domingo, 7 de noviembre de 2010

Cumulonimbus Capillatus cuasi-incus. Mislata. Agosto 2010.

Cumulonimbus Capillatus cuasi-Incus

miércoles, 8 de septiembre de 2010

¿Qué es el efecto FÖHN?

    El FÖHN es un efecto orográfico muy interesante por las consecuncias que puede acarrear. Es un fenómeno característico de algunas regiones y se produce cuando el aire es forzado a a ascender por la ladera de una montaña.
    Mientras este aire va ascendiendo por la ladera de barlovento, se va enfriando siguiendo el ritmo del gradiente adiabático seco (ver entrada del 25/08/2010) a razón de 9,8 grados centígrados por cada kilómetro de ascenso (más exactamente, 1 grado centígrado por cada 101,8 metros de ascenso). Si la montaña es suficientemente alta, este enfriamiento ocurre hasta que el aire llega a su nivel de condensación. En este punto se alcanza el punto de saturación (ver entradas del 03/09/2010) y comienza la condensación, formándose una nube que continúa hasta la cima de la montaña. Cuando esto ocurre, y si además el aire es estable, se forma una especie de visera sobre la cima. Esto es lo que se conoce como nubosidad de estancamiento, ya que mientras no cambie la dirección del viento, permanecerá inmóvil.
    Cuando se ha llegado a la condensación, el aire continúa subiendo y enfriándose pero esta vez según el ritmo del gradiente adiabático saturado (aproximadamente 5-6ºC por cada kilómetro de ascenso, este valor varía según la temperatura del aire, como se ha señalado en otra entrada anterior), el cual es menor que el gradiente adiabático seco, de modo que el aire llega a la cima con una temperatura más alta que la que tendría si no se hubiera producido la condensación y formado la nube. Durante este ascenso hay lluvias intermitentes y poco intensas en la ladera de barlovento. De esta manera el aire va perdiendo humedad a medida que va remontando la ladera y cuando llega a la cima ha perdido bastante de la humedad que tenía al inicar el ascenso. El aire una vez sobrepasada la cima de la montaña empezará a descender por la ladera de sotavento (en caso de que el aire continúe estable) hasta llegar al nivel inicial que tenía antes de llegar a la base de la montaña y ser forzado a remontar la ladera de barlovento.
    La consecuencia de todo esto, es que en el descenso el aire se calentará siguiendo el gradiente adiabático seco (1ºC por cada 102 metros), y alcanzará el nivel inicial muy seco y cálido.
    Este efecto se amplifica cuanto más alta sea la montaña y, según la zona y la estación, se pueden producir aludes, incendios forestales e incluso inundaciones. Se observa de una mmanera frecuente en los Alpes (Föhn), en Cataluña (Tramontana), laderas orientales de las Montañas Rocosas (Chinook).


    Veamos un ejemplo consideremos una montaña de 4000 metros de altura a la que llega una masa de aire húmedo a 25ºC. Supongamos que el nivel de condensación esté a 1000 metros de altura para esta masa de aire. El aire que ha llegado a la base de la montaña a 25ºC comienza a remontarla por la ladera de barlovento y va disminuyendo sui temperatura a razón de 1ºC por cada 102 metros. Así pues, cuando llega al nivel de condensación su temperatura es de:  25ºC - (1000 metros)x(1ºC/102 metros)=15,2ºC. En este punto se empieza a condensar el vapor de agua de la masa de aire y se forma la nube que remonta la montaña.
    A partir de esta altura (recordemos que estamos en el nivel de condensación, que para esta masa de aire es de 1000 metros),  el aire continúa enfriándose según el gradiente adiabático saturado (supongamos que en estas condiciones es de 6ºC por cada kilómetro), de modo que al llegar a la cima, su temperatura es de:   15,2ºC - (3000 m)x(6ºC/1000m)= - 2,8ºC.
    Si no se hubiera producido la condensación la temperatura hubiera sido de:
25ºC-(4000m)x(1ºC/102m)= - 14,2ºC


   Una vez sobrepasada la cima el aire desciende por la ladera de sotavento calentándose según el gradiente adiabático seco, y llegará a la base de la montaña con una temperatura de:
-2,8ºC+(4000m)x(1ºC/102m)= 36,4ºC, y además de recalentado,  se trataría de un aire muy seco ya que perdió gran parte de su humedad durante el ascenso.

martes, 7 de septiembre de 2010

¿Qué es más denso, el AIRE SECO o el AIRE HÚMEDO?

    Ya sabemos que el aire seco es una mezcla de varios gases (oxígeno, nitrógeno, dióxido de carbono,...) y su peso molecular promedio es de 28,96 gramos/mol. Esto quiere decir que un mol de aire seco, o lo que es lo mismo, 602 200 000 000 000 000 000 000 partículas de aire seco (moléculas de oxígeno, de nitrógeno, de dióxido de carbono, ...) tienen una masa de 28,96 gramos. Por otro lado, el peso molecular del agua es de 18 gramos/mol, menor que la correspondiente al aire seco.

    Si cogemos un volumen determinado de aire seco a unas condiciones determinadas de presión y temperatura y reemplazamos cierto número de moléculas de oxígeno, de nitrógeno y demás componentes del aire seco por moléculas de agua, la masa de este volumen considerado de aire (ahora ya es aire  húmedo) disminuirá. Por lo tanto, la densidad tambien disminuirá.

    La densidad del aire húmedo es menor que la del aire seco en las mismas condiciones de presión y temperatura.

viernes, 3 de septiembre de 2010

¿Qué es el PUNTO de ROCÍO?

    El punto de rocío es la temperatura a la que debe enfriarse una masa de aire para provocar la condensación del vapor de agua contenido en ella, sin que varíe la cantidad de vapor de agua que hay en ella.

    Como se ha comentado en otra entrada anterior,  a medida que disminuye la temperatura de una masa de aire, va disminuyendo la capacidad que tiene para contener vapor de agua, es decir, va disminuyendo la humedad relativa de ésta. Si dicha masa de aire continúa enfriándose llegará un momento en que el aire alcanzará el punto de saturación y, a partir de ahí, podrá producirse la condensación. 
    La temperatura a la cual la masa de aire alcanza la saturación es el  punto de rocío.

    Cuanto más cerca estén la temperatura actual de una masa de aire y su temperatura del punto de rocío, entonces más próxima estará esa masa de aire de la saturación. 
    Por contra, si la diferencia entre la temperatura actual de una masa de aire y la del punto de rocío es grande, el aire estará más lejos de la saturación.

    Por ejemplo, vamos a comparar las temperaturas de dos estaciones y sus respectivos puntos de rocío. Imaginemos que en el aeropuerto de Manises (Valencia) la temperatura del aire es de 28ºC y la del punto de rocío es de 15ºC, y en el eropuerto Charles de Gaulle (París)  la temperatura del aire es de 10ºC y la del punto de rocío es de 7ºC. ¿En cuál de los dos casos se estará más cerca de la saturación?, pues en aquél en el que la diferencia entre ambas temperaturas sea menor. En nuestro ejemplo, sería en el aeropuerto de París.

    La humedad relativa de una masa de aire será tanto mayor cuanto más cerca esté el aire de alcanzar al saturación.

    ¿Qué ocurre cuando la temperatura del punto de rocío es igual a la temperatura del aire?. Pues lo que ocurre es que el aire está saturado y puede empezar a darse la condensación del vapor de agua contenido en esa masa de aire. 
    Por ejemplo, en el ejemplo anterior ¿cuál debería ser la temperatura del punto de rocío del aeropuerto de Manises, para que el aire estuviera saturado?. Evidentemente, 28ºC.
    Si en el caso anterior en el aeropuerto Charles de Gaulle de París la temperatura del punto de rocío fuese de 10ºC y la del aire fuese la misma, ¿cuál sería la humedad relativa?. Evidentemente, sería del 100%.

    La presión de vapor de saturación aumenta con la temperatura. Si el aire se calienta, aumentan la capacidad que tiene la masa de aire para contener vapor de agua. Por ejemplo. la presión de vapor de saturación del agua en función de la temperatura es:

  Temperatura(ºC)   Presión de vapor de saturación (hPa)
             0                               6,11
            10                             12,27  
            20                             23,37   
            40                             73,77  

    Por otro lado, el punto de rocío va a estar determinado por el contenido actual de humedad de la masa de aire. Cuando hay un contenido de humedad alto, las temperaturas del punto de rocío serán más altas.

    Pongamos un ejemplo,  si en el aeropuerto de Manises las temperaturas del aire y del punto de rocío son ambas de 26ºC y en el aeropuerto de El Altet (Alicante) la temperatura del aire es de 26ºC y la del punto de rocío es 22ºC, ¿en cuál de los dos aeropuertos habrá un mayor contenido de humedad?. La respuesta es, en aquel que tenga un mayor punto de rocío. En este ejemplo, en el aeropuerto de Manises.
    O, lo que es lo mismo, si la temperatura de rocío es baja, se infiere que el contenido de humedad de esa masa de aire es bajo.

  Resumamos conceptos vistos hasta ahora:
    La cantidad de vapor de agua presente en una masa de aire es la humedad.

    El grado de saturación de una masa de aire viene dado por la humedad relativa.

    El punto de rocío es la temperatura a la que una masa de aire se enfría para que empiece la condensación.

    Cuánto más próxima esté la temperatura del aire a la del punto de rocío, entonces más cerca estará la masa de aire de alcanzar la saturación.


    Veamos otro ejemplo más. Si un día determinado de invierno las temperaturas del aire y del punto de rocío en Manises son de 10ºC y en El Altet son, la del aire 16ºC y la del punto de rocío 13ºC, podremos afirmar que la humedad en El Altet es mayor que en Manises (ya que la temperatura del punto de rocío es mayor), pero el grado de saturación sería más bajo en El Altet que en Manises, ya que la diferencia entre la temperatura del aire y la del punto de rocío es menor en Manises que en El Altet. De hecho en Manises, se ha alcanzado la saturación del aire y es probable que empiece a ocurrir la condensación del vapor de agua.

    Otro ejemplo más. Supongamos ahora que en el aeropuerto de Son Sant Joan (Palma de Mallorca) la temperatura del aire es de 16ºC y la del punto de rocío también de 16ºC, y en el aeropuerto de Barajas (Madrid) la del aire es de 19ºC y la del punto de rocío es de 14ºC.  ¿En qué aeropuerto el contenido de humedad será menor?. La respuesta es en aquel en el que el punto de rocío sea menor, en nuestro ejemplo sería en Barajas. ¿En qué aeropuerto sería mayor la humedad relativa?. La respuesta es en aquél en el que la diferencia entre las temperaturas del aire y del punto de rocío sea menor. En nuestro ejemplo sería en Son Sant Joan.

    Cuando una masa de aire  se enfría hasta alcanzar la temperatura del punto de rocío y el vapor de agua empieza a condensarse, ¿qué ocurre con la temperatura del punto de rocío?. Pues que al producirse la condensación, parte del vapor de agua se convierte en agua líquida y, en consecuencia, disminuye la cantidad de vapor de agua presente en esa masa de aire, y como disminuye el contenido de humedad, disminuirá también la temperatura del punto de rocío.

  Si el contenido de humedad no cambia tampoco lo hace el punto de rocío.

  
 

 

¿Qué es la HUMEDAD RELATIVA?, ¿cómo varía con la temperatura del aire?

    La cantidad de vapor de agua presente en el aire, es lo que conocemos también como humedad. Cuando decimos que el aire está muy seco lo que queremos decir es que contiene poco vapor de agua, es decir, que contiene poca humedad.En estas  circunstancias es previsible pensar que se se van a desarrollar pocas nubes. Por el contrario, si el aire contiene mucho vapor de agua, es decir, contiene mucha humedad, será frecuente que se desarrollen nubes, se forme niebla e incluso haya precipitación.

    ¿Qué relación hay entre la humedad y la temperatura. La cantidad de vapor de agua que puede contener una masa de aire, de pende de la temperatura. A medida que va aumentando la temperatura del aire, éste es capaz de contener más humedad. Por eso, el aire tiene menos capacidad para contener vapor de agua a 5ºC que a 15ºC.

    A mayor temperatura del aire, éste puede contener mayor cantidad de vapor de agua.

   A una temperatura dada, el aire puede contener como máximo una cierta cantidad de vapor de gua. Cuando una masa de aire contiene la máxima cantidad de vapor de agua que puede contener a esa temperatura, se dice que el aire está saturado

   Por ejemplo, en las siguientes situaciones:
a) La temperatura del aire es de 35ºC, y contiene la máxima cantidad posible de vapor de agua.
b) La temperatura del aire es de 10ºC, y la humedad contenida en él es alta.
c) La temperatura del aire es de 15ºC, y el aire tiene la máxima cantidad posible de vapor de agua.

    Diremos que el aire está saturado en las situaciones  a) y c), ya que en ambos casos se nos dice que el aire contiene la máxima cantidad posible de vapor de agua. Por supuesto, en la situación a) está máxima cantidad posible de vapor de agua es mayor que en la situación c), ya que, como se ha comentado anteriormente a mayor temperatura del aire, éste puede contener mayor cantidad de vapor de agua.

    ¿De qué manera se expresa el grado de saturación de una masa de aire?. Para expresar el grado de saturación de una masa de aire, se mide lo que se conoce como humedad relativa, la cual relaciona la cantidad de vapor ade agua presente en una masa de aire, con la que podría estar presente en esa cantidad de aire, si éste estuviera saturado  totalmente.  Generalmente, la humedad relativa se expresa en tanto por ciento.
    Por otro lado sabemos que la cantidad de vapor de agua contenida en una masa de aire es proporcional a la presión (tensión) de vapor. Por lo tanto el valor aproximado de la humedad relativa se puede determinar con la fórmula:

    Humedad relativa (en %)=(Presión real del vapor de agua)x100 / (Presión de saturación del vapor de agua a esa temperatura del aire)

    Recapitulando. Cuando hablamos de contenido de humedad nos estamos refiriendonos a la cantidad de vapor de agua presente en una masa de aire. Cuando hablamos de saturación estamos refiriéndonos al grado de saturación del aire. Cuando hablemos de humedad relativa, nos referiremos a la cantida máxima de vapor de agua que puede tener el aire a una temperatura dada.

    Hemos de hacer patente que la humedad relativa puede variar, incluso si el contenido de humedad (contenido de vapor de agua) de una masa de aire permanece constante. ¿Cómo es posible esto?, si hay un cambio en la temperatura del aire, cambia también la máxima cantidad de vapor de agua que puede contener esa masa de aire y, por ello, cambia también la humedad relativa.
     Si la temperatura del aire permanece constante y el contenido de humedad  aumenta, la humedad relativa aumenta, ya que al no variar la temperatura del aire, tampoco lo hace la máxima cantidad de vapor de agua que esa muestra de aire puede contener (el denominador de la fórmula anterior), y si variar el contenido de humedad (el numerador de la fórmula), se produce por tanto una variación de la humedad relativa.

    Si la temperatura del aire aumenta y el contenido de humedad permanece constante, la humedad relativa disminuye. Esto es así porque, al aumentar la temperatura aumenta la máxima cantidad de vapor de agua que puede contener esa masa de aire (el denominador de la fórmula), mientras que el numerador de la fórmula (el contenido real en vapor de agua de esa masa de aire) permanece constante. O dicho de otra manera, el grado de saturación del aire disminuye porque al aumentar la temperatura tiene mayor capacidad para contener vapor de agua.

    Si el contenido de humedad (de vapor de agua) en el aire permanece constante y su temperatura desciende, la humedad relativa aumenta. Ya que al disminuir la temperatura del aire, disminuye su capacidad para contener vapor de agua. Si el aire continúa enfriándose llegará un momento en que podrá alcanzar el punto de saturación. A partir de ese momento podría empezar la condensación del vapor de agua.

    ¿En qué momento del día la humedad relativa suele alcanzar su valor máximo?. Normalmente cuando amanece, ya que es en ese momento cuando la temperatura del aire es mínima (y por ende, es cuando tiene menos capacidad para contener aire). En ciertos casos, el aire puede alcanzar su temperatura de saturación. En el caso de que se produzca la condensación, se pueden formar neblinas o nieblas. Posteriormente, a medida que va avanzando el día, la temperatura va aumentando y por ello, va disminuyendo la humedad relativa, lo que ocasiona la desaparición de nieblas o neblinas.
 

miércoles, 25 de agosto de 2010

¿Qué son los GRADIENTES ADIABÁTICOS?

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

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.

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.

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)

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)

viernes, 13 de agosto de 2010

¿Cuál es la relación que hay entre el tipo de aire y la nube que se forma?

Según sean las condiciones que se den en la masa de aire, se darán un tipo u otro de nubes.

Cuando hay CONVECCIÓN, es decir, corrientes verticales provocadas por el calentamiento desigual de la superficie terrestre, tenemos las siguientes posibilidades:

Aire Inestable Seco............................ Cumulus
Aire Inestable Húmedo (de mañana).............. Cumulus
Aire Inestable Húmedo (principio de la tarde) Cumulus (cúmulos tubulares)
Aire Inestable Húmedo (final de la tarde) Cumulonimbus

Cuando existe TURBULENCIA MECÁNICA , es decir, fricción entre aire y suelo
Aire muy Estable Húmedo......Stratus
Aire Estable muy Húmedo .....Stratocumulus

En el caso de la CONVERGENCIA, (Aire acumulado que es forzado a ascender en un área de baja presión), podemos encontrar:
Aire muy Estable Húmedo......Stratus
Aire Estable Húmedo..........Stratocumulus
Aire Inestable Húmedo.... ...Cumulus

Y si se da el ASCENSO OROGRÁFICO, (Aire forzado a ascender similar a como lo haría al desplazarse por una ladera), tenemos:
Aire Estable Húmedo......... Stratocumulus
Aire Inestable Seco......... Cumulus
Aire Inestable Húmedo....... Cumulonimbus

martes, 10 de agosto de 2010

HURACANES

Son violentas tormentas que se forman sobre los océanos tropicales, caracterizadas por un intenso centro de baja presión rodeado por bandas nubosas dispuestas u organjzadas en forma de espiral que giran alrededor de su centro en sentido ciclónico, es decir en el sentido de giro de los punteros de un reloj en el Hemisferio Sur y en sentido contrario en el Hemisferio norte, produciendo vientos y turbulencias de extrema violencia que sobrepasan los 120 Km/hr con lluvias torrenciales y prolongadas crecidas de ríos y mareas de temporal.
Su nombre deriva del término “Hunrakén” que usaban los nativos caribeños y mayas para denominar al dios de las tormentas y que fue ya adoptado por Cristóbal Colón para designar esos violentos fenómenos meteorológicos. En otras partes recibe otras denominaciones, como “baguío” en Filipinas, “Willy willy” en Australia, “Taino” en Haití, “Cordonazo” en la costa occidental de México, “Tai-fun” en China, de donde proviene el término “Tifón” y “Ciclón” en la India. Todos estos términos son sinónimos y sirven para denominar un mismo fenómeno, conocido también con el nombre más generalizado de Ciclón Tropical por desarrollarse entre los dos trópicos y que se presenta en latitudes similares alrededor del mundo coincidiendo con el cambio de los monzones. Para evitar confusiones se reserva el término de “ciclones tropicales” a los huracanes, dándose el de “depresiones” o “borrascas” a los asociados al frente polar.

FORMACIÓN DE LOS HURACANES.-

Los huracanes se forman por lo general en los cinturones comprendidos entre los 5º y los 15º de latitud a ambos lados del Ecuador donde la Fuerza de Coriolis es suficientemente fuerte para que se inicie el movimiento de rotación alrededor de un centro de baja presión. No se producen sobre el Ecuador porque allí no existe el efecto de la fuerza de Coriolis.
Se originan en los mares tropicales y generalmente desaparecen o se disipan cuando llegan a tierra o a mares de aguas más frías. Para que el vértice de un huracán se inicie es necesaria una fuente de energía. Esta energía reside en el calor latente de evaporación almacenado en el vapor de agua liberado desde los mares tropicales al condensarse el agua. Para que este fenómeno se origine la temperatura de la superficie del mar debe ser superior a los 27ºC. Esta energía es mantenida en la zona de inversión de temperatura entre la capa húmeda inferior y la capa seca superior.
Dado que es necesario el movimiento vertical del aire para provocar la condensación, por enfriamiento del mismo durante su expansión, debe haber una distribución apropiada del viento para actuar como un mecanismo de arranque. Una vez que ha comenzado el movimiento del aire hacia arriba, será acompañado por la entrada de aire en los niveles más bajos y por la correspondiente salida en los niveles superiores de la atmósfera. Por influencia de la Fuerza de Coriolis, el aire convergente girará y comenzará a moverse en una trayectoria circular.
Los huracanes no están asociados a ningún frente de tormenta y se producen sólo en ciertos períodos estacionales, preferentemente entre el verano y principios de otoño en ambos hemisferios.
Una de las características más frecuentes de las tormentas tropicales es que una vez que las mismas se han formado siguen una trayectoria de desplazamiento aproximada este-oeste, pero después de unos pocos días de movimiento toman una componente hacia los polos y luego se dirigen hacia el Noreste en el hemisferio norte y hacia el Sureste en el hemisferio austral. A medida que avanzan van perdiendo su fuerza hasta que se disipan.

PRINCIPALES ZONAS AFECTADAS POR HURACANES.-

Hay 8 principales zonas en el mundo afectadas por huracanes:
1.- Mar Caribe, Golfo de Méjico y Océano Atlántico Occidental Norte,
2.- Oeste de Méjico en el Pacífico Norte,
3.- Océano Pacífico Occidental Norte, Mar de Japón, Mar de la China y las Filipinas,
4.- Golfo de Bengala en la India,
5.- Mar de Arabia en la India,
6.- Noreste de Australia y Mar del Coral en el Pacífico Sur,
7.- Madagascar y Costa Oriental de Sudáfrica en el Océano Indico Occidental,
8.- Noroeste de Australia, Mar de Arafura y sur de Indonesia en el Océano Indico Oriental.

ETAPAS EN LA VIDA DE UN HURACÁN.-

La vida de un huracán puede ser dividida en 4 etapas:

1.- Etapa de Formación: El viento empieza a aumentar alrededor de un centro de baja presión, las nubes comienzan a originarse y la presión atmosférica en el centro desciende a unos 1000 hPa.

2.- Etapa de Desarrollo: El viento continúa aumentando, las nubes se distribuyen en forma de espiral y empieza a formarse un ojo pequeño, denominado “Ojo del Huracán” casi siempre de forma circular, dentro del cual los vientos son suaves y variables y no hay presencia de nubes, lo que permite navegar y volar con facilidad. La presión cae en una pequeña área, con calentamiento por compresión adiabática en el centro.

3.- Etapa de Madurez: El Viento alcanza el máximo de velocidad pudiendo alcanzar los 320 km/hr. El área nubosa se expande obteniendo su máxima extensión (entre 500 a 900 km de diámetro), produciéndose intensas precipitaciones. El ojo del huracán alcanza un diámetro de 24 a 40 km.

4.- Etapa de Disipación: El viento empieza a disminuir pero la lluvia intensa continúa. Las nubes comienzan a disiparse cuando el huracán se desplaza sobre tierra o se mueve sobre un mar de aguas más frías, es decir cuando cesa su alimentación de energía.

La vida activa de un huracán varía desde la etapa de formación hasta su disipación de unos pocos días a algunas semanas.

EFECTOS DE UN HURACÁN.-

Los mayores daños son producidos por la tremenda presión del viento sobre las estructuras, además de las inundaciones originadas por las intensas lluvias y las olas que penetran y azotan las zonas costeras. También se produce un aumento del nivel del mar en la zona cercana al centro del huracán.
Los intensos vientos de un huracán ejercen fuerzas sobre la superficie oceánica y generan enormes olas que se propagan hacia afuera, en todas direcciones. En algunos casos pueden detectarse como extensas marejadas muy lejos del vértice. Las olas formadas en el cuadrante lateral derecho (en el hemisferio norte) de la tormenta se desplazan en la dirección de ésta. Estas olas son las más intensas producidas por un huracán y pueden tener una velocidad de propagación de hasta 2000 kilómetros por día. Dado que los huracanes se mueven de 200 a 750 kilómetros por día, el arribo de marejadas fuertes pueden ser indicativas de la presencia de un huracán que se aproxima, ubicado a 1000 o 1500 kilómetros de distancia.
No todos los centros de baja presión que se originan en las regiones antes mencionadas llegan a ser ciclones o huracanes. Muchos nacen y desaparecen antes de alcanzar su etapa de madurez.

OTRAS CARACTERÍSTICAS:

1.- Cuando un centro de baja presión es detectado por algún sistema de observación (registros superficiales de presión, satélites, radares, etc.) con vientos que no alcanzan los 64 km/hr se lo clasifica como “Depresión Tropical”. Cuando la intensidad del viento está comprendida entre los 65 y los 119 km/hr se le denomina “Tormenta Tropical” y recién cuando el viento sobrepasa los 120 km/hr se puede decir que ese centro de baja presión puede denominarse “Huracán”.

2.- El diámetro de un huracán solo alcanza algunos cientos de kilómetros, en cambio en las depresiones de latitudes medias o extratropicales puede alcanzar hasta 3.000 kilómetros.

3.- Las isobaras en un ciclón tropical son más circulares y simétricas, lo que unido al rápido descenso de la presión atmosférica facilitan a los navegantes la localización de sectores con vientos más favorables y menos intensos.

4.- Al permanecer estacionarios, tienden a producir lluvias torrenciales las que se distribuyen uniformemente alrededor del centro, a diferencia de lo que sucede en las depresiones de latitudes medias.

5.- La temperatura alrededor del centro es bastante uniforme, sin que existan frentes fríos ni calientes, como ocurre en los frentes borrascosos.

6.- La dirección del viento es muy constante, sin mostrar cambios bruscos. Su movimiento es en espiral, con fuertes corrientes ascendentes en forma de torbellino.

FENÓMENOS ÓPTICOS EN LA ATMÓSFERA

Si bien los rayos de luz se propagan en línea recta en el vacío, sus trayectorias pueden modificarse por la presencia de medios materiales, tales como los gases atmosféricos, partículas de nubes y aerosoles. En muchos casos, las desviaciones varían de acuerdo con las longitudes de onda de las componentes de la radiación visible. De esto resulta una variedad de fenómenos ópticos que tienen lugar en la atmósfera y la observación de muchos efectos de colores llamativos.

La dispersión Rayleigh tiene lugar cuando el radio de la partícula dispersora es pequeño en comparación con la longitud de onda de la luz. Es por ello que las moléculas de aire y las partículas más diminutas del aerosol suspendido en la atmósfera difunden la luz azul más que la roja. De aquí la explicación del color azul del cielo y el aspecto rojizo de la salida y puesta del sol.

Una variedad de efectos se producen por las nubes de cristales de hielo, o sea los cirrostratos y los cirrus. La mayoría de los cristales de hielo son del tipo hexagonal con un ángulo de 120º entre las caras adyacentes. El ángulo entre caras alternadas es entonces de 60º y la radiación proveniente del sol puede refractarse al pasar a través de una nube de cristales de hielo. Se desvía hacia el ojo del observador en un ángulo de 20º o más de su dirección original. La intensidad de la luz refractada es máxima para el ángulo de desviación mínimo (aproximadamente 22º). La imagen del sol tien por esto una forma de anillo brillante que se conoce como el halo de 22º (o halo pequeño).

Menos frecuente es el halo de 46º (gran halo) que se produce por refracción de prismas rectangulares. Los cristales de formas no comunes pueden también producir halos con radios de varios valores hasta un mínimo de 7º, pero los mismos son muy raros.

Algunos cristales de hielo tienen una orientación preferencial que depende de su forma. Los prismas simples caen con su eje largo vertical mientras que las placas caen con su cara plana horizontal. Esto conduce a la concentración de la luz en ciertas áreas exteriores al halo correspondiente. Se forman imágenes de distintas formas según sea la elevación del sol. Los mismos se conocen como falsos soles.

Algunos fenómenos ópticos se producen por reflexión en las caras planas del cristal. Por ejemplo, se observa un obelisco luminoso si las caras de los cristales están aproximadamente horizontales.

El fenómeno de halo puede observarse también alrededor de la luna. Sin embargo, es necesario que los cristales de hielo en las nubes estén bien formados, al igual que en el caso de los halos solares. En general, los halos solares y lunares rara vez son completos o persistentes, lo que se debe a los rápidos cambios que ocurren en la composición de las nubes.

Los fenómenos de refracción y reflexión que producen las nubes constituidas por cristales de hielo no se producen en las nubes constituidas por gotitas esféricas y diminutas. No obstante, pueden observarse anillos coloreados más pequeños que se conocen con el nombre de coronas. Una corona tiene como centro el sol y su secuencia de colores es opuesta a la del halo. El rojo aparece en la parte externa mientras que el azul lo hace en la interna, similar a lo que sucede en el arco iris primario.

Las coronas se producen por difracción, esto es, por desviación de la trayectoria del haz de luz al pasar cerca de las pequeñas gotitas de agua. La luz roja es la que más se difracta y esa es la razón por la cual se observa en la parte exterior de la corona. Una buena separación de los colores tiene lugar cuando las gotitas son de tamaño uniforme, y las coronas más nítidas ocurren cuando se hallan presentes nubes tenues, ya sea porque se están formando o se disuelven. Se las observa con mayor frecuencia cuando el sol o la luna brillan a través de nubes altostratus.

El radio de una corona varía en forma inversa al tamaño de las gotitas. La presencia de gotitas de distintos tamaños produce, por lo tanto, áreas coloreadas que son irregulares. Muy frecuentemente pueden observarse manchones de nube sombreados en ros y verde. Esto se conoce como iridiscencia o irisación.

La luz proveniente del sol puede difractarse también cuando pasa cerca de nuestras cabezas. Si una persona se halla de pie sobre un terreno elevado y con su espalda al sol, los rayos coloreados pueden reflejarse hacia los ojos de ella, por la presencia de una niebla de gotitas de agua situada más abajo. La persona puede observar entonces un anillo de colores alrededor de la sombra de su cabeza, esto es una corona de Ulloa (o gloria). A menudo puede observarse una gloria que rodea la sombra de un avión que se proyecta sobre una nube que está debajo.

A veces se observa un arco iris si una persona está de espaldas al sol, y teniendo en frente gotas de lluvia sobre las cuales incide la luz del sol. El arco iris principal o común se produce por la refracción de la luz al atravesar las gotas de lluvia, produciendo cada una de ellas una reflexión interna total. El radio del circulo subtiende un ángulo cercano a 42º desde el ojo del observador y con el color rojo en la parte exterior.

Si la luz está sometida a dos reflexiones internas puede formarse exteriormente al primario un arco iris secundario, pero muy separado del mismo. Los colores se presentan invertidos y la intensidad alcanza solamente a un décimo de la del arco principal. A veces se observan arcos suplementarios en el interior del arco primario y que se producen por interferencias entre los rayos de luz.

Los espejismos se producen como un resultado del pasaje de la luz de capas de atmósfera de densidad diferente. El índice de refracción del aire varía con su densidad y a menudo los objetos pueden aparecer ubicados en posiciones inusuales y distorsionados en su forma. Se presenta una imagen inferior asociada a una superficie extensa y plana cuando el aire cerca del suelo está más caliente (y es menos denso) que el que está inmediatamente por encima. El efecto contrario – una imagen superior – se observa si el aire que se halla cerca de la superficie terrestre está mucho más frío que el que está por encima, estos es, que se está en presencia de una inversión muy marcada.

(Compendio de Meteorología, Meteorología Física, Retallack)