (1.ª ed.). Kluwer Academic Publishers. ISBN  978-1-4020-0390-5.
  5. ↑ Stull, Roland B. (2001). Introducción a la meteorología de la capa límite (1.ª ed.). Kluwer Academic Publishers. ISBN  978-90-277-2769-5.
  6. ↑ Daidzic, Nihad E. (2019). "Sobre los gradientes térmicos atmosféricos" . Revista Internacional de Aviación, Aeronáutica y Aeroespacial . 6 (4). doi : 10.15394/ijaaa.2019.1374 .
  7. ↑ Manual de la atmósfera estándar de la OACI (ampliado a 80 kilómetros (262 500 pies)) (Tercera edición). Organización de Aviación Civil Internacional . 1993. ISBN  978-92-9194-004-2Documento 7488-CD.
  8. 1 2 Manabe, Syukuro; Strickler, Robert F. (1964). "Equilibrio térmico de la atmósfera con un ajuste convectivo" . Journal of the Atmospheric Sciences . 21 (4): 361– 385. Bibcode : 1964JAtS...21..361M . doi : 10.1175/1520-0469(1964)021 < 0361:TEOTAW > 2.0.CO ; 2. Recuperado el 1 de septiembre de 2024 .
  9. ↑ "¿Cuál es el balance energético de la Tierra? Cinco preguntas con un experto" . NASA. 10 de abril de 2017. Consultado el 1 de septiembre de 2024 .
  10. ↑ "Conducción" . Centro para la Educación Científica . Consultado el 1 de septiembre de 2024 .
  11. ↑ Wallace, John M.; Hobbs, Peter V. (2006). Ciencias atmosféricas (2.ª ed.). Elsevier. ISBN  9780080499536.
  12. ↑ Hartmann, Dennis L.; Dygert, Brittany D.; Blossey, Peter N.; Fu, Qiang; Sokol, Adam B. (2022). "El perfil vertical del enfriamiento radiativo y el gradiente térmico en un clima en calentamiento" . Journal of Climate . 35 (19): 6253– 6265. Bibcode : 2022JCli...35.2653H . doi : 10.1175/JCLI-D-21-0861.1 . Consultado el 1 de septiembre de 2024 .
  13. 1 2 Richard M. Goody; James CG Walker (1972). "Temperaturas atmosféricas" (PDF) . Atmósferas . Prentice-Hall. Archivado del original (PDF) el 3 de junio de 2016.
  14. ↑ Williams, Jack. "Comprender la densidad del aire y sus efectos" . USAToday.com . Consultado el 1 de septiembre de 2024 .
  15. ↑ "¿Es el aire húmedo más pesado que el aire seco?" . howstuffworks . Consultado el 1 de septiembre de 2024 .
  16. ↑ Danielson, EW; Levin, J; Abrams, E (2002). Meteorología . McGraw Hill Higher Education. ISBN 9780072420722.
  17. ↑ "La estratosfera: descripción general" . UCAR . Consultado el 2 de mayo de 2016 .
  18. ↑ Landau y Lifshitz, Mecánica de fluidos , Pergamon, 1979
  19. ↑ Kittel; Kroemer (1980). "6" . Física térmica . WH Freeman. pág. 179. ISBN  978-0-7167-1088-2.problema 11
  20. ↑ "Velocidad de gradiente adiabático seco" . tpub.com. Archivado del original el 3 de junio de 2016. Consultado el 2 de mayo de 2016 .
  21. ↑ Minder, JR; Mote, PW; Lundquist, JD (2010). "Tasas de gradiente de temperatura superficial sobre terreno complejo: Lecciones de las montañas Cascade" . J. Geophys. Res . 115 (D14): D14122. Bibcode : 2010JGRD..11514122M . doi : 10.1029/2009JD013493 .
  22. ↑ "Grado adiabático de saturación" . Glosario . Sociedad Meteorológica Americana.
  23. ↑ "Relación de mezcla" . Glosario . Sociedad Meteorológica Americana.
  24. ↑ Whiteman, C. David (2000). Meteorología de montaña: Fundamentos y aplicaciones . Oxford University Press. ISBN 978-0-19-513271-7.
  25. ↑ Thomas, Gary E.; Stamnes, Knut (1999). Transferencia radiactiva en la atmósfera y el océano . Cambridge University Press. ISBN 0-521-40124-0.
  26. ↑ Schmithüsen, Holger; Notholt, Justus; König-Langlo, Gert; Lemke, Peter; Jung, Thomas (16 de diciembre de 2015). "Cómo el aumento del CO2 conduce a un mayor efecto invernadero negativo en la Antártida" . Geophysical Research Letters . 42 (23). doi : 10.1002/2015GL066749 . ISSN 0094-8276 . S2CID 131351000 .  
  27. ↑ Sejas, SA; Taylor, PC; Cai, M. (2018). "Desenmascarando el efecto invernadero negativo sobre la meseta antártica" . npj Clim Atmos Sci . 1 (17): 17. Bibcode : 2018npCAS...1...17S . doi : 10.1038/s41612-018-0031- y . PMC 7580794. PMID 33102742 .  
  28. ↑ Maxwell, J Clerk (1868). "XXII. Sobre la teoría dinámica de los gases". The London, Edinburgh, and Dublin Philosophical Magazine and Journal of Science . 35 (236): 185– 217.
  29. ↑ Santiago, Jessica; Visser, Matt (2019). "Gradientes de temperatura de Tolman en un campo gravitatorio". European Journal of Physics . 40 (25604): 025604. arXiv : 1803.04106 . Bibcode : 2019EJPh...40b5604S . doi : 10.1088/1361-6404/aaff1c .
  30. ↑ Tolman, RC (1930). "Sobre el peso del calor y el equilibrio térmico en la relatividad general". Phys. Rev. 35 ( 8): 904. Bibcode : 1930PhRv...35..904T . doi : 10.1103/PhysRev.35.904 .

Lecturas adicionales

  • Definición, ecuaciones y tablas del gradiente térmico vertical del sistema de datos planetarios.
  • Glosario de la Biblioteca Digital Nacional de Ciencias:
    • Velocidad de desfase
    • Gradiente térmico ambiental
    • Aire absolutamente estable
  • Introducción al cálculo del gradiente térmico vertical desde los principios básicos (Universidad de Texas)