Rutas hidrológicas : recordando a un colega por los senderos de la hidrología

R ECORDANDO A UN COLEGA POR LOS SENDEROS DE LA HIDROLOGÍA R UTAS H IDROLÓGICAS 122 (33,445°S; 70.683°W) y un acumulado de 29,8 [mm] en 14 hrs en Santo Domingo (33,655°S; 71.614°W). Si consideramos el comportamiento térmico de la atmósfera durante ese día (Figura 1), se aprecia que a las 08:00 am (12 Z), la atmósfera estaba bastante húmeda en los primeros niveles y se alcanza la saturación a los 1800 [m s.n.m.] y 2300 [m s.n.m.]. Del mismo modo se aprecia que la humedad prácticamente desaparece para alturas mayores a 4200 [m s.n.m.]. Otro aspecto importante que se aprecia con claridad es que el día inmediatamente siguiente, aparece una capa de mezcla con alta estabilidad hasta los 700 [m s.n.m.], recuperando una gradiente vertical de temperaturas negativo por sobre esta elevación en la denominada troposfera libre, por otro lado, la atmosfera presentó una condición bastante lejos de la saturación, con un contenido de humedad altamente variable en la vertical (Figura 1, panel derecho). La condición de inversión térmica aquí observada es una característica típica del invierno (70% del tiempo, según Rutllant, 1981) y puede alcanzar hasta 1200 [m s.n.m.] en la cuenca de Santiago (Garreaud y Rutllant, 2006), esta capa según los flujos radiativos de onda corta puede romperse para horas más avanzadas del día (Corral, 2014). Figura 1. Observación de globos sonda en la estación Santo Domingo para los días 12/06 (azul) y 13/06 (rojo) a las 08:00 am. En el panel izquierdo se muestran las temperaturas y temperaturas de punto de rocío en líneas continuas y segmentadas respectivamente y en el panel derecho se muestra la humedad específica. Supongamos ahora que se tiene un modelo hidrológico que debe ser alimentado por forzantes, para simular la respuesta de alguna cuenca a este evento de precipitación. Al considerar todas las estaciones meteorológicas con transmisión satelital (DGA, DMC y AgroMET) entre las latitudes 32,7° y 33,9° S para utilizar un modelo lineal de estimación de temperaturas y contrastar con registros de globos sonda (Figura 2), se tiene que mientras existe la capa de mezcla, el comportamiento de las estaciones presenta una gran dispersión y no sigue un comportamiento lineal. Por otra parte, mientras se tiene una atmósfera menos estable, las observaciones en superficie se asemejan bastante a las obtenidas mediante globo sonda. De la Figura 2 se puede sugerir que en el caso de un día con precipitaciones la atmósfera está bien mezclada en relación al contenido de vapor. En el caso de un día sin precipitación las diferencias entre las estaciones y el sondeo pueden deberse tanto a la desacople de la capa de mezcla marina (eso sugiere al menos la existencia de una capa de inversión) y también al desarrollo de una capa de mezcla local sobre los sitios elevados, en donde la temperatura esté determinada mayormente por el balance energético local. Desde la termodinámica de la atmósfera, es posible deducir el gradiente vertical de temperaturas de una atmósfera saturada ( Γ ) según la Ecuación (1) (Wallace and Hobbs, 2006, Cap3). Γ = Γ [ 1 − ( ) 1 + ( ) ] (1) donde: Γ : Gradiente vertical de temperaturas de una atmósfera seca (9,8 °C/km) : Densidad del aire. : Calor latente de vaporización : Razón de mezcla de vapor de saturación : Presión atmosférica T : Temperatura de la atmósfera : Calor específico a presión constante