Estabilidad Atmosférica
Estabilidad Atmosférica.
La estabilidad de la atmósfera depende de su capacidad para resistir el movimiento vertical. Una atmósfera estable hace difícil el movimiento vertical, y pequeñas perturbaciones verticales se amortiguan y desaparecen.
En una atmósfera inestable, pequeños movimientos verticales de aire tienden a ser más grandes, lo que resulta en un flujo de aire turbulento y actividad convectiva.
La inestabilidad puede conducir a fuertes turbulencias, nubes verticales extensas, y clima severo.
El aire ascendente se expande y se enfría debido a la disminución de la presión del aire a medida que aumenta la altitud. Lo contrario es cierto para el aire descendente; como la presión atmosférica aumenta, la temperatura de aire descendente aumenta y se comprime. Calentamiento adiabático y enfriamiento adiabático son términos usados para describir este cambio de temperatura.
El proceso adiabático se lleva a cabo en todo movimiento de aire ascendente y descendente. Cuando el aire se eleva hacia un área de menor presión, se expande a un mayor volumen. Al expandirse las moléculas de aire, la temperatura del aire disminuye.
Como resultado de ello, cuando una cantidad de aire se eleva, la presión disminuye, aumenta el volumen y la temperatura disminuye. Cuando el aire desciende, sucede todo lo contrario. La velocidad a la que disminuye la temperatura con el aumento de altitud se llama gradiente. Cuando el aire asciende por la atmósfera, la velocidad promedio de cambio de temperatura es de 2 °C (3,5 °F) por cada 1.000 pies.
Dado que el vapor de agua es más liviano que el aire, la humedad disminuye la densidad del aire, haciendo que ascienda. A la inversa, al disminuir la humedad, el aire se hace más denso y tiende a bajar. Puesto que el aire húmedo se enfría a una velocidad menor, generalmente es menos estable que el aire seco ya que el aire húmedo debe elevarse más antes de que su temperatura baje hasta la del aire que lo rodea. El gradiente adiabático seco (aire no saturado) es de 3 °C (5,4 °F) por cada 1.000 pies. El gradiente adiabático húmedo varía de 1,1 °C a 2,8 °C (2 °F a 5 ºF) por cada 1.000 pies.
La combinación de humedad y temperatura determinan la estabilidad del aire y el clima resultante. El aire seco y frio es muy estable y resiste el movimiento vertical, lo que conduce a un tiempo bueno y claro en general. La mayor inestabilidad se produce cuando el aire está húmedo y caliente, como en las regiones tropicales en el verano. Típicamente, las tormentas aparecen todos los días en estas regiones debido a la inestabilidad del aire circundante.
Inversión atmosférica.
Cuando el aire se eleva y se expande en la atmósfera, la temperatura disminuye. Sin embargo, hay una anomalía atmosférica que puede ocurrir; que cambia este patrón típico de comportamiento de la atmósfera. Cuando la temperatura del aire aumenta con la altitud, existe una inversión de temperatura. Las capas de inversión son comúnmente capas finas de aire suave y estable cerca del suelo. La temperatura del aire aumenta con la altitud hasta un punto determinado, que es el techo de la inversión. El aire en el techo de la capa actúa como una tapa, manteniendo el clima y la polución atrapados por debajo. Si la humedad relativa del aire es alta, puede contribuir a la formación de nubes, niebla, neblina, o humo, resultando en una disminución de la visibilidad en la capa de inversión.
Las inversiones de temperaturas en superficie ocurren en noches claras y frías cuando el aire cerca del suelo se enfría por la disminución de la temperatura de la tierra.
El aire dentro de unos pocos cientos de pies de la superficie se vuelve más frío que el aire por encima de ella. Las inversiones frontales ocurren cuando el aire cálido se esparce sobre una capa de aire más frío o el aire frío es forzado bajo una capa de aire más cálido.
Humedad y temperatura.
La atmósfera, por naturaleza, contiene humedad en forma de vapor de agua. La cantidad de humedad presente en la atmósfera depende de la temperatura del aire. Cada 11 °C (20 °F) de aumento en la temperatura se duplica la cantidad de humedad que puede contener el aire. A la inversa, una disminución de 11 °C baja la capacidad a la mitad.
El agua está presente en la atmósfera en tres estados: líquido, sólido y gaseoso. Las tres formas pueden cambiar fácilmente de un estado a otro, y todos están presentes dentro de los rangos de temperatura de la atmósfera. El agua al cambiar de un estado a otro, se produce un intercambio de calor. Estos cambios se producen a través de los procesos de evaporación, sublimación, condensación, deposición (o sublimación inversa), fusión, o congelación. Sin embargo, el vapor de agua ingresa a la atmósfera sólo por procesos de evaporación y sublimación.
La evaporación es el cambio de agua líquida a vapor de agua. Al formarse el vapor de agua, absorbe calor de la fuente más cercana disponible. Este intercambio de calor se conoce como calor latente de evaporación. Un buen ejemplo de la evaporación es la transpiración humana. El efecto neto, al extraer el calor del cuerpo, es una sensación de enfriamiento. Similarmente, la sublimación es el cambio de hielo directamente a vapor de agua, evitando completamente la fase líquida.
Aunque el hielo seco no está hecho de agua, sino de dióxido de carbono, demuestra el principio de sublimación, cuando un sólido se convierte directamente en vapor.
Humedad Relativa
La humedad se refiere a la cantidad de vapor de agua presente en la atmósfera en un momento dado. La humedad relativa es la cantidad real de humedad en el aire comparada con la cantidad total de humedad que el aire puede contener a dicha temperatura. Por ejemplo, si la humedad relativa actual es 65 por ciento, el aire contiene el 65 por ciento de la cantidad total de humedad que es capaz de mantener a esa temperatura y presión.
Relación Temperatura/Punto de rocío.
La relación entre el punto de rocío y la temperatura define el concepto de humedad relativa. El punto de rocío, en grados, es la temperatura a la que el aire no puede contener más humedad.
Cuando la temperatura del aire se reduce hasta el punto de rocío, el aire está completamente saturado y la humedad se comienza a condensar en forma de niebla, rocío, escarcha, nubes, lluvia, granizo o nieve.
Al ascender el aire húmedo e inestable, se forman nubes a la altitud donde la temperatura y el punto de rocío alcanzan el mismo valor. Cuando se eleva, el aire no saturado se enfría a una velocidad de 3 °C por cada 1.000 pies y el punto de rocío disminuye a una velocidad de 0,55 °C por cada 1.000 pies. Esto resulta en una convergencia de temperatura y punto de rocío a una velocidad de 2,45 °C. Aplique la tasa de convergencia a la temperatura y punto de rocío reportados para determinar la altura de las bases de las nubes.
Dados:
Temperatura (T) = 29 °C
Punto de rocío (PR) = 21 °C
Tasa de convergencia (TC) = 2,45 °C
T – PR = Separación temperatura punto de rocío (STP)
STP ÷ TC = X
X × 1.000 pies = altura de base de nubes AGL
Ejemplo:
29 °C – 21 °C = 8 °C
8 °C ÷ 2,45 °C = 3,26
3,26 x 1000 = 3260 pies AGL
La altura de la base de nubes es de 3.260 pies AGL.
Explicación:
Con una temperatura del aire exterior (OAT) de 29 °C en la superficie, y el punto de rocío en la superficie de 21 °C, la separación es de 8°. Divida la separación de temperatura del punto de rocío por la tasa de convergencia de 2,45 ° C, y multiplique por 1.000 para determinar la altura aproximada de la base nubes.
Métodos por los cuales el aire alcanza el punto de saturación.
Si el aire alcanza el punto de saturación mientras la temperatura y el punto de rocío están muy juntas, es muy probable que se forme niebla, nubes bajas, y precipitación. Hay cuatro métodos por los cuales aire puede alcanzar el punto de saturación completa.
Primero, cuando el aire cálido se mueve sobre una superficie fría, la temperatura del aire cae y alcanza el punto de saturación.
Segundo, el punto de saturación puede ser alcanzado cuando se mezcla aire frío con aire cálido.
Tercero, cuando el aire se enfría a la noche por contacto con el suelo más frío, el aire llega a su punto de saturación.
El cuarto método se produce cuando el aire se eleva o es forzado a ascender en la atmósfera.
Cuando el aire se eleva, utiliza energía calórica para expandirse. Como resultado, el aire ascendente pierde calor rápidamente. El aire no saturado pierde calor a una velocidad de 3,0 °C (5,4 °F) por cada 1.000 pies de ganancia de altura. Sin importar lo que hace que el aire llegue a su punto de saturación, el aire saturado trae nubes, lluvia y otras situaciones meteorológicas críticas.
Rocío y escarcha
En las noches frías y calmas, la temperatura del suelo y los objetos en la superficie pueden causar que la temperatura del aire que los rodea caiga por debajo del punto de rocío. Cuando esto ocurre, la humedad en el aire se condensa y se deposita sobre el terreno, edificios y otros objetos como autos y aviones. Esta humedad se conoce como rocío y, a veces puede verse en el pasto en la mañana. Si la temperatura está por debajo de la congelación, la humedad se deposita en forma de escarcha. Mientras que el rocío no representa una amenaza a las aeronaves, las heladas suponen definitivamente un riesgo para la seguridad de vuelo. La escarcha interrumpe el flujo de aire sobre el ala y puede reducir drásticamente la producción de sustentación.
También aumenta la resistencia, lo cual, cuando se combina con la baja producción de sustentación, puede afectar negativamente la capacidad de despegue. Una aeronave debe limpiarse completamente de escarcha antes de iniciar un vuelo.
Niebla.
La niebla es una nube que comienza dentro de 50 pies de la superficie. Típicamente ocurre cuando la temperatura del aire cerca del suelo se enfría hasta el punto de rocío. En este punto, el vapor de agua en el aire se condensa y se hace visible en forma de niebla.
La niebla se clasifica de acuerdo a la manera en que se forma y es dependiente de la temperatura actual y la cantidad de vapor de agua en el aire.
En las noches claras, con poco o nada de viento, la se puede desarrollar niebla de radiación.
Usualmente, se forma en las zonas bajas, como los valles de montaña. Este tipo de niebla se produce cuando el suelo se enfría rápidamente debido a la radiación terrestre, y la temperatura del aire circundante alcanza su punto de rocío. Cuando sale el sol y la temperatura aumenta, la niebla de radiación asciende y eventualmente se quema. Cualquier aumento en el viento también acelera la disipación de la niebla de radiación. Si la niebla por radiación es inferior a 20 pies de espesor, se la conoce como niebla baja.
Cuando una capa de aire cálido y húmedo se mueve sobre una superficie fría, es probable que ocurra niebla de advección. A diferencia de la niebla de radiación, se requiere viento para formar la niebla de advección.
Vientos de hasta 15 nudos permiten que se forme e intensifique la niebla; por encima de 15 nudos, por lo general la niebla se eleva y forma nubes estratos bajas.
La niebla de advección es común en las zonas costeras donde la brisa del mar puede soplar el aire sobre masas de tierra más frías.
La niebla de ladera se produce cuando el aire húmedo y estable es forzado a subir por una ladera como de una cordillera. Este tipo de niebla también requiere de viento para la formación y existencia.
La niebla de advección y de ladera, a diferencia de niebla de radiación, no se puede quemar con el sol de la mañana, sino en cambio puede persistir durante días. También se puede extender a mayor altura que la niebla de radiación.
La niebla de vapor (o fumante), o humo de mar, se forma cuando el aire frío y seco se mueve sobre aguas cálidas. Al evaporarse el agua, se eleva y se asemeja a humo. Este tipo de niebla es común en los cuerpos de agua durante las épocas más frías del año. Comúnmente se asocia turbulencia de bajo nivel y engelamiento con la niebla fumante.
La niebla de hielo se produce en clima frío cuando la temperatura está muy por debajo de la de congelación y el vapor de agua forma directamente cristales de hielo.
Las condiciones favorables para su formación son las mismas que para la niebla de radiación excepto por la temperatura fría, por lo general -25 °C o más fría. Ocurre sobre todo en las regiones árticas, pero no es desconocida en las latitudes medias durante la estación fría.
Saber más:
Bibliografía.
U.S. Department of Transportation
Federal Aviation Administration