Análisis general del Diagrama Skew-T

El diagrama tiene 2 ejes de coordenadas: a la izquierda se ven las presiones (en milibares) y la tabla estadística que le sigue expresa los equivalentes en altura (m). Desde estos puntos parten hacia la derecha unas líneas horizontales que corresponden a las isobaras (puntos de igual presión); en la parte de abajo (eje horizontal) se ve una escala que va de -50 a 40 y que indica la temperatura en grados centígrados. De dichos puntos parten unas líneas gruesas inclinadas hacia la derecha, de color azul, que corresponden a los puntos con igual temperatura (isotermas).

Siguiendo con las líneas que aparecen en el gráfico, se ven unas de color violeta que suben en curva hacia la izquierda, se trata de la adiabática seca.

El aire puede contener mayor o menor concentración de humedad según la temperatura a la que se encuentre (el aire caliente admite mayor concentración que el frío); la proporción entre la cantidad de humedad que tiene un volumen de aire y la máxima que podría admitir se conoce como Humedad Relativa midiéndose en %. Si dicha proporción no llega al 100% se puede decir que el aire no está saturado y si es del 100% será aire saturado.

La adiabática seca, representa la trayectoria que seguiría en la gráfica una partícula de aire no saturado al ascender, su enfriamiento es de unos 0,98 ºC cada 100 metros (o sea aproximadamente 1º cada 100 mts.). Llegados a este punto habría que aclarar que el motivo por el cual el aire caliente asciende es que, con el calor, las moléculas de aire tienden a separarse (expandirse), por tanto éste se vuelve menos denso que el que lo rodea y sube. Esta expansión produce su enfriamiento (el aire no es conductor del calor y por tanto no intercambia su temperatura con el aire que lo rodea, esto es lo que significa el termino adiabático).

En el eje vertical de la derecha se ven unas especies de banderas que indican la velocidad y dirección del viento a distintas alturas. Se puede imaginar una brújula cuyo norte está en la parte de arriba y de cuyo centro parte cada una de dichas banderas, y así deducir la dirección e intensidad del ya que cada raya larga representa 10 nudos, las cortas 5 nudos y las que tienen forma de triángulos, 50 nudos.

Otras líneas de interés son las azules curvas que parten de abajo hacia la izquierda. Se trata de las adiabáticas saturadas. Cuando el aire se satura de humedad (100% de humedad relativa) se enfría y asciende más despacio que si está seco (al contrario que la adiabática seca no es un valor constante, pues la cantidad de vapor de agua que el aire puede contener depende de su temperatura, pero se puede establecer un valor medio de unos 0,6ºC cada 100 mts.). A partir de cierta altura se van acercando a las trayectorias de las adiabáticas secas; esto es debido a que a medida que se van enfriando, la humedad se va condensando en forma de gotitas de vapor de agua, por lo que llega un momento en que el aire vuelve a perder su humedad y asciende otra vez a la velocidad del aire no saturado.

Análisis general de las curvas de temperatura (atmosférica, de rocío y teórica)

En principio se ven dos curvas negras irregulares, una continua y la otra punteada. La primera es la curva de temperatura atmosférica, que va mostrando la temperatura del aire en las distintas altitudes del diagrama, y la segunda, es la curva de los puntos de rocío. El punto de rocío es la temperatura a la cual se debe enfriar el aire para no ser capaz de mantener toda la humedad que tiene, en otras palabras, si la temperatura ambiental baja del punto de rocío se condensaría la humedad y se formarían nubes o nieblas.

Una cosa que se puede apreciar de la observación de ambas curvas es que la separación entre ellas va a decir mucho sobre la humedad relativa del aire (cuanto más cerca estén una de la otra más humedad relativa habrá, si se juntan tendremos un 100%). De hecho hay una fórmula para conocer dicho valor: Si define a W como el valor que tenga la curva de saturación en el punto de rocío y a Ws como el valor del en la temperatura del aire de dicha capa, se tiene que Humedad Relativa = W / Ws x 100%.

El que se tenga una humedad relativa del 100% no significa necesariamente que se vaya a producir la lluvia. Simplemente dice que el aire no soporta tanta humedad y ésta empieza a condensar en forma de nieblas en la superficie y de nubes más arriba. Para que se produzcan precipitaciones, este aire saturado debido a la fuerza convectiva sigue subiendo y por un fenómeno conocido como colisión - coalescencia hace que las pequeñas gotitas de vapor se vayan uniendo unas con otras y por tanto aumentando su tamaño; llegará un momento en que el aire no pueda aguantar tanto peso y dichas gotas caerán en forma de lluvia.

Por último queda describir una curva de color celeste que aparece en el diagrama. Se trata de la Curva Teórica, y muestra cómo ascendería (teóricamente) una partícula de aire desde la superficie, a través de la atmósfera. Esta línea hipotética partiría del punto de temperatura del aire en la superficie y subiría siguiendo con la trayectoria de la adiabática seca hasta que se encontrara con la curva de saturación que parte del punto de rocío (también en la superficie), a partir de aquí se saturaría de humedad y continuaría ascendiendo según la adiabática saturada.

LINEAS DEL ADIABATICO SECO: Son rectas diagonales paralelas, según el tipo de diagrama de estado utilizado. Representan el enfriamiento de la burbuja de aire que asciende que no se encuentra saturada. El gradiente del adiabático seco es 9,8ºC por cada 1000 metros o 0,98ºC por cada 100 metros. Los movimientos verticales del aire tanto en las adiabáticas secas como saturadas están considerados por el método de la partícula:
- La partícula no se mezcla con el medio ambiente y, por lo tanto, conserva su identidad (procesos adiabáticos)
- Los desplazamientos de la partícula no provocan movimientos de compensación en el medio ambiente.

CURVAS DEL ADIABATICO SATURADO:Representan la variación de la temperatura en función de la presión de una muestra de aire saturado que sufre un proceso adiabático saturado, es decir, representa la burbuja de aire que asciende una vez este saturada. El gradiente del adiabático saturado es de6º C por cada 1000 metros o 0,6ºC por cada 100 metros. Nótese que el enfriamiento del aire en las adiabáticas saturadas es menor que en las adiabáticas secas, esto se explica porque el aire que sube por las adiabáticas saturadas ha experimentado el proceso de condensación, y este proceso libera energía en forme de calor lo que hace que el enfriamiento de la masa de aire se vea suaviza.

Determinación y análisis de la curva de temperatura atmosférica

La curva de la temperatura atmosférica en el diagrama Skew-T está representada por una línea continua gruesa de color negro.

En los gráficos de temperatura versus presión y de temperatura versus altura, se observa que se inicia en la superficie a una temperatura cercana a los 10 °C, que corresponde a una presión aproximada de 1000 mb y en términos generales, a medida que se asciende en altura, la temperatura y la presión disminuyen, pero en el gráfico, se observa que la temperatura permanece constante (12.5 ºC) hasta los 850 mb. aproximadamente, lo que corresponde a una altura de casi 1500 m, punto en que comienza un descenso de temperatura que continúa hasta cercanos los 200 mb. y -58ºC. En resumen y sin considerar el primer tramo a temperatura constante, que será analizado con posterioridad, tanto la presión como la temperatura, disminuyen al aumentar la altura, y lo hacen de manera proporcional entre si y de forma inversamente proporcional con la altura, hasta los 10150 m aprox., altura que marca el limite donde acaba la troposfera y se inicia la tropopausa, caracterizada por un quiebre en la tendencia de disminuir la temperatura con la altura, produciéndose el fenómeno conocido como inversión térmica, es decir aumenta la temperatura con la altura desde los 10150 m con una temperatura de -59 °C hasta los 10230m con una temperatura de -54°C , luego de esta altura tiende a mantenerse relativamente constante, hasta alcanzar una presión de 150mb, correspondientes a 13860 m y temperatura de -58ºC. Luego se observa otra disminución de temperatura en la medida que se sigue ascendiendo, llegando a los -66ºC, 100 mb y 16380 m, punto en que terminan los datos del sondeo.

La disminución de la temperatura con la altura en la troposfera se debe al hecho de que las capas de la troposfera se van calentando desde lo más cercano a la tierra, hacia arriba, la radiación solar que llega a la superficie de la tierra es absorbida y reemitida hacia el espacio en forma de calor el cual es absorbido por el aire. Por ejemplo, en la cima de una montaña, la temperatura siempre va a ser menor que en la base de ella.

La tropopausa representa una zona de transición entre la troposfera y la estratosfera , en la primera el fenómeno que predomina es la disminución de la temperatura con la altura , mientras que en la segunda se produce el fenómeno inverso debido a que en esta zona se ubica las mayores concentraciones de ozono, el cual absorbe radiación solar aumentando en consecuencia la temperatura en este nivel de la atmósfera, como consecuencia de estos dos fenómenos inversos uno del otro, la temperatura en la tropopausa tiende a mantenerse constante, representado un equilibrio entre los dos fenómenos mencionados.

Una disminución de temperatura con la altura se define como un gradiente vertical negativo y un aumento de temperatura con la altura como uno positivo. El gráfico muestra cuatro estratos:

Estrato 1: Gradiente vertical positivo
(12.5 -10 )ºC / (1500 - 0) m = 0.0017 ºC/ m = 1.7 ºC/Km

Estrato 2: Gradiente vertical negativo
(-58 -12.5)ºC / (10150 - 1500) m = -0.0082 ºC/m = -8.2ºC/Km

Estrato 3: Gradiente vertical positivo
(-58 - - 59)ºC / (13860 - 10150)m = 0.00027 ºC/m= 0.27ºC/Km

Estrato 4: Gradiente vertical negativo
(-66 - -58)ºC/(16380 - 13860)m = -0.0032 ºC/m = -3.2 ºC/Km

Determinación y análisis de la curva de temperatura de rocío

La curva de la temperatura de rocío en el diagrama Skew-T está representada por una línea discontinua gruesa de color negro. Se observa que la curva de la temperatura de rocío a iguales presiones es menor que la curva de la temperatura atmosférica, lo cual indica que no existe una humedad relativa del 100 % durante el sondeo y por lo tanto no se producirá la formación de nubes o nieblas, la condensación de la humedad en el aire se producirá cuando la temperatura ambiental sea igual o menor a la temperatura de rocío , lo cual se evidencia por la ubicación de la curva de temperatura atmosférica con respecto a la curva de temperatura de rocío, cuando la primera cruce o se encuentre mas bajo que la segunda , el aire se encontrara saturado de humedad , debido a la disminución de la temperatura y por lo tanto se producirá la condensación.

En los gráficos de temperatura de rocío versus presión y de temperatura de rocío versus altura, se observa que se inicia en la superficie a una temperatura aproximada de 8° C, que corresponde a una presión aproximada de 1000 mb y a medida que se asciende en altura, la temperatura de rocío y la presión disminuyen hasta los 850 mb, correspondientes a una altura de 1555 m, alcanzando los -18ºC, punto en que comienza a aumentar nuevamente hasta llegar a los -12ºC en los 700 mb ( 3150 m). Luego comienza nuevamente a disminuir en forma relativamente constante, hasta el límite de la troposfera, donde no cambia su sentido de variación, pero sí disminuye su intensidad.

Determinación y análisis de la estabilidad vertical

En primer lugar se definirá como capa de la atmósfera a la zona entre 2 puntos donde la curva de temperatura atmosférica se mantiene más o menos recta, así en este caso se distinguen 4 capas.

Una capa isoterma es aquella en que la temperatura permanece constante con la altura, en el gráfico la primera capa, desde la superficie hasta los 850 mb, corresponde a este tipo.

Una inversión es una capa en la que la temperatura aumenta con la altitud. En el gráfico, la capa que comprende el estrato 3 de la curva de estado, característico de la tropopausa.

Determinación de la estabilidad

Una capa es absolutamente estable si el cambio de temperatura con la altura es menor que la adiabática saturada (color violeta). Para comprobar esto se dibuja la adiabática saturada, que pasa por el punto más bajo de dicha capa (en la curva de temperatura atmosférica) y compáralo con la que pasa por el más alto: si la de arriba está más a la derecha que la de abajo el cambio de temperatura es menor que la adiabática saturada y por tanto la capa es absolutamente estable. En este caso, la primera capa resulto ser absolutamente estable.

Una capa es absolutamente inestable si el cambio de temperatura con la altura es mayor que la adiabática seca (color azul). Para comprobarlo se traza la adiabática seca, que pasa por el punto inferior de la capa, si el punto superior está a la izquierda del trazado, la capa es absolutamente inestable. Esta condición es extraña pero puede ocurrir en el desierto o en zonas donde el aire en la superficie sea intensamente calentado desde abajo. En el gráfico no hay ninguna capa que presente estas características.

Una capa es condicionalmente inestable si su curva de temperatura atmosférica está entre la adiabática seca y la saturada. En este caso la estabilidad dependerá de si está más cerca de la zona saturada o no (inestable si está en la zona saturada y estable si está en la zona seca). Por tanto, en un diagrama, el punto superior de una capa condicionalmente inestable estará entre la adiabática saturada y la seca que hayan sido trazadas desde el punto más bajo. En este caso, el estrato 2, comprendido entre los 1500 y 10150 metros, cumple estas condiciones.

El grado de estabilidad atmosférica se determina a partir de la diferencia de temperatura entre una porción de aire y el aire circundante, este contraste puede causar el movimiento vertical de la porción. En condiciones absolutamente estables el movimiento vertical se inhibe. Esta situación es importante principalmente en la contaminación del aire porque limita la circulación vertical de éste. Una atmósfera estable inhibirá el movimiento vertical de las masas de aire, impidiendo la dispersión efectiva de contaminantes y esto unido con la existencia de una capa de inversión térmica, formada cuando las condiciones son extremadamente estables, produce que el aire frío cercano a la superficie sea entrampado por una capa de aire cálido, lo que impide la circulación vertical del aire en los niveles por debajo de la inversión térmica (lo que sucede en la primera capa). Es bueno hacer notar que entre los 950 y 1000 mb aproximadamente, existe una pequeña zona de instabilidad ya que la curva teórica está a la derecha de la curva de estado, esto significa que la parcela de aire está un poco más calida que el aire que lo rodea, pero este volumen es mínimo en comparación con la masa de aire que se encuentra sobre ella (que impediría su ascenso, por estar más fría) y que comprende tanto la zona completamente estable como la condicionalmente inestable ya que en esta última, la curva teórica se encuentra a la izquierda de la curva de estado. Por lo tanto y de acuerdo a la sumatoria de condiciones anteriores, se podría determinar que el sondeo refleja una atmósfera condicionalmente estable, con más tendencia a la estabilidad.

Determinación y análisis del nivel de condensación por Ascenso(LCL)

Se produce cuando hay una elevación de aire a gran escala. Este es el caso del aire forzado a subir debido a un frente o un terreno montañoso. Cuando el aire llega a la altura del (LCL) se produce la condensación en forma de nubes, cuya base se encontrará a dicha altura. Estas nubes son a menudo estratiformes, pero pueden llegar a ser cumuliformes si la elevación continúa.

Determinación y análisis del nivel de condensación por Convección(CCL)

Se da lugar cuando la elevación del aire es a menor escala. Por ejemplo un campo de cereales que produce un calentamiento localizado de una zona concreta. Si la zona no contiene humedad ascenderá adiabáticamente seca hasta que se enfríe más que el aire que la rodea o hasta que se sature. Si dicho aire, en cambio, comienza a subir saturado de humedad, o se satura durante su ascensión, lo hará siguiendo las leyes de las adiabáticas saturadas hasta que se enfríe más que el aire que la rodee.

Análisis general del Diagrama Stuve (No es un diagrama termodinámico pero es muy usado)

El diagrama tiene 2 ejes de coordenadas: a la izquierda vemos las presiones (en milibares) y su equivalente en metros (altitud). Desde estos puntos parten hacia la derecha unas líneas horizontales que corresponden a las isobaras (puntos de igual presión); en la parte de abajo (eje horizontal) vemos una escala que va de -80 a 40 y que indica la temperatura en grados centígrados. De dichos puntos parten unas líneas gruesas inclinadas hacia la derecha, de color azul también, que corresponden a los puntos con igual temperatura (isotermas).

Siguiendo con las líneas que aparecen en el gráfico, vemos unas azules de color claro que suben en curva hacia la izquierda, se trata del DALR (Dry Adiabatic Lapse Rate) conocida por nosotros como adiabática seca. El aire puede contener mayor o menor concentración de humedad según la temperatura a la que se encuentre (el aire caliente admite mayor concentración que el frío); la proporción entre la cantidad de humedad que tiene un volumen de aire y la máxima que podría admitir se conoce como Humedad Relativa midiéndose en %. Si dicha proporción no llega al 100% diremos que el aire no está saturado y si es del 100% lo definiremos como aire saturado.

Pues bien, el DALR, o adiabática seca, representa la trayectoria que seguiría en la gráfica una partícula de aire no saturado al ascender, y se ha comprobado que su enfriamiento es de unos 0,98 ºC cada 100 metros (o sea aproximadamente 1º cada 100 mts.). Llegados a este punto habría que aclarar que el motivo por el cual el aire caliente asciende es que, con el calor, las moléculas de aire tienden a separarse (expandirse), por tanto éste se vuelve menos denso que el que lo rodea y sube. Esta expansión produce su enfriamiento (el aire no es conductor del calor y por tanto no intercambia su temperatura con el aire que lo rodea, esto es lo que significa el termino adiabático).

En el eje vertical de la derecha podemos ver una especie de banderas que nos indican la velocidad y dirección del viento a distintas alturas. Imaginemos una brújula cuyo norte está en la parte de arriba y de cuyo centro parte cada una de dichas banderas, podremos así deducir la dirección del viento; p. ej. la última de abajo, en el gráfico mostrado anteriormente, nos indicaría ONO (OesteNorOeste), la de arriba del todo OSO (OesteSurOeste), etc. En cuanto a la velocidad, cada raya larga representa 10 nudos (unos 18 km/h), las cortas 5 nudos (9 km/h) y si llevan una especie de triángulos cada unos representa unos 50 nudos (90 km/h).

Las siguientes líneas de interés son las verdes discontínuas que parten de abajo. Se trata del SALR (Saturated Adiabatic Lapse Rate) o adiabáticas saturadas. Cuando el aire se satura de humedad (100% de humedad relativa) se enfría y asciende más despacio que si está seco (al contrario que la adiabática seca no es un valor constante, pues la cantidad de vapor de agua que el aire puede contener depende de su temperatura, pero se puede establecer un valor medio de unos 0,6ºC cada 100 mts.). Si nos fijamos, a partir de cierta altura se van acercando a las trayectorias de las adiabáticas secas; esto es debido a que a medida que se van enfriando, la humedad se va condensando en forma de gotitas de vapor de agua, por lo que llega un momento en que el aire vuelve a perder su humedad y asciende otra vez a la velocidad del aire no saturado.

Otras líneas que podemos apreciar son unas discontínuas de color gris. Nos indican el SMLR (Saturated Mixing Ratio Lines) o curva de saturación. Esto es otra manera de medir la humedad contenida en el aire y se define como la cantidad de vapor de agua (en gramos) contenida en un volumen de aire (en kg.). Vemos que la escala va de 0,1 a 40 g/kg y podemos apreciar que a mayores temperaturas la amplitud entre líneas aumenta considerablemente (si nos fijamos, la distancia entre las líneas 0,2 a 0,6 es casi la misma que entre 20 y 40, sin embargo en la primera sólo hay 0,4g/kg de diferencia mientras que en la segunda hay 20 g/kg).

A continuación pasaremos a analizar las curvas que se generan en cada sondeo. En principio vemos dos curvas irregulares gruesas de color negro: la de la derecha es el ELR (Enviromental Lapse Rate) o curva de estado, que nos va mostrando la temperatura del aire en las distintas altitudes del diagrama, y la de la izquierda es la curva de los puntos de rocío. El punto de rocío es la temperatura a la cual se debe enfriar el aire para no ser capaz de mantener toda la humedad que tiene, en otras palabras, si la temperatura ambiental baja del punto de rocío se condensaría la humedad y se formarían nubes o nieblas.
Una cosa que podemos apreciar de la observación de ambas curvas es que la separación entre ellas nos va a decir mucho sobre la humedad relativa del aire (cuanto más cerca estén una de la otra más humedad relativa habrá, si se juntan tendremos un 100%). De hecho hay una fórmula para conocer dicho valor: si definimos a W como el valor que tenga la curva de saturación (SMLR) en el punto de rocío y a Ws como el valor del SMLR en la temperatura del aire de dicha capa, tendremos que Humedad Relativa = W / Ws x 100%. Un ejemplo, si en un diagrama los datos de superficie nos dan un W = 0,2g/kg y un Ws = 0,6g/kg, tendremos que HR = 0,2 / 0,6 x 100 = 33,3%.

El que tengamos una humedad relativa del 100% no significa necesariamante que se vaya a producir la lluvia. Simplemente nos dice que el aire no soporta tanta humedad y ésta empieza a condensar en forma de nieblas en la superficie y de nubes más arriba. Para que se produzcan precipitaciones, este aire saturado debido a la fuerza convectiva sigue subiendo y por un fenómeno conocido como colisión-coalescencia hace que las pequeñas gotitas de vapor se vayan uniendo unas con otras y por tanto aumentando su tamaño; llegará un momento en que el aire no pueda aguantar tanto peso y dichas gotas caerán en forma de lluvia.