Clase 3 Factores que afectan la visibilidad con enfasis en nieblas y estratos bajos. Conceptos generales Objetivo de clases posteriores: comprensión de los mecanismos físicos, los patrones sinópticos y las condiciones de mesoescala involucrados en la generación y disipación de los episodios de niebla y estratos, herramientas de pronóstico para predecir estos eventos con enfasis en las operaciones aéreas.
Concepto físico de visibilidad Los cálculos de visibilidad que utilizan instrumentos como el FMD se basan en la extinción de la luz. Utilizan la siguiente fórmula que sigue a Stoelinga and Warner (1999) Vis = ln(0.05)/βext, (2) Donde 0.05 representa a un umbral para el contraste de brillo. El FMD mide el espectro de partículas desde 1 hasta 50 µm El coeficiente de extinción se obtiene usando la teoría de Mie para gotitas (dimensiones de partículas no despreciables en relación con λ) βext = Qext(r, λ)n(r)πr 2 r, (1) donde n es la densidad numérica en un tamaňo de radio r Y Qext es la eficiencia de extinction relacionada con r y con la longitud de onda (λ)de luz visible.cuando el tamaňo de la gotita supera los 4 µm, el valor de Qext alcanza aproximadamente 2. Qext fluctua entre 3.8 y 0.9 para tamaňos de partículas inferiores a 4 µm.
Definiciones relacionadas con la aviación nubes bajas: 1500 feet por encima de superficie(agl) visibilidad pobre: 5000 metros Low Visibility Procedures (LVP) procedimiento especial cuando: Base nube 200 feet AGL Visibilidad 800 metros O bien minimo especificado localmente Visibilidad prevalente (definición ya dada) Cuando y cómo informar visibilidad mínima (menor a 1500 m o inferior a 50% de la prevalente) y RVR dependiendo de su variabilidad con la dirección
Factores meteorológicos que afectan la visibilidad y que conciernen directamente a la aviación niebla y neblina nubes y precipitación polvo y tormentas de arena contaminantes del aire
Niebla y neblina
Definición internacional de niebla (fog) (NOAA y OMM) Colección de gotitas o cristales en suspensión cerca de la superficie terrestre que pueden conducir a la reducción de la visibilidad horizontal a menos de 1 km. Si la visibilidad es mayor de 1 km entonces se denomina neblina (mist).
Impacto de las nieblas Fuerte incidencia de eventos con niebla densa en accidentes de aviación, transportes terrestres y marítimos y consecuentes pérdidas económicas, comparable a las asociadas a tornados, tormentas de invierno y huracanes. Buscando en la AMS niebla se obtienen alrededor de 4700 entradas lo cual es un indicador del interés en el tema. Sin embargo persisten las limitaciones en pronósticos de nieblas a corto y muy corto plazo poniendo de manifiesto las limitaciones en la comprensión de este fenómeno y su variabilidad en distintas escalas espaciales y temporales y la variedad de procesos asociados y sus interacciones.
Los procesos asociados incluyen: la microfísica de gotitas y cristales, la química de aerosoles, la radiación (no sólo en superficie sino también en el tope de la niebla), la turbulencia atmosférica, la dinámica de gran y de pequena escala (subsidencia, circulaciones asociadas a terreno complejo) y las condiciones de superficie (presencia de hielo, nieve, superficie líquida, vegetación, distintos tipos de suelos).
Verificación POD en USA de techos de nubes de 60 metros (200 pies) y visibilidad de menos de 800 metros(valores bajos y poco cambio en 6 aňos)
Verificación de pronósticos de aeródromo (TAF) 2001 para vuelos IFR (techos de nubes de menos de 300 metros pero más de 150 metros y/o una visibilidad de más de 1,6 y menos de 4,8 km MOS (Model Output Statistics) es la habilidad de las técnicas de interpretación estadística de la salida de los modelos numéricos. No existe valor agregado a las estadísticas de los modelos (POD) por el pronosticador para períodos de mas de 6 horas
Dificultades en la detección de nieblas (MODIS, algoritmo basado en mediciones de espectroradiómetro es un avance al incluir más canales en el infrarrojo cercano y llevando la resolución a 100 metros) Dificultades en representar los procesos y dificultades en pronostico y nowcasting (necesidad de verificar la exactitud de los algoritmos ya existentes). Dificultades en el modelado Resoluciones horizontal y vertical, parametrizaciones físicas, Ejemplo: la visibilidad como vimos es función de Nd que es la concentración numérica total de gotitas. Esta variable o bien no es considerada en los modelos de gran escala o se la fija lo que torna inadecuada la forma de representar la visibilidad en los modelos a menos que se recurra a modelos 3-D de nubes/niebla lo cual resulta por el momento computacionalmente prohibitivo en términos de pronóstico operativo. Pueden ser reemplazados por modelos 1-D y resultar eficientes siempre que el terreno no sea complejo o heterogéneo. Se requieren estrategias a investigar en relación al pronóstico numérico y las parametrizaciones utilizadas en el mismo.
Repaso de procesos vistos en Termodinámica de la atmósfera asociados a formación de nieblas
Enfr. isobárico Mezcla horizontal isoentálpica Sin saturación Con saturación
Diferencia entre rocío y niebla en el 1er caso (rocío) la superficie se enfria (generalmente durante la noche por déficit radiativo) y sólo el aire directamente en contacto con la superficie (que actúa como núcleo de condensación) se enfría en cuyo caso se requiere que actúe la conducción molecular y una cierta turbulencia presente (la fricción la posibilita), en el segundo caso (niebla) el enfriamiento se da en el aire.
Niebla de radiación (la vamos a analizar más en detalle) domina el enfriamiento radiativo y sobre tierra es generalmente nocturna en condiciones de capa límite estable. El proceso termodinámico que domina es el enfriamiento isobárico hasta que la T alcanza valores inferiores a la Td.y el vapor condensa en presencia de núcleos de condensación. Se asocia a: cielos despejados, aire estancado y regimen anticiclónico, fuerte asociación con la dinámica de una capa límite estable nocturna. Si bien el mecanismo dominante es el enfriamiento radiativo, se le oponen otros mecanismos que controlan la probabilidad de ocurrencia y el tiempo de formación de la niebla: el flujo de calor hacia arriba en el suelo, el calentamiento o (enfriamiento) por convergencia de flujo turbulento de calor (por divergencia) pérdida de humedad por la formación de rocío
Nieblas de advección (cálida) Se desarrollan cuando sobre una región fría es transportado aire más caliente y húmedo. Cuando esto ocurre, el enfriamiento por conducción desde la superficie subyacente provoca la saturación y condensación. Puede también favorecer la formación de la niebla la advección húmeda y el enfriamiento nocturno. Son extensas y persistentes aún con vientos regulares o fuertes, siempre que la velocidad de enfriamiento se mantenga. Por tal motivo, también se denomina niebla de advecciónradiación. Las nieblas marinas pueden desarrollarse cuando el aire cálido se desplaza persistentemente sobre la superficie más fría del mar durante un período prolongado. El enfriamiento rápido en las capas inferiores puede producir neblinas y nieblas espesas y persistentes.
Niebla por ascenso sobre las laderas de sierras o montañas Estas nieblas se desarrollan cuando el aire alcanza su saturación, debido al enfriamiento producido por expansión adiabática, a medida que el aire se desplaza pendiente arriba. El aire, sin embargo, deberá poseer inicialmente humedad elevada, la pendiente ser muy extensa y prevalecer condiciones de estabilidad para formarse nieblas.
ieblas de vapor (arctic sea smoke, antarctic sea smoke, rost smoke (a T por debajo de -29); sea mist; sea smoke; steam mist; water smoke) En advección fría la niebla líquida se forma al agregarse vapor de agua a aire que es sustancialmente más frío que la fuente de vapor (más comúnmente aire frío que circula sobre una superficie líquida más cálida, en ríos podrían darse contrastes de T de 10 grados, aire continental frío que abandona el continente en invierno y circula sobre mar relativamente más cálido).no importando la fuente de vapor su presión de vapor de equilibrio es mayor que el de la masa de aire más frío. El aire se inestabiliza por calentamiento desde abajo, se generan corrientes convectivas que transportan vapor hacia arriba. La capa de aire en contacto con el agua se satura a la T del agua. El aire más frío por encima de esta capa se mezcla resultando en condensación (se puede imaginar como una mezcla isobárica horizontal, proceso lineal isoentálpico seguido por una condensación isoentálpica). Requiere grandes contrastes en T y en e por lo que como proceso aislado sólo produce tipicamente neblinas. Sin embargo, puede colaborar con otros mecanismos, por ejemplo con la niebla radiativa.
Niebla y nubes estratos que se desarrollan en relación con los distintos tipos de zonas frontales (repaso sinóptica) Eventos que se producen delante de frentes cálidos Eventos que se producen detrás de frentes fríos Eventos asociados a frentes estacionarios Bajas ocluídas en fase de disipación
Eventos que se producen delante de frentes cálidos La niebla y los techos de nubes muy bajos se forman en la cuña de aire frío debajo y junto al límite de un frente cálido a medida que el aire caliente se ve forzado a subir encima de la cuña fría. Si la precipitación asociada atraviesa el aire frío la combinación de enfriamiento evaporativo y advección de la humedad permite que el aire frío subyacente quede saturado y es frecuente observar precipitación asociada a techos de nubes muy bajos o niebla. La visibilidad puede reducirse por debajo de los requisitos mínimos, especialmente si la superficie subyacente es muy húmeda y fría, como, por ejemplo, cuando existe un manto de nieve. La niebla y los techos de nubes bajos se forman en la cuña de aire frío a lo largo y al sur del frente, y pueden extenderse sobre zonas muy amplias. Normalmente, las bajas en fase de intensificación no producen mucha niebla delante de un frente cálido. De hecho, a medida que un sistema de baja presión se intensifica, la niebla existente tiende a disiparse debido a los mayores gradientes de presión, a los movimientos verticales y a la mezcla subsiguiente.
Eventos que se producen detrás de frentes fríos Se pueden formar estratos bajos y niebla dentro de la zona poco profunda de aire frío que se desplaza detrás de los frentes fríos forzando el ascenso del aire cálido y húmedo. Típicamente, los frentes fríos presentan movimientos verticales descendentes detrás del frente, lo cual tiende a inhibir la formación de estratos o niebla. Cuando el aire frío es suficientemente profundo como para producir precipitación, el evento es similar a la situación delante de un frente cálido, ya que la precipitación producida por el ascenso forzado cae a través del aire frío. El enfriamiento resultante de la evaporación puede superar el calentamiento resultante del descenso del aire frío. Asociado a este mecanismo la capa fría junto a la superficie alcanza la saturación con la consiguiente formación de niebla. En este caso las visibilidades y techos de nubes pueden llegar a estar por debajo de los requisitos mínimos en la niebla muy cercana al frente frío. La masa de aire en los niveles bajos y la superficie pueden ya estar acondicionadas por la precipitación producida antes del frente frío. Las áreas de niebla o estratos pueden tener una extensión considerable y progresar hacia el norte, detrás del frente frío.
Frentes estacionarios Advección cálida en altura, masa de aire subyacente más fría, flujo casi paralelo al frente, al menos al nivel de profundidad de la capa frontal. Advección probablemente neutral o débil en la capa límite. Arriba de la capa frontal, puede producirse advección cálida capaz de ocasionar precipitación por advección de aire cálido encima de aire frío, y en estos casos buena parte de la niebla y estratos se hallan a lo largo y en ambos lados del límite frontal. La convergencia a lo largo del frente estacionario puede contribuir a la formación de niebla y estratos. Los eventos tienden a ser de naturaleza persistente.
Bajas ocluídas en fase de disipación Las bajas ocluídas en fase de disipación también pueden crear un entorno favorable para la formación de techos bajos y niebla, especialmente en las inmediaciones de un centro de baja presión debilitado. A menudo, estas regiones presentan las siguientes condiciones favorables para la formación de niebla y estratos, que pueden luego persistir por varios días hasta que la baja se aleje lentamente: niveles inferiores muy húmedos; algo de llovizna; convergencia en los niveles inferiores; velocidades reducidas de los vientos a medida que los gradientes de presión más intensos se extienden desde el centro de baja presión debilitado; pocas nubes de niveles medios y altos cerca del centro, con la mayoría de las capas nubosas profundas asociadas a las características frontales ubicadas a distancias considerables del centro de baja presión.
Clasificaciones de nieblas por fase del agua Niebla fase líquida (T> -10), Niebla fase mixta ( -10>T>-30) y niebla helada (T<-30). Cuando la T disminuye gradualmente por debajo de 0 grados se puede producir niebla congelante (gotitas que congelan).
Existen experimentos de medición realizados en distintas regiones geográficas muy útiles para detectar, estudiar el fenómeno y su ciclo de vida, aportar datos para verificar el desempeňo de modelos y pronósticos: Costa de California (década de los 70 y 80) En el valle del Po (foco en microfísica y química y su evolución durante el ciclo de vida de la niebla, en los 90). En Canadá costa este (reciente, 2006) focalizada en el pronóstico y por lo tanto en las parametrizaciones relevantes y en estudios de sensores remotos. Es interesante antes de disenar un experimento realizar un estudio climatológico con datos de superficie, datos de satélite.
Algunos resultados del proyecto Fog Remote Sensing And Modeling (FRAM) project Canadá, November 2005 to April 2006, June 2006 and June 2007 (BAMS, 2007)
An example marine fog case: (a) picture taken at 1430 EST on the 27 June 2006 and (b) time series of RHw, visibility averaged over1-min and 10-min intervals (Vis), temperature (T), and precipitationrate (PR)
Fig. 5. The ClearView images for (a) the foggy conditions at 0900 EST (150 m) and (b) after fog dissipated(vis = 3000 m) at 0107 EST on the 27 June 2006. When Vis becomes less than 1 km, Danger-Fog tag is seen on the image during the operations.
Shows incoming SW broadband radiative fluxes versus time for various days during FRAM-L1. The data points for the 17 June and 2 July 2006 represent clear air conditions. Others represent either foggy (e.g., 19 June) or foggy plus rainy conditions (e.g., 15 June). The days with lines are for foggy conditions except for the 15 June 2006 case.
Fig. 6. MODIS false color RGB image (bands 11, 20, and 31) at 1035 EST for the 27 June 2006, during an intense fog event (a) where the foggy area is shown with a black line. The effective cloud particle size from the MODIS TERRA retrievals is shown in (b). The retrieved fog droplet effective sizes in the vicinity of the ground site are between 7 and 15 µm. Reff versus LWC from the FMD is shown in (c). The median Reff is found to be 7 µm.
Fig. 7. (a) Time height cross section of temperature (T), (b) RHw, and (c) liquid water content (L) obtained from PMWR. The time is shown at the top panel. The pink color at the top panel is for cloud base height.
Fig. 8. Time series of (a) Nd, (b) Vis, and (c) particle spectra. (c) Midpoints for each spectral bin are shown as red filled circles, and standard deviations are shown as vertical bars with blue color.
Fig. 9. Microphysical parameterization s based on 1- second observations: (a) Vis versus LWC, (b) Vis versus Nd, (c) the fog settling rate versus a function of LWC and Nd, and (d) Vis versus 1/(LWC*Nd). The fits are shown as straight lines and standard deviation is shown with bars. The fit relationships are shown over the
Capa límite estable (SBL) (asociada a nieblas de radiación) Stull, R. B., An Introduction to Boundary Layer Meteorology, KluwerAcademic Publishers, 1989, ISBN 90-277-2769-4 Estratificación estable siempre que la Tsuperficie es inferior a la del aire. El balance entre la generación de turbulencia mecánica y el debilitamiento por la estabilidad estática genera un espectro de condiciones desde una capa bien mezclada a una no-turbulenta. La turbulencia en la SBL es esporádica y no-continua espacialmente (a parches) produciendo un desacople de la parte superior de la SBL de los forzantes de superficie. Este comportamiento complejo torna difícil la descripción y el modelado de la SBL.
Características medias ABL y perfiles de titavirtual en tiempos Si (ver también Fig. 12.1)
Forzantes en SBL nocturna Radiación Conduccion (domina sólo en los primeros mm y controla la formación del rocío y la escarcha) Turbulencia Subsidencia advección
Radiación (condiciones nosaturadas, ver Fig. 12.6) Flujo radiativo neto (sólo onda larga) dirigido hacia arriba (orden 100 W/m2). Poco sensible a la cantidad exacta de humedad a menos que el aire se sature y se forme niebla. Aumenta ligeramente con z. Divergencia de flujo radiativo en la SBL genera enfriamiento débil pero significativo (no pude despreciarse por ser los otros flujos también pequeňos). Tasa de enfriamiento domina en los primeros metros (hasta -3K/hora y 0.1k/h por encima de 500 m). Algunos autores encuentran calentamiento (ver figura)
Turbulencia SBL continua y fuertemente turbulenta a lo largo de toda su profundidad o bien se presenta en parches, débil e intermitente En ausencia de niebla se genera mecánicamente por la presencia de cortantes verticales del viento (cerca de superficie por fricción. Cuando se forma un LLJ se intensifican las cortantes por encima y por debajo del máximo. Escala t típica de 7 a 30 horas, por lo que si la turbulencia es débil los cambios en los forzantes en z=0 demoran en ser comunicados al tope de la SBL
continuación Escala de longitud varía entre 1m en condiciones de estabilidad intensa y turbulencia débil y 50 a 100 m para turbulencia intensa y estabilidad débil Cuando la SBL es cuasi-noturbulenta (puede serlo en algún nivel o tiempo aún cuando en un promedio temporal sea turbulenta) las cortantes pueden aumentar por la falta de mezcla y eventualmente disparar la turbulencia (producir una disminución en el Ri por debajo de un Ric). Este golpe de turbulencia a su vez causa mezcla de calor y cantidad de movimiento que reduce la cortante y aumenta el Ri. Eventualmente la cortante es demasiado débil para sostener la turbulencia y ésta cesa. Durante el período de calma la cortante puede aumentar nuevamente hasta disparar una nueva turbulencia (ver figura 12.9 la deteccion de capas intermitentemente turbulentas en el perfil de Ri) Si bien puede ser muy variable la Fig.12.7 muestra un ejemplo de divergencia del flujo turbulento de calor (dirigido hacia abajo) en la SBL asociado a un perfil de dicho flujo que se anula en el tope de la SBL
Subsidencia y advección Subsidencia: asociada en zonas anticiclónicas a cielos despejados e intenso enfriamiento radiativo W del orden de -0.1a -0.5 m/s cerca del tope de la SBL (calentamiento) La tasa de calentamiento local se relaciona con w y con el gradiente vertical de tita. Puede ser del orden y a veces superar las tasas de enfriamiento radiativo y turbulento Advección: término importante en el balance de calor de la SBL. Puede actuar como una fuente de calor en parte de la SBL y como sumidero en otra parte. La tasa correspondiente puede ser de 2k/h dependiendo de los gradientes de t y del viento. Atención: es posible que se forme una SBL en zona de convergencia simultáneamente con advección cálida sobre una superficie más fría que en ausencia de enfriamiento advectivo provee el enfriamiento. La convergencia posibilita una SBL más profunda que la que se daría por sólo procesos locales. En este caso la tasa de calentamiento es negativa al ser w positivo.
Como sigue? Seguimos con nieblas: Trabajos que vamos a utilizar: Prediction of quasi-periodic oscillations in radiation fogs, Part I: Comparison of simple similarity aproaches, JAS, 1986, 633-651. The physics of radiation fog: I a field study. QJRM Society, 1976, pag. 311-333, Roach, Brown, Caughey, Garland and Readings