3.5: El Diagrama Skew-T- ¡Una Herramienta Maravillosa!

El Skew-T es ampliamente utilizado en meteorología para examinar la estructura vertical de la atmósfera así como para determinar qué procesos son susceptibles de ocurrir.

¿Necesitas un repaso?

Echa un vistazo a este video (1:23):

Fundamentos de Skew-T

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PRESENTADOR: Repasemos algunos conceptos básicos de Skew-T solo para asegurarnos de que todos estén en la misma página. Qué es un Skew-T proporcionado por UCAR. Las líneas serán las mismas que las de Skew-Ts producidas por otras organizaciones. Pero los colores pueden ser diferentes. Las líneas azules horizontales son niveles de presión en milibar [INAUDIBLE]. Las líneas de temperatura están inclinadas 45 grados hacia la derecha y están en grados C. Los adiabatos secos, que indican temperatura potencial constante, son las líneas rojas, curvándose hacia arriba hacia la izquierda. Y están marcados en grados Kelvin. Los adiabatos húmedos, que indican el cambio de temperatura de la parcela de aire saturado, son las líneas de puntos verdes, que se curvan hacia la izquierda y eventualmente se vuelven paralelas a los adiabatos secos. Se marcan en grados C. La relación de mezcla de vapor de agua saturado se grafica con líneas de trazos dorados y tiene unidades de gramos por kilogramo de aire seco. Por supuesto, esto es solo una relación de mezcla de vapor de agua, es que la temperatura es más alta que el punto de rocío. A la derecha se encuentra la velocidad y dirección del viento a diferentes altitudes. En este diagrama se trazan la temperatura, la línea continua roja y el punto de rocío, la línea continua verde. Ambos tomados de una radio [INAUDIBLE].

Conoces un poco sobre el Skew-t de tu estudio anterior, pero para aquellos que no tomaron un curso previo o que necesitan un repaso, hay muchos sitios web útiles que pueden ayudarte a entender el Skew-t y cómo usarlo. Dos recursos útiles son los siguientes:

Weatherprediction.com Revisión de parámetros de sesgo en T

Video de Introducción a Dominar el Diagrama Skew-T

En este video (1:24) te mostraré cómo el Skew-t se relaciona con una nube cumulus:

Vídeo Skew-T y Cloud

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Aquí hay una imagen de una nube cúmulo madura sobre el océano. Aquí podemos ver la base de nubes, el crecimiento vertical y la cima de la nube aquí. Por encima y por debajo de la nube hay aire claro. Podemos imaginar qué temperatura y punto de rocío son el radio registrado si lanzara uno desde debajo de la nube. Inicialmente veríamos una disminución de temperatura, probablemente cercana a la tasa de lapso adiabático seco de 10 grados c por kilómetro. Veremos que el punto de rocío disminuye ligeramente con relación a la temperatura que está sesgada a 45 grados en el diagrama Skew-T. En la base de nubes, la temperatura y el punto de rocío son aproximadamente los mismos. Dentro de la nube la temperatura y el punto de rocío permanecen unidos a lo largo del adiabat húmedo, que es una disminución de temperatura de aproximadamente seis grados c por kilómetro. Recuerde que la humedad relativa es de aproximadamente el 100% en las nubes. El aire por encima de la nube es probablemente estable, razón por la cual la altura de la nube es limitada. El aire estable tiene una tasa de lapso menor que la tasa de lapso adiabático. Además, el punto de rocío probablemente cae porque la troposfera media a superior tiende a ser más seca que la troposfera inferior. Cuando miras un sondeo de aire superior, a menudo puedes elegir dónde están las nubes mirando dónde se acercan la temperatura y el punto de rocío.

Primero, familiarízate con todas las líneas. Observe un ascenso de radiosonda, como el del Laboratorio de Aplicaciones de Investigación del Centro Nacional de Investigaciones Atmosféricas (tipo de parcela: GIF de Skew-T). La línea de resonancia atmosférica a la derecha (temperatura más alta) es la temperatura atmosférica. La línea a la izquierda (temperatura inferior) es la temperatura del punto de rocío y al mismo tiempo es la relación de mezcla de vapor de agua, ya que w = w _s (T _d). Si no está seguro de todas las otras líneas, refiérase a sus notas o búscalas en línea.

Diagrama oblicuo-T para Pittsburgh PA el 28 de abril de 2015 a las 0000 UTC.

Crédito: NOAA

Tenga en cuenta también lo siguiente:

• El adiabat seco es la misma línea que un isentrope (líneas rojas curvadas que se inclinan hacia la parte superior izquierda).
• La relación de mezcla de vapor de agua es la relación de mezcla de vapor de agua de saturación a la temperatura del punto de rocío, T _d, para cada nivel de presión (líneas doradas punto-guión que se inclinan hacia la parte superior derecha).
• Al aire libre, para paquetes aéreos que se mueven verticalmente:
  • las parcelas de aire se mueven a lo largo del adiabat seco y la temperatura potencial permanece constante, incluso si contienen humedad;
  • la relación de mezcla de vapor de agua es constante (¡pero observe que T _d cambia!) ;
  • T _d de una parcela aérea que se mueve verticalmente (y adiabáticamente) está disminuyendo, pero no tan rápido como T si esa parcela aérea está disminuyendo.
• Eventualmente, una parcela aérea que se mueve verticalmente (a lo largo del adiabat seco) tendrá una temperatura y una temperatura de punto de rocío que son las mismas, así saturadas.
• A este nivel de altitud, denominado Nivel de Condensación Elevada (LCL), la humedad relativa = 100%, T = T _d, y w = w _s, y e = e _s. A esta presión y temperatura, se forma una nube. En realidad, la formación de una nube requiere una humedad relativa que supera el 100% en algunas décimas de porcentaje, pero generalmente usa el 100% para los cálculos de Skew-T. Veremos por qué es necesaria esta humedad relativa extra en la siguiente lección.

Vea el video a continuación (1:19) para una explicación adicional:

Encontrar LCL

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Veamos cómo encontrar el nivel de condensación de elevación, el LCL. El LCL es el nivel donde se formará una nube si la masa de aire cerca de una superficie es empujada hacia arriba. Tenemos dos cantidades que se conservan cuando se levantan. La temperatura potencial, o theta, y la relación de mezcla de vapor de agua, w. A medida que el paquete de aire es empujado hacia arriba, entonces w sube la línea constante w y theta sube por el adiabat seco, que es la línea theta constante. Tenga en cuenta que tanto la temperatura como la temperatura del punto de rocío están cambiando y acercándose entre sí a medida que la parcela aérea asciende. Cuando las dos líneas se encuentran, la humedad relativa es del 100%, se forma una nube, y este es el nivel de condensación de elevación. Una vez que se haya alcanzado el LCL y se forme la nube, cualquier ascenso adicional será en la nube. La temperatura de la parcela aérea seguirá al adiabat húmedo, que es menor que el adiabat seco. Porque a medida que el agua se condensa cede su energía para calentar un poco el aire. Si el aire fuera empujado hacia abajo, su temperatura seguiría al adiabat húmedo, siempre y cuando estuviera por encima del LCL. Pero por debajo del LCL, seguirá el adiabat seco. Y la relación de mezcla de vapor de agua seguirá la línea w constante.

Adiabat Húmedo

Cuando la parcela aérea está en una nube, el ascenso provoca una disminución de la temperatura mientras el aire permanece saturado (es decir, w=w _s, RH = 100%). Dado que w _s disminuye, la cantidad de agua en la fase vapor disminuye mientras que la cantidad en la fase líquida o sólida aumenta, pero la cantidad total de agua es constante (¡a menos que llueva!). A medida que el vapor de agua se condensa, la energía se libera en el aire y lo calienta un poco. Por lo tanto, la tasa de lapso del adiabat húmedo (líneas verdes curvadas punto-trazo largo inclinadas hacia la parte superior izquierda) es menor que la tasa de lapso del adiabat seco (9.8 K/km).

Siempre y cuando no llueva ni nieve, un paquete aéreo se moverá arriba y abajo de un adiabat húmedo siempre que esté en una nube y se moverá arriba y abajo de un adiabat seco cuando w < w _s por debajo del LCL.

• Una vez que se forma una nube, cualquier aumento adicional de la parcela aérea seguirá al adiabat húmedo (la condensación de vapor de agua calienta el aire para que la disminución de la temperatura con la altura sea menor que el adiabat seco). Mientras el ascenso esté en la nube, la humedad relativa permanecerá cerca del 100% y w = w _s (T). Dado que T disminuye al ascender, w _s disminuye, y más agua entra en la fase líquida o hielo.
• Si la parcela aérea desciende, descenderá a lo largo del adiabat húmedo hasta alcanzar el LCL en temperatura y más del agua se evapora o sublima en la fase vapor. Justo debajo del LCL, toda el agua será vapor y la temperatura del paquete de aire descenderá por el adiabat seco y la relación de mezcla de vapor de agua será constante.

El siguiente es un resumen de ascenso y descenso de paquetería aérea:

• Encuentra p, T (o w _s) iniciales, y T _d (o w).
• Mueve la parcela hacia arriba por el adiabat seco que intercepta T.
• Mueva w hacia arriba la línea constante w. Tenga en cuenta que T _d está cambiando continuamente, así que use w.
• Donde las dos líneas se interceptan es el Nivel de Condensación de Elevación (LCL).
• Se formará una nube.

• Si el paquete aéreo sigue subiendo dentro de la nube,
  • w siempre será igual a w _s.
  • el paquete aéreo seguirá el adiabat húmedo.

• Si la parcela desciende entonces,
  • seguirá el adiabat húmedo hasta el LCL.
  • seguirá el adiabat seco por debajo de eso.
  • w seguirá la línea w debajo de eso.

El siguiente video (1:43) analiza El proceso de enfriamiento adiabático y calentamiento.

Calefacción y refrigeración adiabática

Haga clic aquí para ver la transcripción del video de calefacción y enfriamiento adiabático.

Todos hemos visto acumularse nubes en un lado de la montaña y luego en el otro lado simplemente se disipan en el cielo azul. A lo mejor quieres saber por qué sucede eso. Como la mayoría de los eventos naturales, este tiene un término científico impresionante adscrito a él. Se llama enfriamiento adiabático y calentamiento, y ocurre debido a cambios en la presión del aire. Aquí hay un video de lapso de tiempo que muestra lo que sucede. Básicamente, como una parcela de aire se encuentra con una montaña, se ve forzada hacia arriba. A medida que la presión del aire disminuye con la altitud, la parcela aérea se expande. La expansión hace que el aire se enfríe. Cuando el aire se enfría a su llamado punto de rocío, el vapor de agua en el aire se condensa y se hace visible como una nube. Si hay suficiente humedad y el enfriamiento adiabático es lo suficientemente fuerte, llueve o nieva. Esencialmente lo contrario ocurre al otro lado de la montaña. El aire frío se hunde y comprime. La compresión da como resultado un aumento de temperatura. Cuando la temperatura se eleva por encima del punto de rocío, la nube se disipa en vapor de agua invisible. En Wyoming, especialmente en invierno, la mayoría de las masas de aire cargadas de humedad provienen del Pacífico, acercándose a nuestras montañas desde el oeste. Entonces, a medida que ocurre el enfriamiento adiabático, se arroja más lluvia y nieve en las laderas orientadas al oeste. A medida que el aire más cálido y seco desciende por las laderas orientales, explica otro famoso fenómeno de las llanuras, los llamados vientos Chinook. Así que ahora hemos mirado las nubes de ambos lados. Saber por qué se forman y desaparecen no disminuye su belleza. Pero si no fuera por nuestras montañas y los procesos dinámicos que ocurren, uno, seríamos un lugar mucho más seco, y francamente, mucho menos interesante. Soy Tom Hill del Servicio de Extensión Cooperativa de la Universidad de Wyoming explorando la naturaleza de Wyoming.

Crédito: Extensión UWyo

Otras temperaturas potenciales

Hay otras temperaturas potenciales que son útiles porque se conservan en ciertas situaciones y por lo tanto pueden ayudarte a entender qué está haciendo la atmósfera y qué es probable que haga una parcela aérea.

Temperatura potencial virtual

La temperatura potencial virtual es la temperatura potencial de la temperatura virtual, donde las diferencias de densidad causadas por el vapor de agua se toman en cuenta en la temperatura virtual al calcular la temperatura del aire seco que tendría la misma densidad:

\[\theta_{v}=\left(\frac{p_{o}}{p}\right)^{(v-1) / r} T_{v}=\left(\frac{p_{o}}{p}\right)^{(v-1) / r} T(1+0.61 q)\]

Esta cantidad es útil al comparar las temperaturas potenciales (y por lo tanto densidades) de paquetes de aire a diferentes presiones.

Temperatura potencial de bulbo húmedo

La temperatura de bulbo húmedo es la temperatura que tendría un volumen de aire si se enfriara adiabáticamente manteniendo la saturación por agua líquida; todo el calor latente es suministrado por la parcela aérea para que la temperatura del paquete de aire cuando desciende a 1000 hPa sea menor que su temperatura la tendría descendió por el adiabat seco.

La temperatura del bulbo húmedo a cualquier nivel de presión dado se encuentra al encontrar el LCL y luego llevar la parcela hacia arriba o hacia abajo al nivel de presión deseado en el adiabat húmedo.

La temperatura potencial de bulbo húmedo, θW, es la temperatura del bulbo húmedo a p =1000 hPa.

¿Cómo podemos usar la temperatura potencial de bulbo húmedo? La temperatura potencial de bulbo húmedo se conserva, lo que significa que no cambia, cuando una masa de aire se somete a un proceso adiabático, como elevación o descenso adiabático. Si consideramos grandes masas de aire que adquieren temperatura y humedad similares, entonces toda esta masa de aire puede tomar la misma temperatura potencial de bulbo húmedo. Las masas de aire más frías y secas tendrán un θW más bajo. El θW de esta masa de aire puede cambiar si se produce un proceso diabático, como una masa de aire frío que se mueve sobre tierra cálida y se calienta, o la masa de aire se enfría al irradiar al espacio durante la noche, pero estos procesos a veces pueden llevar días. Entonces, un mapa de 850-mb de θw es un indicador de las masas de aire y los frentes entre las masas de aire.

Vea el video a continuación (:32) para una explicación adicional:

Encontrar Wetbulb θ

Haga clic aquí para ver la transcripción del video Finding Wetbulb θ.

Veamos cómo encontrar la temperatura potencial de bulbo húmedo en el Skew-T. El primer paso es encontrar el LCL. Una vez que encontramos el LCL, entonces tenemos un paquete de aire saturado. Y su temperatura es la temperatura de bulbo húmedo. Para encontrar la temperatura potencial de bulbo húmedo, simplemente seguimos el adiabat húmedo hasta una presión de 1,000 milibar. Vemos que la temperatura potencial de bulbo húmedo es de aproximadamente 19 C, mientras que la temperatura potencial es de aproximadamente 34 C.

Temperatura Potencial Equivalente

La temperatura potencial equivalente es la temperatura potencial que tendría una parcela de aire si se elevara a la LCL, luego se levantara a lo largo del adiabat húmedo hasta la estratosfera para que todo el vapor de agua se condensara en líquido, y luego perdió toda el agua condensada, y regresó a 1000 hPa a lo largo de un adiabat seco. La temperatura potencial equivalente explica los efectos de la condensación o evaporación sobre el cambio en la temperatura del paquete de aire.

Cada 1 g/kg (g vapor de agua a kg de aire seco) hace que θ _e aumente alrededor de 2.5K. Entonces, una parcela de aire húmedo con w = 10 g kg ^-1, lo cual no es raro, tendrá θ _e que es 25K mayor que θ.

Aproximadamente,

\[\theta_{e} \approx \theta+\frac{l_{v} w}{c_{p}}\]

Donde θ es la temperatura potencial, l _v es el calor latente de vaporización, w es la relación de mezcla de vapor de agua, y c _p es la capacidad calorífica específica, presión constante.

¿Cómo podemos usar la temperatura potencial equivalente? La temperatura potencial equivalente, θ _e se conserva cuando una parcela de aire o masa de aire se somete a un proceso adiabático, al igual que la temperatura potencial de bulbo húmedo, θW, es . Tenga en cuenta también que la cantidad total de agua en forma de vapor, líquido y hielo también se conserva durante los procesos adiabáticos. Entonces, si nos fijamos en θ _e y el agua total, podemos aprender mucho sobre la historia de una paquetería aérea. Estas cantidades conservadas son muy útiles para comprender la historia de las parcelas aéreas alrededor de las nubes. Por ejemplo, si θ _e cambia pero la relación total de mezcla de agua es constante, entonces el paquete de aire se calentó o se enfrió mediante un proceso no adiabático. Por otro lado, si tanto θ _e como w _t cambian proporcionalmente, entonces dos parcelas aéreas con diferentes valores iniciales para θ _e y w _t se han mezclado. En una escala mayor, más sinóptica, los gradientes en θ _e pueden ser utilizados para indicar la presencia de frentes.

Otro uso de θ _e es como indicador de aire inestable. Las parcelas aéreas que tienen mayor θ _e tienden a ser inestables. Por lo tanto, las regiones de alta θ _e aire son regiones donde se pueden formar tormentas eléctricas si el calentamiento de la superficie es lo suficientemente grande como para borrar una inversión de temperatura.

Vea el video (1:01) a continuación para una explicación adicional:

Encontrar θ _e

Haga clic aquí para obtener la transcripción del video Finding θ _e.

Veamos cómo encontrar la temperatura potencial equivalente, llamada theta-e, en este Skew-T. La temperatura potencial equivalente es la temperatura potencial que tendría una parcela aérea si todo este vapor de agua se convirtiera en agua líquida, calentando así el aire. Y luego se retiró el agua líquida. Para encontrar theta-e, encontramos el LCL. Sube al adiabat húmedo hasta que quede paralelo con el adiabat seco. Y luego bajamos por el adiabat seco que coincide con el adiabat húmedo hasta alcanzar la presión de 1,000 milibar. En este caso, theta-e es de unos 330 Kelvin, o 57 grados C. Tenga en cuenta que las líneas no están marcadas con temperaturas tan altas. Pero podemos determinar qué temperatura representa esta línea observando el adiabat seco de 360 Kelvin. Y luego contando una, dos, tres líneas sobre, donde las líneas están en intervalos de 10 K.

Quiz 3-4: Uso de la T sesgada.

1. Encuentra Cuestionario de práctica 3-4 en Lienzo. Puedes completar este cuestionario de práctica tantas veces como quieras. No está calificado, pero le permite verificar su nivel de preparación antes de realizar el cuestionario calificado.
2. Cuando sientas que estás listo, toma Quiz 3-4. Se te permitirá realizar este cuestionario solo una vez. ¡Buena suerte!