Pronóstico a corto plazo
CIAAC
Profesor:
Marcial Orlando Delgado D
Estabilidad de la atmósfera
• La estabilidad de la atmósfera va a
depender de los cambios de temperatura
de la atmósfera con la altura con los
experimentados por una parcela de aire
que es forzada a moverse en el seno de
esa atmósfera.
• Para determinar la estabilidad de la
atmósfera se puede hacer por capas:
Estabilidad e Inestabilidad.
Una capa es absolutamente estable si el cambio de T con la altura, Γ, es
menor que el cambio que experimenta la parcela de aire siguiendo la
adiabática saturada de gradiente Γs (notar que si lo es respecto a la
adiabática saturada también lo será respecto a la adiabática seca porque Γd
> Γ s).
• Para determinarlo sobre un diagrama, hay que localizar la adiabática
saturada que pasa por el punto que representa el estado de la parte inferior
de la capa de aire a considerar, y comparar la temperatura que tendría una
parcela de aire si evolucionase según la adiabática saturada hasta el nivel
superior de esa capa de aire, con la temperatura real que tiene la atmósfera
en la parte superior de la capa. Si la T de la parte superior de la capa es
mayor que la correspondiente temperatura de la parcela de aire, el cambio
de temperatura dentro de la capa es menor que el debido a un enfriamiento
en un proceso adiabático saturado, y la capa es estable.
• Una capa es absolutamente inestable si el cambio de T con la altura es
mayor que el cambio que experimenta una parcela de aire siguiendo la
adiabática seca correspondiente de gradiente Γd. Para ello, la T de la parte
superior de la capa ha de ser menor que la temperatura que tendría la
parcela de aire que evolucionase según la adiabática seca desde la parte
inferior de la capa hasta la altura a la que se encuentra la parte superior de
la capa. Esta condición es infrecuente pero puede ocurrir en el desierto
donde la capa de aire es intensamente calentada por debajo.
Inestabilidad Condicional
• Una capa es condicionalmente inestable si el
gradiente ambiental Γ, es decir, el cambio de T
con la altura, se encuentra entre Γd y Γs.
• En el diagrama, la T de la parte superior de una
capa condicionalmente inestable será mayor
que la temperatura al proceso adiabático seco
y menor que la temperatura correspondiente al
proceso saturado seguido por la parcela desde
la parte inferior de la capa. La estabilidad va a
depender si la parcela está saturada o no; si
está saturada es inestable y será estable si no
está saturada. Para ello es necesario conocer
Ejercicio
• Analizar el estado de la atmósfera a partir de los datos
de un sondeo mediante la ayuda de un
• diagrama termodinámico.
• Usar el diagrama para calcular la humedad de la
atmósfera en cada nivel de presión.
• Determinar la estabilidad atmosférica por capas(1000750Mb, 750-500 y 500-250) y la evolución de una
parcela de aire.
• Localizar la altura de la tropopausa, la existencia de
inversiones, así como la presencia y altura
• de las nubes y la cantidad de agua precipitable a
400mb.
• Agua liquida precipitable= r − rs.
Pronóstico de tormentas y
fenómenos asociados
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Casi todos los procedimientos empleados para evaluar y analizar la estabilidad de
la atmósfera son aplicaciones del método de la parcela: Se supone que una
diminuta parcela de aire cambia adiabáticamente cuando es desplazada en
sentido vertical a corta distancia de su posición original.
Si después de este desplazamiento su T* (Temperatura virtual) es mayor que la de
la atmósfera que la rodea, la parcela estará sujeta a una fuerza ascensional
positiva y por lo tanto será acelerada aún más hacia arriba. En cambio, si su T* es
menor que la de la atmósfera circundante, la parcela será más densa que su
entorno y estará sujeta a una fuerza ascensional negativa. Se verá frenada y
retornará a su posición inicial o de equilibrio.
El primer paso en el pronóstico de tormentas es (para el caso de tormentas
frontales u orográficas) la determinación del NCC, el NCA, el NLC y las áreas de
energía positiva y negativa. Un área negativa es la zona del termodiagrama
limitada por la curva de temperatura, la adiabática seca desde el punto de
superficie hasta el nivel de condensación por ascenso (NCA) y la adiabática
saturada a partir del NCA hasta la intersección con la curva de temperatura del
sondeo nuevamente (llamado este punto NLC). Un área positiva es la zona del
emagrama, a la derecha de la curva de temperatura, limitada por esa curva y la
adiabática saturada que se extiende hacia arriba desde el nivel de libre convección
(NLC).
• Si se espera ascenso por convección, el área negativa estará
limitada por la curva de temperatura, la relación de mezcla media y
una adiabática seca. Se opta por la relación de mezcla media
porque las parcelas cercanas a la superficie son afectadas por la
actividad convectiva. La práctica habitual es tomar un promedio de
la relación de mezcla para una capa de 100 mb sobre la superficie o
el promedio de la capa húmeda si ésta es menor de 100 mb. EL
nivel así determinado se llama NCC. Hacia abajo del NCC, entre la
curva de temperatura y la adiabática seca que pasa por ese punto
el área es negativa. Representa la energía que habrá de
suministrarse a la parcela para que se eleve desde el nivel de
superficie hasta el nivel donde continuará elevándose sin energía
suplementaria de una fuente externa. Nótese que en este caso el
área negativa está a la derecha de la curva de Temperatura en
lugar de a la izquierda. El área positiva, en una situación de
ascenso convectivo es la zona a la derecha de la curva de
temperatura, limitada por ésta y la adiabática saturada que se
extiende desde el NCC.
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Si se espera ascenso por convección, el área negativa estará limitada por
la curva de temperatura, la relación de mezcla media y una adiabática
seca.
Se opta por la relación de mezcla media porque las parcelas cercanas a la
superficie son afectadas por la actividad convectiva. Habitualmente se toma
un promedio de la relación de mezcla para una capa de 100 mb sobre la
superficie o el promedio de la capa húmeda si ésta es menor de 100 mb.
EL nivel así determinado se llama NCC. Hacia abajo del NCC, entre la
curva de temperatura y la adiabática seca que pasa por ese punto el área
es negativa. Representa la energía que habrá de suministrarse a la parcela
para que se eleve desde el nivel de superficie hasta el nivel donde
continuará elevándose sin energía suplementaria de una fuente externa.
Nótese que en este caso el área negativa está a la derecha de la curva de
Temperatura en lugar de a la izquierda. El área positiva, en una situación
de ascenso convectivo es la zona a la derecha de la curva de temperatura,
limitada por ésta y la adiabática saturada que se extiende desde el NCC.
Formación de nubes por
calentamiento desde abajo
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Una vez obtenido el NCC, el paso siguiente es calcular la temperatura de convección. Es
decir la temperatura que se debe alcanzar para que comience la formación de nubes
convectivas por calentamiento solar de aire adyacente a la superficie. El procedimiento
para obtenerla es bajar desde el NCC por una adiabática seca hasta la presión de
superficie. La temperatura leída en este punto es la temperatura de convección (muy
similar a la máxima del día).
Para determinar la posibilidad de tormenta con éste método deben darse las
siguientes condiciones:
Debe haber suficiente calentamiento
La parcela debe alcanzar el nivel de cristales de hielo, pues se cree que estos son el
desencadenante del comienzo de la precipitación (aproximadamente -10ºC)
El área positiva debe superar al área negativa. Cuanto más la supere mayor será la
probabilidad de tormentas
Debe haber suficiente humedad en la tropósfera baja.
Las condiciones climáticas y la época del año deben ser favorables.
No deberá haber inversiones en los niveles bajos o deberán ser suaves.
Si a lo largo del sondeo hay áreas alternativamente positivas y negativas y la suma de las
primeras supera a la de las negativas, las tormentas son posibles pero no probables. Es
posible determinar el tope de la nube convectiva teniendo en cuenta que se extenderá
más allá del tope del área positiva a una distancia igual a 1/3 de la altura del área positiva.
LaFormación de nubes por
ascenso mecánico (por frentes u
orografía)
• En este caso trabajamos con el NCA y NLC.
• EL NCA es la altura a la cual una parcela ascendida por una
adiabática seca se satura (siempre está debajo del NCC).
• El NLC es la altura a la cual una parcela de aire, ascendida por una
adiabática seca hasta su saturación y luego por una adiabática
saturada, comienza a ser por primera vez más caliente que el aire
que la rodea. La parcela seguirá elevándose libremente por sobre
ese nivel hasta enfriarse más que el aire de su entorno.
• Para determinar la posibilidad de tormentas por este método
han de darse las siguientes condiciones:
• El área positiva debe superar el área negativa. Cuanto más la
supere mayor será la probabilidad de tormentas.
• Debe haber suficiente ascenso para que la parcela se eleve al NLC
(para conocer cuán grande será el ascenso se emplea la pendiente
frontal o de las barreras orográficas)
• La parcela debe alcanzar el nivel de formación de cristales de hielo
Indicios de inestabilidad a partir
de la curva de θw de bulbo
húmedo.
• Trazar la curva de øw (temperatura potencial de
bulbo húmedo). En los casos en que esta
temperatura aumenta con la altura (se inclina la
curva hacia la derecha), la capa es
convectivamente estable. Si la curva de øw se
inclina hacia la izquierda (disminuye con la
altura), la capa es convectivamente inestable.
• Si el sondeo trazado en el termodiagrama no
corta las adiabáticas saturadas, no es probable
que se produzcan tormentas.
Temperatura potencial del bulbo
húmedo
Método gráfico de Bailey
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El primer paso consiste en eliminar las áreas del sondeo que presentan
humedades inadecuadas. Esto se efectúa con los seis pasos siguientes, cada
uno de ellos suficiente para dar un pronóstico de no tormentas:
Depresión del punto de rocío de 13ºC o mayor en cualquiera de los niveles desde
850mb hasta 700mb
Suma de las depresiones del punto de rocío de 28ºC o mayor entre los niveles de
700 y 600 mb.
Advección seca o fría en los niveles bajos
Punto de rocío en la superficie de 15.5ºC o menor, a las 7:30 hora local, sin aumento
sustancil previsto antes de las primeras horas de la tarde.
Gradiente de 21ºC o menor ebtre 850 y 500 mb.
Un nivel de congelamiento debajo de 3600m en un flujo ciclónico inestable sólo
produce chaparrones ligeros.
Luego de eliminadas una o más de las seis condiciones anteriores, se emplean los
siguientes parámetros:
El gradiente entre 850 y 500 mb (ejemplo: si la temperatura en 850 mb fuera de
15ºC y la de 500 mb fuera -10ºC, este parámetro sería igual 25ºC)
La suma de las depresiones del punto de rocío a 700 y 600 mb en ºC.
Estos son los valores empleados como argumentos en el gráfico. A corresponde a
tormentas aisladas con probabilidad de 12 a 1 de que por lo menos en uno de los
pluviómetros de la red se registren lluvias. B corresponde a tormentas dispersas,
con una probabilidad de que se registren lluvias de 4 a 1. C es de no precipitación.
• Existe una condición
posterior para el
desarrollo de tormentas y
esta es la ausencia de
una gran cortante
anticiclónica de viento
medida a 850 mb.
Ninguna cortante
horizontal a ese nivel
debe superar los 20
nudos en 400 Km,
medida desde la estación
del sondeo hacia la baja
presión.
Índice de Showalter
• Se calcula mediante la diferencia entre la temperatura
registrada por el sondeo en 500 mb (T500) y la
temperatura de la parcela en 850 mb que fuera llevada
adiabáticamente hasta 500 mb.
• Desde la T de 850 mb se continúa por la adiabática seca
hasta alcanzar el NCA.
• Desde el NCA se continúa por la adiabática saturada
hasta los 500 mb. A la temperatura de ese punto se la
denomina T'.
• La diferencia T500 - T' con su signo, es el índice
Showalter. Este índice es positivo cuando T' está a la
izquierda de la curva de sondeo; los valores positivos
indican mayor estabilidad. No es significativo este índice
si hay una inversión entre 850 y 500 mb.
Índice de Showalter
• Menor que +3 Probables
chaparrones, cabe
esperar tormentas en el
área
• Entre +1 y -2 La
probabilidad de
tormentas aumenta
rápidamente
• Menor que -3 Tormentas
violentas
• Menor que -6 Ocurrencia
de tornados
Índice Showalter modificado o
de elevación
• La elección arbitraria del nivel de 850 mb hace que el índice
Showalter sea difícil de usar en los casos donde hay una inversión
o una rápida caída de la humedad.
• Para evitar esta dificultad se recurre a una modificación . Para
evaluarlo se toma la relación de mezcla media por debajo de los
1000 metros, mediante el método de igualación de áreas.
• Se determina entonces la temperatura potencial media para la capa
de 1000 metros en el momento de la convección, pronosticando la
temperatura máxima de la tarde y suponiendo que a través de la
capa de 1000 metros prevalecerá un gradiente adiabático seco. Con
estos valores medios se localiza el NCA y se extiende hasta los 500
mb la adiabática saturada que pasa por él. La temperatura de 500
mb así determinada se supone que es la de la corriente ascendente
dentro de la nube, si esta se desarrolla. La diferencia algebraica
entre la temperatura del entorno y la de la parcela ascendente a 500
mb define el índice de elevación, que generalmente es menor que el
Showalter.
Índice de Fawbush-Miller
• Este índice requiere el uso de una capa húmeda de
superficie. Esta capa húmeda se define como un estrato
de superficie cuyo límite superior es una superficie de
presión donde la humedad relativa es inferior al 65%. Si
su existencia vertical excede los 2000 metros, se usa
sólo la capa de los 150 mb más bajos para determinar la
temperatura media del bulbo húmedo de la "capa
húmeda". Los sondeos contienen a veces capas secas
poco profundas dentro de esta "capa húmeda", tal como,
los 30 mb más bajos o en la capa superior de una
inversión en superficie; en tal caso se supone que la
mezcla por convección normal borrará tal capa seca y
las capas secas se identificarán con la "capa húmeda".
Índice de Fawbush-Miller
• 1 Se calcula la humedad relativa para diversos puntos en la parte
más baja del sondeo para identificar la "capa húmeda".
• 2 Dibujada la curva de Tw para la capa húmeda, se dibuja una recta
que divida a esta curva en dos partes aproximadamente iguales
(Promedio de Tw de la capa) Llamaremos M al valor de la isoterma
en el punto medio.
• 3 Desde el punto M, determinado en el paso 2, se levanta una
paralela a las adiabáticas saturadas hasta los 500 mb y se resta el
valor T' de esta posición al valor de T500 del sondeo.
• 4 El valor de la diferencia, con su signo, es el valor numérico del
índice de Fawbush-Miller. Los valores positivos indican estabilidad y
los negativos inestabilidad. Los valores del índice SH y el IFM son
similares, excepto cuando existe una inversión por subsidencia
debajo de los 850 mb, o la humedad de 850mb no es representativa
de la capa.
• Si el IFM es mayor
que -1
=>Relativamente
estable.
• Si el IFM está entre -2
y6
=>Moderadamente
inestable.
• Si el IFM es menor
que -6=>Fuertemente
inestable
Índice de Martin
• Este índice pretende ser el más sensible a la humedad
de los niveles bajos. Se lo calcula dibujando la
adiabática saturada que corta la curva del sondeo en
500 mb. Luego se encuentra la intersección de esta
línea con la del gradiente de saturación que coincide con
el mayor valor del gradiente térmico vertical del sondeo.
Desde esta intersección se dibuja una adiabática seca
que intercepte la isobara de 850 mb; luego se resta
algebraicamente la temperatura T 850mb del sondeo de
la obtenida de la última intersección. El número
resultante es el índice Martin, y los valores se gradúan
como en el índice Showalter. Con turbulencia baja muy
marcada o con una inversión de subsidencia, la altura
de referencia se toma en el nivel de la base de la
inversión en lugar de los 850 mb.
Índice K de R.M. Whiting
• Este método combina numéricamente, por medio de un
sondeo, el gradiente térmico vertical, el contenido de
humedad de la baja atmósfera y la extensión vertical de
la capa húmeda. El índice que se obtiene a partir de una
combinación aritmética T500, T850, Td850, T700 y
Td700, se denomina K y se computa de la siguiente
manera:
• K = (T850 - T500) + Td850 - (T700 -Td700)
• Los resultados obtenidos pueden ser volcados en cartas
sinópticas y analizados como un campo escalar
cualquiera, correlacionándolos con la situación sinóptica
sobre la base de la siguiente tabla obtenida por Whiting
Índice K de R.M. Whiting
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Valor de K Probabilidad de tormentas
K<20
Ninguna
20<=K<25 Tormentas aisladas
25<=K<30 Tormentas ampliamente dispersas
30<=K<35 Tormentas dispersas
35<=K
Numerosas tormentas
Lifted Index
• Se obtiene promediando la temperatura
potencial y la relación de mezcla de la
capa de 100 mb más baja de la atmósfera.
La parcela con esta característica se eleva
adiabáticamente hasta el nivel de 500 mb,
y su temperatura a este nivel se la resta a
la del sondeo (T500).
Lifted Index
• Diferencia mayor de 4ºC Muy estable.
• De 4ºC a 0ºC
Estable
• De 0ºC a -4ºC
Inestable. Posibilidad
de granizo.
• Menor que -4ºC
Fuertemente inestable.
• inferior a -6ºC,
probable formación de
tornados
Pronóstico de dirección y
desplazamiento de las tormentas
• Un estudio revela que en el hemisferio sur las
grandes tormentas convectivas de lluvia
muestran una marcada tendencia a moverse a
la izquierda de la dirección del viento en la capa
de nubes medias (desde 850mb a 500mb) (o el
viento de 700mb) con una desviación
sistemática de cerca de 25º a la izquierda del
flujo. EL mismo trabajo revela que el 82% de las
tormentas se desplazan dentro de +- 10 nudos
de una velocidad media de 32 Kt.
Pronóstico de ráfagas máximas
método USAF
• En el desarrollo de esta técnica se observó que
la temperatura con que las fuertes corrientes
descendentes, asociadas a una tormenta,
alcanzan la superficie, es muy cercana a la
temperatura (en ese nivel) de la adiabática
saturada que pasa por la intersección de la
curva de bulbo húmedo con la isoterma de 0ºC.
La diferencia entre esta temperatura y la del aire
en superficie está relacionada con las ráfagas
máximas de vientos en superficie asociadas a
las tormentas.
Procedimiento
• 1) Trazar sobre un termodiagrama el sondeo con las curvas de
temperatura y punto de rocío y construir luego la curva de
bulbo húmedo.
• 2) Encontrar el punto donde la curva de bulbo húmedo corta la
isoterma de 0ºC y trazar hacia abajo una adiabática saturada
hasta el nivel de superficie.
• 3) Determinar la diferencia entre la temperatura del aire en
superficie y la obtenida en el paso 2). Sustraer simplemente la
temperatura de la descendente de la temperatura en superficie.
• 4) Con ese valor ingresar al gráfico y determinar la velocidad
máxima del viento ubicando el valor de la temperatura sobre la
absisa y leyendo luego la velocidad máxima de la ráfaga sobre
la ordenada. Esta velocidad se lee a los 5 nudos más
próximos.
Pronóstico de nieblas y stratus
Para la formación de nieblas y stratus
es condición que el aire esté
sobresaturado.
Esto se produce por dos procesos o
su combinación: enfriamiento del aire,
que hace bajar su temperatura hasta
el punto de rocío; y agregando
humedad al aire (por evaporación de
lluvia caída, o por el pasaje de una
masa sobre una superficie húmeda).
Cuando el aire alcanza su
sobresaturación, el exceso de
humedad se condensa en diminutas
partículas de agua lo suficientemente
pequeñas para permanecer
suspendidas.
Si se forman próximas a la superficie
es una niebla; si lo hace por encima de
los 15 metros, se obtiene un stratus.
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Se usa el termodiagrama en el
pronóstico de nieblas y stratus sin
extendernos en todos los factores que
posibilitan la formación de nieblas. Sólo
haremos mención de ellos, y son: 1)La
situación sinóptica particular (sistemas
frontales, tipos de masas de aire, etc.).
2) La época del año,
3) La climatología de la estación.
4) La estabilidad de los gradientes.
5) El enfriamiento esperado (depende de
la composición del suelo, la vegetación,
la nubosidad y otros factores).
6 La velocidad del viento.
7) La temperatura de rocío
8) La trayectoria del aire sobre tipos
favorables de superficies subyacentes
(por dónde se está desplazando la masa
de aire, si lo ha hecho por grandes
extensiones de agua, etc.) .
Determinación de la altura de la
niebla
• Un sondeo de altura tomado con niebla, revelará una
inversión en superficie.
• La niebla no se extenderá necesariamente hasta el tope
de la inversión. Si en ese tope la temperatura y el punto
de rocío tienen el mismo valor, cabe suponer que la
niebla se extiende hasta ese nivel. Si no lo tienen, es
posible determinar el espesor de la niebla promediando
la relación de mezcla en superficie con la relación de
mezcla en el tope de la inversión. La intersección de
esta relación de mezcla media con la curva de
temperatura es el tope del manto de niebla.
Método de la adiabática seca:
• Sabiendo que la adiabática seca representa 1ºC
por cada 100 metros. Se sigue por la adiabática
seca desde el nivel en que la relación de mezcla
media corta el sondeo hasta la superficie. Se
calcula la diferencia de temperaturas entre el
punto en que la adiabática seca corta la curva
de relación de mezcla media y la temperatura
de esta adiabática seca al llegar a superficie.
Luego se hace la proporción 1/100 = Dif de
temperaturas/X, entonces X = Dif de T x 100
Disipación de la niebla
• Para saber a qué temperatura se disipará la niebla, se
traza sobre el termodiagrama una adiabática seca a
partir de la intersección de la relación de mezcla media y
la curva de temperatura hasta el nivel de superficie. La
temperatura de la adiabática seca en superficie es la
temperatura necesaria para una disipación completa y
es conocida por el nombre de "temperatura crítica".
• Hay que tener en cuenta que nieblas de gran espesor o
capas múltiples de nubes pueden demorar el
calentamiento matutino del suelo, y este es el
calentamiento que contribuye a la disipación de la
niebla.
Determinación de la base y el
tope de una capa de stratus
• Determinar la relación de mezcla representativa
entre la superficie y la base de la inversión
• Proyectar esta línea de relación de mezcla hacia
arriba a través del sondeo
• La intersección de la línea de relación de
mezcla media con la curva de temperatura da la
base aproximada y el tope máximo de la capa
de stratus. Para conocer la altura se aplica el
método desarrollado anteriormente en el caso
de nieblas.
Determinación de las
temperaturas de disipación del
stratus
• A partir de la base del stratus seguir por una adiabática seca
hasta el nivel de superficie. La temperatura de la adiabática
seca en superficie es la temperatura necesaria para que
comience la disipación.
• A partir del tope del stratus, seguir por la adiabática seca
hasta el nivel de superficie. La temperatura de esa
adiabática seca en superficie es la temperatura que se ha de
alcanzar para que se complete la disipación.
• Si no existieran encima del stratus nubes significativas, se
puede pronosticar la hora de la disipación de la capa a un
promedio de 110m por hora de calentamiento. De esta
manera se puede estimar las horas de calentamiento
necesarias para disipar un stratus de un espesor
determinado.
Pronóstico de nieblas de
advección sobre el océano:
• En ausencia de datos efectivos de temperatura y punto de rocío y con
un anticiclón estacionario, el método es el siguiente:
• Escoger un punto sobre una isobara que pase por la mayor temperatura
del agua de mar. Suponer que allí la temperatura del aire es igual a la
del mar y que tiene un punto de rocío dos grados inferior.
• Encontrar el punto sobre la isobara hacia el sur, donde el agua es dos
grados más fría. A partir de allí pueden aparecer nieblas ligeras
aisladas.
• Mediante el termodiagrama, encontrar qué enfriamiento adicional
tendría que producirse para dar un exceso de 0,4 g/kg y 2 g/kg sobre la
saturación. El primero representa el comienzo de una niebla moderada
y el segundo, llovizna.
• Al continuar el aire circulando por el borde del anticiclón alcanzará su
temperatura más baja y a partir de entonces comenzará a subir
nuevamente. La situación será entonces de llovizna hasta que el exceso
se reduzca a 2g/kg y niebla moderada hasta alcanzar los 0,4 g/kg.
Pronóstico de nieblas
orográficas:
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El ascenso de aire por la configuración del terreno causará un enfriamiento adiabático seco a
razón de 10ºC por cada 1000 metros. Si se produce un ascenso adecuado, se formarán
nieblas o stratus. este es esencialmente un fenómeno nocturno, porque por la noche al
enfriamiento adiabático se le agrega el enfriamiento nocturno. El procedimiento es el siguiente:
Determinar el grado de enfriamiento nocturno
Para determinar el grado de enfriamiento orográfico: a) Determinar el número de horas
(aproximado) entre la puesta y la salida del sol
b) Estimar la velocidad del viento esperada para las horas nocturnas
c) Multiplicar a) x b). Esto dará la distancia que se desplazará el viento orográfico durante parte
del día
d) Determinar la diferencia aproximada entre el nivel de la estación y la altura del terreno para
la distancia calculada en c). La diferencia de altura se expresa en miles y décimos de miles de
metros.
e) Multiplicar la diferencia de altura por el gradiente adiabático de enfriamiento.
Sumar la magnitud del enfriamiento orográfico esperado a la del enfriamiento nocturno
esperado para obtener el enfriamiento neto previsto.
Determinar la temperatura y la depresión del punto de rocío a las 15:30 horas en la estación
considerada para la niebla o nubosidad baja. Si se prevé un enfriamiento mayor que la
depresión a las 15:30 horas, se pronosticará niebla o nubosidad baja. La velocidad del viento
será la que determine si es niebla o stratus lo esperado.
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