Es sin duda una gran felicidad para mi el poder llegar a las 110 mil visitas en solo 2 años de vida de este blog, a pesar de que aveces subo informacion y otras veces me olvido un poco de el, se que esta siempre a disposición de ustedes lectores para entender este mundo que es mi pasion, la meteorologia es ese espacio unico e interminable de información, conocimiento y admiración por los fenómenos que ocurren en nuestro planeta.
Gracias por seguirme en twitter @Meteorosnet Gracias por seguirme en el blog y por sus mails, sin duda es un aliciente para seguir posteando con mas frecuencia!!!
jueves, 12 de septiembre de 2013
jueves, 27 de junio de 2013
Importancia meteorológica de la noción de escala
Las dimensiones de los fenómenos
meteorológicos son muy variables y van desde los pequeños torbellinos hasta los
fenómenos a escala hemisférica o del globo, pasando por las tormentas y por las
depresiones.
La micrometeorología se
ocupa de los procesos meteorológicos de pequeña escala; el prefijo
"micro", tomado del griego, significa "pequeño"; por lo
tanto, la Micrometeorología se interesa principalmente por fenómenos tales como
la turbulencia o la evaporación, que se producen en las capas vecinos al suelo.
Otros fenómenos tales como
la brisa de mar o las tormentas son objeto de lo Mesometeorologia. El prefijo
"meso" viene también del griego "mesos" que significa
"media". La Mesometeorología se interesa principalmente por los
procesos de dimensiones medias a los que algunas veces se les define como los
aspectos a escala media ("mesoescala") de la circulación general.
Se dice que pertenecen o
la escala sinóptica, las depresiones y los anticiclones que aparecen en los
mapas sinópticos del tiempo. La meteorología sinóptica estudia este tipo de
sistemas.
Finalmente, en los mapas
hemisféricos pueden observarse fenómenos de mayor extensión. Las grandes ondas
y la configuración de la circulación general son fenómenos de escala muy grande
y su estudio lo efectúa la macrometeorología, nombre formado por el prefijo
"macro", del griego "macros" que significa
"grande".
Apartir de este post, estudiaremos algunos de los fenómenos de escala media (Mesoescala) que producen
rigurosas condiciones meteorológicas. Debido a que corrientemente no pueden
detectarse en los mapas sinópticos, a menudo se les califica de locales, sin
que esto signifique que sus efectos sean despreciables. De hecho, uno de los
fenómenos más violentos es el tornado; no obstante, sus efectos están limitados
a una superficie relativamente reducida.
Fenómenos locales violentos
Ciertos fenómenos
meteorológicos frecuentes son demasiado pequeños para poderlos reconocer en los
mapas sinópticos corrientes, aunque sus efectos sean, algunas veces, localmente
importantes. En los post anteriores, ya se ha visto que los vientos locales
entran en esta categoría. Pero también están incluidos en la misma fenómenos
más violentos tales como las tormentas y los tornados.
En las próximas publicaciones se
tratará de las características de los tipos más frecuentes de fuertes tormentas
y de los procesos físicos que les están asociados.
martes, 25 de junio de 2013
Efecto Foëhn
Frecuentemente, sobre las pendientes septentrionales
de los alpes sopla un viento cálido y seco cuyo nombre local es foëhn.
El proceso que lo provoca se manifiesta también en
otros partes del mundo y los meteorólogos han adoptado este nombre local para
designar de manera general los vientos cálidos y secos que se producen en otras
regiones montañosas.
Cuando el aire en su movimiento encuentra una barrera
montañosa, se ve obligado a elevarse y se enfría adiabáticamente. Si su humedad
es suficiente, el vapor de agua puede condensarse en gotitas o, algunas veces,
si la temperatura es baja y existen núcleos de congelación, formar cristales de
hielo.
Durante la formación de la nube, el calor latente
liberado compensa en parte el enfriamiento adiabático y el aire se enfría según
la adiabática saturada (o nubosa) que es más débil. Esta liberación de calor
latente constituye lo esencia del proceso que más tarde dará origen al foëhn.
De la nube orográfica que se forma a barlovento de la
montaña, pueden caer precipitaciones en forma de lluvia o nieve. Estas
precipitaciones reducen la cantidad de agua que queda en el aire que va a
franquear las crestas. Este proceso es también esencial en la formación del
foëhn.
Son pues, dos procesos importantes los que tienen
lugar en el aire ascendente sobre la vertiente a barlovento de la montaña: la
liberación del calor latente que es cedido al aire que asciende y la pérdida de
agua en forma de gotitas o cristales de hielo que lo hacen mas seco de lo que
estaba al principio.
Durante el descenso por la otra vertiente, el aire se
recalienta por compresión adiabática. Las gotitas de agua que contiene la nube
se evaporan y enfrían en el aire, compensando en parte el calentamiento
adiabático. Este calentamiento, más lento, corresponde, pues, al adiabático
saturado.
Pero una parte de las gotitas de agua que se formaron
durante la ascendencia ha dejado ya el aire en forma de precipitación. Entonces
las gotitas que quedaron se evaporan en un descenso más corto y por lo tanto la
base de la nube está más alta a sotavento que a barlovento de la montaña.
Por debajo del nivel de la nube, el aire continúa
descendiendo y se calienta rápidamente según la adiabática seca.
Al llegar al llano, el aire tiene una temperatura
superior a la que tenía antes de franquear lo montaña. Esto es debido a que el
calor latente correspondiente a las precipitaciones ha quedado en el aire,
mientras que el agua precipitada quedó sobre la otra vertiente. El foëhn que
llega a las últimas pendientes de la montaña es, pues, cálido y seco.
La siguiente imagen representa el mecanismo del foëhn. Se
observará que la base de la nube a barlovento de la montaña es más baja. Conviene
recordar que, para que el aire sea seco, es necesario que existan
precipitaciones.
Para ver claramente cómo varía la temperatura en el
curso de la formación del foëhn, véase un ejemplo:
Supóngase que el aire se
eleva a 3 km para franquear la cadena de montañas y que a barlovento la base de
la nube está situado a 1 km sobre el nivel del llano. Supóngase también que se
produce precipitación durante la ascendencia y que en consecuencia la base de
la nube a sotavento se sitúa 1 km más alta que en la otro vertiente.
Suponiendo que la temperatura inicial del aire sea
20°c, que el enfriamiento adiabático seco sea de 10°c por km, que el
enfriamiento adiabático nuboso o saturado sea de 6°c por km y que el
calentamiento tanto en la ascendencia como en el descenso tenga el mismo valor. Se
puede observar que la temperatura del aire se ha elevado como consecuencia de
haber pasado sobre lo montaña.
No todos los vientos de montaña van acompañados de
efecto foëhn. Cuando el aire es demasiado seco para que se forme una nube
orográfica, sufre durante toda la subida una expansión adiabática seca. En el
descenso, la compresión adiabática seca lo calienta exactamente igual que lo
que se enfrió a la subida y por lo tanto recobra su temperatura inicial.
Si se forma una nube orográfica, pero sin
precipitación, la base de la nube tiene la misma altura en las dos vertientes.
Suponiendo que en la anterior imagen no se hubiera producido
precipitación, el lector podrá determinar cómo varía la temperatura en el
descenso.
También podrá comprobar que las variaciones de la
temperatura son las mismas, aunque en sentido inverso, que las sufridas por el
aire a la subida. La temperatura final del aire es igual a su temperatura
inicial. No hay por lo tanto efecto foëhn.
Los vientos locales son los responsables de la mayoría
de las particularidades de los climas en una determinada localidad donde la
superficie de la tierra no sea uniforme. Sus efectos, a menudo, son muy
marcados, particularmente cuando provienen de otros fenómenos meteorológicos.
jueves, 20 de junio de 2013
Brisa de valle (viento anabático)
La brisa de valle resulta del proceso inverso del que
provoca la brisa de montaña. Es un flujo de aire de velocidad moderada que sube
por la pendiente de las montañas o de las colinas cuando el tiempo es cálido.
Con este tiempo, cuando el cielo está claro, las
pendientes se calientan por radiación solar y la temperatura del suelo se hace
más elevada que la del aire. El aire que esté en contacto con el suelo se
calienta a su vez haciéndose más caliente que el que se encuentra al mismo
nivel en la atmósfera libre.
Por lo tanto, el aire calentado, menos denso, tiende a
elevarse y es reemplazado por el aire más frío y más denso que le rodea. Al
elevarse a lo largo de la pendiente, el aire se expande y se enfrío. Si esta
expansión fuese adiabática el movimiento se pararía, pero, en la realidad, al
contacto con la pendiente caliente, se produce un aporte continuo de calor que
compensa el enfriamiento.
En general, la brisa del valle es débil, aunque, en
tiempo soleado, el gradiente de presión resultante de las diferencias de
temperatura pueda ser elevado. En realidad, el aire ascendente tiene siempre
tendencia a separarse de la pendiente para elevarse más rápidamente y formar
movimientos de inestabilidad convectiva.
domingo, 26 de mayo de 2013
Brisa de montaña (viento catabático)
En el
transcurso de las noches claras, el aire se mueve a lo largo de las pendientes
de las colinas o montañas y desciende a los valles donde continúa moviéndose
hasta los llanos.
Este tipo de
flujo se llama brisa de montara. Se establece durante la noche, cuando el suelo
se enfría por radiación.
El aire en
contacto con ese suelo frío se enfría a su vez y se vuelve mas denso que el
aire que le rodea; entonces lo gravedad le obliga a descender por la pendiente
del terreno.
En la siguiente imagen muestra cómo se establece la brisa de montaña.
El
enfriamiento radiativo durante la noche clara baja la temperatura del suelo. Por lo tanto, el aire en contacto con el suelo se enfría por conducción y se
hace más denso que el aire en d en la atmósfera libre. Entonces, por gravedad,
se establece un flujo de aire descendente a lo largo de la pendiente.
De esta
forma, el aire se mueve hacia presiones más elevadas y, si se comprime
adiabáticamente, se calienta y el movimiento cesa. De hecho, el aire permanece
en contacto con el suelo frío y continúo perdiendo calor; por lo tanto, la compresión
no es adiabática y el movimiento continúa.
En general,
la brisa de montaña es bastante débil. Sin embargo, en ciertos casos, cuando la
pendiente es fuerte y lisa, puede alcanzar una fuerza considerable. Esto es lo
que ocurre cuando la superficie está cubierta de nieve o de hielo.
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