TRATAMIENTO DE LOS PE RFILES DE LAS VARI ABLES METEOROLOGICAS Y DETERMINACIÓN DE LA ALTURA DE LA CAP A

DE MEZCLA

El resultado final de la realización d e un sondeo con cualqu iera de los sistem as empleados fue la obtención de las variables m eteorológicas y el perf il ve rtical de l as mismas en un estrato de aire. Para los s ondeos realizados con el sistem a de globo cautivo, fue necesario realizar con frecuencia, un proceso previo de depuración antes de comenzar el análisis de la información obtenida. El proceso de depuración atendía a tres posibles causas:

I. Desplazamientos verticales de scendentes b ruscos del g lobo cautivo durante la realización del sondeo. El resultado era la obtención de perfiles que presentaban una clara perturbación de las magnitudes en la dirección vertical, ya que la sonda durante un intervalo pequeño de tiempo, recogía información alternada sobre las características del aire d e un estrato y de otro inm ediatamente inferior. En este caso, fue necesario elim inar los datos que distorsionaban el perfil de la variable o variables correspondientes, debido a este salto brusco del globo.

II. Recopilación de datos instantáneos anóm alos y extremadamente diferentes a los más inm ediatos tanto del nivel superior como del inf erior. En este ca so, los perfiles m ostraban pertu rbaciones h orizontales acusadas qu e, en el cas o de la temperatura, podían provocar confusiones s obre la correcta interpretación de la estratificación del aire. Igual que en el caso anterior, estos datos se consideraron erróneos y eran depurados del sondeo.

III. Gradientes cerca de la superficie exageradam ente superad iabáticos pro ducidos por la escas a estabilización de la sonda a las condici ones superficiales del aire. En estos casos, y para evitar erro res en la interpretación de los grados de estabilidad, se consideró conveniente dep urar los p rimeros metros de información meteorológica.

Una vez realizad a la validación de los da tos, se representar on gráficamente los perfiles verticales de la temperatura, humedad, velocidad y dirección del viento de cada

uno de los sondeos de cam paña. La determinación del espesor de capa lím ite se realizó mediante el punto de corte de la adiabática seca que partiend o de la temperatura del aire en superficie, intersectaba al perfil de temperatura (Holzworth, 1964). En la mayor parte de los casos, el espesor del aire determ inado por este procedim iento term odinámico coincidía con el que ven ía definido por la base de la invers ión de temperatura en altura (Fig. 3.6), aunque también se dio la circunstancia de que este procedimiento señalara la presencia d e un estrato isotérm ico com o lím ite de la capa de m ezcla. Es interesante destacar que los perfiles de las dem ás variables m eteorológicas ofrecían una información com plementaria de gran utilid ad cuando el perfil de tem peratura no era suficientemente claro en la determ inación del espesor de este estrato, y sin em bargo, podía derivarse indirectam ente del com portamiento vertical del resto de las variables recogidas por el sondeo.

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Sondeo temperatura Adiabatica seca CALCULO DE LA ALTURA DE LA CAPA DE MEZCLA

TEMPERATURA (ªC) ALTURA (m) 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20

Fig. 3.6. Cálculo de la altura de la capa de mezcla por el procedimiento termodinámico.

Desde el punto de vista teórico, el pr ocedimiento termodinámico proporciona el espesor de la capa lím ite definido com o el volum en de aire en el que una parcela, proveniente de la superficie terrestre, tendría capacidad de ascenso o de mezcla hasta el nivel en el que alcanz a una f lotabilidad neutra, m arcada por la presencia de u na inversión de temperatura o de un estrato isotérmico de considerable espesor, y definido

En m uchos trabajos, se ha u tilizado es te procedim iento para calcular el crecimiento de la capa de m ezcla desde el am anecer, por eros ión de la inversión radiativa definida por el perfil de temperat ura de un sondeo de partida (C arson, 1973; Tennekes; 1973; Godowitc h et al ., 1987; Batc hvarova y Gryning, 1991) . En dic hos estudios, se destaca el hecho de que la aplica ción de este proc edimiento al primer sondeo del día, para la predicción de los valores de la capa de mezcla en horas posteriores, estaría despreciando la posible influencia de la aportación de calor por efectos advectivos o por fenómenos de subsidencia, al considerar solamente que en el crecim iento de la capa de mezcla intervienen pro cesos puram ente convectivo s. La aplicación de este método termodinámico para el cálculo d e la capa de mezcla en los térm inos en los que se h a realizado en las campañas de medida, tiene la ventaja de disponer del número suficiente de m edidas com o para considerar que los efectos advectivos o de subsidencia han podido quedar parcialm ente reflejados en lo s perfiles estudiados a lo largo del día (Berman et al., 1999). P or otra parte, es necesar io destacar el hecho de que en caso de que existan precip itaciones, la capa de m ezcla real puede ser ligeram ente superior a la obtenida por este procedim iento de los pe rfiles. En estas condiciones, parece m ás apropiado considerar el gradiente de temperatura pseudo-adiabático, aunque la efectividad de esta supo sición depende del contenido de vapo r de agua de la parcela de aire que inicialm ente se eleva, por lo que el problem a aum entaría su com plejidad considerablemente (Echagüe, 1979). En cualqui er caso, la consideración de los efectos de humedad en la técnica de los perfiles parece ser m ás apropiada cuando se realizan estudios de capa límite en entornos costeros (Berman et al., 1999).

En realidad, uno de los prim eros au tores en utilizar el procedim iento anteriormente descrito fue G. C. Holzworth en 1 964. La aplicación d e este método por parte de Holzworth, pe rmitió estimar la a ltura de la capa de mezcla mínima y m áxima de cada día a partir de los radiosondeos real izados en el territorio estadounidense a las 00 y 12 UTC (Holzworth, 1964, 1967, 1972). La capa de mezcla mínima respondía al estrato lig eramente inestable que se genera com o consecuencia de la agitación turbulenta del aire sobre las ciudades durante la noc he, y que está asociada al efecto de isla térm ica (Duckworth y Sandberg, 1954; DeMarrais, 1961). La sencillez del procedimiento term odinámico, unido al fác il acceso de la info rmación proporcionada por los Se rvicios Mete orológicos, ha perm itido la r ealización de nu merosos estudios sobre la cap a lím ite bas ados en los perfiles de tem peratura obten idos a partir de los

radiosondeos (Moses et al., 1968; Vittal et al., 1980; Fitzjarrald y Garstang, 198 1; Capuano y Atchison, 1984; Dayan et al., 1988; Myrick et al., 1994; Crespí et al., 1995, Berman et al., 1999). Sin em bargo, en la m ayoría de estos trabajos se m anifestaba la necesidad de disponer de un mayor número de perfiles a lo largo del día que permitieran estudiar la evolución completa del ciclo de crecimiento y decrecim iento de la capa d e mezcla. Este requis ito está res tringido a la realización de cam pañas experimentales de medida en lugares concretos y durante un periodo limitado de ti empo, debido al coste asociado en el m anejo del equipo que se re quiere en dichos despliegues. Por ello, los resultados que aquí se presentan se configuran como una oportunidad de profundizar en el conocimiento experimental de la evolución diurna de la capa de mezcla a partir de los sondeos m eteorológicos realizad os en espacios regulares de tiem po y en diferentes situaciones meteorológicas durante las cam pañas de m edida llevadas a cabo en 1991 y 1992 en el área de Madrid.

3.4 DETERMINACIÓN DE LA EVOLUCIÓN DIURNA DE LA ALTURA DE LA