Temperatura Potencial p. R cp

Transcripción

1 Temperatura Potencial 1000 θ = T p R cp

2 Cambios de estado

3 Humedad Humedad:cantidad de vapor de agua en el aire. Humedad Absoluta: masa de vapor de agua en la unidad de volumen de aire. AH = Masadevapor volumendeaire Humedad Específica(q): masa de vapor de agua comparada con la masa total. HS (q ) = masa vapordeagua masatotal Relación de Mezcla: masa de vapor de agua comparada con la masa del resto de la parcela. w= masa vapor de agua masa de aire sec o

4 Presión de vapor de saturación Cuando la presión de vapor (e) va aumentando hasta que alcanza un punto en que la taza de evaporación es igual a la taza de condensación, se dice que el aire está saturado respecto al agua a una cierta T y una es, que es la presión de vapor de saturación.

5 Saturado SobreSatur ado NO Saturado La es aumenta al aumentar la T. Aire cálido puede contener mas agua que el aire frío. La ecuación de ClausiusClapeyron describe la relación entre T y es: es Lv 1 1 Ln = eso Rv T 0 T Lv= calor latente de vaporizaciòn = 2,5 * 106 J/kg Rv= Cte para el vapor de agua= 461,5 J/kg ºK T0 = 273 ºK es0=saturaciòn en T0 (6,11hPa) Por debajo de los 273 ºK la es es mayor sobre el líquido que sobre el hielo

6 Humedad Relativa (HR) Descripción: cuán cerca esta el aire de saturarse. Definición: w HR = ws HR=100% : aire esta saturado. (nubes, niebla, precipitación) HR<100% :aire no saturado. HR>100% :aire sobresaturado- aire limpio sin nucleos de condensación (raro!!) e HR = 100% es

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8 Variación de q con la latitud. masa vapor agua q= masa total SH

9 Punto de Rocío (Td) La temperatura a la cuál se debe enfriar el aire con P=cte, para que ocurra la saturación. La Td es una medida del contenido de vapor de agua en la atm. saturated Supersaturated unsaturated

10 Rocío, Helada y Niebla Dew, Frost and Fog

11 Condensación Al enfriarse el aire, primero se satura y luego se sobresatura -> condensacion/deposicion Condensacion requiere ciertas condiciones saturated superficie (rocìo, helada) nucleos (niebla, nubes) Clasificacion de nucleos de condensacion: tamaño propiedades hygroscopicos: condensacion HR<100% hydrofobicos: condensacion a HR>100%. Supersaturated unsaturated

12 Rocío Condensación de vapor de agua sobre superficie fría. Usualmente se forma a nivel de superficie (aire más frío). Escarcha: T del aire baja a <0º después que se formo el rocío Condiciones Atmosféricas: noches claras y calmas. Noche clara: La superficie emite radiación IR al espacio. No hay nubes que absorban y reiradien la energía IR. Calma (sin viento): El viento aumenta la evaporación e inhibe la condensación. También aumenta la mezcla, por lo que en ausencia de viento, la superficie se enfría más.

13 Heladas Deposición(sublimación) de vapor de agua sobre superficies frías. Condiciones Atmosféricas: noches frías,claras y calmas. Claro: Sin nubes Frío: La T del suelo < 0º C. Calmo : Sin viento.

14 Formacion de Nubes Las nubes se forman cuando el aire asciende, se expande y se enfría. La mayoría de las nubes se forman debido a: 1) Calentamiento en superficie y libre convección. 2) Ascenso de aire sobre la topografía (ej. Montañas) 3) Ascenso generalizado de aire debido a convergencia en superficie. 4) Ascensos a lo largo de los frentes

15 Precipitación: proceso de crecimiento de gotas Nucleación homogénea: ocurre por supersaturación del aire (poco frecuente!!) Nucleación heterogénea: la condensación se realiza sobre núcleos de condensación: Los núcleos de condensación se clasifican en: a) higroscópicos b) neutros c) hidrófobos Clasificación por Tamaño 1) Núcleos de Aitken, con radios entre y 2.l0-1μ 2) Núcleos Grandes, con radios entra 0.2 y l μ 3) Núcleos Gigantes, con radios mayores que 1 μ

16 Nucleación Homogenea

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18 Hasta aquí vimos el crecimiento de una gotícula. La velocidad de crecimiento de cada una de las gotitas depende no solamente de las fuerzas de tensión superficial y de la humedad del aire, sino también del grado de transferencia del vapor de agua en la dirección de la gotita y del calor de. condensación desde la gotita Al considerar una población de gotitas el problema es mas complicado, porque las gotitas compiten por el vapor de agua disponible. Su velocidad de crecimiento dependerá de la concentración, tamaño y naturaleza del núcleo, de la velocidad de enfriamiento del área (el cual controla su tamaño y supersaturación) y de la magnitud o intensidad de los movimientos turbulentos en la nube

19 Proceso de colisióncoalescencia (nubes cálidas) En nubes cálidas (topes a T= -15ºC), compuestas por gotas de diferentes tamaños, las gotas mas grandes caén a una velocidad mayor que las gotas más pequeñas. Las gotas mas pequeñas algunas son recolectadas en la parte trasera de la trayectoria de la gota grande, otras son capturadas (coalescencia) en la parte posterior de la gota más grande.

20 Proceso de Bergeron (nubes frías)

21 Proceso de Bergeron (cristales de hielo) Este proceso propone que en la formación de lluvia coexisten cristales de hielo y gotas líquidas.a T menores a que T de engelamiento. Este proceso es extremadamente importante en la formación de la precipitación de latitudes medias y altas donde los topes de las nubes exceden el nievel de engelamiento ( nubes frías)

22 En un ambiente saturado las gotas de agua y los cristales de hielo se encuentran en equilibrio ( igual numero de moleculas que dejan la superficie (liquida o solida) que las que retornan). El mayor numero de moléculas de vapor cercanas a las gotas indica que la presión de vapor de saturación sobre el agua es mayor que sobre el hielo ( Como habiamos visto con las graficas de e, T)

23 El mayor numero de moleculas de vapor de agua sobre la gota causa que por medio de movimientos difusivos se muevan hacia el cristal de hielo. De esta manera el cristal de hielo crece a expensas de la gota de agua

24 Crecimiento de cristales de hielo Acreción Partículas secundarias Agregación

25 Estabilidad Vertical Porque se formó esta nube, si el cielo estaba claro hacía 4 horas?

26 Si desplazamos la parcela de aire de su altura original puede: Volver a su altura original : ESTABLE Continuar su movimiento debido a su empuje: INESTABLE Mantenerse en el lugar que fue desplazada: NEUTRO

27 Concepto de equilibrio

28 Empuje

29 Empuje Una parcela asciende en la atmósfera cuando su densidad es menor que la del entorno. Sea ρent la densidad del entorno. De la ecuación de estado se obtiene que: ρent = P/RTent Sea ρpar la densidad de la parcela de aire, entonces: ρpar= P/RTpar Tanto la parcela como el entorno a la misma altura se encuentran a la misma presión: Cuando Tpar < Tent ρpar> ρent Cuando Tpar > Tent ρpar< ρent ( a = ( Tpar-Tent / Tent ) g : aceleración por empuje)

30 Gradiente térmico es la taza de cambio de la T con la altura. Se definen 2 gradientes térmicos: Gradiente del entorno (Γ) Que se medirá por ej con los sondeos Gradiente de la Parcela El cambio de T que experimentaría una parcela cuando es desplazada verticalmente. Se asume que es un proceso adiabático

31 Estabilidad y el Grad. Adiabático Seco Estabilidad atmosférica depende del grad T del entorno. Ascenso de una parcela NO saturada. dɵ/ dz > 0 dɵ/ dz = 0 dɵ/ dz < 0 ESTABLE NEUTRO INESTABLE Si la parcela es: Más cálida que el entorno, entonces es menos densa y la F de empuje la acelera hacia arriba. Mas fría que el entorno, es menos densa y la F de empuje es hacia abajo

32 Gradiente Adiabático Húmedo L dws Γm= Γd+ cp dz Recordando que: g Γd= cp Cuando la parcela se satura, ocurre la condensación. La condensación calienta la parcela debido a la liberación de calor latente, entonces al ascender una parcela saturada se enfríará menos. (6ºC/Km El gradiente adiabático húmedo (Γm) es menor que el Grad seco

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36 Inestable

37 Estable

38 Criterios de estabilidad: Si Γ > Γd : ABSOLUTAMENTE INESTABLE Si Γd>Γ>Γm : CONDICIONALMENTE INESTABLE Si Γ<Γm : ABSOLUTAMENTE ESTABLE

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41 Clasificación de nubes