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Clase 5Nubes y Precipitación

Preguntas claves:

1. ¿cómo se forman las nubes?2. ¿por qué el aire a veces asciende?3. ¿qué determina el tipo de nubes?

Formación de nubes

De la clase anterior, recordemos que desde un punto de vista macroscópico la formación de gotas de agua o cristales de hielo (i.e., nubes) requiere saturar una “parcela” de aire húmedo, lo cual puede alcanzarse debido a:

• Humidificación• Enfriamiento• Mezcla

El tamaño y numero de gotas (cristales) depende de la distribución de los NC presentes en el aire (microfísica de nubes).

Este es el mas importante para formación de nubes

Formación de nubes

El enfriamiento (mas generalmente, cambio de temperatura) del aire puede ocurrir por varias razones:

• Procesos radiativos (ROC/ROL) → formación de niebla

• Ascenso (movimientos verticales) → formación de nubes

• Cambios de fase del agua

¿Parcelas de Aire?

Usaremos el nombre de parcela de aire para identificar un gran número (millones) de moléculas que se mueven en forma más o menos coherente empleando un volumen de varios metros cúbicos: “un globo grande pero sin sus paredes”.

¿Que sucede cuando una parcela de aire asciende?

• La parcela se expande debido a que la presión externa disminuye...

• ...las moléculas usan parte de su energía interna en el proceso de expansión (presionan hacia afuera)...

• ...la parcela se enfría debido a que la energía interna de las moléculas es proporcional a la temperatura de la parcela.

Notar que en este proceso, no se ha sacado ni inyectado calor externo a la parcela, por lo cual se denomina proceso adiabático.

Tp=25°Cp=1000 hPa

Tp=10°Cp=700 hPa

Pres. atmos700 hPa

Pres. atmos1000 hPa

Parcela sube, se expande y enfria

Altu

ra

Enfriamiento Adiabático

Nota: el proceso también actua a la inversa; si una parcela desciende se comprime y calienta adibaticamente

Gradiente adiabático (seco)

Empleando la ley de gases ideales (pV=nRT) y el segundo principio de la termodinámica (dQ = dU + dW) se puede demostrar que en un ascenso o descenso adiabático el gradiente (cambio) de temperatura con la altura es:

Γadiabatico = g/Cp = -10 °C/km

Esto es, por cada kilómetro de ascenso (descenso) la temperatura de la parcela disminuye (aumenta) 10°C, si el proceso es adiabático.

Nota: Si el ascenso/descenso toma menos de un día la aproximación adiabática es muy buena (intercambio de calor con el medio es pequeña).

Temperatura [C]

Altu

ra [k

m]

-20 –10 0 10 20 30

5

4

3

2

1

0

Γad

Γad

Γad

Ejemplo del cambio de temperatura de tres parcelas de aire al desplazarse verticalmente siguiendo un gradiente adiabático seco (10 C/km)

Nivel de Condesación por Ascenso (NCA)¿Cuanto debe subir una parcela para que se sature?

Depende de la humedad relativa inicial (casos limite: 0% y 100%).

HR = 30%

HR = 50%

HR = 80%

Una vez que la parcela alcanza su NCA, el vapor de agua se comienza a convertir en agua liquida. Este proceso libera calor dentro de la parcela.

Si el ascenso continua, la parcela se continuara enfriando, pero a una taza menor que el gradiente adiabático (seco). En este caso:

Γadiabatico saturado ≅ -6.5 °C/km

Esto es, por cada kilómetro de ascenso (descenso) la temperatura de la parcela disminuye (aumenta) en 6.5°C.

Temperatura [C]

Altu

ra [k

m]

-20 –10 0 10 20 30

5

4

3

2

1

0

Γad

Γad-saturado

NCA

Mecanismos de ascenso en la atmósfera

(c) Ascenso Convectivo (d) Ascenso Frontal

(a) Ascenso Orográfico (b) Convergencia Orográfica

AireFrío

AireCálido

NCA

Mecanismos de ascenso en la atmósfera

Estabilidad atmosférica

Los mecanismos anteriores proveen el ascenso inicial del aire...¿que pasa despues? Esto determina el tipo y extención vertical de las nubes

El movimiento puede ser:

Estable → Parcela tiende a volver a su nivel inicialInestable → Parcela continua subiendo (sin necesidad de forzamiento)Neutro → Parcela se mantiene al nivel que quedo

AscensoAdiabático

• Principio de Arquímedes: Cuerpos mas densos que el medio se hunden/ Cuerpos menos densos (más livianos) que el medio ascienden

• En un gas ideal, a presión constante, la densidad es inversamente proporcional a la temperatura: aire frío es mas denso / aire cálido es más liviano.

Si T(parcela) > T(ambiente) → parcela tiende a subirSi T(parcela) = T(ambiente) → parcela se mantiene niveladaSi T(parcela) < T(ambiente) → parcela tiende a bajar

La estabilidad de una parcela sometida a un pequeño desplazamiento vertical (hacia arriba o hacia abajo) depende delperfil ambiental de temperatura (el cual suponemos que NO se ve afectado por el movimiento de la parcela).

Perfil vertical real de temperatura

Este perfil da cuenta de los múltiples procesos que ocurren en la atmósfera, incluyendo movimientos verticales, movimientos horizontales, mezcla turbulenta, calentamiento radiativo, etc...

Se pueden observar capas en que la temperatura disminuye con la altura, capas isotermales, y capas de inversión...(T aumenta con la altura)

Γad

Temp. Obs.

Temperatura [C]

Altu

ra [k

m]

-20 –10 0 10 20 30

5

4

3

2

1

0Γad

Perfil ambiental de Temperatura

Podemos distinguir varias capas en el perfil ambiental de temperatura, cada una de ellas con su propio gradiente vertical de temperatura (Γ). Para referencia hemos incluido Γad

Γ = -10°C/km = Γad

Γ = +8°C/km > Γad

Γ = -13°C/km < Γad

Conociendo el perfil ambiental de temperatura (radiosondeo), las condiciones en superficie (estación meteorológica) y las características del ascenso, se pueden determinar las características de la nube que se formara: NCA, tope, etc.

Para eso, los meteorólogos emplean un diagrama termodinámico (o una versión computarizada de este):

• Si la capa es estable, la parcela ascenderá hasta donde alcance el forzamiento. Si el forzamiento termina, la parcela desciende y la nube se disipa.

• Si la parcela alcanza una capa inestable, su ascenso continuara independiente del forzamiento hasta que alcance una altura en que Tp=Ta

-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40

9

8

7

6

5Km

4

3

2

1

0

Temperatura (C)

NCA

Ejemplo 1: Aire en superficie (con NCA a 1.5 km) es levantado por ascenso orografico hasta los 2 km → stratus

Estable (Tp<Ta)

-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40

9

8

7

6

5Km

4

3

2

1

0

Temperatura (C)

NCA

Ejemplo 2: Aire en superficie (con NCA a 2 km) es levantado por ascenso frontal hasta los 5 km → Nimbo

Nivel de Convección Libre

Estable (Tp<Ta)

Inestable (Tp>Ta)

-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40

9

8

7

6

5Km

4

3

2

1

0

Temperatura (C)

NCA

Ejemplo 3: Aire sobre la superficie de una isla se calienta durante el día hasta 33°C (con NCA a 1 km) → CumuloNimbus

Inestable (Tp>Ta)

-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40

9

8

7

6

5Km

4

3

2

1

0

Temperatura (C)

NCA

Ejemplo 4: Aire sobre la superficie de una isla se calienta durante el día hasta 30°C (con NCA a 1 km) → CumuloNimbus

Inestable (Tp>Ta)

-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40

9

8

7

6

5Km

4

3

2

1

0

Temperatura (C)

NCA

Ejemplo 4: Aire sobre la superficie de una isla se calienta durante el día hasta 30°C (con NCA a 2 km) → Cumulos (altura variable)

Inestable (Tp>Ta)

Estable (Tp<Ta)