INTERPRETACIÓN BÁSICA DE UN TERMOGRAMALos termogramas o diagramas termodinámicos son de gran utilidad

para el vuelo si se saben interpretar correctamente. No es difícil prestando un poco de atención al maremágnum de líneas que presentan. Existen varios tipos pero todos reflejan lo mismo:

presiones y temperaturas.

En esta guía utilizaremos el conocido diagrama del NOAA, de fácil obtención a través de la página oficial o enlaces. Para ello primero describiremos las diferentes líneas por separado, así como su significado.

ALTITUDES

Estas cifras azules representan la presión estándar en milibares para cada altitud, siendo la máxima presión 1013 mb a nivel del mar. Las líneas horizontales son líneas de igual presión, luego de la misma altitud.

ALTITUDES

Estas cifras azules representan la presión estándar en milibares para cada altitud, siendo la máxima presión 1013 mb a nivel del mar. Las líneas horizontales son líneas de igual presión, luego de la misma altitud.Su equivalencia en

metros, a la izquierda, no aparece en la gráfica del NOAA. Vemos que para las capas bajas, en las que nos movemos normalmente en vuelo libre, podemos asimilar cada 50 mb a 500 metros aproximadamente.

VIENTO

Velocidad y dirección del viento cada 50 mb, expresado en nudos, (millas por hora). Aunque el estado de la atmósfera influye en los vientos y viceversa, para nuestro propósito de interpretación nos es indiferente.

En rojo las temperaturas; a lo largo de cada línea la temperatura es constante. Las líneas son por tanto isotermas.

TEMPERATURAS

En rojo las temperaturas; a lo largo de cada línea la temperatura es constante. Las líneas son por tanto isotermas.

TEMPERATURAS

Estas otras líneas cortas indican cómo desciende la temperatura a la que condensa una partícula de aire (punto de rocío). Los números significan la cantidad de agua en gramos por kilo de aire. Es otra forma de medir la humedad.

GRADIENTE ADIABÁTICO SECO

Líneas ligeramente curvas que representan el descenso de la temperatura de una partícula de aire según asciende, siempre que su humedad no se condense. Este descenso es constante, de 1º cada 100 metros, ya que no se produce intercambio de calor con la atmósfera circundante.

GRADIENTE SATURADO

Líneas curvas discontinuas que representan el descenso de la temperatura de una partícula de aire según asciende cuando se satura y condensa su humedad. Este descenso no es lineal como el adiabático, ya que la partícula, una vez saturada, sí intercambia calor con el entorno.

DIAGRAMA DE STÜVE

Finalmente, en la parte inferior figuran las coordenadas del lugar, la fecha y la hora UTC para la que está elaborado el diagrama.

Sobre este diagrama se representa el sondeo, que consiste en dos curvas: curva de estado y curva de puntos de rocío.

SONDEO

Curva de estado (en rojo):

Representa la temperatura del aire para cada altitud.

Temperatura a determinada altitud:

Desde dicha altitud (p.e. 2500 m) trazamos una horizontal hasta cortar a la curva roja; desde ahí paralela a las isotermas leemos la temperatura: - 6º

2500

- 6º

SONDEO

1800

3400

4200

Curva de estado (en rojo):

Representa la temperatura del aire para cada altitud. Altitud de una isoterma:

Para saber a qué altitud o altitudes se da cierta temperatura por ejemplo 0º, trazamos la isoterma hasta cortar a la curva de estado. Como en la figura, puede ocurrir en varios puntos, es decir, a varias altitudes.

SONDEO

Curva de puntos de rocío (verde):

Representa la humedad del aire para cada altitud. Es la temperatura a la que tendría que bajar el aire a esa altitud para condensar su humedad.

P.e. a 3000 m la temperatura del aire es – 4º y su punto de rocío – 40º. Esto indica aire muy seco.

En cambio a 11000 ambas son de -60º, luego se producirá condensación, o sea nubes (de hielo a esa altitud).

Enfriamiento-calentamiento adiabáticoSi una burbuja de aire se calienta más que el

aire de su entorno se vuelve menos densa y asciende hasta que las temperaturas se

igualan. De igual forma, una burbuja de aire más frío y denso desciende hasta una capa de equilibrio.

El enfriamiento-calentamiento se produce a un ritmo de 10º por cada 1.000 metros, siguiendo la temperatura la curva adiabática seca.

0100020003000

4000

6000

9000

3020

100

- 10

- 30

- 60

4

5

6

7

8

9

10

4

5

6

7

8

9

10

4º 10º

4º 10º

Si la humedad de la burbuja condensa, el enfriamiento/calentamiento se produce a un ritmo variable, de unos 5º por cada 1.000 metros, según el gradiente saturado, representado por las líneas discontinuas .

Enfriamiento-calentamiento saturado

- 10

- 18

- 25

- 40

- 35

En resumen, si una burbuja se calienta más que el entorno, ascenderá enfriándose a 10º cada 1.000 metros hasta que su humedad condense, independientemente de su temperatura inicial. Desde este punto seguirá enfriándose a un ritmo variable de unos 5º-6º cada 1.000 metros.La línea roja representa la variación total de su temperatura.

INTERPRETACIÓN DE LOS DATOS DEL TERMOGRAMAA continuación se presentan ejemplos prácticos a partir de datos

concretos con los que prever el techo de una ascendencia, la base de las nubes, etc. así como sencillos y prácticos términos utilizados en

los pronósticos y que nos interesa conocer:

Nivel de equilibrio

Nivel de condensación

Nivel de Condensación por Ascenso o elevación NCA

Nivel de Condensación Convectivo NCC

Nivel de Convección Libre NCL

Temperatura de convección

Estabilidad e inestabilidad

Inestabilidad condicional

Equilibrio neutro o indiferente

Gradiente isotérmico

Inversión térmica

NIVEL DE EQUILIBRIOVamos a calcular la altitud a la que

subirá una burbuja de aire , que será su nivel de equilibrio, cuando se calienta más que el entorno (térmica).

Supongamos también que el suelo se calienta hasta 25º. Localizamos el punto de corte entre la línea de 900 mb y la isoterma de 25º.

Desde este punto trazamos una curva paralela a la adiabática seca. La burbuja se enfriará a un ritmo de 1º cada 100 m. Cuando encuentre a la curva de estado habrá alcanzado la misma temperatura que ésta.

Este es su nivel de equilibrio, unos 4.400 m en el ejemplo, (una buena térmica).OjO: aún no hemos tenido en cuenta la humedad de la burbuja ni del entorno.

Supongamos que el suelo está a unos 1000 m de altitud (900 mb). La curva de estado a esta altitud nos da una temperatura del aire de 15º.

4.400

NIVEL DE CONDENSACIÓN

Cálculo de la altitud a la que condensará la misma burbuja si se ve forzada a ascender, por la razón que sea: laderas, térmica, frente …Ahora nos fijamos en la curva de puntos de rocío. Partamos igualmente de unos 22º a 900 mb y sigamos la misma trayectoria adiabática seca. A su vez desde el inicio de la curva verde trazamos otra paralela pero a las rectas cortas inferiores.Confluyen a unos 3.800 m,

donde comenzará a formarse una nube.

3.800

Si la burbuja es más fría condensará antes, más abajo. Si es más cálida lo hará después, más arriba.

2.500

4.500

Esto explica por qué en ocasiones las bases de las nubes están a diferentes altitudes según avanza el día, o según la zona en función de la temperatura que alcance el terreno: cultivos, tejados, carreteras, tierra, rocas, bosques…OjO: ahora no hemos considerado la curva de estado de la atmósfera.

¿Qué ocurre con las burbujas que han condensado? Como se explicó anteriormente, continuarán enfriándose pero más lentamente. La temperatura seguirá ahora las curvas del gradiente saturado.Mientras la burbuja o masa de aire saturada siga ascendiendo la altura de la nube será mayor. ¿Hasta qué punto lo hará? Para calcularlo deberemos considerar ambas curvas a la vez.

Tengamos en cuenta ahora ambas gráficas y varias burbujas a distintas temperaturas a causa del calentamiento del terreno a lo largo del día.Burbuja a 20º: repetimos simultáneamente las operaciones realizadas antes por separado. Observamos que la temperatura alcanza antes la curva roja que la verde (a 700 mb), luego deja de ascender antes de condensar. Burbuja a 25º: el nivel de equilibrio y de condensación coinciden. Aparecerán jirones de nube o un pequeño cúmulo si la burbuja es pequeña.Burbuja a 30º: la

temperatura de la burbuja encuentra antes a la línea verde, luego condensa. Seguirá ascendiendo hasta encontrar a la curva de estado en su nivel de equilibrio, 6.500 en el ejemplo.

6.500

NIVEL DE CONDENSACIÓN POR ASCENSO O ELEVACIÓN (NCA)Cuando una masa de aire se ve empujada hacia arriba de forma dinámica, por ejemplo forzada por una ladera o por un frente, si asciende lo suficiente llegará a condensar. La altura teórica a la que lo hará es el NCA y puede que en la realidad se alcance o no.

Para calcularlo, desde el inicio de la curva de puntos de rocío, (curva verde), trazamos una paralela a las rectas cortas. Ahora desde el inicio de la curva de estado, (curva roja) trazamos una línea paralela a la adiabática seca. El punto de corte de ambas nos da el nivel buscado. (Los puntos de inicio corresponden a la superficie del terreno).

NCA 3.200 m

Nótese que la masa de aire asciende aunque se mantenga más fría que la curva de estado, ya que no se trata de un ascenso convectivo, provocado por el calor, sino dinámico, forzado por un obstáculo.

NIVEL DE CONDENSACIÓN POR CONVECCIÓN (NCC)

Si una masa de aire se calienta suficientemente para desprenderse de la superficie ascenderá, como ya hemos visto anteriormente. La altura teórica a la que subirá hasta que condense es el NCC. El NCC es la altura mínima a la que esto puede ocurrir. La temperatura de esta masa de aire descenderá adiabáticamente, 1º cada 100 m.

Para encontrar el NCC partimos del inicio de la curva de puntos de rocío y trazamos una paralela a las rectas cortas hasta encontrar la curva de estado. Nuevamente hay que tener en cuenta que es un nivel teórico y que, según las condiciones, se alcanzará o no. En el ejemplo representado es prácticamente imposible.

NCC 5.800 m

El NCC representa la altura de la base de los cúmulos formados únicamente por calentamiento de la superficie.

NIVEL DE CONVECCIÓN LIBRE (NCL)

Sabemos que una masa de aire más cálido que el circundante tiende a ascender, pero ¿puede ascender una masa de aire más frío que el circundante? Sí, empujada por el viento sobre una ladera, cadena montañosa o levantada por un frente. Una masa de aire así elevada puede llegar a un nivel en el que el aire circundante sea más frío e iniciar un ascenso convectivo. La altura teórica a la que esto ocurre es el NCL.

Para encontrar el NCL calculamos primero el NCA. Desde este nivel trazamos una curva paralela a las líneas del gradiente saturado. Donde esta curva corte a la curva de estado tendremos el NCL.

NCL 7.500 m

NCA 3.200 m

TEMPERATURA DE CONVECCIÓN

Se entiende por convección el intercambio de calor entre dos fluidos, en este caso dos masas de aire de diferente temperatura. Cuando una burbuja de aire más caliente que el entorno asciende, lo hace adiabáticamente, es decir, sin intercambio de calor. En cambio, al alcanzar el NCC se satura, y la condensación cede calor al aire circundante. En este momento se inicia la convección.

Por lo tanto una burbuja de aire debe calentarse lo suficiente para alcanzar el NCC e iniciar la convección. Para calcular la temperatura que debe alcanzar dicha burbuja debemos primero hallar el NCC, como se hizo anteriormente.

36º

Desde el NCC bajamos una paralela a la adiabática seca hasta la superficie. En el ejemplo aproximadamente 36º.

NCC

A no ser que se alcance esta temperatura el aire no llegará al NCC y no habrá convección, aunque sí puede haber térmicas.

ESTABILIDAD E INESTABILIDADUna atmósfera estática es, por definición, estable. Si los movimientos son sólo horizontales también se considera estable, por lo que la inestabilidad necesita de movimientos verticales. Que haya térmicas no necesariamente significa que haya inestabilidad atmosférica, hay que estudiar la atmósfera en sus distintas capas para determinar el grado de estabilidad o inestabilidad.

15º

ESTABILIDADSi una burbuja es elevada y su temperatura es menor que el aire circundante, será más densa y tenderá a regresar a su posición inicial o nivel de equilibrio.

NIVEL DE EQUILIBRIO 15º

Igualmente una burbuja que, impulsada hacia abajo, tenga una temperatura mayor que el aire circundante, será menos densa y tenderá a ascender a su posición inicial.

20º

10º

ESTABILIDAD NEUTRASi la temperatura de la burbuja desplazada es igual que el aire circundante, su densidad será similar y tenderá a permanecer en el mismo nivel al que se desplazó.

La atmósfera es entonces neutra o indiferente.15º

15º

15º

ESTABILIDAD E INESTABILIDAD

15º

10º

20º

INESTABILIDADSi una burbuja es elevada y su temperatura es mayor que el aire circundante, será menos densa y acelerará hacia arriba, lejos de su nivel original. De la misma forma, si la burbuja desciende y su temperatura es menor que el ambiente, acelerará hacia abajo. En ambos casos la atmósfera es inestable.Razones para que una masa de aire ascienda o descienda pueden ser: calentamiento del terreno, frente frío que levanta aire más cálido, cadena montañosa, aire frío en altura, enfriamiento por la caída de la noche…

Para determinar el grado de estabilidad/inestabilidad real hay que estudiar la atmósfera a todos los niveles. Puede existir una capa estable (inversión) y sobre o bajo ésta otra inestable. Una burbuja puede ser empujada hacia arriba desde una capa estable hasta otra inestable…

Precisamente esto nos lo dirá la curva de estado.

ESTABILIDAD E INESTABILIDADVemos ahora cómo determinar la estabilidad de cada capa a través de la curva de estado, teniendo en cuenta especialmente lo explicado en las diapositivas 13ª y 14ª.

Si una burbuja se eleva siendo T su temperatura inicial, ésta irá bajando según la adiabática seca hasta Ts, momento en que condensará su humedad, siguiendo la adiabática saturada. En el ejemplo la temperatura de la burbuja es siempre más baja que la de la curva de estado (temperatura ambiente), luego el aire es más denso y tenderá a ralentizarse. Esta situación es por tanto, estable.

Conclusión: cuando la curva de estado es más “vertical” que la adiabática seca y que la saturada, la atmósfera, en esa capa, es completamente estable. Esto no significa que no pueda haber ascendencias térmicas, sino que, según su potencia, tenderán a equilibrarse antes o después, eso sí, siendo las condiciones poco propicias para el vuelo térmico.

T

Ts seca

saturada

curv

a e

stado

Configuración de atmósfera estable

ESTABILIDAD E INESTABILIDADDe nuevo tenemos una burbuja que se eleva siendo T su temperatura inicial, irá bajando según la adiabática seca hasta Ts, y condensará su humedad, siguiendo ahora la adiabática saturada.

En esta caso la temperatura de la burbuja se mantiene siempre más caliente que la del aire circundante, representado por la curva de estado, siendo el aire menos denso.En estas condiciones la burbuja tendería siempre a subir acelerando, siendo esta situación absolutamente inestable. La inestabilidad absoluta se da rara vez, especialmente por calentamiento solar de la superficie y en capas estrechas.

Conclusión: cuando la curva de estado es menos “vertical” que la adiabática seca, la atmósfera, en esa capa, es completamente inestable. Esta situación en el suelo genera térmicas. Según diferentes parámetros se desprenderán antes o después, con un menor o mayor almacenamiento de energía y resultando menos o más potentes.

T

Ts seca

saturada

curva estado

Configuración de atmósfera absolutamente inestable

ESTABILIDAD E INESTABILIDADDe nuevo tenemos una burbuja que se eleva siendo T su temperatura inicial, irá bajando según la adiabática seca hasta Ts, y condensará su humedad, siguiendo ahora la adiabática saturada.

Ahora hay una diferencia respecto a los casos anteriores: la burbuja es más fría que el ambiente hasta T2, luego hasta este punto la atmósfera es estable.A partir de T2 la burbuja es más cálida que el ambiente, por lo que la atmósfera es inestable. El punto T2 es el ya conocido NCL. En estas condiciones la atmósfera es condicionalmente inestable: mientras la burbuja no se sature será estable; si se satura y sobrepasa el NCL se vuelve inestable.

Configuración de atmósfera condicionalmente inestableT

Ts seca

saturada

curva

estado

T2=NCL

Conclusión: cuando la atmósfera es condicionalmente inestable la curva de estado será más “vertical” que la adiabática seca pero menos que la saturada. Esto no significa necesariamente que la atmósfera se vaya a volver inestable; para ello debe saturarse y esto dependerá de la humedad que contenga.

ATMÓSFERA NEUTRA O INDIFERENTESi un sondeo nos da una curva de estado paralela a una adiabática seca, una burbuja no saturada de temperatura inicial T que se desplace hacia arriba, bajará su temperatura al mismo ritmo que lo hace el ambiente circundante. Así pues, tendrá la misma temperatura que el aire que la rodea y tenderá a permanecer en el lugar al que se desplazó.Si el sondeo es paralelo a una adiabática saturada ocurrirá lo mismo pero con una burbuja cuya humedad haya condensado. En ambos casos decimos que la burbuja está n equilibrio neutro o indiferente respecto al ambiente circundante.

Configuración de atmósfera neutra o indiferenteT

Conclusión: en estas condiciones, si una burbuja se calienta y se desprende, se irá enfriando al mismo ritmo que el sondeo, luego se mantendrá siempre más cálida y la diferencia de temperatura con el ambiente será siempre la misma. La térmicaasciende siempre al mismo ritmo y se mantiene así hasta que alcanza una capa con condiciones distintas.

GRADIENTE ISOTÉRMICO

Si la curva de estado mantiene la misma temperatura estamos en el caso de un gradiente isotérmico. El gradiente isotérmico es un caso particular de atmósfera estable. El sondeoseguirá exactamente una línea de temperatura, en el ejemplo unos 8º.

Gradiente isotérmico

Conclusión: los tramos de la curva de estado que son tanto o más inclinados que las isotermas presentan en esas zonas una fuerte estabilidad. Si son capas estrechaspodrían ser atravesadas por térmicas potentes o deshacerse a lo largo del día. Si son anchas suponen una segura tapadera donde mueren las térmicas.

Si la temperatura aumenta con la altitud estamos en el caso de una inversión térmica; ya que en una atmósfera estándar la temperatura disminuye con la altura el hecho de que aumente se considera inversión. Al igual que en el caso anterior, este es un caso de atmósfera estable.

INVERSIÓN TÉRMICA

Inversión térmica

T