PROCESOS DE PRECIPITACIÓN

Transcripción

1 PROCESOS DE PRECIPITACIÓN

2 PROCESOS QUE CONDUCEN A LA PRECIPITACIÓN Para que se produzca la condensación de agua en la atmósfera, es necesaria la presencia de pequeñas partículas sólidas (polvo, sales marinas, etc) que actúan como núcleos de condensación. Sin núcleos de condensación el agua puede permanecer en estado líquido a temperaturas de hasta -40 ºC. Una nube está compuesta por muchas gotas pequeñas, las que por su tamaño no pueden caer hasta el suelo en forma de lluvia. Se mantienen suspendidas por suaves corrientes de aire ascendentes en la nube Aquellas que de todas formas caen, descienden muy lentamente y se evaporan en el aire seco que se encuentra debajo de la nube. Resulta entonces que la mayoría de las nubes no son capaces de producir precipitación. El proceso de condensación por sí solo es demasiado lento para producir lluvia (varios días). las observaciones muestran que las nubes pueden desarrollarse y comenzar a producir lluvia en menos de una hora. Para formar una gota de lluvia promedio (2000 μm) se requieren alrededor de 1 millón de gotitas de nube de tamaño medio (20 μm). Existen dos principales mecanismos que explican la generación de lluvia: el proceso de colisión-coalescencia y el proceso de cristales de hielo o de Bergeron.

3 Relaciones de tamaño (medio) entre núcleos de condensación, gotas de nube y gotas de lluvia

4 Efecto de la tensión superficial de las gotitas sobre la presión de vapor de saturación. A una misma temperatura, la presión de vapor de equilibrio sobre la superficie de una gotita resulta mayor que la correspondiente a una superficie plana.

5 Razón de saturación sobre gotas respecto de la saturación sobre una superficie plana de agua. : Efecto de curvatura S* : razón de saturación crítica r* : radio crítico : Efecto de la disolución

6 PROCESO DE COLISIÓN-COALESCENCIA En nubes con topes a temperatura mayor que 15 ºC, las colisiones entre gotas son fundamentales para producir precipitación. Para que ocurran suficientes colisiones para formar una gota de lluvia, algunas gotas deben ser más grandes que otras. Las gotas más grandes se forman entorno de núcleos de condensación grandes, como las partículas de sal o bien por colisión al azar entre gotas. A medida que las gotas de nube caen debido a la acción de la gravedad, la resistencia del aire desacelera su caída de manera tal que se alcanza una velocidad constante de equilibrio denominada velocidad terminal. Esta última depende de la relación entre la superficie de la gota y su peso, de manera que las gotas más grandes tienen mayores velocidades terminales.

7 Por lo tanto, a medida que van cayendo colisionan con pequeñas gotitas que encuentran a su paso. Cuando las gotitas colisionan y se fusionan con la gota grande, haciendo que ésta adquiera mayor masa, ocurre la coalescencia. Entre los factores que influyen este proceso, se encuentra el tiempo de residencia de la gota en la nube, de manera tal que a mayor tiempo mayor sería el tamaño de la gota que finalmente cae en forma de lluvia. Este tiempo de residencia es función de la velocidad vertical de las corrientes ascendentes dentro de la nube.

8 Distribución vertical de hielo y agua en una nube cumulonimbus

9 PROCESO DE CRISTALES DE HIELO O DE BERGERON Es el principal mecanismo de producción de precipitación en latitudes medias y altas, en donde las nubes se desarrollan hasta alturas en donde la temperatura cae muy por debajo del punto de congelación, con valores inferiores a 20 ºC. Se trata de nubes mixtas, en donde solo existen unos pocos cristales de hielo en comparación las abundantes gotitas de agua sobreenfriada (es decir, agua líquida por debajo del punto de congelación). Ni las gotitas ni los cristales son lo suficientemente grandes como para caer en forma de lluvia o nieve. En el ambiente nuboso, cada cristal se encuentra rodeado por muchas gotitas sobreenfriadas. Según la curva de equilibrio de fases, o de Clausius-Clapeyron, para una misma temperatura existen dos presiones de vapor de equilibrio: una con respecto al agua y otra con respecto al hielo. Diferencia de presión de vapor de saturación entre el agua sobreenfriada y el hielo, a diferentes temperaturas

10 La mayor presión de vapor de saturación corresponde al agua sobreenfriada. Esta diferencia de presión de vapor provoca una difusión de moléculas de agua hacia los cristales. Como consecuencia, la presión de vapor en el entorno de las gotas disminuye, tornando más inestable aún el equilibrio entre la fase líquida y gaseosa. En respuesta a este desequilibrio, las gotitas se evaporan para compensar el déficit de vapor. Este proceso produce una fuente continua de vapor que favorece el crecimiento del cristal, el cual crecerá rápidamente a expensas de la evaporación de las gotas.

11 El constante suministro de vapor hacia el cristal le permite crecer muy rápido. Hasta un punto en que éste se torna lo suficientemente pesado como para caer a través de la corriente ascendente que forma la nube y entonces comienza a caer. En ciertas nubes, en especial aquellas con topes relativamente cálidos, los cristales de hielo chocan con gotitas sobreenfriadas, congelándolas instantáneamente y acrecentando de esa manera el cristal (proceso denominado acreción). Los cristales formados se denominan graupel (o nieve granulada). A medida que el graupel cae, se fractura o astilla en pequeñas partículas de hielo. Estas astillas pueden crecer hasta convertirse nuevamente en graupel, el cual a su vez puede producir más astillas.

12 En las nubes más frías, los cristales pueden chocar con otros cristales y fracturarse en pequeñas partículas de hielo, o diminutas semillas, las cuales congelan por contacto a cientos de gotas sobreenfriadas. Se logra una reacción en cadena que produce muchos cristales. A medida que éstos caen, pueden chocar y pegarse entre unos y otros. El proceso mediante el cual los cristales chocan y se pegan entre ellos se denomina agregación. El producto final de esta aglutinación es un copo de nieve. Si éste se funde antes de alcanzar el suelo, entonces continúa su caída como una gota de lluvia. Por lo tanto, la mayor parte de la lluvia que cae en latitudes medias y altas (aún en verano) se inicia como nieve. Para que los cristales de hielo crezcan lo suficiente como para producir precipitación, es necesario que el número de gotas de agua supere varias veces al de los cristales. En general, el número de cristales con respecto al de gotas debe ser del orden de 1 : a 1 :

13 PRECIPITACIÓN EN NUBES En nubes convectivas frías la precipitación puede comenzar apenas unos minutos después de la formación de la nube y puede iniciarse tanto por el proceso de colisión coalescencia, como por el de cristales de hielo (Bergeron). Una vez que cualquiera de los procesos comienza, la mayor parte de la precipitación crece por acreción.

14 Si bien la precipitación en general está ausente en nubes estratiformes cálidas, como los stratus, en general está asociada con nubes frías estratiformes como los nimbostratus y los altostratus. Esta precipitación se supone que se forma principalmente mediante el proceso de cristales de hielo (Bergeron) debido a que el contenido de agua líquida en estas nubes es generalmente menor que el de las nubes convectivas, de manera tal que el proceso de colisión - coalescencia se torna menos efectivo. Los nimbostratus suelen ser lo suficientemente espesos como para extenderse hasta niveles donde la temperatura del aire es lo suficientemente baja, y suelen persistir lo suficiente como para que el proceso de cristales de hielo (Bergeron) inicie la precipitación.

15 Lluvia TIPOS DE PRECIPITACIÓN Se define como la caída de gotas de agua líquida cuyo diámetro es igual o mayor a 0,5 mm. Cuando caen gotas pequeñas y uniformes con un diámetro menor que 0,5 mm se denomina llovizna. La mayoría de las veces la llovizna cae desde stratus o nimbustratus, pero también sucede que pequeñas gotas de lluvia se evaporan parcialmente a medida que caen a través de aire no saturado, entonces alcanzan el suelo en forma de llovizna. En algunos casos la lluvia que cae desde una nube nunca alcanza el suelo porque la baja humedad causa una rápida evaporación. A medida que las gotas se tornan más pequeñas, su velocidad de caía disminuye y aparecen como si fuesen banderines colgando desde la base de las nubes. Estas franjas de lluvia evaporándose se denominan Virga

16 Las gotas de lluvia también pueden caer desde una nube y no alcanzar el suelo cuando encuentran aire que asciende rápidamente. Las gotas de lluvia grandes tienen una velocidad terminal de 9 m/seg aproximadamente, si encuentran aire ascendente cuya velocidad supera ese valor entonces no alcanzan la superficie. Si la ascendente se debilita o cambia su dirección conviertiéndose en una descendente, las gotas en suspensión caerán hasta el suelo en forma de un repentino chaparrón de lluvia. La intensidad de un chaparrón depende de la intensidad de las corrientes ascendentes y descendentes dentro de la nube y de la velocidad de desplazamiento de ésta con respecto al suelo. En el caso de los cumulonimbus, debido a la fuerte intensidad de las corrientes de aire y la coexistencia de ascendentes y descendentes en distancias de pocos metros, es posible que en superficie ocurra un chaparrón de un lado de una calle y el lado de enfrente de la misma calle permanezca seco. La lluvia continua suele caer desde nubes estratiformes que cubren un gran área y poseen corrientes verticales de aire más débiles. Estas condiciones suelen estar asociadas a los nimbostratus.

17 Intensidad de la precipitación La lluvia puede caer durante varios días a media que va siendo absorbida por el suelo o bien caer totalmente en forma de chaparrón y provocar erosión en el suelo, obstrucción de las alcantarillas en las ciudades y causar inundaciones en valles haciendo que los ríos no logren evacuar el caudal incrementado de manera repentina. Se define como intensidad de la lluvia a la cantidad que cae durante un dado período: la intensidad de la lluvia siempre se basa en la acumulación durante un cierto intervalo de tiempo, Por lo tanto, las unidades de I pueden ser: [I] = mm/min, mm/h Donde: I rr t rr = cantidad de precipitación, en milímetros t = tiempo, en minutos u horas Normalmente este parámetro se calcula utilizando el registro pluviográfico que proporciona precisamente los datos de precipitación en función del tiempo de ocurrencia. Para determinar la intensidad de una precipitación es necesario contar con un aparato registrador.

18 MEDICIÓN DE LA PRECIPITACIÓN La unidad de medida empleada es el milímetro de precipitación, el cual se define como una lámina de 1 m2 de superficie y 1 mm de espesor; se ve entonces que es equivalente a hablar de 1 litro o dm3 de agua por cada metro cuadrado de superficie del terreno. Sólo se emplea el centímetro de precipitación en climatología, donde se indica la precipitación acumulada de todo un mes o año. Para medir la precipitación diaria acumulada se utiliza el denominado Pluviometro clase B, que es el reconocido por el Servicio Meteorológico Nacional.

19 Nieve La mayor parte de la precipitación que alcanza el suelo se inicia como nieve. En los climas templados de latitudes medias, el nivel de congelación (altura de la isoterma de 0 ºC) se encuentra por encima de 3600 m durante el verano y los copos de nieve que caen desde una nube se funden antes de alcanzar el suelo. Para que la nieve llegue al suelo se requiere que el nivel de congelación esté mucho más bajo y así los copos de nieve tendrán mejores chances de sobrevivir. Normalmente, los copos de nieve caen hasta 300 m por debajo del nivel de congelación. Los copos de nieve presentar una estructura en forma de estrella con ramificaciones denominadas dendritas. El tipo de cristal que se forma, como así también su tasa de crecimiento, depende de la temperatura del aire y de la humedad relativa. Dado que varios cristales pueden juntarse (agregación) para formar un copo de nieve mucho más grande, los cristales de nieve pueden tomar formas muy complejas.

20 En la Tabla I se presentan diferentes rangos con valores de temperatura y humedad dentro de los cuales se favorece el desarrollo de los distintos tipos de cristales. En la misma Tabla se observa que las dendritas son comunes a temperaturas entre 12 ºC y 16 ºC. La tasa de crecimiento de los cristales depende de la diferencia entre la presión de vapor de saturación sobre el agua y sobre el hielo, siendo máxima esta diferencia justamente en el rango de temperaturas donde las dendritas tienen mayor probabilidad de formarse. Por consiguiente, este tipo de cristales crece más rápidamente que las otras formas. A medida que los cristales de hielo caen a través de una nube, se exponen a cambios de temperatura y humedad. Temperatura del aire ( C) 0 a 4 4 a 6 6 a a a a a 40 Forma del cristal Láminas delgadas Agujas Columnas Láminas Dendritas, láminas Láminas Columnas huecas

21 La nieve también puede caer en forma de chaparrones de nieve o de manera más uniforme y continua. En el primero de los casos la nieve cae desde nubes cumuliformes mientras que en el segundo cae desde nubes estratiformes como nimbostraturs o altostratus. La intensidad de la nieve se basa en la reducción de la visibilidad horizontal al momento de la observación. Cuando sopla un viento fuerte en superficie, la nieve puede ser levantada desde el suelo causando una importante reducción en la visibilidad horizontal. Se denomina ventisca al estado del tiempo que se caracteriza por bajas temperaturas y fuertes vientos (mayores de 30 nudos) que transportan grandes cantidades nieve conformada por partículas delgadas y secas con apariencia polvorienta y capaz de reducir la visibilidad a escasos pocos metros. Aguanieve y lluvia engelante En ciertas situaciones, un copo de nieve a medida que cae eventualmente puede encontrar aire con temperaturas mayores que 0 ºC y eventualmente el copo de nieve se funde parcialmente o bien por completo transformándose en una gota de lluvia fría. En el caso que exista una capa de aire por encima de la superficie con temperaturas menores que 0 ºC, el copo de nieve parcialmente fundido o la gota de lluvia se convierte nuevamente en hielo, pero no como un copo de nieve, sino como una pelusa de hielo denominada aguanieve. En general, estas pelusas de hielo son transparentes (o translúcidas) con diámetros de 5 mm o menores. Rebotan al impactar contra el suelo y producen un ligero chasquido cuando tocan una ventana o una pieza de metal.

22 Cuando la capa aire por debajo de la nube resulta demasiado delgada para congelar las gotas de lluvia a medida que cae, las gotas alcanzan la superficie en forma de agua líquida sobreenfriada. En cuanto chocan con un objeto frío, las gotas se desparraman y se congelan inmediatamente, formando una delgada lámina de hielo. Este tipo de precipitación se denomina lluvia engelante. Si las gotas tienen un diámetro menor que 0,5 mm la precipitación se denomina llovizna engelante. Cuando pequeñas gotas sobreenfriadas o gotas de niebla chocan contra un objeto cuya temperatura es menor que 0 ºC, se congelan y forman una acumulación de hielo blanco o de apariencia lechosa denominado cencellada. Cencellada

23 Granos de nieve y nieve granulada Los granos de nieve son granos de.hielo opaco y pequeño, son el equivalente sólido de la llovizna. Son más bien alargados o elongados, con diámetros generalmente menores que 1 mm. Caen en pocas cantidades desde stratus y jamás en forma de chaparrón. No rebotan ni se rompen. En cambio, la nieve granulada consiste en granos de hielo blanco y opaco con diámetros menores que 5 mm. A veces se los confunde con granos de nieve. Sin embargo, es fácil distinguirlos porque, a diferencia de los granos de nieve, la nieve granulada es frágil, con aspecto como crujiente y se rompe al impactar contra una superficie dura. En general cae en forma de chaparrón, especialmente desde cumulus congestus. La nieve granulada es el graupel cuando éste alcanza la superficie, por lo tanto podemos considerarlos equivalentes, es decir que se trata del mismo tipo de partícula de hielo. A veces, en las tormentas cuando el graupel alcanza el suelo tambien se lo denomina granizo blando. Durante el verano, el graupel puede fundirse y alcanza la superficie en forma de grandes gotas de lluvia. Sin embargo, en nubes de tormenta intensas, el graupel puede desarrollarse hasta convertirse en partículas de granizo.

24 Granizo granos o corpúsculos de hielo más o menos duros que caen de las nubes. El tamaño de estas partículas oscila, normalmente, entre unos milímetros y dos o más centímetros. 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 estación invernal. El mecanismo de esta precipitación violenta de gránulos de hielo está relacionado con las tormentas, en las que interviene la convección como elemento esencial en su formación, y con los fenómenos eléctricos.

25 Las variedades de granizo son: Granizo blando: grano blancuzco, opaco, quebradizo y desmenuzable con los dedos. Al tocar el suelo rebota y a menudo se rompe. Su tamaño oscila entre 2 y 5 mm. Se forma por adhesión de gotitas de agua sobreenfriadas a un cristal de nieve. Granizo duro: granizo blando, recubierto por una capa de hielo. Se forma cuando el granizo blando atraviesa una nube de agua. Las gotitas de agua se depositan sobre la superficie del mismo antes de congelarse. Su aspecto es vidrioso, semitransparente; no se aplasta fácilmente. No se rompe ni rebota cuando toca el suelo. Se forma principalmente en nubes Cumulonimbus. Granizo y piedra: granos de hielo de considerable tamaño. Los de menos de 2 cm de diámetro se llaman granizo; los mayores, piedra. Ambos se producen en Cumulonimbus que se desarrollan en días de mucho calor y de mucha humedad. Su mayor frecuencia se observa, como es natural, durante la estación de verano, en las horas de la tarde. Son precipitaciones características de los continentes. En los mares raras veces cae granizo. Garrotillo: granos de hielo de 1 a 4 mm de diámetro, comúnmente transparentes o translúcidos, duros, que cuando tocan el suelo rebotan. Son gotas de lluvia que se han congelado al atravesar una capa de aire frío que cubre el suelo, cuya temperatura es inferior a 0 C.

26 REFERENCIAS Ahrens, C. D. Meteorology Today, 9º edición, año 2009