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Cátedra de Introducción a las Ciencias Atmosféricas
Apuntes Complementarios de las Clases Teóricas
Unidad 4: Estabilidad y desarrollo de nubes
Profesor: Pablo L. Antico
Formación de rocío y escarcha
Se denomina rocío a la condensación de vapor sobre la superficie del suelo, plantas y
cualquier objeto cuya temperatura sea igual o menor al punto de rocío (Td). Ocurre
preferentemente durante noches con cielo despejado, permitiendo el enfriamiento del
suelo por emisión de radiación infrarroja (enfriamiento radiativo), y con viento en calma,
asegurando que el aire más frío permanezca sobre el suelo (estabilidad). Debido a que el
aire es un pobre conductor del calor, únicamente el aire que esté inmediatamente por
encima del suelo será el que adquiera la temperatura de éste. A medida que el suelo se
enfría en forma progresiva durante la noche, la temperatura de la superficie podría
alcanzar el punto de rocío. En este caso, el vapor de agua se condensará sobre las hojas,
tallos, ramas, y todo tipo de objeto que esté a temperatura del suelo, formando una
delgada lámina de agua denominada rocío.
La escarcha es similar al rocío pero en lugar de agua líquida se observa hielo. Puede
formarse de dos maneras: por congelación del rocío, o por deposición. En el primer caso,
se requiere la ocurrencia previa de rocío y el posterior descenso de la temperatura sobre
el suelo hasta por lo menos 0 °C, de manera que el agua líquida del rocío cambie de fase
transformándose en hielo. El segundo tipo de escarcha ocurre cuando el punto de rocío
es inferior a 0 °C. En este caso, si la temperatura disminuye hasta lograr la saturación del
vapor con respecto al hielo, entonces ocurrirá deposición del vapor sobre las superficies
que se encuentren a esa temperatura o menor, dando lugar a la formación de cristales.
Desde el punto de vista meteorológico, se dice que ocurre una helada cuando la
temperatura del aire en superficie (medida en el abrigo meteorológico) es igual o menor a
0 °C. Si la helada ocurre acompañada de formación de escarcha, se la denomina helada
blanca, debido al color del manto de hielo que cubre el suelo. Si ocurre helada sin
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formación de escarcha, se la denomina helada negra, debido al aspecto oscuro de las
hojas a nivel del suelo producto de la necrosis de los tejidos por congelamiento.
Formación de gotas de nube
En la formación del rocío y de la escarcha, se necesitan superficies (suelo, césped,
hojas, etc.) sobre las cuales ocurren condensación y deposición. En el caso de las gotas
de nube, veremos que también existen partículas suspendidas en el aire sobre las cuales
ocurre la condensación.
Figura 1
La curva de equilibrio dada por la ecuación de Clausius-Clapeyron (Fig. 1), se refiere a
un sistema termodinámico consistente en vapor y agua en donde la interfase consiste en
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una superficie plana. Es decir que los valores de presión de vapor de saturación de la
curva corresponden a una presión de vapor de equilibrio con respecto a una superficie
plana de agua. Sin embargo, para que existan gotitas de nube en equilibrio se requieren
presiones de vapor mucho mayores capaces de contrarrestar la tensión superficial que
mantiene al agua unida en forma de gota. Si considerásemos aire puro, o sea sin
partículas sólidas en suspensión (aerosoles), para obtener condensación en forma de
gotitas en suspensión serían necesarias humedades relativas del orden de varios cientos
por cien. Sin embargo, cuando una parcela de aire se eleva hasta alcanzar su nivel de
condensación por ascenso se observa que alcanza la saturación con humedades relativas
próximas al 100%. Por lo tanto, el proceso descripto anteriormente, denominado
nucleación homogénea, no se observa en la atmósfera de nuestro planeta. Entonces,
¿cómo se forman las gotitas de nube? La respuesta viene dada por la presencia de
algunos aerosoles que actúan como núcleos de condensación. Cuando las gotas se
forman a partir de la condensación sobre estas partículas, se habla de un proceso de
nucleación heterogénea. La concentración de los núcleos de condensación en un
volumen de aire se muestra en la Figura 2. Se observa que los núcleos más abundantes
son los denominados pequeños o partículas de Aitken, mientras que los más escasos
resultan ser los denominados núcleos gigantes, conformados en su gran mayoría por
partículas de sal (NaCl).
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Figura 2
Si consideramos nuevamente el efecto de la tensión superficial sobre una gota, se tiene
que a menor radio r (mayor curvatura) la tensión de vapor de equilibrio deberá ser mayor
que a mayor radio (menor curvatura) en cuyo caso la tensión sobre la superficie de la gota
será menor. De hecho, para gotas extremadamente grandes se tendría que r = ∞. Por lo
tanto, para permitir la subsistencia de gotas muy pequeñas, comparables con el tamaño
típico de los núcleos de condensación, se requerirían elevadas tensiones (o presiones) de
vapor de saturación, con humedades relativas muy superiores al 100%. En la atmósfera,
la mayoría de los denominados núcleos grandes y gigantes son partículas de NaCl, el
cual resulta ser soluble en agua. Un soluto al disolverse tiende a disminuir la presión de
vapor de saturación de equilibrio. En un estado de equilibrio, el número de moléculas que
entran en el líquido iguala al número de moléculas que pasan al vapor. En el caso de una
solución, el efecto de la reducción de la tensión de vapor de equilibrio se puede interpretar
mediante el hecho que las moléculas del soluto sobre la superficie líquida desplazan a
algunas moléculas del solvente y ocupan su lugar, con lo cual el número de moléculas
que se requieren para mantener el equilibrio de fase resulta menor que en el caso del
agua pura. Por consiguiente, la presión de vapor de equilibrio resulta menor que en el
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caso de un medio puro. Esto significa que a mayor concentración de la solución, mucho
menor será la presión de equilibrio requerida en comparación con la del medio puro (dada
por la Fig. 1). Para grandes gotas, que hayan crecido a partir de un núcleo higroscópico
(por ej., NaCl) se tiene que la concentración de la solución tiende a cero, ya que la masa
del soluto es constante mientras que la del solvente (H2O) aumenta. Es decir, que a
medida que las gotas adquieren mayor tamaño, la presión de vapor de saturación tiende a
ser la misma que la correspondiente a una interfase conformada por una superficie plana
de agua.
Figura 3
El efecto combinado del radio de la gotita y la disolución del núcleo de condensación se
puede expresar mediante la relación:
e
a b
=1+ − 3
eS
r r
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La Figura 3 muestra la denominada curva de Köhler, que expresa la razón de saturación
de equilibrio en función del tamaño de la gotita de disolución a partir de la fórmula
precedente. Se define la razón de saturación S = e / es(∞). El radio de la gota se
representa como r, mientras que a y b son constantes que dependen de la masa del
soluto y la temperatura. La curva de la Figura 3 muestra que el efecto de la disolución
domina para valores de r pequeños, de manera tal que una gota de disolución muy
pequeña puede permanecer en equilibrio a humedades relativas (HR) inferiores al 100%.
A medida que aumenta la HR, la gotita tenderá a crecer hasta alcanzar un nuevo tamaño
suficientemente grande como para lograr el equilibrio. Este proceso de crecimiento
acompañado de un constante aumento en la HR puede persistir hasta valores superiores
al 100%, pero nunca superiores a la razón de saturación crítica S*. Esta última
corresponde al máximo de la curva de Köhler, con el radio de equilibrio r*. Hasta este
punto de la curva, el crecimiento de una gota es acompañado por un aumento progresivo
de la HR. Cuando la gota incrementa ligeramente su radio, es decir que r > r*, entonces la
razón de saturación necesaria para el equilibrio resulta menor que S*.
Dado que el
entorno se encontraba con una razón de saturación igual a S*, se establece una gradiente
de presión de vapor hacia la gota de manera tal que ésta crecerá sin requerir un aumento
adicional de la razón de saturación del entorno. Mediante este proceso las gotitas pueden
continuar creciendo hasta convertirse en gotitas de nube. Las gotitas con radio menor que
r* pueden crecer únicamente en respuesta a un incremento en la HR y conforman la
bruma. Se dice que un núcleo de condensación está activado cuando la gotita formada
sobre éste alcanza el radio r*. Una vez que supere este tamaño crítico, de acuerdo con la
curva de Köhler puede continuar creciendo indefinidamente. En las nubes este
crecimiento indefinido no ocurre debido a que existe un gran número de gotitas
compitiendo por el vapor, de manera tal que S disminuye apenas se inicia la
condensación.
En la Tabla se muestran valores típicos de radios y sobresaturaciones para gotitas
formadas sobre núcleos de NaCl.
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Formación de cristales de hielo en una nube
Las nubes se pueden clasificar en función de ciertos umbrales de temperatura del aire.
En general, en latitudes medias las nubes de desarrollo vertical alcanzan temperaturas
muy por debajo de 0 ºC. Sin embargo, aún con temperaturas inferiores al punto de
congelación del agua, al tomar una muestra de aire nuboso no se observa la presencia de
cristales cuando la temperatura es superior a –15 ºC. Recién a temperaturas de –20 ºC, la
concentración de cristales se torna apreciable entre las gotas de agua líquida
sobreenfriada (es decir, a temperatura menor que 0 ºC). A estas nubes, con temperaturas
superiores a –20 ºC, se las denomina nubes calientes y están formadas exclusivamente
por gotitas de agua líquida. Este umbral de temperatura se encuentra en promedio a una
altitud de 5500 m. A mayor altura, cuando la temperatura resulta inferior a –20 ºC, los
cristales de hielo son más abundantes aunque su concentración resulta inferior a la de las
gotitas de agua. A estas nubes se las denomina nubes mixtas. Recién cuando la
temperatura es inferior a –40 ºC, se observan exclusivamente cristales, dando lugar a las
denominadas nubes frías. Estas últimas se encuentran en promedio a una altitud superior
a 7600 m.
¿Por qué existen tan pocos cristales dentro de una nube aún cuando la temperatura está
bien por debajo de 0 ºC? Para encontrar la respuesta, es necesario estudiar los procesos
que conducen a la formación de un cristal de hielo en un ambiente nuboso. Supongamos
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que la temperatura en la nube es inferior a 0 ºC. ¿Por qué no se congelan las gotitas de
agua? De manera análoga al proceso de nucleación homogénea, existe también el
concepto de congelación o glaciación homogénea o también denominado proceso de
nucleación homogénea en hielo. Para que este proceso actúe, se requiere que una
suficiente cantidad de moléculas de agua se aglutinen conformando una estructura
cristalina, denominada embrión de hielo. Una vez que los embriones crecen hasta un
cierto tamaño crítico, pueden activarse para dar lugar a la formación de cristales. Pero la
activación de los embriones se logra recién a temperaturas inferiores a –40 ºC.
Justamente este umbral de temperatura es el que define a las nubes frías, de modo que la
glaciación homogénea es un mecanismo viable en la naturaleza para la formación de
cristales de hielo en una nube, al contrario de lo que sucede con la nucleación
homogénea en agua que requiere una elevada sobresaturación. Pero, ¿cómo es posible
la coexistencia de cristales de hielo y gotas de agua sobreenfriada dentro de una nube
mixta, cuya temperatura es superior a –40 ºC? Así como las gotas de agua se forman
sobre núcleos de condensación, los cristales de hielo también se pueden formar sobre
partículas denominadas núcleos de hielo o glaciógenos, dando lugar al proceso de
congelación o glaciación heterogénea. La concentración de núcleos de hielo en la
atmósfera es baja, especialmente a temperaturas superiores a –10 ºC (Fig. 4). Pero a
medida que la temperatura disminuye, una mayor cantidad de partículas se activan como
núcleos glaciógenos. Aunque existe cierta incertidumbre acerca de cuáles son las fuentes
naturales de estos núcleos, se sabe por ejemplo que ciertos minerales de la arcilla, como
la caolinita, se comportan en forma efectiva como núcleos glaciógenos a temperaturas de
–15 ºC. En general, toda partícula cuya estructura se asemeje a la de un cristal de hielo
actuará como núcleo de hielo, como es el caso del ioduro de plata (AgI). Los núcleos de
hielo actúan de diferentes maneras, dando lugar a una clasificación de los mismos de
acuerdo con la génesis del cristal que forman.
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Figura 4 Concentración de núcleos glaciógenos
En síntesis, la respuesta a la pregunta de por qué existen tan pocos cristales en
comparación con las gotitas en una nube mixta, viene dada por la baja concentración de
los núcleos de hielo aún a temperaturas inferiores a –15 ºC y debido a que la glaciación
homogénea requiere temperaturas tan bajas como –40 ºC.
Algunos mecanismos que conducen al desarrollo de nubes
Convección
Ciertas áreas de la superficie de la Tierra absorben más radiación solar que otras, por lo
tanto se calientan más rápido. El aire en contacto con estas zonas calientes se torna más
cálido que el entorno y da lugar a la formación de una térmica. La burbuja de aire caliente
y por lo tanto menos denso que el entorno, se eleva, expande y enfría. A medida que
gana altura, se mezcla con el aire circundante, que se encuentra más seco y a menor
temperatura, de manera que gradualmente la burbuja se va erosionando. Pero antes de
diluirse por completo, es penetrada por una nueva burbuja ascendente logrando entonces
que el aire caliente alcance una altura levemente superior a la inicial. Si este proceso
continúa, podría suceder que en un momento dado el aire ascendente alcance la
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saturación y entonces se forme una nube cumulus. Este nivel es el denominado nivel de
condensación por ascenso (NCA), cuya altura viene dada por la fórmula
Z NCA = 0,12 ( T − Td )
siendo ZNCA la altura del NCA expresada en kilómetros, T y Td la temperatura y
temperatura de rocío evaluadas en superficie.
El crecimiento de las nubes cúmulus está fuertemente influenciado por la estabilidad del
aire. El caso extremo lo constituye una situación de inestabilidad bajo la cual una nube
cúmulus originada como una térmica, podría alcanzar un nivel a partir del cual el aire
ascendente de la nube adquiere aceleración vertical positiva, dando lugar al desarrollo de
una nube de tormenta o cumulonimbus.
Ascenso forzado
Si consideramos un flujo horizontal de aire que se enfrenta a un gran obstáculo, como
por ejemplo una montaña, el aire se verá forzado a pasar por encima de éste. El ascenso
forzado a lo largo de una barrera orográfica se denomina ascenso orográfico. Este
ascenso produce enfriamiento, y si el aire es lo suficientemente húmedo, se forman
nubes, denominadas nubes orográficas. El tipo de nube que se forme dependerá de la
estabilidad y del contenido de humedad del aire. Eventualmente podrían ocurrir
precipitaciones. A sotavento de las montañas, el aire sufrirá un descenso y por
consiguiente un calentamiento. El aire descendente es ahora más seco dado que parte de
la humedad se perdió mediante la precipitación a barlovento. En aquellas regiones en
donde un flujo de aire húmedo persiste sobre una cadena montañosa, suelen observarse
abundantes precipitaciones en las laderas a barlovento y muy escasas a sotavento.
Otro tipo de ascenso forzado ocurre a lo largo de las superficies frontales que separan
dos masas de aire de distinta densidad. En ese caso, el aire caliente (menos denso) es
forzado a elevarse sobre la masa de aire frío (más densa). Dependiendo del contenido de
humedad, podrían formarse nubes y eventualmente precipitación. Al igual que en el
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ascenso orográfico, el tipo de nubes dependerá de la estabilidad y humedad del aire
caliente.
Ascenso generalizado
De la misma forma en que una montaña fuerza al aire a ascender, la convergencia de
aire en los niveles inferiores de la troposfera es capaz de ascender y por consiguiente
formar nubes sobre un área de cientos de kilómetros a la redonda. La causa más común
de este tipo de ascenso está asociada a los ciclones de latitudes medias. Estos últimos
consisten en sistemas de baja presión entorno de los cuales el aire rota y converge hacia
el centro. Debido al principio de conservación de masa, el aire al confluir en el centro del
ciclón desde todas direcciones, no tiene más remedio que ascender. Debido a la
dimensión espacial y el tiempo de vida de estos sistemas meteorológicos, el ascenso
ocurre en forma generalizada sobre una amplia región que se caracteriza por presentar el
cielo cubierto y eventualmente con precipitaciones.