Curso de meteorología básica.

[David Met]

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[David Met]

Curso de Meteorología básica.

Definición.

La meteorología es la ciencia de la atmósfera que estudia los fenómenos en tiempo real, tiempo diferido y la evolución del tiempo.

Relación con otras ciencias.

Dentro de la meteorología, existen varias ramas a saber:

   Climatología: es meteorología estadística. Son valores estadísticos. Cuanto más años de estadísticas, es más exacto.

   Agro meteorología: se basa también en la climatología. La diferencia es que esta se concentra para el campo.

   Hidrometeorología: crecida y bajante con la precipitación.

   Sinóptica: es el pronóstico de todo el tiempo.

   Meteorología Aeronáutica: apoyo a la aviación.

   Meteorología Marítima: apoyo a la navegación marítima.


La composición de la atmósfera.


Composición del aire.

El espesor de la atmósfera, varía entre los 1000 y los 1200 km de alto. Recordemos que el radio de la tierra es de 6800km de promedio.
El aire atmosférico es una mezcla de varios componentes a saber:


                   Aire seco.
Aire atmosférico   Agua (sólido, líquido y gaseoso).
                   Partículas sólidas.


                   Nitrógeno   78%
Aire seco.         Oxígeno    21%
                   Otros    1% (argón, CO2, Ozono)

El porcentaje es constante hasta los 80km, salvo el vapor de agua, el CO2 (anhídrido carbónico) y el Ozono (O3).

Los componentes más activos son el agua, el CO2, O3. Los demás son inactivos porque no se modifican. El más importante del aire seco, es el agua.
Cuando el vapor pasa a estado líquido, o sea, se transforma en gota, precisa de una partícula sólida, esta es microscópica y se lo conoce como núcleo de condensación.

Ozono atmosférico.

   O   Capas bajas.

   O2   Capas altas.

   O3   Capas de ozonos.

Al combinarse O2 más el O, se forma el ozono. O2 + O = O3

El ozono es particular, por que es un gas selectivo, ya que atrapa la radiación ultravioleta (UV) y deja pasar la radiación visible y la radiación infrarroja. La radiación UV es igual al 9% de la radiación solar.

La capa de ozono, comienza a formarse a los 50km de altura y desciende hasta los 15 a 25 km, que es dónde tiene la mayor concentración. Si esta capa se llevaría al nivel del suelo, tendría un espesor de 3mm por la presión atmosférica en el nivel del mar.

El fluo carbono, que contienen los aerosoles, destruye al ozono, ya que al juntarse, divide al ozono en O2; en O; y en Cloro. Al dividirse de nuevo en cloro, tiene la capacidad ilimitada de dividir al O3.

El ozono aumenta gracias a la radiación solar. En invierno, la radiación solar disminuye, y el efecto del cloro y el ozono, disminuye.

Hay varios instrumentos para medir la capa de ozono. Hay un satélite destinado a ello y se llama Docson, y lo mide en milímetros, por lo que es muy preciso.

Vapor de agua.

El agua, tiene un ciclo, sube o retorna a la atmósfera por evaporación de superficies líquidas; superficies heladas (por sublimación) y por la transpiración animal y vegetal. Vuelve a la superficie por, precipitaciones; rocío y escarcha.

Lo podemos ver más fácil en un resumen:

                         Superficies líquidas.
Fuente --- evaporación   Superficies heladas.
                         Transpiración vegetal y animal.


            Precipitación.
Retorno     Rocío.
            Escarcha.


Los valores de vapor de agua del total de la masa del aire son de un 3% a 4% en los niveles bajos y trópicos costeros. Hay una mínima fracción de porcentaje en las zonas heladas o desiertos.

El proceso más activo interviene en los procesos termodinámicos de la atmósfera que son:

•   Precipitación.
•   Nubes.
•   Rocío.
•   Escarcha.
•   Nieblas o neblinas.


Anteriormente, habíamos hablado de la radiación solar. El océano administra a la atmósfera el 2/3 de esta radiación y lo hace mediante la evaporación.

[David Met]

Las capas de la atmósfera.

Las capas de la atmósfera.

La atmósfera se divide según sus distintas variaciones de la temperatura. Como se verá a continuación, la temperatura varía según su nivel, no siempre varía en los mismos niveles, por lo que las capas podrán variar en varios kilómetros la altura.

La línea divisora de las capas terminan con "pausa" y las capas terminan con "fera", esta regla sirve para recordar cual es la capa y cual es la línea divisora.

   Superficie: Es de temperatura elevada, el suelo absorbe radiación solar.

   Tropopausa: La temperatura ronda entre los -60 ºC y -80 ºC. Es transparente para la radiación solar, o sea, la deja pasar y no absorbe nada.

   Estratopausa: El O3 comienza a formarse. Absorbe la radiación ultravioleta y se calienta el nivel. Los valores de la temperatura son parecidos a la superficie.

   Mesopausa: Es transparente y fría. No absorbe nada.

   Termopausa: Es cálida. El O2 absorbe algo de U. V.

[David Met]

La tropopausa.

A medida que aumenta la altura, la temperatura desciende. En el primer tercio (1/3) la temperatura desciende a razón de -6 ºC a -7 ºC por kilómetro (para aire saturado. Adiabática húmeda). Luego, en el segundo tercio (2/3), la temperatura desciende a razón de -7 ºC a -8 ºC por kilómetro (para aire no saturado. Adiabática seca). Como se puede apreciar, es bastante lineal el descenso. La tropopausa se encuentra cuando la temperatura deja de descender, se mantiene constante por unos 20 a 32 kilómetros y luego empieza a ascender.

En el siguiente gráfico, podemos observarlo mejor.

La tropopausa tiene varios efectos a saber:

1-   Efecto latitud. Es más alta en los trópicos (más marcado).
2-   Efecto estacional. Es más alta en verano.
3-   Efecto diurno. Es más alta de día (menos marcado).

Lo vemos en el siguiente gráfico.

La tropopausa es la capa más importante de la atmósfera porque:

1-   La mayor masa de la atmósfera es 80 a 90 % del total.
2-   Contiene toda la humedad de la atmósfera.
3-   Se producen movimientos verticales.
4-   Se desarrolla los sistemas móviles (anticiclones, depresiones, frentes, etc.).
5-   Ocurren todos los fenómenos (nubes, precipitaciones, tormentas eléctricas, polvo, nieblas, rocíos)

Anteriormente, habíamos dicho que la temperatura era prácticamente lineal en su descenso. A medida que se asciende, hay pequeñas inversiones de temperatura, esto es, pequeñas capas dónde la temperatura aumenta en lugar de disminuir. Y hay de dos tipos, en superficie y en altura.

[David Met]

La estratosfera.

En la estratosfera, el aire es estable, no hay movimientos verticales, tiene muy poca humedad y su altura máxima es de 50 Km. Dentro de la estratosfera hay una isoterma, esto es cuando la temperatura es constante mientras aumenta la altura

Esta capa es muy estable ya que los movimientos del aire en esta capa es horizontal. Algunas veces se forman nubosidad del tipo cirrus pero desde la superficie es muy difícil de identificar. Solo se los puede diferenciar por las mañanas o por las tardes a última horas del sol cuando esta nubosidad se pone colorada.

Debido a que su base es el límite con la tropopausa, la base de la estratosfera depende de la altura de la tropopausa, pero su cima (estratopausa) siempre es hasta los 50 km de altura con respecto al nivel medio del mar.

Una de las características principales de esta capa, es que su temperatura aumenta a medida que asciende la altura gracias a la composición que tiene. Está compuesta por Hidroxilo (OH), Nitrato (NO3) y Ozono (O3). Gracias a esta mezcla de compuestos, la radiación solar es en parte retenida y por consiguiente aumenta su temperatura devido a la radiación del sol.

La siguiente imagen muestra un corte vertical de la estratosfera.

[David Met]

Intercambio de calor en la atmósfera.

Introducción.

La tierra se encuentra a 150.000.000 Km (150x106 Km) del sol. La temperatura del sol en la fotosfera (capa externa de la superficie del sol) es de 6.000 °C y la temperatura interior es de 1.000.000 °C (1x106 °C). Esto es debido a la fusión del hidrógeno que se convierte en helio.

La radiación solar que llega del sol al límite de la atmósfera terrestre, es constante, su valor es de 1,94 cal/cm2/min.

Radiación solar.

La radiación solar, es energía electromagnética. Esta varía desde onda corta, hasta la onda larga, y se lo puede dividir en varios segmentos. A estos segmentos se les asigna un nombre de acuerdo a su longitud de onda.
A su vez, a estos segmentos, se los puede subdividir. Como por ejemplo a la luz visible, se lo divide según su longitud de onda y que corresponde a los colores de la luz.

Cuando la tierra absorbe la energía o radiación visible, la transforma en radiación infrarroja. A la noche, la tierra, emite radiación infrarroja, esta puede aumentar o mantener la temperatura del aire. La nubosidad, vuelve a retransmitir la radiación infrarroja hacia la superficie de la tierra, aumentando o manteniendo la temperatura del aire.

Es muy común que, cuando durante el día estuvo despejado y a la noche se nublo, la temperatura no desciende y por el contrario, aumenta.

La cantidad de radiación que llega del sol, está compuesta por:

      VISIBLE:          45%
      INFRARROJA:       46%
      U.V.:              9%

Resumiendo:

       100%   Penetra en la atmósfera.
        35%   Retorna al espacio. ---------->57%
        22%   Absorbe la atmósfera. ---------^
        43%   Absorbe el suelo.

En total:

       100% --------->1/3 Se pierde (35% ver gráfico).
          \------------>2/3 Queda entre el suelo y el aire.

• El vapor de agua, las nubes y el polvo, retienen la radiación visible.
• El O3 retiene la U.V.
• Las nubes reflejan las radiaciones visibles e infrarrojas.

[David Met]

Radiación terrestre.

La tierra emite radiación infrarroja (onda larga). El anhídrido carbónico (CO2) está cerca del suelo, por que es un gas más pesado que el aire. Este gas, en gran proporción, es venenoso. Y tiene la particularidad de retener la Radiación Infrarroja (I.R.).

Como se dijo anteriormente, el vapor, el polvo y las nubes, retienen I. R. Según la concentración de estos elementos, es la retención de I. R. Cuanta más concentración, más retención de la radiación.

Existe una ventana atmosférica que permite la salida de la radiación infrarroja en la gama de 10 µ. Esta ventana es un regulador natural.

Otros procesos de intercambio de calor.

   Radiación: Se produce sin medios físicos. Aún en el vacío. Tiene que ser por medios transparentes.

   Conducción: Es particular de los sólidos y en los líquidos. Los gases son malos conductores. Este proceso se hace de molécula en molécula.

   Convección: (mezcla) el caliente sube y el frío baja. Este proceso es particular de los fluidos (gases y líquidos).

El CO2, el vapor y el polvo, al principio, se calienta por el proceso de radiación terrestre y luego continua por el proceso de convección.
El equilibrio térmico del aire, es diferente al equilibrio térmico del agua. Para que el aire, esté en equilibrio, o sea, no halla convección debido a la diferencia térmica, esta debe tener unos 10 ºC de diferencia.

• 1 Calor latente que se transfiere al aire como calor sensible.
• 2 Ese calor, lo almacena el vapor como calor latente.

[David Met]

Balance energético de la atmósfera.

Intercambio meridional.

Hay una corriente de aire meridional que se produce desde el Ecuador a los Polos y viceversa. El aire caliente del Ecuador baja a los Polos, y el aire frío de los Polos suben al Ecuador. Esta corriente de aire se llaman Corrientes de aire y Oceanía hace que los polos no sean cada vez mas fríos y el ecuador no sea tan caliente.

Efecto de la radiación en la superficie del suelo.

EL albedo viene del árabe ALBEDO que significa blancura y es igual a la radiación reflejada dividido la radiación incidente, el resultado de la división, multiplicado por 100, para que nos dé en porcentaje. En expresión matemática sería así:

El albedo es igual a la radiación reflejada e inversamente proporcional a la radiación incidente.

La nieve refleja del 80 al 50 %, la arena refleja un 30 %, la tierra y/o los bosques refleja de 10 a 20 % y el agua varía según la posición del sol. Si el sol está bajo, próximo al horizonte, es cuando más refleja, a medida que se pone vertical el sol con respecto al agua, va reflejando poco. Si el sol está totalmente vertical, el agua no refleja nada y en cambio, el rayo del sol, penetra.

Diferencias de temperaturas entre continentes y mares.

Calor específico.

Calorías:
Es el calor necesario para elevar de 14.5 ºC a 15.5 ºC un gramo de agua pura a presión estándar.

El agua es el que tiene mayor calor específico, es decir, el cuerpo que necesita más calor para elevar su temperatura en 1ºC. La tierra, en cambio, es mala conductora ya que su calor específico es bajo. La tierra seca se calienta mucho y a baja profundidad.

El agua tiene alto el calor específico (se calienta poco), la radiación solar penetra hasta 200 metros, transporta el calor por mezcla hacia abajo y pierde calor por evaporación en la superficie. El océano, se calienta y se enfría lento.

   Tierra: ?T Diurno marcado.

   Océano: ?T Diurno débil.

   ?T Anual: Marcado en latitudes medias.

[David Met]

Temperatura.

   Definición:
Es la expresión de la cantidad de energía calórica que posee un cuerpo.

Explicando, la temperatura es un valor que expresa la energía.

   Ley cero de la termodinámica:

Si tenemos tres cuerpos (ABC) y entran en equilibrio térmico (cesa el pasaje de calor de uno a otro). Por lo tanto, el cuerpo A, está en equilibrio con el cuerpo C y este, está en equilibrio con el cuerpo B, por ende, el cuerpo B está en equilibrio con el cuerpo A.

El cuerpo C, vendría ser el termómetro para medir la temperatura del aire.

Escalas de temperaturas.

   La ebullición del agua:

Es cuando rompe la tensión superficial. El agua llega a 100 ºC y no sube más, porque el calor que se le transfiere, lo larga en forma de vapor, ya que al romper la tensión superficial, tiene mayor superficie de evaporación.

   Fusión del hielo:

Es cuando está en equilibrio termodinámico. El agua esta en cero, cuando en un recipiente con agua, si se le pone hielo pasa a tener agua y hielo. En el caso de que el hielo se disuelva completamente o se congeló totalmente, no está en equilibrio termodinámico.

   Cero absoluto:

El cuerpo disminuye el movimiento molecular a velocidad mínima. Nunca se detiene por completo.

   Punto triple del agua:

Es el agua que en una misma temperatura, está en los tres estados, sólidos, líquidos y gaseosos.

   Celda del punto triple:

Consiste en una celda que su parte exterior es de doble pared y está al vacío para ser térmico, dentro, contiene otro tubo con agua, no lleno completamente, para dejar espacio para el resto de los estados y un termómetro para medir exactamente la temperatura que se necesita y es de -0.01 ºC.

El agua, es el único cuerpo que se puede poner en los tres estados, sólido, líquido y gaseoso. A la escala Celsius se lo llama centígrado, porque se lo divide en 100 partes. Esta escala es arbitraria, o sea, que puede ser una escala cualquiera. El K (Kelvin), es científica y es algo arbitraria. Un gas se dilata 1/273.16 por cada grado que se le suministre.

[David Met]

Variación diurna de la temperatura en superficie.

La temperatura del aire, se mide a 1,5 metros del suelo. Esto es así para evitar que la radiación terrestre, afecte en la medición. También el césped, afecta en gran medida la medición, ya que exhala vapor de agua y por consiguiente, afecta en la medición.

La mínima varía con la salida del sol, porque en verano, la salida del sol, es antes. Se puede correr hasta 2 hs de diferencia entre invierno y verano. La máxima no varía ya que en invierno o verano es lo mismo. La máxima, no cambia de acuerdo al invierno – verano, es 2 o 3 horas después del mediodía, por el proceso de que el sol calienta la tierra y este el aire. El suelo se calienta a través de la radiación solar y este calienta el aire por medio de la radiación terrestre.

   En el gráfico anterior, apreciamos la máxima y la mínima de todo el día en el continente. Esto ocurre en condiciones ideales, y a continuación veremos, que factores afectan la máxima, la mínima y por consiguiente, a la amplitud diurna. Pero antes vemos que pasa en otros sitios con la amplitud diurna.

   Océanos:      Amplitud diurna casi nula, salvo en las costas,

   Desiertos:     Mucha amplitud diurna, porque el aire es puro y se produce mayor calentamiento y mayor enfriamiento nocturno. ?T > 20 ºC.

   Montañas:     Mucha amplitud, porque el aire es puro y la temperatura mínima es muy baja.

   Ciudades:      Las máximas y mínimas son más elevadas, hasta 5 ºC.

¿Cuándo hay mucha amplitud diurna?

Con cielo despejado, porque produce mayor calentamiento diurno y también enfriamiento nocturno. Con poco viento hay mínima mezcla de aire, los valores extremos se concentran cerca del suelo.

¿Cuándo hay poca amplitud diurna?

Con cielo cubierto, hay menor radiación solar que llega al suelo durante el día, y a la noche, la radiación terrestre, rebota en la nube haciendo que la temperatura, no descienda.

Con mucho viento, se produce mezcla de aire, y afecta a la mínima. El aire frío cerca de la superficie, se mezcla con el aire hasta los 600 u 800 metros.

Efecto en la montaña.

El viento anabático o brisa del valle, viene del griego ANABATOS que significa moviéndose hacia arriba. Este viento, como se lo aprecia en la figura, sube por la montaña. Esto, ocurre por las tardes, cuando el sol calienta la ladera, calentando, a su vez, el aire, y este se vuelve más liviano y por consiguiente, asciende. A medida que el viento sube, se va condensando, formando nubes del tipo cúmulos o comúnmente, nubosidad lenticular.

El viento catabático o brisa de montaña, viene del griego KATABATIKOS que significa bajando por colinas. Este viento, como se aprecia en la figura, baja por la montaña. Esto ocurre por las noches, cuando el sol deja de calentar la superficie de la montaña, el aire cede calor a la ladera, haciéndose frío y más pesado, por consiguiente baja. En la Antártida y en Groenlandia, soplan inmensos vientos catabáticos casi todo el año.

Variación de la temperatura en altitud.

La variación de la temperatura en altitud, es marcada y profunda en los trópicos desde la superficie hasta los 18 km de altura. En los polos, es menos marcada y profunda que llega desde la superficie hasta los 8 km de altura.

A medida que la altura asciende, la temperatura desciende. Según el tipo de aire, desciende más o menos por kilómetros.

-   Aire seco:         Desciende a 10 ºC por kilómetro de ascenso.

-   Aire saturado:   Desciende a 5 ºC por kilómetro de ascenso.

Para tomar un promedio, el aire desciende entre 6 y 7 ºC por kilómetro de ascenso.

[David Met]

Presión atmosférica.

   Presión:
Es la relación entre la fuerza elemental (F) que actúa normalmente sobre una superficie elemental y el área (S) de ésta.

En función del peso de los cuerpos.

   
      g = gravedad.   g = 9.8 m/seg2


   g polo = 9.83 m/seg2
   g ecuador = 9.78 m/seg2

   Todo cuerpo, genera una presión, pero esta presión que ejerce, depende de su estado. Los sólidos, generan presión solo hacia abajo. Los líquidos, generan presión hacia todos sus costados y hacia abajo. Y los gaseosos, generan presión por todo su derredor, o sea, hacia arriba, hacia todos sus costados y hacia abajo.

   Lo apreciamos en el siguiente gráfico:

Naturaleza de la presión atmosférica.

Es la presión que ejerce el aire sobre la tierra y todo cuerpo que está en ella. La presión atmosférica, ejerce presión por igual en toda la superficie del cuerpo. Aprovechando esta particularidad, se puede medir con una columna de mercurio.

La razón por la que se utiliza el mercurio, es:

1-   Menor mantenimiento con respecto a otras sustancias líquidas.
2-   Es más preciso.

   Un barómetro es principalmente, un tubo de vidrio lleno de mercurio, dentro de una cubeta también llena de mercurio. El tubo tiene en un extremo una abertura y el opuesto, está cerrado. Cuando se lo invierte, dentro de la cubeta (el extremo abierto dentro del cubo, quedando el extremo cerrado arriba); la columna dentro del tubo, descenderá hasta equiparar la fuerza que genera la presión de la atmósfera sobre el mercurio intentando subir la columna y el peso de la columna de mercurio queriendo bajar. De esta manera, se generará un vacío en el extremo del tubo que está cerrando, y esto, permitirá a la columna subir y bajar sin problemas.
   Ver figura adjunta.

   La presión atmosférica equilibra el peso de la columna. La presión es directamente proporcional a su densidad (p) por la altura (h).

   P = p.h

Unidades.

   Se utiliza el sistema internacional M, K, S (m; Kg; seg).

   F = m.a [Kg m seg2]      1Kg.m.seg-2 = 1N

   P = F / sup [ Nm-2]      1N.m-2  = 1 Pa

Equivalencias.

   1 Hpa = 100 Pa      1 ATM = 29.92 pulgHg

   1 Hpa = 1 mb      1 ATM = 1013.25 Hpa (mb)

   1000 mb = 1 bar      1 ATM = 1033 g/cm2

   1 ATM = 760 mmHg

Variación de la presión con la altura.

   En toda la atmósfera terrestre, o sea, desde la ionosfera hasta la superficie, se genera una presión, ya que hay distintos gases. Pero la presión, no es constante en toda la atmósfera, si no que varía con la altura. A medida que ascendemos, se desciende la presión, y esto es debido, a que la cantidad de gases presionando contra los objetos, es menor. También y algo muy importante, la presión no disminuye en forma constante. La variación es logarítmica.

Variación semidiurna de la presión.

A diferencia de la variación diurna de la temperatura, que tiene una mínima y una máxima, en la presión, hay dos mínimas y dos máximas.
Las dos mínimas ocurren a las 04 y a las 18 hs aproximadamente y las dos máximas ocurren a las 10 y 22 hs aproximadamente.

Tiene una particularidad. Posee dos variaciones, o sea, es regular e irregular. La variación regular, se produce en los trópicos, y las variaciones irregulares, es particular en latitudes medias y altas. Se deben al pasaje y evolución de los sistemas de presión (altas y bajas), y estas, enmascaran a las regulares.

Gradiente de presión.

La temperatura del suelo, al igual que en la atmósfera inferior, no es constante. Esto es debido a que la tierra no recibe en forma uniforme, el calor del sol. Esto, produce que en diferentes sectores de la tierra, se caliente más en un sector que en otro.

El aire caliente comienza a ascender, mientras que el aire frío desciende generando diferencia de presión entre un punto y otro. Cuanto más diferencia de presión, mayor será la gradiente.

Esto, tiene diferentes efectos en distintas partes de la tierra. Efecto latitud, continentes y océanos. Tiene efecto estacional, efecto diurno y efecto albedo (El albedo es la relación, expresada en porcentaje, de la radiación que cualquier superficie refleja sobre la radiación que incide sobre la misma). Para más información ver página 10.

Vemos un ejemplo de cómo son trazadas las isobaras, más adelante, se explicará como se hace.

Notarán que se trazan cada 5 Hpa. Pero igual, dependerá de cada pronosticador. Hay pronosticadores, que lo hacen cada 3, o cada 1 Hpa. Esto dependerá de cómo viene la situación meteorológica. La A, es alta presión y la B, es baja presión.

La gradiente de presión está dada por la separación de las isobaras. Cuanto más separación tienen las isobaras, menos fuerza o es mas débil es la gradiente, y cuando las isobaras están más juntas, la gradiente tiene más fuerza o es mas fuerte. O sea que, la gradiente de presión nos indica la fuerza del viento. Cuanto más fuerte es la gradiente, más fuerte es el viento.

[David Met]

Aire húmedo.

Humedad del aire.

Las fuentes de suministro de humedad al aire provienen de la evaporación. Estas evaporaciones se producen de las superficies líquidas, de las superficies de los hielos, por sublimación y de la transpiración animal y vegetal.

El ciclo del agua empieza por la evaporación del agua de las superficies líquidas. Esta evaporación, que es invisible para el ojo humano, llega a la atmósfera y se condensa, formando gotas de agua y a su vez, estas forman las nubes. Luego retornan a la superficie en forma de precipitación, de rocío y de la escarcha.

Los tres estados del agua.

Los tres estados del agua son:

-   Sólidos.

-   Líquidos.

-   Gaseosos.

Tensión de vapor (e).

Introducción:

El aire tiene ciertas características, una de ellas es que puede absorber vapor de agua. Su capacidad de absorber, lo da la temperatura que tiene, cuanto más caliente esté, más vapor de agua puede contener.
Durante el día, el sol calienta el aire y por procesos naturales, se le va agregando agua al aire tal como lo vimos anteriormente. El aire, a medida que se calienta, tiene la capacidad de ir absorbiendo más y más agua si que se llegue a depositar. Pero a la noche, por ejemplo, al no estar el sol para calentar el aire, este se enfría. Como durante todo el día, el aire estuvo absorbiendo mucho agua, al enfriarse, se sobresatura porque para la temperatura que se encuentra, no puede contener el agua que ahora tiene, y es cuando se forma la condensación.
Este fenómeno lo veremos a continuación.


Definición de tensión de vapor:

La tensión vapor, es la presión sobre la fase condensada a una temperatura dada.

La presión parcial del vapor de agua, como una de los componentes del aire, se mide en Hpa. Esta tensión vapor, se calcula a partir del termómetro seco y del termómetro húmedo o con otros instrumentos aplicando la fórmula correcta.

Tensión de saturación (es).

Es la tensión de vapor máxima que puede contener el aire para cada temperatura.

Valor máximo de humedad en estado gaseoso.

La saturación es cuando las moléculas de agua que se evaporan, igualan a la que se condensan.

Proceso de condensación.

El vapor se condensa en una superficie cuando la temperatura de dicha superficie es menor que la temperatura del vapor. Esto produce que el vapor se enfríe y el agua pasa del estado gaseoso al líquido. Como se vio anteriormente, a este proceso se lo llama condensación. La condensación también se puede producir por el aumento de la Tensión de Vapor. Al aumentar la Tensión de vapor, el aire se sobresatura y para mantener el equilibrio, el agua se condensa.
Siguiendo el mismo razonamiento, la condensación en la atmósfera ocurre cuando la temperatura disminuye, o aumenta la tensión de vapor mas allá de lo que puede contener el aire por su temperatura, o ambas simultáneamente.

Núcleo de condensación.

El núcleo de condensación es una partícula en la que el vapor de agua se condensa y forma una gota de agua. O sea, que para que se forme una gota de agua, se necesita un núcleo en dónde el vapor de agua, se pueda condensar. Estos núcleos pueden ser:


-   Sólidos

-   Microscópicos

-   Higroscópicos (ávidos de agua).

Y sus orígenes pueden ser:

-   Sal marina.

-   Combustiones.

[David Met]

Proceso Isobárico.

Isobárico: Viene del griego que quiere decir ISO Iguales, Baros Peso o Presión. Por lo que un proceso Isobárico se refiere a igual presión. La presión es constante.

En este proceso, encontramos a la temperatura del punto de rocío. Como veremos en la definición, esta temperatura se da en el proceso isobárico. La razón es muy sencilla, si aumenta la presión, aumenta la cantidad de aire, al aumentar la cantidad de aire, aumenta la capacidad de absorber agua. Lo mismo pasa si la presión disminuye, al disminuir la presión, disminuye la cantidad de aire, al disminuir la cantidad de aire, disminuye la cantidad de absorber agua. Es por eso, que la temperatura del punto de rocío solo trabaja en un proceso isobárico.

Temperatura del punto de rocío (Td): La temperatura del punto de rocío, es la temperatura que debe alcanzar el aire para saturarse sin que cambie el contenido de humedad y no varíe la presión.

Como recordarán, el aire va absorbiendo agua y el límite máximo nos los dará la temperatura. Conociendo ahora la humedad que tenemos, podemos saber que temperatura tiene que haber para que el aire se sature. Explicando la definición de Td, es la temperatura que tiene que haber para que el aire se sature con la humedad y presión actual.

Td jamás puede ser mayor que la temperatura actual porque nos indicaría sobre saturado. El aire, cuando se tiende a saturar, libera el exceso de agua en forma de rocío, escarcha, neblinas, nieblas o nubes. Cuando Td es igual a la temperatura ambiente, el aire tiene 100% de humedad relativa. Cuando la temperatura ambiente baja por debajo de Td, ésta, acompaña a la temperatura ambiente quedando inferior o igual a la misma.

Observamos en el gráfico anterior, delta e, la diferencia es el agua que se condensa en forma de nieblas.

Diferencia entre T y Td.

T = Td   Aire saturado.

T > Td   Aire no saturado.

T >> Td   Aire seco.

   En la práctica, Td aumenta o disminuye a razón de 1/7 de T en la misma dirección. Por ejemplo:

T = 17°C    Td = 9°C

   T disminuye 7°C

T = 10°C   Td = 8°C        (7°C x 1/7 = 1°C; 9°C – 1°C = 8°C)


Proceso adiabático.

Adiabático: Se dice de la transformación termodinámica que un sistema experimenta sin que halla intercambio de calor entre otros sistemas.

El proceso adiabático se da en la atmósfera porque el aire está constantemente ascendiendo y descendiendo entre la superficie y la tropopausa como veremos mas adelante. El aire busca un equilibrio constante y por ello se desplaza de un sistema de alta presión a un sistema de baja presión. A medida que el aire asciende, se dirige a una región de menor presión, debido a esto, el volumen aumenta (se expande) y la temperatura desciende. La temperatura desciende debido a la menor presión y menor densidad. Esta disminución de la temperatura, lo hace a razón de 10°C/km. Cuando el aire desciende, la presión aumenta, el volumen disminuye (se achica) y la temperatura aumenta. Este aumento de la temperatura, también lo hace a razón de 10°C/km o menor.

El proceso de enfriamiento y calentamiento por los movimientos ascendentes o descendentes es un proceso adiabático, es decir no existe un intercambio de calor con el medio ambiente exterior; el calor es constante, no hay ni ganancia ni pérdida de calor. Lo que existe es una expansión o compresión de los gases. El aire es mal conductor térmico y los movimientos se producen con rapidez.

La variación de temperatura que experimenta una masa de aire en movimiento vertical, a calor constante se llama gradiente adiabático. Se representa mediante una serie de diagramas de temperatura denominados curvas de evolución.
Si el aire no está saturado y no se suministra calor, diremos que el proceso es adiabático seco, y los cambios de temperatura se deben por completo a expansiones o contracciones.

Dicha variación se estima en 10ºC cada 1km y se denomina gradiente adiabático seco (GAS). Teniendo en cuenta el principio físico por el cual una masa de aire aumenta su temperatura si es comprimida, en tanto que si se expande, disminuye: la masa de aire en elevación se expande debido a que la presión que soporta es menor con la altura; por tanto, su temperatura también desciende debido a que la fricción de las moléculas de aire es menor, no hay que olvidar que no hay intercambio de calor, la disminución de la temperatura durante el ascenso se debe al efecto de una menor presión.

El descenso en la práctica es menor de 10ºC, debido al contacto al subir y a las turbulencias, siendo en realidad 6,5ºC cada 1km., a este descenso real se denomina gradiente térmico vertical de la atmósfera (GVT).

A medida que se asciende la humedad relativa del aire va aumentando hasta alcanzar el punto de rocío; esto produce la condensación del vapor y la liberación del vapor latente de vaporización, lo que hace disminuir el ritmo de descenso de la temperatura de 3 ºC, 6º C /1km. Esto se explica porque el paso de gas a líquido es una reacción que libera calor, se refuerza su flotabilidad o velocidad de ascenso, pero disminuye su ritmo de enfriamiento. El gradiente que se da con fenómenos de condensación es lo que se llama gradiente adiabático húmedo (GAH) o saturado, el cual no tiene un valor constante, ya que varía con la temperatura.

El aire, cuando se enfría, comienza siguiendo el gradiente adiabático seco, y cuando llega al punto de rocío o punto de condensación, sigue el enfriamiento según el gradiente adiabático húmedo.

Proceso de congelación (o solidificación).

El agua tiene una particularidad, estando estable, puede permanecer líquida hasta los -40°C, y cuando se toca la superficie, automáticamente se congela.

En la atmósfera libre (por encima de los 1.500m sobre la superficie de la tierra) abundan las gotas subfundidas a -13/-15°C. Cuando una gota a esta temperatura choca con otra en las mismas temperaturas, se forma un cristal de hielo que es producto de la congelación rápida del agua. Cuando un cristal de hielo choca con una gota de agua subfundida, se forma un cristal de hielo mucho mas grande.

La rapidez con que se congela el agua depende de la rapidez con que se elimina el calor latente de fusión. Recordemos que el calor latente, es el calor que pierde el agua al evaporarse y lo gana cuando se congela. Por esta razón las gotas pequeñas se congelan más rápidamente que las grandes. En efecto, las más pequeñas de las gotitas de una nube se solidifican casi en el mismo instante de tropezar con algún objeto, mientras que las más grandes de las nubes y las lluvias requieren un mayor tiempo para su congelación.

[David Met]

Formación de hielo sobre aeroplanos (Engelamiento).

Representa este proceso uno de los peligros más serios para la navegación aérea, agravando por el echo de que hoy por hoy no es posible pronosticarlos con mucho aciertos, debido ante todo a la falta de observaciones adecuadas acerca de las condiciones que reinan en la atmósfera libre.

La parte donde el hielo se deposita con preferencia, son los frentes de las alas y de los montantes, como también la hélice aunque se observa a veces también sobre las superficies horizontales del avión. El hielo que se forma en frente de las alas, modifica el perfil aerodinámico de las mismas. El flujo aerodinámico alrededor del ala queda alterado, lo que puede dar lugar a una reducción tan fuerte de la sustentación dinámica que la seguridad del vuelo es seriamente amenazada.

Si el hielo se deposita sobre la hélice, el peligro proviene del hecho de que la distribución asimétrica del mismo impone una rotación irregular a la hélice. En el supuesto caso de que el hielo esté distribuido en forma simétrica, no hay ninguna fuerza perpendicular al eje de la hélice; sin embargo, cuando la formación del hielo procede de una manera desigual, o si un pedazo de hielo se desprende de una de las dos alas de la hélice, sin que la otra mitad suceda lo mismo, resulta un desequilibrio generando vibraciones que pueden causar efecto destructivos.

También puede congelarse el carburador, o cubrirse de hielo los mecanismo de comandos, quedando así obstaculizando su normal funcionamiento. En tales casos es posible subsanar los inconvenientes mediante dispositivos de calefacción.

Estos se pueden producir:

a)   Fuera de las nubes.
b)   Dentro de las mismas.
c)   Dentro de una lluvia en sobrefusión que provee de una capa de aire más cálido en la altura y entra en una capa más fría.

En cuanto a la gama de temperaturas que son favorables a este fenómeno se ha podido constatar que ella va de +2°C a -30°C (de 35,6°F a -22°F), siendo particularmente crítico el intervalo de 0°C a -10°C (de 32°F a 14°F).

a)   Engelamiento cuando el aire es exento de nubes.

Del mismo modo como en el suelo se forma la escarcha por un proceso de sublimación, puede depositarse hielo sobre un aeroplano que se halla en una masa de aire sin nubes, y con temperatura bajo cero. El proceso en este caso no se desarrolla sino con una intensidad muy reducida y el depósito de hielo que se forma en tan quebradizo que se desprende con cierta facilidad.

b)   Engelamiento en el interior de una nube constituida por agua sobrefusión.

Cuando se desarrolla en el interior de una nube, el proceso puede ser de muy variada intensidad, llegando en casos extremos a una velocidad de crecimiento de unos 6 mm/min., mientras que en otras oportunidades no se observa depósito alguno.

Para formarnos una idea clara de lo que es el proceso de formación de hielo, debemos tener presente los siguientes hechos:

1-   Si se congela una gota que se hallaba en sobrefusión, su temperatura asciende a 0°C.
2-   Para elevar en 1°C la temperatura de un gramo de agua, se requiere la cantidad de calor de 1 caloría gramo, que es el específico del agua.
3-   Al congelarse un gramo de agua, quedan liberadas 80 calorías gramo, que es el calor latente de fusión.
4-   Para evaporar un gramo de agua, se requieren unas 590 calorías gramo, que representan el calor latente de vaporización.

Vemos los procesos que pueden aducirse para explicar la eliminación del calor latente en fusión:

1)   El enfriamiento adiabático que a lo largo de un perfil aerodinámico se registra a la variación de la presión.
2)   La conducción de calor hacia el aire.
3)   La conducción de calor hacia el objeto.
4)   La convección de calor.
5)   La evaporación de agua.

c)   Engelamiento cuando la temperatura está sobre el punto de congelación.

En caso de hallarse la nube a una temperatura ligeramente superior a 0°C, el agua depositada sobre el avión debe ser llevada previamente al punto de congelación, y luego removerse el calor latente de fusión para que pueda formarse el hielo. Esto no sucede sino contadísimas veces; en tal caso la remoción del calor debe atribuirse en primer lugar a la evaporización de agua.

Calor latente.

Estuvimos hablando del calor latente y hemos visto anteriormente que es. Ahora veremos un gráfico resumiendo el calor latente en los tres estados del agua y en que pasos el agua gana calor latente y cuando entrega el calor que queda en el aire como calor latente.

Indicadores del contenido de humedad.

Los que hemos estado estudiando, son indicadores de la cantidad de humedad en el aire. Son distintas forma de expresar la cantidad de agua en el aire. Pero aún nos falta ver 3 tipos más.

En la siguiente tabla, resumimos estos indicadores incluyendo los que hemos visto y faltan por ver.

a)   Tensión de vapor en Hpa.
b)   Diferencia entre T y Td.
c)   Razón de mezcla.
d)   Humedad Relativa.
e)   Temperatura del bulbo húmedo.

Razón de mezcla.

El contenido de humedad en el aire puede también expresarse especificando el número de gramos de vapor de agua que hay agregados a cada kilogramo de aire seco y se calcula en base a la fórmula:

m = (623 e) / (p-e)

Entre ella y la humedad específica existe una diferencia tan pequeña que se la puede despreciar en comparación con los errores con que están afectados las medidas de humedad.

Humedad relativa.

Es la razón expresada en forma de tantos porciento entre el contenido e (tensión de vapor) de humedad en el aire y la cantidad de es (tensión de saturación) que contendría si estuviera saturado a la misma temperatura.

Vemos el gráfico para entenderlo mejor.

Y la fórmula para calcular la HR es:

HR = 100 . (e / es) = %

Si e es igual a es, la humedad relativa es del 100% que nos indica aire saturado. Si e es menor a es, la humedad relativa es menor a 100% indicando que el aire no está saturado. Y por último, si e es mucho menor a es, la humedad relativa es mucho menor al 100% indicando que el aire es seco.

Principio del termómetro húmedo (Tw).

Éste es un termómetro ordinario cuyo bulbo se mantiene humedecido mediante una muselina y una mecha introducida en un recipiente que contiene agua pura. Cuando el aire no está saturado de humedad, se produce una evaporación de una parte del agua que rodea al bulbo. Esto produce que se enfríe el bulbo produciendo una temperatura inferior al termómetro seco. Cuanto mayor sea la evaporación, o sea, cuanto mayor sea la sequedad del aire, mayor diferencia habrá entre el termómetro húmedo y el seco. Con estos dos valores y por medio de fórmulas o tablas, se puede calcular, la Humedad Relativa, La tensión Vapor y el Punto de Rocío.

[David Met]

Viento.

La diferencia de radiación que es causada por el tipo de suelo, la latitud y la estación del año, produce un calentamiento irregular. Este calentamiento irregular crea a su vez, diferencia de temperatura que, a su vez, produce diferencia de Presión.

A causa de la diferencia de presión que existe en la atmósfera, tanto en el sentido vertical como horizontal, una partícula de aire está sometida a una fuerza que trata de moverla desde un sitio de alta presión a un sitio de baja presión. Tales movimientos son influenciados por la fricción, y además, si se los refiere a la Tierra en rotación, por una fuerza que proviene de la misma rotación. Por último está la fuerza de la gravedad; ésta es la que determina los movimientos verticales.

Fuerzas que intervienen.

Las fuerzas que intervienen fue las que mencionamos anteriormente y las vamos a enumerar para estudiarlas cada una por separado.

•   La fuerza de presión.
•   El gradiente de presión y las isobaras.
•   La fuerza desviadora de la rotación de la tierra.
•   El viento geostrófico.
•   La influencia de la fricción.
•   La variación del viento con la altura.
   La fuerza de presión.

Las fuerzas que determinan el movimiento del aire, dependen en primer lugar de la distribución de la presión. El aire busca equilibrar la presión de una región A con una región B.

Para entender este concepto, imaginemos que tenemos un recipiente divido en dos. Sobre el lado izquierdo, lo llenamos con agua y sobre el lado derecho, lo dejamos vacío. Es evidente que del lado donde está el agua, hay más presión que del lado vacío producido por el peso del agua y la falta de agua respectivamente. Si removemos la pared divisora del lado A con el lado B, el agua equilibrará el peso dirigiéndose hacia el lugar vacío hasta equilibra las fuerzas. Lo mismo pasa con el aire, busca equilibrar las fuerzas debido a la diferencia de presión de un punto con respecto a otro. De esto podemos deducir que, el viento se dirige desde la ALTA presión hacia la más BAJA presión. Este movimiento sufre modificaciones causadas por la influencia de la fricción y de la rotación de la tierra.

El gradiente de la presión y las isobaras.

Recordemos que el gradiente de presión siempre es perpendicular a las isobaras, está dirigido desde la región de presión alta hacia la de presión baja y su magnitud es inversamente proporcional a la distancia entre las isobaras, es decir que donde las isobaras son más espaciadas, es menor el gradiente bárico, y viceversa.

Si la fuerza originada por las diferencias de presión fuese la única que actuara sobre el aire, éste se movería en la dirección del gradiente bárico. Pero en la naturaleza, el viento no corre paralelo a la gradiente de presión, si no que el viento sopla en el sentido de las isobaras, aunque con una pequeña componente hacia la región de baja presión. La desviación observada nos permite deducir que la fuerza originada por las diferencia de presión no es la única que actúa sobre el aire; esta fuerza proviene de la rotación de la Tierra.

La fuerza desviadora de la rotación de la Tierra.

Esta fuerza desviadora se la conoce como fuerza de Coriolis. Trae mucha confusión y cuesta entenderla pero voy a tratar de ser lo más claro posible.

Veamos el primer gráfico.

Vemos un círculo con un punto negro en el centro, este punto negro es el eje de rotación del círculo. También apreciamos un punto rojo en A. Éste, es un cuerpo que se va a trasladar desde el punto A hacia el B y lo apreciamos con una línea de puntos.

Supongamos que el círculo está quieto, el punto rojo al desplazarse hacia B, lo hará en línea recta, tal como se lo ve en el gráfico, y como el círculo no se mueve, su desplazamiento con respecto al círculo, también es una recta.

Pero supongamos que ahora, el círculo gira hacia la izquierda desde su eje. El punto rojo situado en A se mueve en línea recta, pero como el círculo gira, el punto rojo tendrá que recorrer una distancia más que si el círculo estuviese quieto, ya que a medida que se desplaza, también lo hace el círculo. Por lo tanto, el punto rojo hará una espiral con respecto al círculo a pesar de que se movió en línea recta, tal como lo apreciamos en el siguiente gráfico:

Como observador, al estar situado desde afuera y en forma estática, apreciamos como se desplaza el punto rojo y su recorrido. Recordemos que, el punto rojo, se desplaza en forma recta tal y como se ve en el gráfico con líneas punteadas gruesas. La espiral marca el recorrido por el círculo a medida que avanza hacia el punto B.

La complicación viene cuando nos situamos en el círculo y nos movemos con el, o sea que ya no estamos mirando desde afuera y tampoco estamos quieto, sino que nos movemos junto con el círculo. En esta situación, si vemos como se mueve en punto rojo, no lo veremos que se desplaza en línea recta, sino que lo hace hacia la izquierda a pesar de que el cuerpo se desplaza en línea recta hacia el punto B.

Al estar en esa situación, nos parece que hay una fuerza que ejerce sobre el punto rojo que lo hace desviar hacia la izquierda y que no lo deja avanzar en línea recta. Y a esta fuerza se lo llama Fuerza de Coriolis en honor a su descubridor. Con esto, deducimos que la Fuerza de Coriolis no es real, sino que es ficticia ya que tal fuerza, no existe.

Esta fuerza, no acelera ni desacelera, solo desplaza 90° al viento a la izquierda en el hemisferio sur. En el hemisferio norte, desplaza 90° a la derecha.

Debido a que la tierra es una esfera, la Fuerza de Coriolis tiene más peso en latitudes altas y en el ecuador, no tiene efecto.

¿Por qué es tan importante esta fuerza en meteorología? Porque esta fuerza justifica el porque del viento no se dirige desde una zona de alta presión a una zona de baja presión, sino que lo hace paralela a las isobaras.