FSICA AMBIENTALNUVES Y LLUVIAS

KEVIN HERRERAJEAN CARLOS GONZALEZ HERNA JOSE ORTEGACARLOS MERCADO

DOCENTEJULIO MADERA

UNIVERSIDAD DE CDOBAFACULTAD DE INGENIERASINGENIERA AMBIENTALSEM 1 - 2015

NUBES 1. Formacin de gotitas nubosas.Los cambios de fase juegan un rol esencial en la microfsica de las nubes. Los posibles cambios son:

vapor lquido (evaporacin, condensacin) liquido slido (fusin, conge1amiento) vapor slido (sublimacin, condensacin)

Los cambios de fase de izquierda a derecha son los ms importantes desde el punto de vista meteorolgico, son los cambios que tienen lugar en orden molecular creciente y son procesos que llevan a la formacin de nubes. Estos cambios, hablando de orden creciente, deben superar una fuerte barrera de energa libre. Las gotitas de agua, tienen intensas fuerzas de tensin superficial de modo que, para que pueda aumentar de tamao, por condensacin, a partir de vapor, la tensin superficial tiene que ser contrarrestada por un fuerte gradiente de presin de vapor.

La saturacin es una condicin de equilibrio, en la cual las velocidades de evaporacin y condensacin son iguales. Debido a la barrera de energa libre de las gotitas, el cambio de fase no ocurre en las condiciones de equilibrio de la masa de agua, o sea, las gotitas comenzaran a evaporarse solamente (cuando tenemos vapor de agua puro) cuando la humedad relativa alcanza valores de varios cientos por ciento.

La condensacin de vapor de agua en la forma de gotitas en un medio fsico, debido a la existencia de una fuerte supersaturacin no es importante en la atmsfera y se denomina Nucleacin Homognea. Sin embargo, en la atmsfera, se observa que las gotitas nubosas se comienzan a formar cuando el aire ascendente alcanza la saturacin. Este hecho obedece a la existencia en la atmsfera de concentraciones de partculas, de tamao microscpico, que tienen una gran afinidad con el agua y actan como centros de condensacin, tales partculas son llamadas ncleos de condensacin y el proceso en el cual las gotitas de agua se forman sobre los ncleos, se designa como Nucleacin Heterognea.

Formacin de la gotaLa gotita formada, ser estable, si su tamao no supera un valor crtico, en la media, tales gotitas crecern, mientras que las de tamao inferior desaparecern. El tamao crtico es determinado por al equilibrio entre las dos tendencias opuestas: la de crecimiento y la de desaparicin; tales tendencias por su vez, dependen que la gotita se forme en un espacio libre (nucleacin homognea) o en contacto con otro cuerpo (nucleacin heterognea).

Nucleacin HomogneaEn al caso de la nucleacin homognea de agua pura la tasa de crecimiento depende la presin parcial del vapor de agua en el entorno, ya que esta determina la tasa con la cual las molculas de agua inciden sobre la gotita. El proceso de desaparicin, o evaporacin, depende de la temperatura de la gotita y de su tensin superficial, debido a que las molculas de la superficie de la gotita deben alcanzar suficiente energa para escapar superando las fuerzas de unin.

Cuando se establece el equilibrio entre l lquido y el vapor la presin parcial de vapor es justamente la presin de vapor de saturacin.Por esto, para que una gotita muy pequea pueda ser estable se requiere una saturacin muy grande, cuando la supersaturacin es del 1% las gotitas cuyos radios son menores a 0.121 um son inestables tendern a evaporarse.Como los cocientes de saturacin que son observados en la atmsfera, es del orden del1%, la nucleacin homognea de agua a partir de vapor, es un proceso de importancia secundaria, respecto de la nucleacin heterognea.

Nucleacin HeterogneaEn la atmsfera las gotitas nubosas se forman sobre aerosoles llamados ncleos de condensacin o ncleos higroscpicos. La velocidad de formacin de las gotitas nubosas est determinada por el nmero de tales ncleos y no por consideraciones estadsticas. En general, los aerosoles se pueden clasificar, de acuerdo con su afinidad con el agua, en higroscpicos, neutros e hidrfobos.La nucleacin sobre un aerosol neutro requiera casi la misma supersaturacin que la nucleacin homognea; sobre un aerosol hidrfobo, o sea que se opone a ser mojado la nucleacin es todava ms difcil y requiera mayor supersaturacin. De otra manera, sobre las partculas higroscpicas, que son solubles y tienen afinidad con el agua, la supersaturacin que se necesita para la formacin de gotitas puede ser menor que para la nucleacin homognea.

Ncleos de condensacin de nubesLos aerosoles atmosfricos incluyen una gran variedad de tamaos de partculas, desde radios de 10-13 um para los pequeos iones con pocas molculas neutras alrededor de una molcula cargada, hasta ms de 10 um para las partculas de sal o polvo. La concentracin de aerosoles se expresa como el nmero de partculas por centmetro cubico de aire, y tambin tiene una enorme variedad.

Los pequeos iones no participan de la condensacin atmosfrica (porque requieren supersaturacin) mientras que las partculas mayores solo pueden permanecer en el aire por tiempo limitado (debido a la fuerza de gravedad).

Clasificacin por tamao:1) Ncleos de Aitken, con radios entre 5*10-3 y 2*l0-1 um2) Ncleos Grandes, con radios entra 0,2 y l um3) Ncleos Gigantes, con radios mayores que 1 um

Una vez alcanzada la saturacin comienzan a formarse embriones de gotas sobre los Ncleos de Condensacin. Los ncleos de condensacin atmosfricos que sirven como ncleos sobre los cuales el vapor de agua se condensa son llamados ncleos de condensacin de nubes (NCN), en ingls (CCN) por cloud condensation nuclei.

El tamao del aerosol y su solubilidad, fijan la supersaturacin necesaria para que al aerosol pueda actuar como ncleo de condensacin de nubes. De esta manera para actuar como NCN en una supersaturacin de l% una partcula insoluble necesita tener cerca de 0.1um de radio, mientras que partculas solubles pueden ser tan pequeas como 0.01um radio. Por causa de estas restricciones solamente una pequea parte del aerosol atmosfrico sirve como NCN. (Cerca del 1% en el aire continental y cerca del 10-20%,en el aire martimo.) La mayora de los NCN consisten en una mezcla de componentes solubles e insolubles (tambin llamados ncleos mixtos).

Crecimiento de las gotitas nubosas

Hasta aqu hemos estudiado la naturaleza y propiedades de los ncleos de condensacin y las primeras etapas del crecimiento de una goticula aislada. Ahora vamos a considerar el crecimiento de una poblacin de goticulas que llevan a la formacin de una nube.La velocidad de crecimiento de cada una de las gotitas depende no solamente de las fuerzas de tensin superficial y de la humedad del aire, sino tambin del grado de transferencia del vapor de agua en la direccin de la gotita y del calor de condensacin desde la gotita. Cuando consideramos una poblacin de gotitas el problema es mas complicado, porque las gotitas compiten por el vapor de agua disponible, su velocidad de crecimiento depender de la concentracin, tamao y naturaleza del ncleo, de la velocidad de enfriamiento del area (el cual controla su tamao y supersaturacin) y de la magnitud o intensidad de los movimientos turbulentos en la nube.

Clasificacin de NubesLas nubes son clasificadas con base a dos criterios: apariencia y altura.

Nubes AltasEstn compuestas principalmente por cristales de hielo y son bastante finas. Usualmente aparecen bien blancas excepto al amanecer y anochecer donde por un fenmeno ptico aparecen en colores rojos, naranja etc.Las ms comunes son los Cirrus. Usualmente se mueven de W a E, indicando los vientos prevalentes a esa altura.

a) b)

c)

a) Nube Cirrus (Ci), b) Cirrocumulus (Cc), c) Cirrostratus (Cs).Otras nubes altas son las Cirrocumulus y Cirro stratus.

Nubes MediasEstn compuestas por gotas de agua y cuando las temperaturas bajan lo suficiente , pueden contener algunos cristales de hielo.Entre ellas encontramos:

a)Altocumulus (Ac) b) Altostratus (As)

Nubes BajasEstn generalmente formadas por gotas de agua, pero el ambiente est muy fro puede contener partculas de hielo y nieve.Ellas son:

a) Nimbostratus (Ns) b) Stratocumulus (Sc)

c) Stratus (St)

Nubes con Desarrollo verticalLos cumulus son nubes de desarrollo vertical y generalmente se asocia como un trozo de algodn. Su base generalmente es recta.

Cumulus (Cu)

Dentro de los cumulus se realizan distintas clasificaciones que dan cuenta del proceso de desarrollo vertical de la misma. Existe por ej. los cumulus humilis, que se llaman comnmente cumulus de buen tiempo.

Una vez formados los cumulus, el perfil de estabilidad de la troposfera determina su crecimiento. Si el aire ambiente es estable por encima, el crecimiento vertical se inhibe. Si es inestable par aire saturado, entonces el movimiento vertical se acelera y los topes de las nubes cumulus aumentan. Si el aire ambiente es inestable hasta grandes altitudes, el cumulus en crecimiento muestra en el tope una forma de coliflor se le llama cumulus congestus o torre cumulus, las que dan una precipitacin intensa (Chaparrn).

Cumulus Congestus.

Si los cumulus congestus continuan desarrollandose, o sea mcreciendo verticalmente, se convierten en cumulonimbus.

Cumulonimbus (Cb)Los cumulonimbus son nubes de tormenta. Su base est a no ms de 600 m sobre la superficie y su tope puede llegar hasta la tropopausa (10.000 m). Esta nube puede formarse aisladamenteo conformando una pared de Cb.Fenmenos severos como, granizo, rayos, truenos, ocurren dentro de un Cumulonimbus.

Sustentacin e InestabilidadComo vimos antes, una masa en aire de seccin S est expuesta a la diferencias de presin dp que existe en distintas alturas lo que puede llevar a una fuerza de sustentacin S dp Esta es segn (1) igual a S dp = S h pm g (26)

Donde m es la densidad del medio circundante y h es la altura de la nube.En otras palabras, si la densidad de la nube es mayor que la de su entorno estamos frente a una situacin estable: la nube no se desplaza. Sin embargo, si la densidad del entorno es mayor que la de la nube, existir suficiente sustentacin y la nube se elevara.

Por otro lado la nube est expuesta a su propio peso

p S h g

Siendo p la densidad de la nube y g la aceleracin gravitacional. Por ello la fuerza total es

F = S h g(pm p ) (27)

Si la nube se desplaza, es importante saber qu tipo de corriente existir. Para ello debemos estimar el nmero de Reynold

Donde es la densidad, R es una dimensin caracterstica, v la velocidad y n la viscosidad

Desplazamiento del AireSi la corriente es turbulenta, existir una fuerza de resistencia del tipo

_=1/2 _._ _^2 (29)

Donde CW es el coeficiente de resistencia, S la seccin de la nube y vc su velocidad.La fuerza de sustentacin (27) acelerara la nube hasta el punto en que sea compensada por la fuerza de resistencia (29).

PRECIPITACIN

La precipitacin es cualquier forma de hidrometeoro que cae de la atmsfera y llega a la superficie terrestre.Este fenmeno incluye lluvia, llovizna, nieve, aguanieve, granizo, pero no virga, neblina ni roco, que son formas de condensacin y no de precipitacin. La cantidad de precipitacin sobre un punto de la superficie terrestre es llamada pluviosidad, o monto pluviomtrico.

La precipitacin puede, producirse por la cada directa de gotas de agua o de cristales de hielo que se funden, las gotas son mayores cuanto ms alta est la nube que las forma y ms elevada es la humedad del aire, ya que se condensa sobre ellas el vapor de las capas que van atravesando. Adems, durante el largo recorrido,muchas gotas llegan a juntarse, fenmeno que tambin se presenta en los cristales de hielo.Estas gotas caen en virtud de su peso, y lo hacen a una velocidad que vara entre 4 y 8 m/s, segn sea el tamao de las mismas y la influencia del viento. En cuanto a su tamao, vara entre 0,7 y 5 milmetros de dimetro. No obstante, una tpica gota de precipitacin denominada lluvia tiene un milmetro de dimetro, lo que representa que su volumen, aproximadamente, es un milln de veces mayor que el de una gotita primitiva de nube.

En el fondo, como la lluvia resulta del ascenso y enfriamiento del aire hmedo, ya que a menos temperatura no puede retener todo su vapor de agua, parte del cual se condensa rpidamente, existe ms de un sistema para conseguirlo. El ms sencillo es el llamado de conveccin, y se produce cuando una masa de aire asciende debido a que su temperatura es mayor y, por tanto, es ms ligera que el aire que la rodea. El resultado es que la masa se enfra y se origina el proceso de condensacin, lo que da lugar a la lluvia por conveccin.Por otra parte, una masa de aire tambin puede ser forzada a subir a niveles ms fros, cuando encuentra una cadena montaosa en su camino, por ejemplo. La lluvia producida por este mtodo se denomina lluvia orogrfica o de relieve. Un proceso similar tiene lugar cuando una masa de aire caliente se encuentra con una gran masa de aire fro, lo que en el argot meteorolgico se conoce como una montaa de aire fro.

Como las masas de aire generalmente no se mezclan, el aire caliente asciende, deslizndose por encima del fro. La lluvia que nace de este encuentro recibe el nombre de lluvia frontal o ciclnica.

Condensacin de aguaCuando sube una masa de aire, esta se va descomprimiendo, y se expande, esto sucede muy rpido por lo que no hay un gran intercambio de energa con el medio. Esto significa un cambio adiabtico y una baja en la temperatura, por lo que se alcanza la saturacin y comienzan a formarse gotas llevando a formacin de nubes y finalmente lluvia Presin de vapor de agua en caso de aire saturado=0^(/ )(1)

, entalpia de evaporizacin del agua R, la constante de gas T, temperatura en KP0, presin en el punto triple: 3,1010^10

La humedad relativa se define como la fraccin de presin de vapor de agua pv =100%/(2)

Si el aire esta a una temperatura T y presenta una saturacin de HR la presin de vapor de agua ser igual a=/(100%) 0^(/).(3)

Al bajar la temperatura hasta un valor Ts se alcanzara lasaturacin. En esta situacin ser=0^(/ )..(4)

Al igualar la ecuacin (3) con la (4) /(100%) ^(/) =^(/ )que nos da la temperatura del punto de roco:=/(1/ /(100%))(5)

La nieve:As como la lluvia cae en gotas ms o menos gruesas, la nieve baja en copos ms o menos grandes que, examinados al microscopio, presentan una estructura cristalina de variadas formas, aunque lo ms corriente es que adopten forma de estrella de seis puntas. La nieve se forma cuando la temperatura es tan baja que el agua adquiere estado slido. Los copos nacen cuando las gotas, al caer, atraviesan una capa de aire fro, por debajo de cero grados, y cerca del suelo. Al igual que la lluvia, la nieve tambin puede formarse a partir de los cristales de hielo que integren una nube. Tan pronto como los cristales comienzan a caer a travs de la nube, chocan con las gotitas de nube y con otros cristales de distintos tamaos, unindose y formando pequeos ncleos congelados. A este proceso se le llama de coalescencia.

Se ha demostrado que cuando los cristales tienen un dimetro superior a los 200 micrones, la velocidad de crecimiento por coalescencia es mayor que la de crecimiento por fijacin directa de molculas de agua sobre el cristal de hielo. Este fenmeno tambin tiene lugar en la lluvia por coalescencia, en que las gotas mayores barren a las menores en su cada.

En invierno, cuando la temperatura al nivel del suelo es inferior a la de fusin, el conglomerado de cristales de hielo alcanza la superficie terrestre en forma de nieve. Cuando la temperatura es superior a 0 C., la nieve se funde y se convierte en lluvia. A veces ocurre que hay una capa de aire caliente inmediatamente sobre el suelo, a pesar de que la temperatura de ste se halla por debajo del punto de fusin. Por ejemplo, la temperatura de la superficie terrestre y del aire en contacto con la misma puede ser de menos 2 C., mientras que a 1.200 metros de altitud puede haber una temperatura de 3 C. En este caso, cuando los copos de nieve atraviesan la capa donde la temperatura es superior a 0, se funden y se transforman en gotas de lluvia. Luego, a medida que stas continan cayendo, atravesndola capa ms fra, se congelan nuevamente, en parte o por entero, para alcanzar el suelo en forma de aguanieve. Si la capa de aire fro cercana al suelo no tiene suficiente espesor o no es lo bastante glacial como para que las gotas se congelen, stas llegan a la superficie terrestre como agua sobreenfriada. Al entrar en contacto con los objetos terrestres, mucho ms fros, el agua se solidifica rpidamente, recubrindolo todo con una capa de hielo de caprichosas y exticas formas. Esto se conoce como lluvia congelada o helada.

El granizo:Se conoce como granizo los granos o corpsculos de hielo ms o menos duros que caen de las nubes. El tamao de estas partculas oscila, normalmente, entre unos milmetros y dos o ms centmetros. Al contrario de la nieve, que se da casi siempre en invierno o regiones heladas propicias, el granizo se produce, generalmente, tanto en verano como en la estacin invernal. El mecanismo de esta precipitacin violenta de grnulos de hielo est relacionado con las tormentas, principalmente en plena cancula, en las que interviene la conveccin como elemento esencial en su formacin, y con los fenmenos elctricos. Si el grnulo de hielo alcanza un tamao superior a los 5 milmetros recibe el nombre de piedra o pedrisco. El granizo y la piedra, que tienen la misma constitucin y slo se diferencian por su grosor, se componen de esferitas irregulares de hielo de diferente grado de dureza. Generalmente constan de un ncleo congelado envuelto por varias capas de hielo transparente y opaco. Algunas veces se han recogido piedras de ms de 13 centmetros de dimetro. En cuanto a su peso, han cado piedras de ms de un kilo, lo que da idea de lo perjudicial que puede resultar una precipitacin de tal naturaleza, especialmente para la agricultura. Para la gnesis de tormentas de granizo la atmsfera debe encontrarse inestable, es decir, deben reinar especiales condiciones de temperatura y humedad que permitan el desarrollo de tormentas elctricas con violentas corrientes ascendentes de aire. Cuando existe una corriente de aire clido y hmedo que se mueve cerca de la superficie terrestre, y un chorro de aire ms seco sopla a mayor altitud, en sentido transversal, las condiciones son favorables para iniciarse una tormenta elctrica, aunque hay que tener presente que no todas esas tormentas producen granizo.

Una caracterstica comn de los grnulos de granizo y de piedra es que el hielo que los constituye no es uniforme. Casi todos estn conformados, en parte, por hielo transparente y, en parte, por hielo lechoso u opaco. Generalmente el granizo pequeo tiene forma esfrica muy acusada, pero a medida que aumenta de tamao, convirtindose en piedra, adopta la de pera o de cebolla, si se prefiere. Como caen con el vrtice hacia arriba, el agua congelada se acumula en la superficie chata inferior. El trozo de granizo est constituido por varios cientos de diminutos cristales de hielo. Las capas de hielo opaco estn formadas por pequeos cristales y burbujas de aire atrapadas, mientras que las de hielo transparente lo estn por cristales grandes. El porqu los cristales se disponen en capas alternadas, segn su tamao, dando lugar a un trozo de granizo o de piedra, tiene su explicacin en la velocidad a la cual se recoge y congela el agua de las nubes. Cuando el granizo cae a travs de una regin de nubes bajas, e intercepta pequeas cantidades de agua sobreenfriada, sta puede congelarse casi instantneamente, formando la capa opaca. En cambio, si la piedra o granizo acumula grandes cantidades de agua, sta no puede congelarse de forma instantnea, y ms si capta el lquido de las partes ms calientes de la nube. Entonces, el granizo se humedece y el proceso de congelacin contina lentamente, a medida que los cristales grandes crecen y expulsan el aire retenido, dando as origen a la capa transparente. O sea que la existencia de estas diversas capas se atribuye al hecho de que el granizo es arrastrado muchas veces hacia lo alto de la nube por las fuertes corrientes y elevado de nuevo, como un prolongado torbellino, hasta que alcanza tal tamao y peso que cae a tierra.

Otras veces, el granizo se origina gracias a la presencia de los consabidos cristalitos de hielo. Una vez que stos comienzan a nacer, el crecimiento se efecta con mucha rapidez. La mayor parte de las gotas de agua de la nube se ordena alrededor de los mismos, los cuales toman la forma que determinan las condiciones reinantes en el interior de la nube. Como los cristales de hielo se agitan turbulentamente, rozan unos con otros, ya unindose, ya puliendo sus superficies, convirtindose muchas veces en cuerpos esfricos bastante perfectos. Cuando las corrientes ascendentes y descendentes, en el interior de la nube de tormenta, son de tal clase y naturaleza que los trozos de granizo suben y bajan varias veces, y, por tanto, el granizo tarda en caer al suelo, es cuando aparecen las piedras de gran tamao, pues varias gotas y cristales se van acumulando y congelando sobre el grnulo primitivo.A pesar de que todas las nubes contienen agua, .por que algunas producen precipitacion y otras no?Primero, las gotitas de nubes son minsculas, con dimetro medio menor que 20 mm (un hilo de cabello tiene un dimetro de 75mm). Debido al pequeo tamao, su velocidad de cada es tan pequea, como veremos a continuacin, de modo que, aun en ausencia de corrientes ascendentes, ella se evaporara pocos metros por debajo de la base de la nube. Segundo, las nubes consisten de muchas de estas gotitas, todas compitiendo por el agua disponible; as, su crecimiento va condensacin es pequeo. La velocidad de cada de una gotita de nube o cristal de hielo a travs del aire calmo depende de dos fuerzas: la fuerza de gravedad (peso) y la friccin con el aire. Cuando la goticula desciende por la fuerza de gravedad, su velocidad crece y la resistencia del aire crece hasta eventualmente igualar la fuerza de gravedad y entonces la goticula caer con velocidad constante, llamada velocidad terminal. Considerando una partcula esfrica con radio r, la fuerza de friccin est dada por la ley de Stokes:

Donde es el coeficiente de viscosidad, r el radio y v la velocidad de la particula. En el equilibrio, cuando la velocidad es constante:

. Recordando que la masa m es igual al producto de la densidad por el volumen donde se obtiene:

Para tomar en consideracin la fuerza de empuje, en la realidad es la diferencia entre la densidad de la partcula y la densidad del aire (Ocurre que la densidad del aire es mucho menor que la del agua.).De la ecuacin se ve que cuanto mayor es el radio de la goticula, mayor es la velocidad terminal. Esta velocidad terminal es fcilmente compensada por las corrientes ascendentes dentro de la nube, que son usualmente fuertes y suficientes para impedir que las partculas de nube dejen la base de la nube. Asimismo si ellas descienden de la nube, su velocidad es tan pequea que ellas recorreran apenas una pequea distancia antes de evaporarse en el aire no saturado situado de la nube.Por lo tanto, las goticulas de nube precisan crecer lo suficiente para vencer las corrientes ascendentes en las nubes y sobrevivir como gotas o copos de nieve a un descenso hasta la superficie sin evaporarse. Para eso, sera necesario juntar en torno de un milln de goticulas de nube para formar una gota de lluvia.