Dinámica de nubes I: Modelos conceptuales de nubes laminares.
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TEMA 6. DINÁMICA DE NUBES LAMINARES 6.1 Consideraciones generales 6.2 Nieblas y estratos en una PBL enfriada desde abajo 6.2.1 Nieblas 6.2.2 Estratos árticos 6.3 Estratos, estratocúmulos y pequeños cúmulos en una PBL calentada desde abajo 6.3.1 Consideraciones generales 6.3.2 Modelo conceptual de una capa mezclada con nubes en el tope 6.3.3 Estructura mesoescalar de las nubes en una capa mezclada 6.4 Nubes cirriformes 6.4.1 Consideraciones generales 6.4.2 Modelo conceptual de cirrus uncinus 6.4.3 Modelo conceptual de cirros procedentes de cumulonimbos 6. Altoestratos y altocúmulos 6.1 Consideraciones generales 1.- Consideraremos aquellas nubes estrechas -> con poca variación de T con la altura 2.- Se excluyen los Ns, ya que provocan precipitación en forma de nieve y lluvia. Las nieblas y estratos se consideran no precipitantes (o de serlo es en forma de llovizna) 3.- El contenido acueso es muy pequeño, normalmente qT < 1g/Kg 4.- Los mov. verticales están 1-10 cm/s 5.- Su extensión vertical es < 1Km (con excepción de algún altoestrato) 6.- Como su extensión vertical es pequeña la condensación no se puede producir sólo por ascensos de aire. Existen otros mecanismos importantes como son la radiación o la mezcla turbulenta. 6.2 Nieblas y estratos en una PBL enfriada desde abajo La causa de la niebla en condiciones muy estables es el enfriamiento del aire húmedo cerca de la superficie del suelo; ya sea por radiación o por conducción. Cuando este aire se enfria suficientemente se forman pequeñas gotas o cristales de hielo. Este mecanismo parece simple pero es bastante complejo. Implica: - procesos microfísicos * nucleación (gran espectro de tamaños y composición) * difusión de vapor * en menor medida colección - procesos a macroescala * redistribución espacial. Estos procesos redistribuyen espacialmentetanto el enfriamiento como las gotas de aire (mov aire turbulento) - radiación En este punto la superficie donde se forma la niebla o estrato es considerablemente más fria que el aire. Existe una gran estabilidad y por lo tanto la turbulencia está minimizada por la estabilidad (pero no llega a ser nula completamente). 6.2.1. Nieblas En el problema de la niebla tanto la termodinámica como la dinámica están muy simplificadas: Ec. termodinámica: se ignora completamente y se reemplaza por la única suposición de que la T media es cte en la escala temporal de interés (aprox ½ hora es el tiempo donde puede haber variaciones). Ec. dinámica (del mov.): el efecto de la turbulencia se reemplaza por un coef. de mezcla cte-> K =4m2s-1 m excepto para la turbulencia, el aire se supone casi en calma, así la ec. del mov. se reemplaza para que las componentes del viento sean constantes ecuación del movimiento -> u , v , w =ctes Por tanto, la ecuación predictiva (es decir, la que varía con el tiempo) es la ecuación de continuidad del agua, que oviamente habrá que representar de una manera explñicita, tomando en consideración tanto el tamaño de las gotas como el tamaño de los núcleos. La distribución de tamaños medios de las gotas viene dada por la sigueinte ecuación: ∂ ni =−N i ∇ v ui d i c iuis i K ∇ 2 ni donde i representa el tamaño de la gota ∂t ∂ ni y que será en el caso de las nieblas: =d i s i K ∇ 2 ni ∂t El efecto de la turbulencia ( K ∇ 2 n i ) vendrá dado por la Teoría K; para las escalas del problema la mezcla de remolinos horizontales (turbulenta horizontal) es tan importante como la vertical y la teoría K se aplica igualmente a la mezcla de remolinos en la horizontal y en la vertical. si: caída de las gotas; hay que considerarla ya que según va evolucionando van adquiriendo un tamaño un poco grande y llegan a tocar suelo. di: representa los términos de difusión y viene dado por mdif. Se desprecia la colección (ci se desprecia = 0) porque la niebla es una capa fina y las velocidades son pequeñas. La ruptura (bi ) también se desprecia (=0) por el tamaño pequeño de las gotas La nucleación (Ni) es prácticamente cero (Ni = 0), porque se supone que todo el vapor de agua que excede la sobresaturación ya ha formado las gotas, o lo que es igual ya la h<100%. La introducción de nuevos núcleos no implica nuevas gotas. Los términos de divergencia y advección serán tambien cero porque el viento medio es cero. Los 3 términos d i , s i y K ∇ 2 ni representan la esencia física del problema. La evolución de la niebla es un juego entre la difusión, la caida de las gotas y la mezcla turbulenta. evolución niebla a esta escala temporal : combinación de difusión + caída + mezcla turbulenta Para ver cómo influyen estos 3 términos veamos un caso real de Evolución de la niebla: Supongamos una niebla con las siguientes características: - espesor = 100 m - ancho = 300 m - h = 100% (equilibrio) - contenido de agua líquida inicial = 0,3 g/m3 - T = 10 ºC - Visibilidad horizontal inicial = 85 m Añadimos núcleos de condensación en una región por la parte superior, con gotas de tamaño mayor a las de la niebla: - gotas entrantes crecen por difusión -> h disminuye ( h < 100%) . La humedad ambiente decrece. - siguen creciendo y caen, mientras las de niebla se evaporan (h < 100% -> mdif<0 ) Veamos lo que ocurre 1 minuto, 4, 18 y 30 min despues: - 1 min: máx de agua líquida donde introducimos las gotas pero cayendo (por peso), además en esa zona h < 100 % por evaporación de las pequeñas y por eso aumenta la visibilidad. - 4 min: máx de agua líquida en superficie, dejando arriba una zona de poca agua líquida y poca humedad y por la tanto de alta visibilidad. Las gotas pequeñas se evaporaron y el vapor de agua se difundio a las grnades que cayeron por su mayor tamaño. - 18 min: Comienza a ser importante el efecto de la turbulencia que redistribuye la visibilidad (vapor y agua líquida) - 30 min: distribución homogénea en la vertical, aunque no en la horizontal. En este caso concreto Km horizontal << Km vertical (que habíamos supuesto análogos en casos generales). Evolución de la niebla a 12-24 horas : Entran en juego otros efectos, como la ecuación de conservación del momento (2º ley Newton) y el 1er pcpio de la termodinámica. Consideremos el caso de una niebla de radiación. La conservación del momento se simplifica ya que el viento está en calma, aunque no completamente ya que existe una ligera turbulencia bastante importante. Entran 3 parámetros físicos: - Enfriamiento radiativo de la superfice (R) - Flujos de calor sensible y latente hacia el suelo (F) que se encuantra más frio. - Turbulencia por conversión de energía cinética del flujo medio. En general, la ecuación de la energía turbulenta depende de 2 términos: B, flotabilidad: causas térmicas (muy pequeña por estabilidad) Cizalla: causas dinámicas (algo de energía turbulenta) El modelo conceptual sería: 1. el enfriamiento radiativo del suelo conduce a la formación de la niebla 2. La difusión de calor latente y sensible hacia el suelo balancea el flujo radiativo neto + los flujos turbulentos hacia arriba de calor latente y sensible c P w ' L ' ; w ' ' El ciclo de esta niebla sería: 1. 2. 3. 4. 5. Se produce una inversión -> altura de la PBL baja El viento geostrófico casi llega al suelo Mayor cizalla del viento -> mayor turbulencia -> mezcla -> más espesor Enfriamiento radiativo (R) -> formación de niebla Las gotas de niebla absorben radiación y la devuelven hacia abajo. El flujo descendente de radiación + turbulencia intensa -> en la parte de abajo desaparece la inversión, la inversión está más alta (salto de la inversión =10m sobre el suelo) 6. La mezcla turbulenta sigue intensificándose -> capa más espesa -> lleva agua líquida a niveles superiores (la niebla se profundiza, pero tiene más agua líquida en niveles superiores) 7. La porción de arriba de la niebla se desacopla de la de abajo y se forma un estrato (estrato + niebla ligera). Se forma una capa sin condensación debido al efecto invernadero del St 8. Calentamiento del suelo debido al sol -> disipación 6.2.2 Estratos árticos La fase fianl de la niebla de radiación es que por calentamiento solar aumenta la T de la superficie y el calentamiento del aire acaba con los St y nieblas. Ahora bien si no existe tal calentamiento solar (ciclo diurno) ambas capas podrían perdurar tras alcanzar un equilibrio. Esto es lo que ocurre en el verano ártico sobre hielo. Se tiene una PBL muy baja y fría (gran estabilidad), el aire del sur que llega sobre la PBL es más cálido y cuando se enfría se produce condensación sobre la PBL. Los St se mantienen constantes representando una cubierta del 80% Estudios teóricos y experimentales muestran que tras alcanzar el estado estacionario (tardan más o menos una semana), el St tiene una estructura laminar (más denso arriba que abajo) 2000 m 0g/kg 0,2 1500 0g/kg 1000 500 0,05 0g/kg 0 0 2 4 6 dia 6.3 Estratos, estratocúmulos y pequeños cúmulos en una PBL calentada desde abajo 6.3.1 Consideraciones generales Se forman en la zona de descarga fría de una vaguada sobre el océano En latitudes medias y altas se forman cuando corrientes de aire frío cruzan la línea de la costa de los continentes fríos y se ponen en contacto con aire cálido del mar que lo rodea Son ejemplo de una PBL para la que el tope es una cubierta nubosa calentada desde abajo Como se calienta desde abajo, es evidente que la PBL será inestable (por eso los pequeños cúmulos) Que se formen St, Sc o pequeños Cu depende del grado de inestabilidad Esta capa límite es un fenómeno a gran escala sobre el océano y tiene mucha importancia sobre el clima mundial (un incremento del 4% en el área global cubierta por estas nubes sería suficiente para compensar los 2-3ºC de incremento de T previsto por el doblamiento del CO2) 6.3.2 Modelo conceptual de una capa bien mezclada con nubes en el tope Inicialemente el aire frío esntra sobre una superficie cálida. Esto produce inestabilidad en la capa de mezcla. Tendremos una PBL con burbujas ascendiendo desde la superficie cálida (sin formación de nubes). Existen fuertes flujos ascendentes tanto de calor latente como de calor sensible (F). Como consecuencia de estos ascensos se produce una fuerte mezcla vertical, ya que los dos términos de energía turbulenta (flotabilidad (B) y cizalla vertical del viento) están favorecidos, con lo cual la capa estará bien mezclada con una e =cte para toda la capa de ∂e espesor “h”. Esta e es menor que la e e por encima -> 0 estabilidad . ∂z La e e mayor produce entrainment (entrada de aire estable al interior de aire inestable desde la capa superior a la inferior) por turbulencia. Esto ayuda a destruir la capa mezclada al mismo tiempo que se va haciendo más alta (aumentando su altura). Al ir incrementándose el tope de estos elementos turbulentos (penachos) puede alcanzarse el NCA y formarse pequeños elementos de nubes por causas térmicas (es una capa de Sc). A medida que el proceso se va generalizando se forma una capa más continua en el tope de esta capa bien mezclada. Se forma así una capa de St. Es en este momento cuando la radiación toma su importancia (efecto invernadero). Esta capa radia hacia abajo y devuelve la radiación que le llega, de forma que se invierte el flujo de calor, minimizando por debajo la flotabilidad y por tanto el flujo turbulento, deteniendo el proceso. Pero dentro de la capa de nubes sigue habiendo un fuerte flujo turbulento tanto por B como por cizalladura de viento, luego continua creciendo su espesor. Finalmente la capa de nubes se rompe. Si no era muy inestable se rompe en Sc o pequeños cúmulos y si era muy inestable en grandes Cu o Cb. ∂e 0 e decrece con h , por entraiment ∂z entran e' menores que las de la nube. Esa burbuja será más pesada que el entorno (flotabilidad La ruptura no es muy conocida. Se cree que cuando negativa), y las corrientes descendentes romperían la capa. 6.3.3 Estructura mesoescalar de las nubes en una capa mezclada Normalmente los Sc se rompen como elementos discretos: calles de nubes , células abiertas o células cerradas, con dimensión horizontal de rango entre 1 a 100km (mesoescala). Los procesos más importantes que provocan que los Sc se rompan de un modo u otro son: cizalla en la PBL inestabilidad térmica en la PBL entraiment por el tope de las nubes CALLES DE NUBES: Se produce cuando existe un punto de inflexión en el perfil de vientos medios.este pinto de inflexión puede ser porue cambie el módulo o porque cambie la dirección del viento con la altura. El efecto de este punto de inflexión es que crea inestabilidad en la PBL y la solución numérica a las líneas de corriente son grandes rollos (se forman grandes rollos). En las ramas ascendentes de estas líneas de corriente (flujos secundarios) se puede alcanzar el NCA y comenzará la formación de nubes; estas son las “calles de nubes”. Si el cambio de perfil de vientos es en el módulo los rollos son perpendiculares a la corriente Si el cambio es en la dirección pueden llegar a ser paralelos FORMAS CELULARES: Normalmente se forman sobre los océanos Estos Sc son de 2 tipos: células abiertas (paredes de nubes que rodean zonas sin nubes) células cerradas (nube sólida rodeada de un espacio sin nube) las células abiertas se forman sobre aguas más cálidas y las cerradas sobre aguas más frías las células abiertas son Cu o pequeños Cb (más inestabilidad) las células cerradas son más estratiformes (más estabilidad) células cerradas células abiertas En principio cabe esperar que en las células abiertas haya movimientos descendentes en el centro y en las cerradas movimientos ascendentes. Las células abiertas tienen tendencia a aparecer sobre aguas más cálidas y las cerradas sobre aguas más frías. Esto indica que las células abiertas (que son Cu y pequeños Cb) se forman cuando la capa de mezcla es bastante inestable y que los flujos de calor latente y sensible desde abajo son lo que las forman (nubes más de tipo convectivo). En cambio las células cerradas son más estratiformes y se forman cuando la capa de mezcla es poco inestable (forma Sc y pequeños Cu). El enfriamiento radiativo es el proceso que prevalece en su formación. 6.4 Nubes cirriformes 6.4.1 Consideraciones generales Son nubes en la troposfera superior, entre -20ºC y -85ºC (agua subenfriada o hielo) Están sometidas a fuerte cizalladura del viento. El fuerte viento puede desplazar a estas nubes altas (como filamentos) a grandes distancias de la génesis del fenómeno Están formadas fundamentalmente de partículas de hielo, aunque algunos elementos convectivos embebidos pueden contener agua subenfriada durante unos minutos El contenido de agua líquida está entre 0,01 y 0,1 g/m3 Los tamaños del hielo están comprendidos entre 50 y 1000 micrómetros, siendo los hábitos más usuales columnas, balas o platos Las w típicas son 0,1-0,2m/s, excepto en las variedades flocus y uncinos que pueden ser de entre 1-2m/s Dimensión vertical: 0,6 km La radiación también juega un papel muy importante, aunque es mucho más complicado que en las Ni y St porque las partículas son más complejas y no difunden isotópicamente Como en todas las capas de nubes, la radiación terrestre desestabiliza la capa enfriándola por arriba y calentándola por abajo En cuanto a la climatología: existen máximos de estas nubes en los trópicos y latitudes medias y mínimos en los subtrópicos -> lo que indica que la mayor parte de las nubes cirriformes tienen su origen en las capas altas de nubes espesas y precipitantes % cubierta 40 30 - EFM satelite 20 10 90S 60 30 0 30 60 90 6.4.2 Modelo conceptual de Ci uncinus Los cirrus uncinus son aquellos en los que se observa un largo filamento de donde viene el viento (uncinus.) Los cirrus flocus son un caso más desarrollado Los spissatus aún más desarrollados uncinus flocus spissatus El modelo conceptua sirve para los tres: - La cabeza del Ci uncinus ocurre en una capa de perfil térmico es aproximadamente adiabático seco entre dos capas estables (una arriba y otra abajo) En la capa adiabática seca el movimiento vertical es del oreden de 1m/s. El aire asciende en una especie de burbuja térmica, alcanza el nivel de condensación y se hace visible la nube. Se genera el hielo que sigue ascendiendo y creciendo hasta que llega al tope de la capa ascendente. Ahí comienza a caer en función de su peso (fuerzas verticales menores que el peso). Al caer va evaporando y enfría el aire circundante (al tomar calor latente de sublimación).La evaporación sigue hasta que no hay más partículas. - La cizalla produce la forma filamentosa y además la capa inestable más la cizalla producen un agujero entre la rama ascendente y descendente de la cabeza. Capa adiab seca En cuanto a la génesis de nuevos elementos de Ci uncinus a partir de antiguos el mecanismo más extendido es el de enfriamiento por evaporación en la capa estable. Se generan movimientos descendentes y ascendentes (turbulencia) y en consecuencia la convección y formación de nuevos elementos 6.4.3 Modelo conceptual de Ci procedentes de Cb Los Ci pueden adquirrir distintas formas: Ci si la parte de arriba del Cb es fina; Cs si es algo más gruesa e incluso As, si el Cb no tienen mucho desarrollo vertical. El modelo conceptual es similar y se les suele llamar “nubes de hielo de salida de un cumulonimbo” El modelo conceptual implica que el aire ascendente procedente del Cb llega a la tropopausa -> no puede ser ascendiendo y diverge; tiene que salir al exterior de la célula convectiva, se va cargando de hielo y fluye en un entorno estable Esta corriente de salida sigue un proceso en dos fases: colapso externo y colapso interno. Veamos en qué consiste y nos fijamos en los cortes de la corriente de salida A y B: - la parte de arriba de la corriente de salida es más densa que el entorno (estabilidad potencial) luego tiende a descender - por contra, la parte de abajo es menos densa (inestabilidad potencial) luego tiende a ascender, haciendo que en la sección B la corriente de salida se estira haciendose más baja y más plana - Posteriormente (tras B) entran en el proceso la radiación (inestabilidad) y el entrainment (estabilidad) en un proceso similar al de la capa bien mezclada de estratos, manteniendo la capa nubosa. Estabilidad potencial B<0 divergencia hielo Bien mezclado Inestabilidad potencial B>0 7.5 Altoestratos y altocúmulos Si son altoestratos y altocúmulos procedentes de la corriente de salida de otras nubes (como Cs procedentes de Cb), por lo que el modelo de formación es similar al de los Ci procedentes de Cb, sólo que a otro nivel y adaptado a nubes con agua líquida. Si no proceden de otras nubes el modelo que siguen es el de capa bien mezclada en el tope, siendo la capa a un nivel más alto. Si hay inestabilidad en la capa se formarán altocúmulos y si has más estabilidad serán altoestratos. Acrónimos ( ¯ ) : promedio ( )': desviación frente al promedio As: altoestrato B: flotabilidad b: ruptura c: recolección Cb: cúmulonimbo Ci: cirro Cs: cirroestrato Cu: cúmulo d: difusión h: humedad relativa K: coeficiente de expansión ṁdif : variación de la masa por difusión N: nucleación n: número de partículas por unidad de volumen Ni: niebla Ns: nimboestrato PBL: capa límite planetaria qT: humedad específica de sustacias acuosa s: sedimentación Sc: estratocúmulo St: estrato T: temperatura t: tiempo u: componente zonal del viento v: componente meridional del viento w: componente vertiical del viento z: altura e: temperatura potencial equivalente Bibliografía Houze, R.A. (1993): Chapter 5, Shallow Layer Clouds. Cloud Dynamics, pags: 139-196. International Geophysics Series, Vol 53. Ed: Academic Press Inc.
