Precipitation Spanish

UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN ANTONIO ABAD DEL CUSCO

CARRERA PROFESIONAL DE AGRONOMIA

HIDROLOGIA AGRICOLA

PRECIPITACION DOCENTE : Ing. Luis Cuba Mellado Trabajo presentado por:

Concha Vargas, Julio Manuel Código: 110031

CUSCO – PERÚ

2014-IIV

Hidrología Agrícola, K’ayra 2014-II 1

INTRODUCCIÓN La precipitación, es un tema bastante amplio y depende del objetivo de

estudio su desarrollo. En el presente trabajo, se desarrollará los conceptos bases esenciales que permitan lograr un mejor entendimiento de este tipo de fenómenos que son tan importantes en la agricultura. Las precipitaciones se originan en los diversos tipos de nubes y condensaciones, por lo que se hace una descripción correspondiente de estos fenómenos. La precipitación en forma de gotas de lluvia, es la más común, por lo que para este caso se profundiza la teorización y los métodos de evaluación.


CONTENIDO: I. LA PRECIPITACION (5) 1 FORMACIÓN DE LAS NUBES ( 5 ) 1.1 La condensación en lo alto ( 5 ) 1.2 El aumento de tamaño de las gotas diminutas de las nubes ( 6 ) 2 CLASIFICACIÓN DE LAS NUBES ( 6 ) 2.1 Nubes altas ( 9 ) 2.2 Nubes medias ( 11 ) 2.3 Nubes bajas ( 12 ) 2.4 Nubes de desarrollo vertical ( 13 ) 2.5 Variedades de nubes. ( 14 )

3 TIPOS DE NIEBLA ( 16 ) 3.1 Nieblas formadas por enfriamiento ( 16 ) 3.2 Nieblas de evapora miento ( 18 ) 4 COMO SE FORMA LA PRECIPITACIÓN ( 19 )

4.1 La precipitación a partir de nubes frías: ( 20 ) 4.1.1 El proceso Bergeron ( 20 )

4.2 La precipitación a partir de nubes cálidas ( 23 ) 4.2.1 El proceso de colisión – coalescencia ( 23 )

5 FORMAS DE PRECIPITACIÓN ( 26 ) 5.1 Lluvias ( 27 ) 5.2 Nieve ( 28 )

5.3 Aguanieve y lluvias heladas o cristales ( 29 ) 5.4 Granizos ( 30 ) 5.5 Escarcha ( 32 )

6 MODIFICACION INTENSIONAL DEL TIEMPO ( 32 ) 6.1 Provocación de lluvia y de nieve ( 33 ) 6.2 Dispersión de nubes y nieblas ( 34 ) 6.3 Supresión de granizadas ( 35 ) 6.4 Prevención de heladas ( 35 )

7 MEDICION DE LA PRECIPITACIÓN ( 36 ) 7.1 Instrumentos estándar ( 37 ) 7.2 Medición de Nevadas ( 38 )

7.3 Medición de la precipitación por radar ( 38 ) 7.4 Precipitación promedio anual ( 39 )


OBJETIVOS:

- Entender los fundamentos de los diversos tipos de precipitación - Entender el modo en el que se originar los diversos tipos de precipitación. - Métodos de medición de la precipitación.


JUSTIFICACIÓN:

- En el estudio de lo hidrología, se tiene que entender los fundamentos bajo los cuales se producen las precipitaciones, debido a importancia de estos fenómenos.

- En la actualidad, a la fecha de hoy que estamos en el año 2015 en el mes de Marzo, en nuestra región se están presentando paralizaciones campesinas debido a la excesiva precipitación que está dañando a los cultivos. Granizos que a mediados de febrero diezmaron los cultivos de maíz de la zona. Es hecho de que se traten de fenómenos meteorológicos, no justifica la inacción de las autoridades, pero ¿que se podría hacer?. Para ello necesitamos hacer investigación y entender de mejor manera como es que suceden los fenómenos meteorológicos.

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LA PRECIPITACION 1 FORMACIÓN DE LAS NUBES Una nube es un agregado visible de diminutas gotitas (micro-gotas) de agua y/o cristales de hielo, suspendidas en la atmosfera por encima de la superficie de la tierra. Las nubes para la meteorología son importantes, porque proveen una indicación visual de las condiciones atmosféricas (Figura 1-1). Figura 1-1: Campo de futbol en plena lluvia.

Fotografía: Frederick K. Lutgens

1.1 La condensación en lo alto Las nubes se forman cuando el vapor de agua se condensa en la atmosfera debido al enfriamiento adiabático. Recordemos que cuando una parcela de aire, asciende éste pasa a través de zonas de presión cada vez más bajas, como resultado, el aire que sube se expande y se enfría adiabáticamente (aisladamente). A una altura conocida como a nivel de condensación ascendente, la parcela de aire ha sido enfriada a su temperatura de roció, entonces se activa la condensación. Para que la condensación tenga lugar, dos condiciones deben de darse:

- El aire debe estar saturado y - Debe haber una superficie en el que el vapor de agua pueda condensarse.

Durante la formación del rocío, cuando hay objetos que están encima o cerca al suelo, como por ejemplo las hojas de gras, éstas sirven de superficie para que el vapor de agua se condense. Sin embargo cuando la condensación acurre a mayores alturas, partículas diminutas conocidas como núcleo de condensación de nube sirven de superficie para la condensación, sin dichos núcleos de condensación, la humedad relativa abunda en exceso por sobre el 100%. A temperaturas muy bajas, energías cinéticas también bajas, las moléculas de agua se adhieren entre si formando pequeños agrupados sin haber habido presencia de núcleos de condensación.


Los núcleos de condensación de nube contienen polvo microscópico, humo y partículas de sal, todos éstos en gran cantidad en la atmosfera baja. Consecuentemente, en la troposfera la humedad relativa raras veces excede el 100%. 1.2 El aumento de tamaño de las microgotas de nube Los más efectivos sitios para que se dé la condensación son partículas llamadas núcleos higroscópicos. Recordando que higroscópico es aquello que absorbe humedad. Sobre el océano, las partículas de sal, son liberadas hacia la atmosfera cuando el spray de agua se evapora. Debido a que la sal es higroscópica, diminutas gotas de agua se forman en el contorno de las partículas de sal de mar a humedades relativas por debajo del 100%. Como resultado, las microgotas (wáter droplets) que se forman en la sal, son generalmente más grandes que aquellas que se acumulan en núcleos hidrofóbicos ya que éstos son repelentes del agua y se forma las microgotas en ellas solamente cuando la humedad relativa alcanza el 100%. Tormentas de polvo, erupciones volcánicas y polen son las mayores fuentes de los núcleos de condensación de nube. Adicionalmente, núcleos higroscópicos son introducidos a la atmosfera como producto de la combustión de automóviles, fuego forestal y quema de carbón. Debido a que los núcleos de condensación de nube tienen un gran rango de afinidad con el agua, microgotas de diversos tamaños frecuentemente coexisten en una misma nube, un factor importante en la formación de la precipitación. Inicialmente el aumento de tamaño de las microgotas de nubes, ocurre rápidamente, sin embargo, la velocidad de este crecimiento disminuye en tanto la disponibilidad de vapor de agua es consumida por las tantas microgotas que están en competencia. El resultado es la formación de una nube consistente en billones de gotas pequeñas, tan pequeñas que permanecen suspendidas en el aire. Incluso cuando el aire está bastante húmedo, el crecimiento de las nubes de microgotas por una adicional condensación es bastante lento. Más aun la abismal diferencia entre una nube de microgotas y las gotas de lluvia (un millón de microgotas hacen aproximadamente una gota de lluvia) sugiere que la condensación no es la única responsable de la formación de gotas (o cristales de hielo) suficientes en tamaño que puedan caen al suelo sin evaporarse. 2 CLASIFICACIÓN DE LAS NUBES En 1803, Luke Howard un naturalista inglés, publicó una clasificación de las nubes que sirve como una base en el sistema de clasificación actual. De acuerdo al sistema Howard, las nubes están clasificadas en base a 2 criterios: LA FORMA y LA ALTURA.

PRIMER ASPECTO, LA FORMA Tres básicas formas de nubes son reconocidas.

- CIRRUS.- Son nubes: • altas, • blancas y • delgadas

Estas forman porciones en forma de velo o lo que es parecido a cintas pequeñas y tienen generalmente una apariencia de plumas. La palabra cirrus del Latin, para Filamento u ondulado.


- CUMULUS.- Estas nubes consisten en masas globulares que son frecuentemente descritas como algodón en apariencia. Normalmente las nubes Cumulus, exhiben una base plana y aparecen como domos ascendentes. Cumulus en Latin significa montón o Cumulo.

- STRATUS.- Estas nubes son muy bien descritas como hojas o capas (estratos) que cubren gran parte o todo el cielo. Sin embargo pueden contar con pequeños cortes, no hay unidades distinguibles de nube.

Figura 1-2: Clasificación de las nubes de acuerdo a la forma y altura.

Todas las nubes tienen la forma por lo menos de uno de estos tres tipos básicos de nube descritos, y algunos son la combinación de dos de ellos como por ejemplo, nubes cirro-cumulus. EL SEGUNDO ASPECTO LA ALTURA Se reconoce tres niveles:

- Nubes Altas, - Nubes Medias y - Nubes Bajas.

Las nubes altas normalmente tienen la base por encima de los 6000m Las nubes medias ocupan alturas de 2000m a 6000m y Las nubes bajas cerca de los 2000m.


Estas altitudes pueden variar de algún modo de acuerdo a la estación del año y la latitud. Por ejemplo una nube alta en el polo y en un invierno frio, las nubes altas ocurren a altitudes más bajas y del mismo modo también se da la formación a mas altitud de lo normal. Internacionalmente se reconocen 10 tipos de nubes y se muestran en la tabla 1.1.

Grupo de nube y altura (m) Tipo de nube características Nubes altas >6000 Cirrus - (Ci) Nubes delicadas, delgadas, fibrosas. A veces en forma de

“J” Cirrostratus - (Cs) Laminas delgadas de nubes de cristales de hielo, que le dan

al cielo una apariencia blanquecina. Aveces producen halos alrededor del sol y de la luna. Figura 1-3b.

Cirrocumulus- (Cc) Nubes de cristales de hielo, delgadas y blancas. En forma de onculaciones o masas globulares, todos en una fila. Figura 1-3c

Nubes medias 2000 – 6000 Altocumulus - (Ac) Nubes entre blancas y grises, generalmente conformadas de globulos separados. Figura 1-4ª

Altrostratus – (As) Velos estratificados que generalmente son delgados y puedn producir precipitación bastante ligera. Cuando son delgadas, lo luna y el Sol, pueden verse como un circulo brillante, no se producen halos. Figura 1-4b.

Nubes bajas <2000 Stratus.- (St) Una capa uniforme baja, parecida a la niebla, pero que no está cerca al suelo. Puede producir lloviznas.

Stratocumulus- (Sc) Nubes de ligero gris, en porciones globulares o rollos. Estos rollos pueden unirse para formar una nube continua.

Nimbostratus – (Ns) Capas amorfas de nubes grises oscuros. Uno de los principales productores de precipitación. Figura 1-5.

Nubes de desarrollo vertical Cumulus - (Cu) Nubes densas, voluminosas, generalmente caracterizados por tener bases planas, aislados por porciones proximos. Figura 1-6.

Cumulonimbus (Cb) Nubes torre, a veces amplios en su parte superior formando una cabeza de yunque. Estan asociados a lluvias pesadas, truenos, ligeros granizos y tornados. Figura. 1-7

2.1 Nubes altas El grupo de nubes altas (por encima de 6000m) incluye a:

- Cirrus - Cirrostratus y - Cirrocumulus

Las bajas temperaturas y las pequeñas cantidades de vapor de agua presentes a grandes altitudes resulta en nubes altas pero que son:

- Delgadas - Blancas y - Constituidas principalmente de cristales de hielo.

Cirrus, estas nubes están constituidas de delicados filamentos de hielo. Los vientos en lo alto, frecuentemente causan que estos se encurven por arrastre o el enrizado u ondulado que se mencionó antes. Las nubes cirrus con filamentos en “J” o gancho, se les llama también “cola de yegua” (Ver figura 1.3a).


Figura 1.3: Tres tipos básicos de nubes que hacen al grupo de nubes altas

Figura 1.3 a Cirrus

Cirrostratus, estas nubes son transparentes con blancos velos de nube con apariencia fibrosa o a veces suave que pueden llegar a cubrir gran parte o todo el cielo. Estas nubes son fácilmente reconocibles cuando éstas producen un halo alrededor del sol o de la luna (ver figura 1.3b). Ocasionalmente, los cirrostratus son tan delgados y transparentes que apenas se distinguen.

Figura 1.3b Cirrostratus

Cirrocumulus, estas nubes parecen como porciones blancas compuestas de pequeñas porciones de celdas u ondulaciones (ver figura 1.3c).


Figura 1.3c Cirrocumulus

Estos pequeños globulos los que pueden conglomerarse o separarse están generalmente reordenados de forma que parecen peces en algún modo. Aunque las nubes altas generalmente no llegan a formar precipitación, cuando las nubes cirrus le dan paso a nubes cirrocumulus, estos pueden ser advertencia de un pronóstico tormentoso. 2.2 Nubes medias Formadas en altitudes medias entre 2000 y 6000 metros, son descritas con el prefijo de alto (significando en realidad “medio”) e incluyen dos tipos:

- altocumulus y - altostratus.

Altocumulus, tienden a formar largas porciones compuestas por masas redondeadas o rollos que pueden o no converger (ver figura 1.4a). Figura 1.4: Dos tipos de nubes son generados en los rangos de altitudes medias.

(a) Altocumulus. Tienden a formar paquetes de masas redondeadas.


Debido a que ellos están generalmente compuestos de gotas de agua microscópicas en vez de cristales de hielo las celdas individuales tienen un contorno más distinto. La nubes altocumulus son a veces confundidos con cirrocumulus (los que son más pequeños y menos densos) y estratocumulus (que son más gruesos). Altostratus, es el nombre que se le da las capas de nube sin forma de color gris que cubre todo o gran parte del cielo. Generalmente el sol es visible a traves de estas nubes como un circulo brillante pero con borde del disco no discernible (ver figura 1.4b).

(b) Altostratus. Cubren todo el cielo, haciendo que el sol se vea como un punto circular a traves de las nubes.

Sin embargo a diferencia de los cirrostratus, los altostratus, no producen halos. A estas nubes pueden acompañar precipitaciones en forma de nieve ligera o llovizna. Estas nubes altostratus son comúnmente asociados con un acercamiento de frentes cálidos, se vuelven más densos en forma de capas grises oscuras de nubes nimbostratus capaces de producir lluvia abundante. 2.3 Nubes bajas Hay tres miembros en este grupo de nubes bajas (2000m):

- Estratus, - Stratocumulus y - Nimbostratus.

Estratus, estrato es una capa uniforme que frecuentemente cubre casi todo el cielo y en ocasión puede producir ligera precipitación. Stratocumulus. Las nubes estratus, que desarrollan un fondo desordenado que parecen rollos paralelos largos o porciones globulares fraccionados son llamadas nubes stratocumulus. Nimbostratus, estas nubes derivan su nombre del latin nimbus que es “nube de lluvia” y estratus que “para cubrir con una capa” (ver figura 1.5).


Figura 1-5: Nimbostratus, de los mayores productores de precipitación

Tal como el nombre indica, estas nubes son que producen precipitación más importante. Estas nubes se forman bajo condiciones estables cuando el aire es forzado a subir en un frente. En tanto el aire forzado asciende este aire comienza con la formación de una capa estratificada de nube que es extensa horizontalmente en comparación con su espesor. La precipitación asociada con las nubes nimbostratus es generalmente ligera a moderada pero de larga duración y de distribución amplia. 2.4 Nubes de desarrollo vertical Son nubes que no encajan en ninguna de las tres categorías de altura indicadas, pero en cambio tienen sus bases en el rango de las alturas bajas y se extienden hacia arriba entre la altura media y también las grandes altitudes y se les conoce como nubes de desarrollo vertical. El tipo más familiar las nubes cumulus son masas individuales que se desarrollan en cúpulas verticales o torres que en su parte superior se asemejan a la cabeza de un coliflor. Las nubes cumulus generalmente se forman en días claros cuando un calor desigual de superficie causa que porciones de aire asciendan convectivamente hacia arriba elevando el nivel de condensación (ver figura 1.6).


Figura 1-6: Cumulus, generalmente se forman en días soleados.

Cuando las nubes cumulus están presentes tempranamente en el día, podemos esperar un incremento de la nubosidad por la tarde mientras la intensidad de calor solar se intensifique. Más aun debido las pequeñas nubes cumulus (cumulus humilis) se forman en días soleados y que raramente producen precipitación apreciable, se les llama comúnmente “nubes de clima equilibrado”. Sin embargo cuando el aire es inestable, las nubes cumulus crecen en tamaño dramáticamente en altura. En cuanto una nube crece su parte superior entra en el rango de altura media y a esto se le llama cumulus congestus. Finalmente si la nube continua creciendo y la lluvia empieza a caer, es llamado cumulonimbus. Cumulonimbus, son nubes extensas, densas, nubes en expansión de considerable expansión vertical en forma de inmensas torres (ver figura 1-7).

Figura 1-7: Cumulonimbus, son densos, ondulados con una gran extensión vertical.


En estados de desarrollo tardíos, la parte más alta de una nube cumulonimbus, se convierte en hielo, de apariencia fibrosa y frecuentemente se esparce en forma de un yunque. Las torres de nube cumulonimbos se extienden desde unos pocos cientos de metros desde la superficie hasta unos 12 kilometros y a mayores alturas (en raras ocasiones como los 20kilomentros). Estas torres inmensas producen precipitación pesada acompañados de truenos luminosos y ocasionalmente con granizada. 2.5 Variedad de nubes. Existe variación en los 10 tipos básicos de nubes. Y estos son llamados usando adjetivos que describen características particulares. Por ejemplo, el termino uncinus que significa en forma de gancho o de “J”, es aplicado para prolongaciones de nubes cirrus que están en forma una “coma” resposado en su costado. Las nubes Cirrus uncinus son frecuentemente precursores de un mal tiempo meteorológico. Cuando las nubes estratus o las nubes cumulus aparecen discontinuas o fracturadas, el adjetivo usado en su descripción es fractus. Adicionalmente, algunas nubes tienen protuberancias redondeadas en su superficie inferior, similares a una ubre de ganado. Cuando estas estructuras están presentes, el termino mammatus es aplicado. Esta configuración es usualmente asociada con un tiempo meteorológico tormentoso y también asociado con nubes cumulonimbus. Las nubes en forma de lente, a los que nos referimos con el termino lenticular, son comunes en topografías arrugadas o montañosas, y se les denomina lenticular altucumulus (Ver figura 1-8a).

Figura 1-8: Nubes en forma de lente o nubes lenticulares.

(a) Nube en forma de lente

A pesar de que la nubes lenticulares se pueden formar en cuanto el flujo de aire se ondula marcadamente en una dirección vertical, éstos más frecuentemente se forman en el lado de la dirección del viento de las montañas. Cuando el aire pasa sobre terrenos montañosos, un patrón ondulado se desarrolla, como se muestra en la figura 1-8b.


(b) Formación de la nube lenticular

Las nubes se forman en donde el aire es ascendente, mientras que las áreas con aire descendente son libres de nubes. 3 TIPOS DE NIEBLA Las nieblas son definidas como nubes con su base que está muy cercana a la superficie. Físicamente, no hay diferencias entre una nube y una niebla; sus apariencias y estructuras son las mismas. La diferencia esencial es el método y el lugar de su formación. Mientras que las nubes resultan del aire ascendente que se enfría adiabáticamente, las neblinas resultan del enfriamiento o cuando el aire se torna saturado debido a la adición de vapor de agua (neblinas de evaporación). Aunque las neblinas no son intrínsecamente peligrosas, generalmente son consideradas como un peligro atmosférico (ver figura 1-9).

Figura 1.9: Niebla por radiación.

(a) Imagen satelital de una densa niebla


Durante las horas de luz, la neblina reduce la visibilidad 2 o 3 Km. Cuando la neblina es particularmente densa, la visibilidad puede ser particularmente cortada a unas pocas docenas de metros o menos, haciendo que el transporte por cualquier método sea difícil y peligroso. 3.1 Nieblas formadas por enfriamiento Cuando la temperatura de una capa de aire que está en contacto con la superficie del suelo baja cerca del punto de roció, la condensación produce neblina. Dependiendo de las condiciones preponderantes, la neblina formada del enfriamiento de aire son llamados también neblinas por radiación, neblinas por advección o neblinas de cuesta arriba. 3.1.1 Nieblas por radiación.- Como su nombre lo indica, resultan del enfriamiento por radiación desde el suelo y el aire adyacente. Es un fenómeno nocturno y requiere de cielos despejados y de una alta humedad relativa. En cielos despejados, el suelo y el aire inmediato superior se enfrían rápidamente. Debido a la alta humedad relativa, una pequeña cantidad de enfriamiento bajará la temperatura hasta el punto de rocío. Si el aire es calmado, la niebla es por porciones y con menos de un metro de profundidad. Para que una niebla por radiación sea más extensa verticalmente, una ligera brisa de 3 a 5 Km/h es necesaria, para crear suficiente turbulencia para transportar la niebla hacia arriba entre unos 10 a 30 metros sin dispersarlo. Los vientos fuertes por otra parte mezclan el aire con aire más seco de la parte superior y dispersan la neblina.

(b) La niebla por radiación puede generar mañanas riesgosas para el transito Debido a que el aire contenido en la niebla es relativamente frio y denso, éste fluye cuesta abajo en terrenos empinados. Y como resultado la neblinas por radiación son espesas o gruesas en los valles, mientras que en los alrededores de los terrenos empinados permanece despejado (ver figura 1-9a). Normalmente las nieblas por radiación se despejan dentro de una hora hasta 3horas después de la puesta del sol, y se dice que la neblina se eleva. Sin embargo la niebla en realidad no se eleva. En vez de eso, en tanto el sol calienta el suelo, la capa más baja de aire es calentado primero, y la niebla se evapora desde la parte de abajo hacia arriba. El último vestigio de una neblina por radiación, puede verse en la capa baja de una nube stratus.


3.1.2 Neblinas por advección.- Cuando el aire cálido, húmedo sopla sobre una superficie fría, éste se torna fresco por el contacto con la superficie fría. Si el frio es lo suficiente, el resultado será un manto de niebla, llamado neblina por advección (el termino advección se refiere al aire que se mueve horizontalmente). Un ejemplo clásico es la neblina que se forma frecuentemente en el famoso puente de san francisco en los estados unidos (ver figura 1-10).

Figura 1-10: Niebla por advección, cubriendo el puente sanfrancisco.

La neblina que se da en dicho puente es producido cuando el aire cálido y húmedo del océano pacifico se mueve sobre una corriente fría. Cierta cantidad de turbulencia es necesaria para un desarrollo apropiado de una niebla por advección; típicamente vientos entre 10 y 30 Km/h son requeridos. La turbulencia no solamente facilita el enfriamiento de una capa más gruesa de aire sino que también lleva la niebla a una mayor altura. Además las nieblas por advección se extienden desde los 300m hasta los 600m por encima de la superficie del suelo, y persisten más tiempo que las neblinas por radiación. 3.1.3 Niebla de cuesta arriba.- Debido al movimiento hacia arriba, el aire se expande y se enfría adiabáticamente. Y si el punto de rocío es alcanzado, una extensa capa de neblina se forma. Es fácil de visualizar como es que una neblina de cuesta arriba puede formarse en un terreno montañoso. Aunque también estas nieblas se pueden formar en grandes planicies cuando el aire húmedo se mueve hacia las montañas. 3.2 Nieblas por evaporamiento Cuando la saturación ocurre principalmente por la adición de vapor de agua, la niebla resultante es llamada neblina por evaporamiento.


Se reconocen dos tipos de neblinas por evaporamiento: - Nieblas de vapor y - Nieblas frontales (de precipitación). 3.2.1 Neblinas de vapor.- Cuando el aire frio se mueve sobre agua cálida, suficiente humedad puede evaporar de la superficie de agua hasta saturar el aire inmediato superior a ésta. Mientras el vapor ascendente se encuentra con el aire frio, éste se condensa y asciende con el aire que está siendo calentado alrededor. Debido a que el aire ascendente de niebla se parece vapor que se forma en una taza de café caliente, el fenómeno es llamado Neblina de vapor (ver figura 1-11).

Figura 1-11: Niebla de vapor, subiendo de un lago

Las neblinas de vapor son comunes en lagos y ríos en mañanas claros y frescos en los otoños cuando el agua esta aun relativamente caliente mientras el aire esta por el contrario frio. Las neblinas de vapor son usualmente planas o poco profundas porque mientras asciende, las microgotas de agua se mezclan con el aire no saturado de arriba y se evaporan. 3.2.2 Niebla frontal o Niebla de precipitación).- Las nieblas frontales o de precipitación ocurren cuando las gotas lluvia que caen desde una zona de relativo aire cálido sobre una superficie frontal, se evaporan dentro del aire frio que está por debajo y ello ocasiona el saturamiento. Las nieblas por precipitación, son comunes en días fríos durante extendidos periodos de lluvia ligera. La frecuencia de nieblas densas varía de un lugar a otro considerablemente. Como es de esperar la incidencia de niebla es mayores regiones de costa y en zonas con grandes lagos. En contraste las neblinas son raras en regiones interiores especialmente en áreas áridas y semiáridas. 4 COMO SE FORMA LA PRECIPITACIÓN La pregunta: Si todas las nubes contienen agua, ¿Por qué algunas producen precipitación mientras que las otras permaneces plácidamente en lo alto? Esta pregunta simple ocupó a los meteorólogos por muchos años. Las nubes de microgotas son minúsculas de 20 micrometros de diámetro (ver figura 1-13). Figura 1.13: Comparativo de diámetros de un pelo humano y las microgotas, implicados en los procesos de precipitación y condensación.


En comparación con el cabello humano que es de aproximadamente 75micrometros de diámetro. Debido a su tamaño tan pequeño la microgotas de nube aun así caen en el aire muy lentamente que una gota microscópica de una nube a 1000m de altura en promedio demora varias horas en llegar al suelo. Sin embargo nunca completara la travesía de llegar al suelo, en lugar de eso la gota microscópica de nube se evaporará antes de caer siquiera algunos metros desde la base de la nube hacia el aire insaturado que está por debajo de la nube. Pregunta: ¿Cuán grande tiene que crecer una gota microscópica de nube, para caer en forma de precipitación? Una gota típica de lluvia tiene un diámetro cerca de 2mm o lo que es 100 veces el tamaño de una gota microscópica de nube en promedio (ver figura 1-13). Sin embargo el volumen de una gota típica de lluvia es 1millon de veces mayor que la de una gota microscópica de nube. Así para que se forme la precipitación la gota microscópica de nube debe crecer entonces 1 millón de veces su tamaño. Se podría suponer que una condensación adicional crea las gotas lo suficientemente grandes. Sin embargo las nubes consisten en muchos billones de microgotas, todas ellas compitiendo por el agua disponible. Es así que la condensación provee un deficiente método de formación de gota para precipitacion. 4.1 La precipitación de las nubes frías 4.1.1 El proceso Bergeron

Las condiciones que se presentan en un pico nevado de frio intenso y tormentas de nieve feroces son similares a las condiciones que se presentan en las porciones más altas de las nubes cumulonimbus tipo torre incluso en los días de verano sofocantes. En efecto en la troposfera superior por donde cruzan los aviones comerciales, la temperatura es usualmente aproxima a -50°C o menos. Las condiciones frígidas en lo alto de la troposfera proveen de un ambiente ideal para iniciar la precipitación.


En efecto en las latitudes medias mucho de la lluvia que cae comienza con el nacimiento de copos de nieve allá en lo alto en la parte superior de las nubes, donde las temperaturas están considerablemente por debajo del congelamiento. En el invierno, incluso las nubes bajas son suficientemente frías para activar la precipitación. El proceso que genera la mayoría de las precipitaciones en las latitudes medias es conocido con el nombre de Proceso Bergeron, debido a su gran descubridor el sueco Tor Bergeron. El proceso Bergeron depende de la coexistencia del vapor de agua, microgotas de nube liquidas y cristales de hielo. Para entender cómo funciona este mecanismo debemos primeramente examinar dos importantes propiedades del agua. Primero, contrario a lo que se podría esperar, las microgotas de nube no se congelan a los 0°C, en efecto, el agua pura suspendida en el aire no se congela sino es hasta que éste alcance una temperatura próxima a los -40°C. El agua en el estado líquido por debajo de los 0°C es denominado superfrio. El agua supefría se congela rápidamente si impacta algún objeto, lo que explica porque los aeroplanos colectan hielo cuando estos pasan a través de nubes liquidas hechas de microgotas supefrías. Esto también explica por qué las lluvias heladas caen como liquido pero luego se tornan en láminas de hielo cuando éstas terminan en el pavimento o en las ramas de los árboles o en los parabrisas de los carros. En la atmosfera, las microgotas supefrías, se congelan al entrar en contacto con partículas que tienen la forma parecida a la del hielo. Estos materiales son llamados núcleos de congelación. La necesidad de núcleos de congelación para iniciar el congelamiento es similar al rol del núcleo de condensación que se da en el proceso de condensación. En contraste a los núcleos de condensación, si bien los núcleos de congelación son poco densos o escasos en la atmosfera y generalmente no se tornan activos sino es hasta alcanzar temperaturas de -10°C o menos. Así: A temperaturas entre 0 y -10°C, las nubes consisten principalmente en microscópicas gotas de agua superfrías, Entre -10°C y -20°C, microgotas liquidas coexisten con cristales de hielo y Por debajo de -20°C, las nubes enteramente están compuestas de cristales de hielo. Por ejemplo las nubes CIRRUS de gran altitud. Esto nos lleva a una segunda propiedad importante del agua: “La presión de vapor de saturación por encima de la del cristal de hielo, es ligeramente más bajo que el de las microgotas superfrías liquidas”. Esto ocurre porque los cristales de hielo son sólidos, entonces las moléculas individuales de agua son mantenidas juntas más firmemente que aquellos que conforman microgotas en líquido. Como resultado es más fácil para las moléculas de agua escapar o evaporar de las microgotas superfrías liquidas. Consecuentemente, cuando el aire es saturado (100% de humedad relativa) con respecto a las microgotas liquidas, éste está super-saturado con respecto a los cristales de hielo. La tabla 1-2 por ejemplo muestra el ejemplo que a -10°C, cuando la humedad relativa es 100% con respecto al agua, la humedad relativa con respecto al hielo es 110%.


Tabla 1.2: Humedad relativa respecto al Hielo, cuando la humedad relativa respecto al agua es 100%

Temperatura °C H°R respecto al Agua H°R respecto al Hielo 0 100% 100% -5 100% 105% -10 100% 110% -15 100% 115% -20 100% 121%

Con estos aspectos en mente, ahora podemos explicar cómo es que la precipitación de

produce a través del proceso de Bergeron. Visualicemos una nube a -10°C, donde cada cristal de hielo es rodeado por muchos miles de gotas de agua microscópicas liquidas (ver figura 1-14). Figura 1-14: El proceso de Bergeron. Los cristales de hielo crecen a expensas de la microgotas de

las nubes, hasta que se vuelven grandes suficientemente como para caen.

Debido a que el aire está saturado (HR=100%) respecto al agua líquida, éste estará supersaturado (por encima del 100%) con respecto al cristal de hielo recientemente formado. Como resultado de esta condición supersaturada, los cristales de hielo coleccionan moléculas de agua, bajando la humedad relativa del aire.


En respuesta las microgotas de agua se reducen (evaporan) para reabastecer el vapor de agua perdido. Es así que el aumento de tamaño de los cristales de hielo es abastecido por la continua evaporación de microgotas liquidas. Cuando los cristales de hielo llegan a un tamaño suficientemente grande estos empiezan a caer. Durante su descenso, estos cristales aumentan su tamaño al interceptar las microgotas de las nubes que se congelan en éstos. El movimiento de aire puede a veces romper estos cristales delicados y los fragmentos llegan a servir como núcleos de congelación para otras microgotas liquidas. Una reacción en cadena prosigue y produce muchos cristales de nieve que por acrecentamiento forman masas más grandes llamados copos de nieve. Los grandes copos de nieve pueden consistir en muchos cristales de hielo individuales. El proceso Bergeron, puede producir precipitación a lo largo del año en las latitudes medias, siempre que al menos las porciones superiores de las nubes sean lo suficientemente frías como para generar cristales de hielo. El tipo de precipitación (nieve, agua nieve, lluvia o lluvia de hielo) que alcanza al suelo depende del perfil temperatura en los pocos kilómetros más bajos de la atmosfera. Cuando la temperatura de la superficie está por encima de los 4°C, los copos de nieve usualmente se derriten antes de que éstos lleguen al suelo y continúan su descenso en forma de lluvia. Incluso en un día de verano caliente una lluvia pesada puede ser inicializada con una precipitación fuerte de nieve arriba en las nubes en lo alto. 4.2 LA PRECIPITACIÓN A PARTIR DE NUBES CÁLIDAS 4.2.1 El proceso de colisión - coalescencia Algunas décadas atrás, los meteorólogos creían que el proceso de Bergeron era responsable de la formación de la mayoría de las precipitaciones a excepción de las lloviznas ligeras. Luego se descubrió que las lluvias copiosas están frecuentemente asociadas con las nubes ubicadas bien por debajo de la altura de congelamiento (llamados nubes cálidas), especialmente en los trópicos. Este segundo mecanismo para la activación de la precipitación es llamado proceso de coalescencia. La investigación ha demostrado que las nubes hechas enteramente de microgotas liquidas frecuentemente contienen algunas microgotas por encima de los 20micrometros. Estas gotas de mayor tamaño se forman cuando se presentan núcleos de condensación gigantes o cuando partículas higroscópicas están presentes (como por ejemplo sal de mar). Las partículas higroscópicas empiezan a remover vapor de agua del aire que está a una humedad relativa por debajo del 100%. Debido a la velocidad a la cual las gotas caen es su tamaño. éstas microgotas gigantes caen más rápidamente. Tabla 1-3, resume el tamaño de las gotas y las velocidades de caída. Tabla 1-3: Velocidad de caída de las gotas de agua Tipos Diámetro mm Velocidad de caída Km/h Microgotas de nubes pequeñas 0.01 0.01 Microgotas de nubes típicas 0.02 0.04 Microgotas de nubes grandes 0.05 0.3 Gotas de llovizna 0.5 7 Gotas de lluvia típica 2 23 Gotas de lluvia grandes 5 33

Datos tomados de la tabla Meteorológica Smithsoniana.


Mientras más grandes sean las microgotas que caen a través de una nube, estas colisionan con microgotas más pequeñas, más lentas y coalescen. Estos toman un tamaño mayor en el proceso y caen incluso más rápidamente incrementando su posibilidad de colisión y así su velocidad de crecimiento (ver figura 1-15a).

Figura 1-15: Proceso de Colision-Coalescencia

Luego de un millón o aproximado de la coalescencia de microgotas, una gota de lluvia es lo suficientemente grande como para caer a la superficie sin evaporarse. Debido a número altísimo de colisiones requeridas para que la gota de lluvia crezca, las nubes que tengan un buen espesor vertical y que contengan bastante microgotas de nube, tienen mejores opciones de producir precipitación. En tanto las gotas de lluvia crecen en tamaño, su velocidad de caída se incrementa.


Y esto incrementa la resistencia de fricción del el aire, lo que causa que el fondo de la gota se aplane (ver figura 1-15b). Mientras la gota se aproxima a la dimensión de 4mm en diámetro, este desarrolla una depresión como se observa en la figura 1-15c. Las gotas de lluvia pueden crecer hasta un máximo de 5mm que es cuando caen a una velocidad de 33Km/h. A este tamaño, la tensión superficial del agua que mantiene unida a la gota en una sola unidad es sobrepasada por el arrastre friccional del aire. La depresión crece explosivamente formando un anillo similar a una dona que inmediatamente se fracciona en partes. Como resultado de la ruptura de una gota grande en diámetro produce gotas más pequeñas las que comienzan nuevamente el proceso de búsqueda de microgotas (ver figura 1-15d) El proceso de colisión-coalescencia no es tan simple, sin embargo. Primero, en tanto las microgotas más grandes descienden, estos producen una corriente de aire alrededor de ellos mismos, similar a lo que sucede en un automóvil cuando va rápido hacia abajo por la pista. Esta corriente de aire repele objetos, especialmente a los más pequeños. Imagine manejar en una noche de verano a lo largo de la pista en la ciudad. Los insectos en el aire son como las microgotas de nube, muchos son empujados a un lado a través del aire. Sin embargo, las más grandes microgotas de nube (insectos en nuestro ejemplo) tienen una mayor posibilidad de colisionar con la microgota gigante (el carro en nuestro ejemplo). Aunque la colisión no garantiza la coalescencia. Los experimentos indican que la presencia de electricidad atmosférica puede ser la clave para mantener estas microgotas juntas una vez que colisionan. Si una microgota con una carga negativa colisiona con una microgota con una carga positiva, su atracción eléctrica puede atarlos juntos. De lo dicho anteriormente, debe ser notorio que el mecanismo de colision-coalescencia es el más eficiente en ambiente donde haya bastantes microgotas gigantes de nubes. El aire encima de los trópicos, particularmente los océanos tropicales es una configuración ideal: El aire bastante húmedo y relativamente limpio, tiene como resultado muy pocos núcleos de condensación, comparados con aquellas regiones con el aire más cargado. Con pocos núcleos de condensación que compitan por vapor de agua (el cual es abundante), la condensación es de velocidad rápida y produce comparativamente pocas microgotas grandes. Dentro de nubes cumulus en desarrollo, las gotas más grandes rápidamente congregan a las microgotas más pequeñas y generan un atardecer de chubasco cálido asociado a climas tropicales. En las latitudes medias el proceso de colision-coalescencia puede contribuir a la precipitación de las nubes grandes del tipo cumulonimbus por medio de una acción en tándem con el proceso de Bergeron (en conjunto). Particularmente durante los meses de verano cálidos y húmedos. En lo alto de estas nubes el proceso de Bergeron, genera nieve que se derrite cuanto éste pasa por las zonas bajas de congelamiento. El derretimiento genera relativamente grandes gotas con velocidades de caída rápidos. En tanto estas gotas grandes descienden éstos toman la delantera y coalescen con las más lentas y más pequeñas microgotas de nube comprendidas en las regiones más bajas de la nube. El resultado puede ser un aguacero pesado.


En resumen, dos mecanismos son conocidos para generar la precipitación: - El procedo de Bergeron y - El procedo de colision-coalescencia.

El proceso de Bergeron es dominante en las latitudes medianas, donde las nubes frías son la mayoría. En los trópicos, la abundante cantidad de vapor de agua y comparativamente los pocos núcleos de condensación son más típicos. Esto provoca la formación de pocas gotas grandes pero con gran velocidad de caída y crecen en tamaño mediante colisión y coalescencia.

5. FORMAS DE PRECIPITACIÓN Las condiciones atmosféricas varían grandemente debido a la geográfica y estacionalidad, resultando en muchísimos tipos de precipitación (ver figura 1-16).

Figura 1-16: Cuatro tipos de precipitación y sus perfiles.


La lluvia y la nieve son las formas mas comunes y familiares, pero otros como los de la lista de la tabla 1-4, son importantes también. El agua-nieve, lluvia helada, y granizada frecuentemente producen un temporal peligroso. A pesar de ser esporádicos en tiempo y espacio, estas formas especialmente las lluvias heladas y las granizadas, pueden en ocasiones causar daños considerables.

Tabla 1-4: Tipos de precipitación Tipo Tamaño aproximado Estado del agua Neblina 0.005-0-05 mm Liquido Llovizna <0.5 mm Liquido Lluvia 0.5 – 5 mm Liquido Aguanieve 0.5 – 5 mm Solido Lluvia helada Capas de 1mm a 2cm Solido Escarcha Variable acumulación Solido Nieve 1mm a 2cm Solido Granizo 5 a 10 cm o mas Solido Granizo suave 2 – 5 mm Solido


5.1 Lluvias En meteorología el termino lluvia, está restringido a las gotas de agua que caen desde una nube y que tienen un diámetro de al menos 0.5mm. (Las lloviznas y neblinas tienen tamaños más pequeños). La mayor parte de las lluvias se originan en dos tipos de nubes, nimbostratus y cumulonimbus tipo torre, que son capaces de producir lluvias inusualmente pesadas conocidas como aguaceros lluvias tormentosas. Microgotas uniformes de agua con un diámetro menor a 0.5mm son llamados garua o llovizna. Las lloviznas y las pequeñas gotas de lluvia son generalmente producidos en las nubes stratus y nimbostratus, en los que la precipitación puede ser continua por varias horas o incluso días en raras ocasiones. En tanto la lluvia incide, el aire insaturado que está por debajo de la nube, comienza a evaporar. Dependiendo de la humedad del aire y del tamaño de las gotas, la lluvia puede evaporarse por completo antes de llegar al suelo. Este fenómeno produce virga (hidrometeoro que cae de las nubes, pero que se evapora antes de llegar al suelo), que aparecen como bandas o haces de precipitación que cae de una nube que se extiende hacia la superficie de la tierra sin alcanzar al suelo (ver figura 1-17).

Figura 1-17: Virga, precipitación que no llega al suelo

Similar a las virgas, los cristales de hielo pueden sublimar cuando éstos entran al aire seco que está por debajo. La precipitación conteniendo las microgotas más pequeñas capaces de llegar al suelo son llamadas neblinas. Las neblinas pueden ser tan fina que las gotas diminutas más pequeñas parecen flotar, y su impacto es casi imperceptible.

5.2Nieve Es la precipitación en forma de cristales de hilo o agregados de cristales de hielo más frecuentemente. La forma, tamaño y la concentración de los copos de nieve dependen en gran medida de la temperatura a la que se forman. Recordemos que a temperaturas muy bajas la concentración de humedad en el aire es baja. El resultado es la generación de nieve muy liviana y suave, constituidos de cristales de hielo de 6 lados (ver figura 1-18).


Figura 1-18: Cristales de hielo, un cristal de hielo tiene 6 lados, pero tienen en múltiples variedades de formas.

Y por el contrario, a temperaturas más cálidas encima de los -5°C, los cristales de hielo se conglomeran formando grandes agregados. La nevadas que se dan compuestas por estos copos de nieve son generalmente pesados y tienen un contenido alto de humedad, lo que hace que sean ideales para hacer bolas de nieve. 5.3 Aguanieve y la congelación, lluvia o glaceado. Aguanieve, es un fenómeno de las temporadas de invierno que implica la caída de partículas de hielo claras y translucidas. La figura 1-19 ilustra como el aguanieve se forma. Figura 1-19: El agua nieve, se forma cuando la lluvia pasa a traves de capa fría de aire y se congela en pequeñas esferillas.

Una capa de aire fría por encima de la temperatura de congelamiento reposa encima de otra capa con una temperatura por debajo de la de congelamiento cerca del suelo.


Cuando las gotas de lluvia que generalmente son nieve derretida dejan el aire caliente y encuentran el aire frio que está por debajo, éstos se congelan y alcanzan el suelo en forma de pequeñas bolitas de hielo aproximadamente del tamaño de la gota de lluvia del cual fueron formados. Ocasionalmente, la distribución de temperaturas en una columna de aire es tal que se da la lluvia helada o glaceado (figura 1-16d). En estas situaciones, las gotas de lluvia se superenfrian debido a que el aire de congelamiento que está próxima al suelo, no tiene el suficiente espesor para causar su congelamiento. 5.4 El granizo Es la precipitación en forma de esferillas duras y redondeadas o grumos irregulares de hielo. El granizo es producido únicamente en nubes del tipo cumulonimbus grandes donde las corrientes ascendentes pueden a veces alcanzar los 160Km/h y donde hay abundante fuente de agua superenfriada. La figura 1-21a, ilustra este proceso.

Figura 1-21: Granizos.

(a) Los granizos comienzan como pequeñas esferillas que crecen mediante la adicion de

microgotas de agua superenfriadas durante su movimiento a traves de la nube. Las piedras de granizo empiezan como pequeñas esferillas de hielo que crecen mientras van colectando gotas diminutas superenfriadas mientras están cayendo a través de la nube. Y si encuentran una corriente ascendente fuerte, estos pueden ser transportados hacia arriba otra vez y volver a caer. Cada travesía a través de la porción superenfriada de la nube resulta en una adicional capa de hielo. Los granizos se pueden también formar a partir de un solo descenso a través de una corriente ascendente de aire.


En ambos casos el proceso continua hasta que el granizo aumenta tanto de peso como para permanecer suspendido por la corriente ascendente de la tormenta o hasta que encuentre una corriente descendente de aire. Los granizos pueden contener varias capas que alternan entre hielo blanquecino y hielo claro (ver figura 1-21b).

Figura 1-21b

(b) Inmensa piedra de granizo caída en Kansas EEUU 1970.

En lo alto en las nubes, el congelamiento súbito de las microgotas superenfriadas, atrapa burbujas de aire que le dan la apariencia blanquecina. Y en contraste el hielo claro es producido en la regiones más bajas y más cálidas de las nubes, donde las gotas diminutas colisionantes, mojan la superficie de los granizos. En tanto estas gotas diminutas se congelan lentamente, estas producen hielo limpio y claro relativamente libre de burbujas. La mayor parte de los granizos tienen un diámetro entre 1 cm y 5cm, aun así algunos pueden ser tan grandes como una naranja o superior. Ocasionalmente, granizos con el peso de una libra (454gr) o más han sido reportados; la mayor parte de éstos compuestos de varios piedrillas de hielo congelados juntos. El record del granizo que alguna vez se ha encontrado es de 20cm de diámetro y con un peso de aproximadamente 900gr, en los Estados Unidos. Se estima que los granizos grandes llegan al suelo a una velocidad que excede los 160Km/h. El efecto destructivo de los granizos grandes son bien conocidos, especialmente para los agricultores de quienes sus campos de cultivo hayan sido devastados en unos pocos minutes y también para aquellas personas de quienes sus ventanas, techos y carros hayan sido averiados (ver figura 1-22).

Figura 1-22: Daño del granizo sobre un invernadero


5.5 Escarcha Es un depósito de cristales de hielo formado por el congelamiento de niebla superenfriada o de microgotas de nube en objetos cuya temperatura de superficie está por debajo de la temperatura de congelamiento. Cuando la escarcha se forma en los árboles, éste las adorna con su característica pluma de hielo que puede ser muy agradable a la vista (ver figura 1-23).

Figura 1-23: La escarcha, consiste en delicados cristales de hielo.

En estas situaciones, objetos como las hojas de los pinos, actúan como un núcleo de congelamiento, causando que las microgotas superenfriadas se congelen al contacto. En ocasiones cuando el viento está soplando, solamente las superficies rozadas por el viento acumularan la capa de escarcha.

6 MODIFICACION INTENSIONAL DEL TEMPORAL O TIEMPO Es la intervención humana deliberada, para influir procesos atmosféricos que constituyen el tiempo meteorológico, esto es, para alterar el tiempo para propósitos humanos. Las estrategias de modificación del tiempo o temporal, están tres categorías. El primero, emplea energía para que por la fuerza se altere el tiempo. Como ejemplos, se tiene el uso de fuentes intensas de calor o el mezclado mecánico del aire (como por helicópteros) para dispersar la niebla en algunos aeropuertos o para resguardar a los árboles frutales del congelamiento. El segundo, implica modificar superficies de tierra y de agua para cambiar su natural interacción con la baja atmosfera. Uno que es bastante discutido pero nunca intentado es el cubrimiento de un área con una sustancia oscura. La energía solar adicional absorbida por esta superficie oscura, calentara la capa de aire cerca a la superficie del suelo y alentara el desarrollo de corrientes ascendentes que pueden ayudar a la formación de las nubes y finalmente producir precipitación.


La tercera, implica el activamiento, intensificación o re-direccionamiento de procesos atmosféricos. El sembrado de nubes con agentes tales como hielo seco (dióxido de carbono congelado) y yoduro de plata para estimular la precipitación. Debido a que el sembrado de nubes ha mostrado algunos resultados prometedores, y que es una técnica no muy costosa, ha sido el foco primario de la tecnología de modificación del tiempo. 6.1 Provocación de la lluvia y nieve En 1946, se descubrió que el hielo seco, arrojado sobre una nube superfria, estimulaba el crecimiento de cristales de hielo. Recordando que una vez que los cristales de hielo se forman en una nube superfria, estos crecen más y más, a expensas del líquido remanente en la nube de microgotas y luego alcanzan un suficiente tamaño como para caer en forma de precipitación. Luego se descubrió que el yoduro de plata podía también se usado para el sembrado de nubes. A diferencia del hielo seco que simplemente enfría el aire, los cristales de yoduro de plata, actúan como un núcleo de congelamiento. Debido a que el yoduro de plata puede ser fácilmente liberado hacia las nubes a través de quemadores en el suelo o a través de un aeroplano, es una alternativa más rentable que la del hielo seco (ver figura 1-27) .

Figura 1-27: Sembrado de nubes con Yoduro de Plata. Una manera en la que núcleos congelantes se suministran a las nubes

Para que una nube sembrada, active la precipitación, ciertas condiciones atmosféricas deben de darse. El más importante, una porción de la nube debe ser superfria, esto es, que consista de microgotas liquidas con temperaturas por debajo de los 0°C. El sembrado de nubes de invierno que se forman a lo largo de barreras de montaña (nubes orograficas), ha sido ensayado en numerosas ocasiones. Estas nubes son supuestas a ser las mejores candidatas para el sembrado porque en efecto bajo condiciones normales, únicamente un pequeño porcentaje del agua que se condensa en las nubes orográficas, caen como precipitación. Uno de los adicionales beneficios del sembrado de nubes es que la precipitación incrementada que se escurre durante los meses de verano y primavera, pueden ser colectadas en reservorios para irrigación y generación de energía eléctrica. En estos años recientes, el sembrado de nubes convectivas cálidas con partículas higroscópicas ha recibido renovada atención.


El interés en esta técnica surgió cuando se descubrió que un molino de papel que soplaba humo de polución parecía ser que activaba la precipitación. Aeronaves de investigación que volaron sobre las nubes cerca al molino de papel colectaron muestras de una materia particular emitida por el molino. Resultó ser que el molino emitía cristales de sal minúsculos (cloruro de potasio y cloruro de sodio), que se elevaban hacia las nubes. Debido a que estas sales atraen humedad, estos rápidamente forman grandes nubes de microgotas, las cuales crecen a gotas de lluvia a través de proceso de colisión-coalescencia. En los estados unidos, existen varios proyectos de modificación del tiempo están en estudio. Uno de los más prometedores resultados se tiene en el oeste de Texas, donde los investigadores estiman en un 10% el incremento de lluvias a partir de nubes sembradas con yoduro de plata. 6.2 Dispersión de niebla y de nubes Una de las más satisfactorias aplicaciones del sembrado de nubes implica esparcir hielo seco (dióxido de carbono seco) sobre las capas de niebla superenfriadas o nubes stratus, para dispersarlos y de este modo mejorar la visibilidad. Estas aplicaciones activan una transformación en la composición de las nubes de microgotas de agua superfrías a cristales de hielo. Los cristales de hielo luego se sedimentan, dejando un limpio en la nube o niebla (ver figura 1-28).

Figura 1-28: Efectos producidos del sembrado de una nube, con hielo seco. En una hora un hoyo se forma sobre el área sembrada.

Cuando se libera el dióxido de carbono líquido, éste se evapora rápidamente, de este modo enfría el aire y causa el congelamiento de las microgotas superefrias y su posterior precipitación como finos cristales de hielo. Desafortunadamente, la mayoría de la nieblas no consisten en microgotas de agua superfrias. Las más comunes las nieblas cálidas, son las más caras de combatir, debido a que el sembrado no las disminuirá. Intentos satisfactorios en la dispersión de nieblas cálidas han implicado la mezcla de aire seco desde la parte de arriba de la niebla. Cuando la capa de niebla es delgada se llegó a usar helicópteros. Mediante el vuelo por encima de la neblina, el helicóptero crea una fuerte corriente de descenso que fuerza al aire seco hacia la superficie donde éste se mezcla con el aire de niebla. En algunos aeropuertos, donde las nieblas cálidas son comunes, está siendo más común calentar el aire y así evaporar la niebla.


En parís un sistema de disipación de niebla sofisticado, utiliza 8 motores de jet logrando obtener aproximadamente 900metros de visibilidad en las zonas de aterrizaje. 6.3 Supresión de los granizos. Los granizos, pueden provocar muchos daños y costosos también. En el campo de la agricultura, los agricultores buscan maneras de salvar sus campos de cultivo y se ha creído que, ruidos fuertes, explosiones, disparos de cañones, o el sonido de las campanas de las iglesias pueden ayudar a reducir la cantidad de granizos que son producidos durante una tormenta de truenos. En Europa fue una práctica muy común sonar las campanas. A pesar de los intentos, aun no se sabe de un método efectivo que pueda suprimir los granizos 6.4 Prevención de las heladas La helada es un fenómeno dependiente estrictamente de la temperatura, ocurre cuando la temperatura del aire cae a 0°C o por debajo. Depósitos de cristales de hielo llamado heladas blancas, se forman solamente cuando el aire se torna saturado. Una helada, puede ser generada de dos maneras:

- Cuando un suficiente enfriamiento por radiación ocurre en una noche clara. - Las heladas asociadas con la invasión de aire frio se caracteriza por bajas temperaturas

durante el día y largos periodos en condiciones congelamiento con amplio daño en los cultivos.

Por el contrario, la heladas inducidas por radiación de enfriamiento, es estrictamente un fenómeno de ocurrencia nocturna que tiende a estar confinado a áreas de baja altitud. Obviamente este último es más fácil de combatir. Diversos métodos de prevención de heladas son utilizados con éxito variable. Basados en la conservación de calor (reducir la perdida de calor por la noche) o por adición de calor para calentar la capa más baja de aire. Los métodos de conservación de calor incluyen cubrir las plantas con materiales aislantes como papel o ropa, también se puede generar partículas que al ser suspendidas en el aire, reducen la tasa de radiación enfriamiento. Los métodos por calentamiento, emplean aspersión de agua, técnicas de mezclado de aire y/o calentadores de huerto. Los aspersores (ver figura 1-31a), añaden calor de dos maneras:

Figura 1-31a: Métodos de prevención de las heladas

(a) Aspersores


Primero, por el calor de agua, y más importantemente por el calor latente de fusión liberado cuando el agua se congela. Cuanto más mezcla de agua-hielo permanezca en las plantas, el calor latente no dejará que la temperatura baje de los 0°C. El aire mezclado trabaja mejor cuando la temperatura del aire por encima de los 15m por sobre el suelo, está al menos a 5°C más caliente que la temperatura en la superficie. Mediante el uso de máquinas de viento, el aire que está más caliente en lo alto, es mezclado con el aire frio de la superficie (ver figura 1-31b).

Figura 1-31b

(b) Maquinas de viento, mezclan el aire cálido en lo alto con aire más frio de la superficie. Los calentadores de frutales, probablemente producen tal vez los resultados más satisfactorios (ver figura 1-32). Sin embargo, debido a que son requeridos tantos calentadores entre 30 y 40 por acre (0.405 ha), el costo por combustión es muy significativo.

Figura 1-32: Calentadores de frutales.


7 MEDICION DE LA PRECIPITACION La forma más común de precipitación, la lluvia, es probablemente la más fácil de mensurar. Cualquier contenedor abierto que tenga una consistente sección transversal a través del cual la lluvia se pueda medir (ver figura 1-24a). Figura 1-24: Medición de la precipitación

(a) Medidor simple (b) Medidor estándar (c) Medidor por inflexión de cubos En la práctica general, sin embargo se utilizan dispositivos más sofisticados para medir pequeñísimas cantidades de gotas de lluvia más exactamente. 7.1 Instrumentos estándares. Los medidores estándares de lluvia (ver figura 1-24a), tienen un diámetro de aproximadamente 20cm (8 pulgadas) en el tope. Una vez que el agua es cogida, un embudo conduce la lluvia a través de una abertura angosta dentro de un tubo cilíndrico medidor que tiene una sección de 1/10 del receptor. Consecuentemente la profundidad del agua de lluvia es magnificada 10 veces, lo que permite una medición más precisa aproximada a 0.025 cm. Cuando la cantidad de lluvia es menos a 0.025cm, se reporta como trazas de precipitación. A parte de los medidores estándares de lluvia, varios tipos de registradores de precipitación son rutinariamente utilizados. Estos instrumentos no solamente registran la cantidad de lluvia, sino también el momento de ocurrencia e intensidad (cantidad por unidad de tiempo). Dos de los tipos más comunes de medición de lluvia son:

- El medidor por cubos de inflexión y - El medidor por peso.

Como se muestra en la figura 1-24c, el medidor por cubos de inflexión consiste en dos compartimentos, cada uno de ellos capaces de contener 0.023cm de lluvia, situados en la base del embudo.


Cuando un cubo es llenado, este se flexiona y vacía su contenido de agua. Mientras tanto el otro cubo toma su lugar en la boca de entrada del embudo. Cada vez que el compartimento es flexionado, un circuito eléctrico es cerrado, y 0.025cm cm de precipitación es automáticamente registrado en un gráfico. Un medidor de precipitación por peso, colecta la precipitación en un cilindro el cual reposa en una balanza de resorte. Mientras el cilindro se llena, el movimiento es transmitido a un bolígrafo que registra la información.

1-24d: Medidor de precipitación electrónico

1-24e Medidor de precipitación electrónico

7.2 Medición de la nevada Cuando se mide la nieve, se hacen dos mediciones:

- La profundidad y - El agua equivalente.

La profundidad se mide con una varilla milimetrada, varias veces para evitar error y en un lugar abierto lejos de árboles u otras obstrucciones.


Para obtener el equivalente de agua, las muestras pueden ser derretidas y luego pesadas o medidas como lluvia. La cantidad de agua en un volumen dado de nieve no es constante. Una general relación manejada es de 10 unidades de nieve a 1 unidad de agua, cuando una información no está disponible. La relación puede llegar a ser de 30:1 cuando la nieve es ligera y esponjosamente seco. Y por lo contrario la relación puede ser de 4:1, cuando la nieve es mojada. 7.3 Medición la precipitacion por radar. Este método le ha dado a los meteorólogos una importante herramienta para rastrear tormentas y los patrones de precipitación que éstas producen, incluso cuando la tormenta está lejos a unos cientos de kilómetros lejos. Una unidad de radar consta de un transmisor que envía pulsos cortos de ondas de radio. La longitud de onda especifica utilizada, depende de los objetos que el usuario quiere detectar. Cuando el radar quiere ser usado para monitorear la precipitación, las longitudes de onda utilizadas están entre 3 y 10 cm. Estas ondas de radio son capaces de penetrar a las nubes pequeñas de microgotas, pero que si son reflejadas por las gotas de lluvia que son más grandes, también cristales de hielo y granizos. La señal reflejada, llamada eco, es recibida y mostrada en un monitor. Debido a que el eco tiene más brillo en el monitor cuando la precipitación es intensa, los radares modernos son capaces de representar la extensión regional y el índice o tasa de precipitación ver figura 1-26.

Figura 1-26: Intensidad de color vs intensidad de precipitación.

Fuente: Ambiental Andina S.A.


7.4 Precipitación media anual Es muy importante conocer la precipitación que cae sobre una cuenca. Si se determina la lámina o altura de lluvia se puede conocer el volumen de agua precipitada multiplicando dicha lámina por el área de la cuenca. Los métodos más utilizados son:

Método del promedio aritmético. Método del polígono de Thiessen. Método de las isoyetas.

7.4.1 Método del promedio aritmético: - Se suma las lecturas registradas en los aparatos (pluviómetros y fluviógrafos) y - Se divide el total de la lluvia por el número de instrumentos ubicados dentro de la

cuenca. Este es el método más sencillo pero el más susceptible a errores así se tiene por ejemplo:

Fuente: Manejo de Cuencas, Ing. Venancio

∆P1= donde realizamos las diferentes lecturas ∆ = estaciones pluviométricas o red pluviométricas Datos registrados:

Tabla de datos, para el ejemplo. Estación Precipitado (mm)

P1 600

P2 540

P3 500

P4 560

P5 530

P6 520


Hallar la precipitación promedio anual.

mmP 5.5324

530560500540=

+++=

Nota: Para hallar el promedio de precipitación anual. Solamente se toman en cuenta los datos registrados de las estaciones meteorológicas que se encuentran dentro del área de influencia de la cuenca. 7.4.2 Método del polígono de Thiessen: Para este método: - Se requiere la representación gráfica o plano que presentan la ubicación de toda la

red pluviométrica de la cuenca. En donde cada instrumento ha registrado la cantidad de lluvia.

- Las estaciones aquí determinadas, en el plano, se unen entre sí por triangulación y

luego, levantándose perpendicularmente (mediatrices) en el punto medio de los catetos de cada triángulo obtenemos los llamados polígonos de Thiessen, que encierran él área de influencia hidrológica para cada estación meteorológica.

Figura 1-30: Método Thiessen

- En seguida se calcula área de cada polígono que está dentro de la cuenca. - Este método considera que en cualquier punto de la cuenca la lluvia es igual a la

que se registra en el pluviómetro más cercano, por lo tanto la lámina registrada en el pluviómetro se aplica hasta la mitad de la distancia a la siguiente estación pluviométrica así se tiene por ejemplo:


Se tiene el siguiente registro de datos

Estación Precipitación (mm)

Área del polígono (km2) Lluvia ponderada (mm xkm2 )

P1 600 200 120000 P2 620 280 173600 P3 550 180 99000 P4 580 190 110200 P5 640 180 115200 P6 630 160 100800 P7 620 190 117800 At=1380 Km2 ∑ Total = 836600 mm/Km2

La precipitación promedio:

AtAnpn

P)( ×

= ∑

mmkm

kmmmP 2.60621380

2/836600==

7.4.3 Método de las Isoyetas Este método consiste en determinar las líneas de igual lámina de lluvia y calcular el área entre dos isoyetas consecutivas, este es el método más exacto principalmente para zonas montañosas. Procedimiento:

- Para aplicar este criterio se debe contar con un plano de curvas de isoyetas. Las isoyetas son curvas que unen puntos de igual precipitación y para trazarlas se requiere un conocimiento general del tipo de tormentas que se producen en las zonas.

- Primeramente, se utilizan los mismos segmentos que unen las estaciones en estudio para cada uno de ellos y en función de los montos pluviométricos de dichas estaciones, se van marcando sobre los mismos, los valores de precipitación con el cual se irán formando las isoyetas, de manera proporcional entre la distancia y la diferencia de precipitación de las dos estaciones unidas por cada segmento.

- Una vez que las isoyetas se han volcado sobre el plano de la cuenca se procede a determinar la superficie encerrada entre curvas, para multiplicarla por la precipitación de esa faja, que es la media entre las dos isoyetas que delimitan la faja, actuando con procedimiento similar al aplicado para curvas de nivel.

- La sumatoria de tantos términos así calculados como fajas entre isoyetas haya, dividida por el área de la cuenca, nos da el valor de la precipitación media.

La precipitación promedio anual del siguiente registro de datos:


Figura 1-31: Diagrama para el ejemplo

Fuente: Venancio G.

Cuadro de datos para el ejemplo

Estación Lluvia (mm) Área entre isoyetas (km2)

P1 490 50 P2 510 30 P3 530 25 P4 550 30 P5 570 20 P6 580 15 (no va) A.T = 155 Km2

Fuente: Venancio G Formula general para el cálculo por el método de las isoyetas:


CONCLUSIONES:

- La formación de las nubes se da de diferentes maneras. - Las nubes cumulonimbus son las que provocan bastante precipitación. - Las nubes de formación vertical provocan temporales pesados. - La formación de las lluvias obedece a procesos físicos, los cuales se pueden estimular para

provocar una precipitación - La modificación del tiempo meteorológico no es tan complicado. - La medición de la precipitación es simple en caso de medidores analógicos. - Hacer los cálculos de precipitación media anual en una cuenca, permiten calcular la

cantidad de agua de dicha cuenca. BIBLIOGRAFIA. Fuente bibliográfica: Guevara. V. 2010. Texto Universitario-Manejo y conservación de Cuencas. Lutgens. F, K. 2013. The Armosphere-An Introduction to Meteorology.Edit, Pearson. USA

La fuente de internet. http://190.81.6.37/sobre-nosotros/ http://wattsupwiththat.com/2011/05/13/measuring-rain-the-easy-way-using-an-

automatic-logging-rain-gauge/ -


http://190.81.6.37/sobre-nosotros/

http://wattsupwiththat.com/2011/05/13/measuring-rain-the-easy-way-using-an-automatic-logging-rain-gauge/

http://wattsupwiththat.com/2011/05/13/measuring-rain-the-easy-way-using-an-automatic-logging-rain-gauge/

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