Download Diapositiva 1 - Club Parapente Ferrol

INTERPRETACIÓN BÁSICA DE UN TERMOGRAMA
Los termogramas o diagramas termodinámicos son de gran utilidad para el vuelo si se
saben interpretar correctamente. No es difícil prestando un poco de atención al
maremágnum de líneas que presentan. Existen varios tipos pero todos reflejan lo
mismo: presiones y temperaturas.
En esta guía utilizaremos el
conocido diagrama del NOAA, de
fácil obtención a través de la página
oficial o enlaces. Para ello primero
describiremos las diferentes líneas
por separado, así como su
significado.
ALTITUDES
Estas cifras azules representan
la presión estándar en milibares
para cada altitud, siendo la
máxima presión 1013 mb a nivel
del mar. Las líneas horizontales
son líneas de igual presión,
luego de la misma altitud.
ALTITUDES
Estas cifras azules representan
la presión estándar en milibares
para cada altitud, siendo la
máxima presión 1013 mb a nivel
del mar. Las líneas horizontales
son líneas de igual presión,
luego de la misma altitud.
Su equivalencia en metros,
a la izquierda, no aparece
en la gráfica del NOAA.
Vemos que para las capas
bajas, en las que nos
movemos normalmente en
vuelo
libre,
podemos
asimilar cada 50 mb a 500
metros aproximadamente.
VIENTO
Velocidad y dirección
del viento cada 50 mb,
expresado en nudos,
(millas por hora).
Aunque el estado de la
atmósfera influye en
los vientos y viceversa,
para nuestro propósito
de interpretación nos
es indiferente.
TEMPERATURAS
En rojo las temperaturas; a lo
largo de cada línea la
temperatura es constante. Las
líneas son por tanto isotermas.
TEMPERATURAS
En rojo las temperaturas; a lo
largo de cada línea la
temperatura es constante. Las
líneas son por tanto isotermas.
Estas otras líneas cortas
indican cómo desciende la
temperatura
a
la
que
condensa una partícula de aire
(punto de rocío). Los números
significan la cantidad de agua
en gramos por kilo de aire. Es
otra forma de medir la
humedad.
GRADIENTE ADIABÁTICO SECO
Líneas ligeramente curvas
que representan el descenso
de la temperatura de una
partícula de aire según
asciende, siempre que su
humedad no se condense.
Este descenso es constante,
de 1º cada 100 metros, ya
que
no
se
produce
intercambio de calor con la
atmósfera circundante.
GRADIENTE SATURADO
Líneas curvas discontinuas
que representan el descenso
de la temperatura de una
partícula de aire según
asciende cuando se satura y
condensa su humedad. Este
descenso no es lineal como el
adiabático, ya que la partícula,
una
vez
saturada,
sí
intercambia calor con el
entorno.
DIAGRAMA DE STÜVE
Finalmente, en la parte
inferior figuran las
coordenadas del lugar,
la fecha y la hora UTC
para la que está
elaborado el diagrama.
Sobre este diagrama se
representa el sondeo,
que consiste en dos
curvas: curva de estado
y curva de puntos de
rocío.
SONDEO
Curva de estado (en rojo):
Representa la temperatura
del aire para cada altitud.
- 6º
Temperatura a determinada
altitud:
Desde dicha altitud (p.e.
2500 m) trazamos una
horizontal hasta cortar a la
curva roja; desde ahí
paralela a las isotermas
leemos la temperatura: - 6º
SONDEO
Curva de estado (en rojo):
Representa la temperatura
del aire para cada altitud.
Altitud de una isoterma:
4200
3400
1800
Para saber a qué altitud o
altitudes se da cierta
temperatura por ejemplo
0º, trazamos la isoterma
hasta cortar a la curva de
estado. Como en la figura,
puede ocurrir en varios
puntos, es decir, a varias
altitudes.
SONDEO
Curva de puntos de rocío
(verde):
Representa la humedad del
aire para cada altitud. Es la
temperatura a la que tendría
que bajar el aire a esa altitud
para condensar su humedad.
P.e. a 3000 m la temperatura
del aire es – 4º y su punto de
rocío – 40º. Esto indica aire
muy seco.
En cambio a 11000 ambas
son de -60º, luego se
producirá condensación, o
sea nubes (de hielo a esa
altitud).
4º
4
4
5
5
6
6
7
7
10º
Enfriamiento-calentamiento adiabático
Si una burbuja de aire se calienta más que el aire de su
entorno se vuelve menos densa y asciende hasta que las
temperaturas se igualan.
De igual forma, una burbuja de aire más frío y denso
desciende hasta una capa de equilibrio.
El enfriamiento-calentamiento se produce a un ritmo de
10º por cada 1.000 metros, siguiendo la temperatura la
curva adiabática seca.
9000
8
8
6000
9
10
4º
- 60
9
10
10º
4000
3000
2000
1000
0
- 30
- 10
0
10
20
30
- 40
- 35
- 25
- 18
- 10
Enfriamiento-calentamiento saturado
Si la humedad de la burbuja condensa,
el
enfriamiento/calentamiento
se
produce a un ritmo variable, de unos 5º
por cada 1.000 metros, según el
gradiente saturado, representado por
las líneas discontinuas .
En resumen, si una burbuja se
calienta más que el entorno,
ascenderá enfriándose a 10º cada
1.000 metros hasta que su
humedad
condense,
independientemente
de
su
temperatura inicial. Desde este
punto seguirá enfriándose a un
ritmo variable de unos 5º-6º cada
1.000 metros.
La línea roja representa la variación
total de su temperatura.
INTERPRETACIÓN DE LOS DATOS DEL TERMOGRAMA
A continuación se presentan ejemplos prácticos a partir de datos concretos con los
que prever el techo de una ascendencia, la base de las nubes, etc. así como sencillos y
prácticos términos utilizados en los pronósticos y que nos interesa conocer:
Nivel de equilibrio
Nivel de condensación
Nivel de Condensación por Ascenso o elevación NCA
Nivel de Condensación Convectivo NCC
Nivel de Convección Libre NCL
Temperatura de convección
Estabilidad e inestabilidad
Inestabilidad condicional
Equilibrio neutro o indiferente
Gradiente isotérmico
Inversión térmica
NIVEL DE EQUILIBRIO
Vamos a calcular la altitud a la que subirá una
burbuja de aire , que será su nivel de equilibrio,
cuando se calienta más que el entorno
(térmica).
Supongamos que el suelo está a unos 1000 m
de altitud (900 mb). La curva de estado a esta
altitud nos da una temperatura del aire de 15º.
Supongamos también que el suelo se calienta
hasta 25º. Localizamos el punto de corte entre
la línea de 900 mb y la isoterma de 25º.
4.400
Desde este punto trazamos una curva
paralela a la adiabática seca. La
burbuja se enfriará a un ritmo de 1º
cada 100 m. Cuando encuentre a la
curva de estado habrá alcanzado la
misma temperatura que ésta.
Este es su nivel de equilibrio, unos 4.400 m en el ejemplo, (una buena térmica).
OjO: aún no hemos tenido en cuenta la humedad de la burbuja ni del entorno.
NIVEL DE CONDENSACIÓN
Cálculo de la altitud a la que condensará la
misma burbuja si se ve forzada a ascender, por
la razón que sea: laderas, térmica, frente …
Ahora nos fijamos en la curva de puntos de
rocío. Partamos igualmente de unos 22º a 900
mb y sigamos la misma trayectoria adiabática
seca. A su vez desde el inicio de la curva verde
trazamos otra paralela pero a las rectas cortas
inferiores.
Confluyen a unos 3.800 m, donde
comenzará a formarse una nube.
4.500
3.800
2.500
Si la burbuja es más fría condensará
antes, más abajo. Si es más cálida lo
hará después, más arriba.
Esto explica por qué en ocasiones las
bases de las nubes están a diferentes
altitudes según avanza el día, o según la zona en función de la temperatura que
alcance el terreno: cultivos, tejados, carreteras, tierra, rocas, bosques…
OjO: ahora no hemos considerado la curva de estado de la atmósfera.
¿Qué ocurre con las burbujas que han
condensado? Como se explicó anteriormente,
continuarán
enfriándose
pero
más
lentamente. La temperatura seguirá ahora las
curvas del gradiente saturado.
Mientras la burbuja o masa de aire saturada
siga ascendiendo la altura de la nube será
mayor. ¿Hasta qué punto lo hará? Para
calcularlo deberemos considerar ambas curvas
a la vez.
Tengamos en cuenta ahora ambas gráficas y
varias burbujas a distintas temperaturas a
causa del calentamiento del terreno a lo largo
del día.
Burbuja a 20º: repetimos simultáneamente las
operaciones realizadas antes por separado.
Observamos que la temperatura alcanza antes
la curva roja que la verde (a 700 mb), luego
deja de ascender antes de condensar.
6.500
Burbuja a 25º: el nivel de equilibrio y de
condensación coinciden. Aparecerán jirones de
nube o un pequeño cúmulo si la
burbuja es pequeña.
Burbuja a 30º: la temperatura de la
burbuja encuentra antes a la línea
verde, luego condensa. Seguirá
ascendiendo hasta encontrar a la
curva de estado en su nivel de
equilibrio, 6.500 en el ejemplo.
NIVEL DE CONDENSACIÓN POR ASCENSO O ELEVACIÓN (NCA)
Cuando una masa de aire se ve empujada hacia arriba de forma dinámica, por ejemplo
forzada por una ladera o por un frente, si asciende lo suficiente llegará a condensar. La
altura teórica a la que lo hará es el NCA y puede que en la realidad se alcance o no.
Para calcularlo, desde el inicio de la curva de puntos de rocío, (curva verde), trazamos una
paralela a las rectas cortas. Ahora desde el inicio de la curva de estado, (curva roja)
trazamos una línea paralela a la adiabática seca. El punto de corte de ambas nos da el
nivel buscado. (Los puntos de inicio corresponden a la superficie del terreno).
Nótese que la masa de aire asciende
aunque se mantenga más fría que la
curva de estado, ya que no se trata
de un ascenso convectivo, provocado
por el calor, sino dinámico, forzado
por un obstáculo.
NCA 3.200 m
NIVEL DE CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN (NCC)
Si una masa de aire se calienta suficientemente para desprenderse de la superficie
ascenderá, como ya hemos visto anteriormente. La altura teórica a la que subirá hasta
que condense es el NCC. El NCC es la altura mínima a la que esto puede ocurrir. La
temperatura de esta masa de aire descenderá adiabáticamente, 1º cada 100 m.
Para encontrar el NCC partimos del inicio de la curva de puntos de rocío y trazamos una
paralela a las rectas cortas hasta encontrar la curva de estado. Nuevamente hay que
tener en cuenta que es un nivel teórico y que, según las condiciones, se alcanzará o no. En
el ejemplo representado es prácticamente imposible.
El NCC representa la altura de la base
de los cúmulos formados únicamente
por calentamiento de la superficie.
NCC 5.800 m
NIVEL DE CONVECCIÓN LIBRE (NCL)
Sabemos que una masa de aire más cálido que el circundante tiende a ascender, pero
¿puede ascender una masa de aire más frío que el circundante? Sí, empujada por el viento
sobre una ladera, cadena montañosa o levantada por un frente. Una masa de aire así
elevada puede llegar a un nivel en el que el aire circundante sea más frío e iniciar un
ascenso convectivo. La altura teórica a la que esto ocurre es el NCL.
Para encontrar el NCL calculamos primero el NCA. Desde este nivel trazamos una curva
paralela a las líneas del gradiente saturado. Donde esta curva corte a la curva de estado
tendremos el NCL.
NCL 7.500 m
NCA 3.200 m
TEMPERATURA DE CONVECCIÓN
Se entiende por convección el intercambio de calor entre dos fluidos, en este caso dos
masas de aire de diferente temperatura. Cuando una burbuja de aire más caliente que el
entorno asciende, lo hace adiabáticamente, es decir, sin intercambio de calor. En cambio,
al alcanzar el NCC se satura, y la condensación cede calor al aire circundante. En este
momento se inicia la convección.
Por lo tanto una burbuja de aire debe calentarse lo suficiente para alcanzar el NCC e
iniciar la convección. Para calcular la temperatura que debe alcanzar dicha burbuja
debemos primero hallar el NCC, como se hizo anteriormente.
Desde el NCC bajamos una paralela a
la adiabática seca hasta la superficie.
En el ejemplo aproximadamente 36º.
A no ser que se alcance esta
temperatura el aire no
llegará al NCC y no habrá
convección, aunque sí puede
haber térmicas.
NCC
36º
ESTABILIDAD E INESTABILIDAD
Una atmósfera estática es, por definición, estable. Si los movimientos son sólo
horizontales también se considera estable, por lo que la inestabilidad necesita de
movimientos verticales. Que haya térmicas no necesariamente significa que haya
inestabilidad atmosférica, hay que estudiar la atmósfera en sus distintas capas para
determinar el grado de estabilidad o inestabilidad.
ESTABILIDAD
20º 15º
NIVEL DE
EQUILIBRIO
15º
Si una burbuja es elevada y su temperatura es menor que
el aire circundante, será más densa y tenderá a regresar a
su posición inicial o nivel de equilibrio.
15º
Igualmente una burbuja que, impulsada hacia abajo, tenga
una temperatura mayor que el aire circundante, será
menos densa y tenderá a ascender a su posición inicial.
ESTABILIDAD NEUTRA
Si la temperatura de la burbuja desplazada es igual que el
aire circundante, su densidad será similar y tenderá a
permanecer en el mismo nivel al que se desplazó.
10º 15º
La atmósfera es entonces neutra o indiferente.
ESTABILIDAD E INESTABILIDAD
INESTABILIDAD
Si una burbuja es elevada y su temperatura es mayor que el
aire circundante, será menos densa y acelerará hacia arriba,
lejos de su nivel original.
De la misma forma, si la burbuja desciende y su
temperatura es menor que el ambiente, acelerará hacia
abajo. En ambos casos la atmósfera es inestable.
10º
15º
20º
Razones para que una masa de aire ascienda o descienda
pueden ser: calentamiento del terreno, frente frío que
levanta aire más cálido, cadena montañosa, aire frío en
altura, enfriamiento por la caída de la noche…
Para determinar el grado de estabilidad/inestabilidad real
hay que estudiar la atmósfera a todos los niveles. Puede
existir una capa estable (inversión) y sobre o bajo ésta otra
inestable. Una burbuja puede ser empujada hacia arriba
desde una capa estable hasta otra inestable…
Precisamente esto nos lo dirá la curva de estado.
ESTABILIDAD E INESTABILIDAD
Vemos ahora cómo determinar la estabilidad de cada capa a través de la curva de estado,
teniendo en cuenta especialmente lo explicado en las diapositivas 13ª y 14ª.
Si una burbuja se eleva siendo T su temperatura
inicial, ésta irá bajando según la adiabática seca
hasta Ts, momento en que condensará su
humedad, siguiendo la adiabática saturada.
En el ejemplo la temperatura de la burbuja es
siempre más baja que la de la curva de estado
(temperatura ambiente), luego el aire es más
denso y tenderá a ralentizarse. Esta situación
es por tanto, estable.
Ts
T
Configuración de atmósfera estable
Conclusión: cuando la curva de estado es más “vertical” que la adiabática seca y que la
saturada, la atmósfera, en esa capa, es completamente estable. Esto no significa que no
pueda haber ascendencias térmicas, sino que, según su potencia, tenderán a equilibrarse
antes o después, eso sí, siendo las condiciones poco propicias para el vuelo térmico.
ESTABILIDAD E INESTABILIDAD
De nuevo tenemos una burbuja que se eleva siendo T su temperatura inicial, irá bajando
según la adiabática seca hasta Ts, y condensará su humedad, siguiendo ahora la
adiabática saturada.
En esta caso la temperatura de la burbuja se
mantiene siempre más caliente que la del aire
circundante, representado por la curva de
estado, siendo el aire menos denso.
En estas condiciones la burbuja tendería
siempre a subir acelerando, siendo esta
situación absolutamente inestable.
La
inestabilidad absoluta se da rara vez,
especialmente por calentamiento solar de la
superficie y en capas estrechas.
Ts
T
Configuración de atmósfera absolutamente inestable
Conclusión: cuando la curva de estado es menos “vertical” que la adiabática seca, la
atmósfera, en esa capa, es completamente inestable. Esta situación en el suelo genera
térmicas. Según diferentes parámetros se desprenderán antes o después, con un menor o
mayor almacenamiento de energía y resultando menos o más potentes.
ESTABILIDAD E INESTABILIDAD
De nuevo tenemos una burbuja que se eleva siendo T su temperatura inicial, irá bajando
según la adiabática seca hasta Ts, y condensará su humedad, siguiendo ahora la
adiabática saturada.
Ahora hay una diferencia respecto a los casos
anteriores: la burbuja es más fría que el
ambiente hasta T2, luego hasta este punto la
atmósfera es estable.
A partir de T2 la burbuja es más cálida que el
ambiente, por lo que la atmósfera es inestable.
El punto T2 es el ya conocido NCL. En estas
condiciones la atmósfera es condicionalmente
inestable: mientras la burbuja no se sature será
estable; si se satura y sobrepasa el NCL se
vuelve inestable.
T2=NCL
Ts
T
Configuración de atmósfera condicionalmente inestable
Conclusión: cuando la atmósfera es condicionalmente inestable la curva de estado será
más “vertical” que la adiabática seca pero menos que la saturada. Esto no significa
necesariamente que la atmósfera se vaya a volver inestable; para ello debe saturarse
y esto dependerá de la humedad que contenga.
ATMÓSFERA NEUTRA O INDIFERENTE
Si un sondeo nos da una curva de estado paralela a una adiabática seca, una burbuja no
saturada de temperatura inicial T que se desplace hacia arriba, bajará su temperatura al
mismo ritmo que lo hace el ambiente
circundante. Así pues, tendrá la misma
temperatura que el aire que la rodea y tenderá
a permanecer en el lugar al que se desplazó.
Si el sondeo es paralelo a una adiabática
saturada ocurrirá lo mismo pero con una
burbuja cuya humedad haya condensado. En
ambos casos decimos que la burbuja está n
equilibrio neutro o indiferente respecto al
ambiente circundante.
T
Configuración de atmósfera neutra o indiferente
Conclusión: en estas condiciones, si una burbuja se calienta y se desprende, se irá
enfriando al mismo ritmo que el sondeo, luego se mantendrá siempre más cálida y la
diferencia de temperatura con el ambiente será siempre la misma. La térmica
asciende siempre al mismo ritmo y se mantiene así hasta que alcanza una
capa con condiciones distintas.
GRADIENTE ISOTÉRMICO
Si la curva de estado mantiene la misma temperatura estamos en el caso de un gradiente
isotérmico. El gradiente isotérmico es un caso particular de atmósfera estable. El sondeo
seguirá exactamente una línea de temperatura,
en el ejemplo unos 8º.
INVERSIÓN TÉRMICA
Si la temperatura aumenta con la altitud
estamos en el caso de una inversión térmica;
ya que en una atmósfera estándar la
temperatura disminuye con la altura el hecho
de que aumente se considera inversión. Al igual
que en el caso anterior, este es un caso de
atmósfera estable.
T
Gradiente isotérmico
Inversión térmica
Conclusión: los tramos de la curva de estado que son tanto o más inclinados que las
isotermas presentan en esas zonas una fuerte estabilidad. Si son capas estrechas
podrían ser atravesadas por térmicas potentes o deshacerse a lo largo del día. Si
son anchas suponen una segura tapadera donde mueren las térmicas.