The synthesis of α-aryl-α-aminophosphonates and α-aryl-α ...
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TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.
• EQUILIBRIO ESTÁTICO Y BALANCE HIDROSTÁTICO.• GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA.• ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCIÓN.
– MÉTODO DE LA BURBUJA.– CRITERIOS DE ESTABILIDAD EN FUNCIÓN DE θ Y θSW.
• DESARROLLO VERTICAL. – DESARROLLO VERTICAL DE UNA COLUMNA SIN SATURAR.– INVERSIÓN DE SUBSIDENCIA.– DESPLAZAMIENTO VERTICAL DE UNA COLUMNA HASTA
SATURACIÓN. INESTABILIDAD POTENCIAL.
• INESTABILIDAD LATENTE.• INESTABILIDAD CONVECTIVA. NIVEL DE
CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN.
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TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.
• EQUILIBRIO ESTÁTICO Y BALANCE HIDROSTÁTICO.• GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA.• ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCIÓN.
– MÉTODO DE LA BURBUJA.– CRITERIOS DE ESTABILIDAD EN FUNCIÓN DE θ Y θSW.
• DESARROLLO VERTICAL. – DESARROLLO VERTICAL DE UNA COLUMNA SIN SATURAR.– INVERSIÓN DE SUBSIDENCIA.– DESPLAZAMIENTO VERTICAL DE UNA COLUMNA HASTA
SATURACIÓN. INESTABILIDAD POTENCIAL.
• INESTABILIDAD LATENTE.• INESTABILIDAD CONVECTIVA. NIVEL DE
CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN.
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LA FUERZA GRADIENTE DE PRESIÓN
dxdzdyy
ppdy
y
pp
+−
−
∂∂
∂∂
21
21
y
x
zdx
dy
dz
dyy
pp
∂∂
21−
pp
ydy+
1
2
∂∂
p
y
p
∂∂
Fuerzas por unidad de superficie
x
p
m
F
∂∂
ρ1−=
Fuerza neta
Fuerza específica
dxdzdyy
p
−
∂∂
22
dxdydzy
p
∂∂
−=
pm
F ∇−=r
r
ρ1
En 3-D
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p
dpT
g
Rdz v
d−=
vdTRp ρ=
Espesor de la capaTemperatura promedio de la capa
∫∫ −=2
1
2
1
lnp
p
vd
z
z
pdTg
Rdz
=−
2
112 ln
p
pT
g
Rzz v
d
EQUILIBRIO HIDROSTATICOkdxdydz
z
pp ˆ
21
+−
∂∂
dx
dy
dz
kdxdydzz
pp ˆ
21
−
∂∂kdxdydzg ˆρ−
gdzdpgz
p
gdxdydzdxdydzz
ppdz
z
pp
ρρ∂∂
ρ∂∂
∂∂
−=⇒=−−
=−
+−
−
0
021
21
Integrando a través de una capa atmosférica
gdz
dp =−ρ1
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Equilibrio HidrostáticoLa ecuación hipsométrica
=−
2
112 ln
p
pT
g
Rzz v
d
• Relaciona el espesor de una capa con la diferencia de presión entre su base y su cima
• Escala lineal de alturas Escala logarítmica de presiones
• Temperatura virtual media de la capavT
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TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.
• EQUILIBRIO ESTÁTICO Y BALANCE HIDROSTÁTICO.• GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA.• ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCIÓN.
– MÉTODO DE LA BURBUJA.– CRITERIOS DE ESTABILIDAD EN FUNCIÓN DE θ Y θSW.
• DESARROLLO VERTICAL. – DESARROLLO VERTICAL DE UNA COLUMNA SIN SATURAR.– INVERSIÓN DE SUBSIDENCIA.– DESPLAZAMIENTO VERTICAL DE UNA COLUMNA HASTA
SATURACIÓN. INESTABILIDAD POTENCIAL.
• INESTABILIDAD LATENTE.• INESTABILIDAD CONVECTIVA. NIVEL DE
CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN.
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ATMOSFERA TIPO
1.- Se considera aire seco
2.- Nivel de presión al nivel del mar po = 101325 Pa
3.- Temperatura al nivel del mar T o = 288.15 K
4.- αααα = 6. 5 ºC/ km para z< 10769 m.
5.- αααα = 0 ºC/ km para z > 10769 m.
6.- g = 9.80665 m s-2
VAPOR DE AGUA PRECIPITABLE
∫∫
∫ ∫
−≈−=
−==
2
1
2
1
11
2
1
2
1
rdpg
qdpg
P
dpg
dzP
v
z
z
p
p
vvv ρ
ρρ
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GRADIENTES ADIABATICA SECO Y SATURADO
z
Td ∆
∆−=γGradiente Adiabático Seco
gdzdp
dz
dp
pc
TR
dz
dT
p
dp
c
R
T
dT
p
d
p
d
'ρ−=
=→=
''
TR
pg
pc
TRg
pc
TR
dz
dT
dp
d
p
d −=−= ρ'T
T
c
g
dz
dT
p
−=
m
C
m
C
c
g
dz
dT oo
pd 1000
101000
8.9 ≈≈=−=γ
Considerando T≈≈≈≈T’
2
2622.01
1
TcR
rLTR
rL
pdd
sv
d
sv
ds
+
+≈ γγ
Gradiente Adiabático Saturado
ds γγ <sγ
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GRADIENTES ADIABATICA SECO Y SATURADO
2
2622.01
1
TcR
rLTR
rL
pdd
sv
d
sv
ds
+
+≈ γγ
pd c
g=γ ds γγ <
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TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.
• EQUILIBRIO ESTÁTICO Y BALANCE HIDROSTÁTICO.• GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA.• ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCIÓN.
– MÉTODO DE LA BURBUJA.– CRITERIOS DE ESTABILIDAD EN FUNCIÓN DE θ Y θSW.
• DESARROLLO VERTICAL. – DESARROLLO VERTICAL DE UNA COLUMNA SIN SATURAR.– INVERSIÓN DE SUBSIDENCIA.– DESPLAZAMIENTO VERTICAL DE UNA COLUMNA HASTA
SATURACIÓN. INESTABILIDAD POTENCIAL.
• INESTABILIDAD LATENTE.• INESTABILIDAD CONVECTIVA. NIVEL DE
CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN.
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Equilibrio estable
Equilibrio inestable
Estabilidad y Dinámica
Las dos piedras, A y B, no se mueven antes de empujar (equilibrio)A. Estable - Cuando la empujamos, vuelve a su lugar originalB. Inestable - se va en la dirección del empuje
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Si lo que está debajo de la piedra (o digamos, de la pelota de playa) es más desnso que la piedra (pelota), está en equilibrio estable
Equilibrio inestable
Hg líquido
Equilibrio estable
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En la atmósfera
• ¿Quién da el empuje?– El terreno (montañas, etc.)– La biología (Árboles, nosotros, pájaros, insectos, etc.)
• ¿Qué importa?– Las nubes, la lluvia, etc - se producen por movimiento
vertical en la atmósfera– El movimiento vertical en la atmósfera existe debido a
• Movimientos forzados (el viento sube la montaña)• La inestabilidad
• En vez de piedras, burbujas (parcelas)
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Estabilidad en la atmósfera
Estable Inestable Neutro
Una partícula desplazada puede:Volver a su altura original - EstableAcelerar en la misma dirección - InestableQuedarse en el nuevo lugar - Neutro
Perturbacióninicial
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Densidad de una burbuja
• En un nivel dado• p=ρRdTv
– p = cte.
– R = cte.
– k = p/Rd (cte.)
• ρ = k Tv-1
• En un nivel (p) dado, más frío �más denso
• Ahora, vamos a ver lo que pasa con los pequeños desplazamientos verticales
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ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCION
Método de la burbuja
z
pg
∂∂
ρ′−−= 1
0
Si la burbuja no está en equilibrio hidrostático, acelerará
ρρρ )( −′
=⇒
g
dt
dw
Donde hemos considerado p = p’. Usando las expresiones de T = T (z)
[ ]))(()( ovvvovo
v
zzTTT
g
dt
dw −−+′−′
= να
Teniendo en cuenta que T’vo = T vo
v
vv
T
gz
dt
dw′−= )( γα
Equilibrio hidrostático
Balance de fuerzasespecíficas
′′==′= vdvd TRTRpp ρρ
z
pg
dt
dw
∂∂
ρ1−−=
′
′−=⇒
v
vv
T
TTg
dt
dw )(
‘prima=ambiental
Pequeño desplazamiento vertical
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ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCION
v
vv
T
gz
dt
dw′−= )( γα
Equilibrio inestable z y dw/dt idéntico signo ααααv > γ γ γ γ ’ v
Equilibrio indiferente dw/dt = 0 ααααv = γ γ γ γ ’ v
Equilibrio estable z y dw/dt signos opuestos ααααv < γ γ γ γ ’ v
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ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCIONDesplazamientos adiabáticos
Aire no saturado
ddo
pdo
o
pm
oovov rc
g
r
r
c
grrTrT γγγγ ≈−=
−+=
+=+=⇒+= )2.01(
)8.01()61.01(
)61.01()61.01()61.01(
Así las adiabáticas secas representan las curvas de expansión del aire no saturado
Aire saturado
svssvss
sssvssv
dzdrdz
drTrTrT
γγγγ
γγ
≈⟩−⇒⟨
−+=⇒+=
' admite se Aunque 0'0
'61.0')61.01(')61.01('
Relación entre el gradiente geométrico de T y Tv
αααα∂∂αα ≈⟩⇒⟨−+= vvv zrdz
drTr Aunque 0 que puesto61.0)61.01(
Luego el análisis de estabilidad del aire húmedo se puede llevar a cabo usando los gradientes geométrico de temperatura, αααα, y los gradientes adiabáticos seco, γγγγd, y saturado, γγγγs.
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La Estabilidad Estática
• Examinaremos las pendientes de -dTv/dz– Ambiental -αv
– Adiabática seca -γ– Pseudoadiabática -Γ
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αv=-dT/dz
γ ~ 10ºC km-1
Γ ~ 6ºC km-1
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Ejemplo: una capa seca y isotérmica
γ ~ 10ºC km-1
z
T
αv=0
Pendientes de -dT/dzAmbiental -αAdiabática seca -γ
fría
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Ejemplo: una capa seca y isotérmica
γ ~ 10ºC km-1
z
T
αv=0
Pendientes de -dT/dzAmbiental -αAdiabática seca -γ
cálida
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Conclusión Inicial
• Una capa isotérmica y seca es estable
• ¿Qué pasa si no está seca la capa isotérmica?– Procesos pseudoadiabáticos
– Comparar αv con Γ
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Ejemplo: una capa isotérmica
γ ~ 10ºC km-1
z
T
αv=0
Pendientes de -dT/dzAmbiental -αAdiabática seca -γPseudoadiabática -Γ
Γ ~ 6ºC km-1
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Ejemplo: una capa isotérmica
γ ~ 10ºC km-1
z
T
αv=0
Pendientes de -dT/dzAmbiental -αv
Adiabática seca -γPseudoadiabática -Γ
Γ ~ 6ºC km-1
![Page 27: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/27.jpg)
Conclusión Inicial
• Una capa isotérmica y seca es estable
• ¿Qué pasa si no está seca la capa isotérmica?– Da igual
– Una capa isotérmica es estable
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Unas Preguntas Interesantes
• 1. ¿Qué pasa con αv cuando el sol calienta la superficie?
• 2. ¿Qué pasa de noche?
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Ejemplo: insolación fuerte en la capa superficial
γ ~ 10ºC km-1
z
T
αv> γPendientes de -dT/dz
Ambiental -αv
Adiabática seca -γ
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Ejemplo: insolación fuerte en la capa superficial
γ ~ 10ºC km-1
z
T
αv> γPendientes de -dT/dz
Ambiental -αv
Adiabática seca -γ
![Page 31: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/31.jpg)
Unas Preguntas Interesantes
• 1. ¿Qué pasa con αv cuando el sol calienta la superficie?– La insolación es una fuente de inestabilidad
• 2. ¿Qué pasa de noche?
![Page 32: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/32.jpg)
Estable frente aγ
Estable frente aΓ
ESTABLE
![Page 33: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/33.jpg)
Unas Preguntas Interesantes
• 1. ¿Qué pasa con αv cuando el sol calienta la superficie?– La insolación es una fuente de inestabilidad
• 2. ¿Qué pasa de noche?– Enfriamiento de la superficie
– Supresión de la turbulencia (estable)
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Estabilidad Condicional
z
T
Pendientes de -dT/dzAmbiental -αv
Adiabática seca -γPseudoadiabática -Γ
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Estable frente aγ
Inestable frente aΓ
ESTABILIDAD CONDICIONAL
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Estados locales de estabilidad
• αv < 0� Inversión, muy estable
• αv < Γ� Estable
• Γ < αv < γ� Estabilidad condicional– Seco� Estable
– Saturado� Inestable
• αv > γ� Inestable
• αv = γ� Neutro(seco)
• αv = Γ� Neutro(saturado)
![Page 37: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/37.jpg)
Estados locales de estabilidad
γz
T
ΓINESTABLE
ESTABILIDAD
CONDICIONAL
ESTABLE
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ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCION
Criterios de estabilidad
Aire no saturado
Inestable αααα > γγγγd
Indiferente αααα = γ γ γ γ dEstable αααα < γγγγd
Aire saturado
Inestable αααα > γγγγs
Indiferente αααα = γ γ γ γ sEstable αααα < γγγγs
Absolutamente Inestable αααα > γγγγd
Condicionalmente inestable γγγγ s < αααα < γγγγd
Absolutamente estable αααα < γ γ γ γ s
![Page 39: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/39.jpg)
ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCION
Absolutamente Inestable αααα > γγγγd
Condicionalmente inestable γγγγ s < αααα < γγγγd
Absolutamente estable αααα < γ γ γ γ s
![Page 40: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/40.jpg)
ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCION
Absolutamente Inestable αααα > γγγγd
Condicionalmente inestable γγγγ s < αααα < γγγγd
Absolutamente estable αααα < γ γ γ γ s
![Page 41: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/41.jpg)
TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.
• EQUILIBRIO ESTÁTICO Y BALANCE HIDROSTÁTICO.• GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA.• ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCIÓN.
– MÉTODO DE LA BURBUJA.– CRITERIOS DE ESTABILIDAD EN FUNCIÓN DE θ Y θSW.
• DESARROLLO VERTICAL.– DESARROLLO VERTICAL DE UNA COLUMNA SIN SATURAR.– INVERSIÓN DE SUBSIDENCIA.– DESPLAZAMIENTO VERTICAL DE UNA COLUMNA HASTA
SATURACIÓN. INESTABILIDAD POTENCIAL.
• INESTABILIDAD LATENTE.• INESTABILIDAD CONVECTIVA. NIVEL DE
CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN.
![Page 42: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/42.jpg)
ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCION
Criterios de estabilidad en función de la temperatura potencial θθθθ
αγα∂∂θ
θ
ρρ
∂∂
∂∂
∂∂θ
θ
−=−=
=−=
−=
dpd
d
pd
d
c
g
z
T
TRpgdzdp
z
p
pc
R
z
T
Tz
y
11
p
dp
c
R
T
dTd
pdc
RTdd
pc
R
c
RT
pd
d
pd
d
pd
d
pd
d
−=
−=
−+=
θθ
θ
θ
lnlnln
ln1000lnlnln
pd
dc
R
pT
= 100θ
![Page 43: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/43.jpg)
ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCION
αγ∂∂θ
θ−= dz
T
De modo que los criterios de estabilidad pueden expresarse
Aire no saturado Criterio Aire saturado
∂ θ∂∂ θ∂∂ θ∂
z
z
z
⟨
=
⟩
0
0
0
∂ θ∂
∂ θ∂
∂ θ∂
sw
sw
sw
z
z
z
⟨
=
⟩
0
0
0
inestable
indiferente
estable
Comparar gradiente ambiental con
Adiabático Seco Pseudoadiabático
Aire saturado
![Page 44: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/44.jpg)
CRITERIOS DE ESTABILIDAD EN FUNCIÓN DE LAS TEMPERATURAS POTENCIALES θ θ θ θ Y θθθθSW
∂ θ∂
∂ θ∂
∂ θ∂
z
z
z
⟨
=
⟩
0
0
0
∂ θ∂
∂ θ∂
∂ θ∂
sw
sw
sw
z
z
z
⟨
=
⟩
0
0
0
inestable
indiferente
estable
![Page 45: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/45.jpg)
TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.
• EQUILIBRIO ESTÁTICO Y BALANCE HIDROSTÁTICO.• GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA.• ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCIÓN.
– MÉTODO DE LA BURBUJA.– CRITERIOS DE ESTABILIDAD EN FUNCIÓN DE θ Y θSW.
• DESARROLLO VERTICAL. – DESARROLLO VERTICAL DE UNA COLUMNA SIN SATURAR.– INVERSIÓN DE SUBSIDENCIA.– DESPLAZAMIENTO VERTICAL DE UNA COLUMNA HASTA
SATURACIÓN. INESTABILIDAD POTENCIAL.
• INESTABILIDAD LATENTE.• INESTABILIDAD CONVECTIVA. NIVEL DE
CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN.
![Page 46: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/46.jpg)
DESARROLLO VERTICAL.
∆θ/∆z > 0 Columna Estable ∆θ/∆z < 0 Columna Inestable
∆z ↑ en el ascenso ⇒|∆θ/∆z| ↓⇒|∆θ/∆z|→0
P. adiabático
∆θ = cte
∆z ↓ en el descenso ⇒|∆θ/∆z| ↑⇒|∆θ/∆z| se aleja de 0
![Page 47: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/47.jpg)
Desarrollo Vertical Ascensión adiabática
z
dθ/dz>0
θ
A
B
ESTABLE
A’
B’
A’’
B’’
MENOS ESTABLE
AÚN MENOS ESTABLE
expansión
![Page 48: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/48.jpg)
z
dθ/dz<0
θ
A
BINESTABLE
A’
B’
A’’
B’’
MENOS INESTABLE
AÚN MENOS INESTABLE
expansión
Desarrollo Vertical Ascensión adiabática
![Page 49: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/49.jpg)
Desarrollo VerticalSubsidencia
z
dθ/dz>0
θ
A
B
ESTABLE
A’
B’
A’’B’’MÁS ESTABLE
AÚN MÁS ESTABLE
compresión
![Page 50: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/50.jpg)
TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.
• EQUILIBRIO ESTÁTICO Y BALANCE HIDROSTÁTICO.• GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA.• ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCIÓN.
– MÉTODO DE LA BURBUJA.– CRITERIOS DE ESTABILIDAD EN FUNCIÓN DE θ Y θSW.
• DESARROLLO VERTICAL. – DESARROLLO VERTICAL DE UNA COLUMNA SIN SATURAR.– INVERSIÓN DE SUBSIDENCIA.– DESPLAZAMIENTO VERTICAL DE UNA COLUMNA HASTA
SATURACIÓN. INESTABILIDAD POTENCIAL.
• INESTABILIDAD LATENTE.• INESTABILIDAD CONVECTIVA. NIVEL DE
CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN.
![Page 51: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/51.jpg)
INVERSION DE SUBSIDENCIA
![Page 52: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/52.jpg)
INVERSION DE SUBSIDENCIA
![Page 53: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/53.jpg)
TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.
• EQUILIBRIO ESTÁTICO Y BALANCE HIDROSTÁTICO.• GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA.• ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCIÓN.
– MÉTODO DE LA BURBUJA.– CRITERIOS DE ESTABILIDAD EN FUNCIÓN DE θ Y θSW.
• DESARROLLO VERTICAL.– DESARROLLO VERTICAL DE UNA COLUMNA SIN SATURAR.– INVERSIÓN DE SUBSIDENCIA.– DESPLAZAMIENTO VERTICAL DE UNA COLUMNA HASTA
SATURACIÓN. INESTABILIDAD POTENCIAL.
• INESTABILIDAD LATENTE.• INESTABILIDAD CONVECTIVA. NIVEL DE
CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN.
![Page 54: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/54.jpg)
A
A’B
B’Expansión adiabática hasta saturación
Expansión adiabática hasta saturación
Más expansión pseudoadiabática
SATURADA INESTABLE
ESTABLE
Inestabilidad potencial:un ejemplo particular
![Page 55: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/55.jpg)
Estabilidad Potencial
ASCENSO FORZADO
ESTABLE INESTABLE
![Page 56: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/56.jpg)
DESARROLLO VERTICAL. INESTABILIDAD POTENCIAL
Potencialmente inestable
0
0
0
⟩
=
⟨
z
z
z
sw
sw
sw
∂θ∂
∂θ∂
∂θ∂
Potencialmenteindiferente
Potencialmenteestable
Ascenso en columna hasta alcanzar la saturación
![Page 57: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/57.jpg)
TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.
• EQUILIBRIO ESTÁTICO Y BALANCE HIDROSTÁTICO.• GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA.• ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCIÓN.
– MÉTODO DE LA BURBUJA.– CRITERIOS DE ESTABILIDAD EN FUNCIÓN DE θ Y θSW.
• DESARROLLO VERTICAL. – DESARROLLO VERTICAL DE UNA COLUMNA SIN SATURAR.– INVERSIÓN DE SUBSIDENCIA.– DESPLAZAMIENTO VERTICAL DE UNA COLUMNA HASTA
SATURACIÓN. INESTABILIDAD POTENCIAL.
• INESTABILIDAD LATENTE.• INESTABILIDAD CONVECTIVA. NIVEL DE
CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN.
![Page 58: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/58.jpg)
Inestabilidad Latente
• Si se levantase una parcela con propiedades (p, T, Td) hasta otro nivel (saturado) donde se encontraría más caliente que el ambiente
• Para una parcela de la superficie, el nivel se puede producir esta condición es el “nivel de convección libre” (NCL)
• Hace falta un proceso externo para disparar (e.g., el aire sube una montaña)
![Page 59: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/59.jpg)
ENERGÍA CINÉTICA DE LA BURBUJA
vd
v
vv
TRp
gdzdp
wddz
T
TTgdz
dt
dw
′′=
′=
=′
′−=
ρ
ρ
2)()( 2
2
121
22
2
1
21
22
ln)(2
ww
)(ln)(2
ww
p
pTTR
pdTTR
vvd
vvd
′−=−
′−−=−∫
)(ln)()(
2)( 2
pdTTRdpT
TTwdvvd
v
vv ′−−=′′′−−=
ρ
`̀ `
![Page 60: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/60.jpg)
Inestabilidad Latente
nivel de convección libre
nivel de condensación por convección
![Page 61: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/61.jpg)
Inestabilidad Latente “Real”Dispara una convección fuerte, con mayor devolución de energía que la que se necesito para “disparar” el proceso
+
-“nivel de convección libre”
![Page 62: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/62.jpg)
Pseudoinestabilidad LatenteLa energía liberada en la convección es menor que la requerida para “el disparo” del proceso
+
-“nivel de convección libre”
![Page 63: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/63.jpg)
INESTABILIDAD LATENTE.
Área 2
Área 1
Área 1 > Área 2 ⇒ Pseudoinestabilidad Latente Área 1 < Área 2 ⇒ Inestabilidad Latente Real Área 2 no existe ⇒ Estabilidad
![Page 64: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/64.jpg)
TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.
• EQUILIBRIO ESTÁTICO Y BALANCE HIDROSTÁTICO.• GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA.• ESTABILIDAD VERTICAL Y CONVECCIÓN.
– MÉTODO DE LA BURBUJA.– CRITERIOS DE ESTABILIDAD EN FUNCIÓN DE θ Y θSW.
• DESARROLLO VERTICAL. – DESARROLLO VERTICAL DE UNA COLUMNA SIN SATURAR.– INVERSIÓN DE SUBSIDENCIA.– DESPLAZAMIENTO VERTICAL DE UNA COLUMNA HASTA
SATURACIÓN. INESTABILIDAD POTENCIAL.
• INESTABILIDAD LATENTE.• INESTABILIDAD CONVECTIVA. NIVEL DE
CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN.
![Page 65: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/65.jpg)
El Nivel de Condensación por Convección (NCC)
• ¿Qué sentido tiene el Nivel de Condensación por Elevación (NCE) en un caso estable (no se puede elevar)?
• Sin embargo, podemos estudiar casos así
![Page 66: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/66.jpg)
EVOLUCIÓN DIARIA DEL PERFIL TÉRMICO EN LAS PROXIMIDADES DE LA SUPERFICIE
![Page 67: TEMA 4. EQUILIBRIO VERTICAL EN LA ATMÓSFERA. ESTABILIDAD.andyk/Docencia/Metclim/04.pdf · Relación entre el gradiente geométrico de T y T v α v = + α− ∂r ∂z〈 ⇒α v〉α](https://reader034.fdocument.pub/reader034/viewer/2022042106/5e8499371d6216615746e2cb/html5/thumbnails/67.jpg)
08:00 09:00 11:00 13:00
NCC
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CONVECCION Y MEZCLA VERTICALNIVEL DE CONDENSACION POR CONVECCION
Adiabática seca
ln p
T
r =r’mNCC
rm
Tc
P
A
B
B3
B2
B1
Evolución de la temperaturajunto al suelo
NCC=Nivel de condensación por convección: nivel de formación de los cúmulos por ascenso convectivo de las masas de aire.
AB= sondeo de primera hora de la mañana
Tc= temperatura de convección: mínima temperatura necesaria para que se alcance el NCC
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Es un modelo
• Definiciones, por intersección con la equisaturada de la superficie– NCE: con la adiabática seca– NCC: con el perfil ambiental de T
• En realidad, la situación es más complicada porque hay evaporación (transpiración) en la superficie (humidificación de la capa)
• Pero el NCC da una buena estimación de donde empiezan las nubes
• En condiciones convectivas (nubes tipo cúmulos), hay buen acuerdo (NCE ~ NCC)