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Pronóstico a corto plazo CIAAC Profesor: Marcial Orlando Delgado D.

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1 Pronóstico a corto plazo CIAAC Profesor: Marcial Orlando Delgado D

2 Estabilidad de la atmósfera La estabilidad de la atmósfera va a depender de los cambios de temperatura de la atmósfera con la altura con los experimentados por una parcela de aire que es forzada a moverse en el seno de esa atmósfera. Para determinar la estabilidad de la atmósfera se puede hacer por capas:

3 Estabilidad e Inestabilidad. Una capa es absolutamente estable si el cambio de T con la altura, Γ, es menor que el cambio que experimenta la parcela de aire siguiendo la adiabática saturada de gradiente Γs (notar que si lo es respecto a la adiabática saturada también lo será respecto a la adiabática seca porque Γd > Γ s). Para determinarlo sobre un diagrama, hay que localizar la adiabática saturada que pasa por el punto que representa el estado de la parte inferior de la capa de aire a considerar, y comparar la temperatura que tendría una parcela de aire si evolucionase según la adiabática saturada hasta el nivel superior de esa capa de aire, con la temperatura real que tiene la atmósfera en la parte superior de la capa. Si la T de la parte superior de la capa es mayor que la correspondiente temperatura de la parcela de aire, el cambio de temperatura dentro de la capa es menor que el debido a un enfriamiento en un proceso adiabático saturado, y la capa es estable. Una capa es absolutamente inestable si el cambio de T con la altura es mayor que el cambio que experimenta una parcela de aire siguiendo la adiabática seca correspondiente de gradiente Γd. Para ello, la T de la parte superior de la capa ha de ser menor que la temperatura que tendría la parcela de aire que evolucionase según la adiabática seca desde la parte inferior de la capa hasta la altura a la que se encuentra la parte superior de la capa. Esta condición es infrecuente pero puede ocurrir en el desierto donde la capa de aire es intensamente calentada por debajo.

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5 Inestabilidad Condicional Una capa es condicionalmente inestable si el gradiente ambiental Γ, es decir, el cambio de T con la altura, se encuentra entre Γd y Γs. En el diagrama, la T de la parte superior de una capa condicionalmente inestable será mayor que la temperatura al proceso adiabático seco y menor que la temperatura correspondiente al proceso saturado seguido por la parcela desde la parte inferior de la capa. La estabilidad va a depender si la parcela está saturada o no; si está saturada es inestable y será estable si no está saturada. Para ello es necesario conocer el estado de humedad de la parcela de aire.

6 Ejercicio Analizar el estado de la atmósfera a partir de los datos de un sondeo mediante la ayuda de un diagrama termodinámico. Usar el diagrama para calcular la humedad de la atmósfera en cada nivel de presión. Determinar la estabilidad atmosférica por capas( Mb, y ) y la evolución de una parcela de aire. Localizar la altura de la tropopausa, la existencia de inversiones, así como la presencia y altura de las nubes y la cantidad de agua precipitable a 400mb. Agua liquida precipitable= r rs.

7 Pronóstico de tormentas y fenómenos asociados Casi todos los procedimientos empleados para evaluar y analizar la estabilidad de la atmósfera son aplicaciones del método de la parcela: Se supone que una diminuta parcela de aire cambia adiabáticamente cuando es desplazada en sentido vertical a corta distancia de su posición original. Si después de este desplazamiento su T* (Temperatura virtual) es mayor que la de la atmósfera que la rodea, la parcela estará sujeta a una fuerza ascensional positiva y por lo tanto será acelerada aún más hacia arriba. En cambio, si su T* es menor que la de la atmósfera circundante, la parcela será más densa que su entorno y estará sujeta a una fuerza ascensional negativa. Se verá frenada y retornará a su posición inicial o de equilibrio. El primer paso en el pronóstico de tormentas es (para el caso de tormentas frontales u orográficas) la determinación del NCC, el NCA, el NLC y las áreas de energía positiva y negativa. Un área negativa es la zona del termodiagrama limitada por la curva de temperatura, la adiabática seca desde el punto de superficie hasta el nivel de condensación por ascenso (NCA) y la adiabática saturada a partir del NCA hasta la intersección con la curva de temperatura del sondeo nuevamente (llamado este punto NLC). Un área positiva es la zona del emagrama, a la derecha de la curva de temperatura, limitada por esa curva y la adiabática saturada que se extiende hacia arriba desde el nivel de libre convección (NLC).NCC, el NCA, el NLC y las áreas de energía positiva y negativa

8 Si se espera ascenso por convección, el área negativa estará limitada por la curva de temperatura, la relación de mezcla media y una adiabática seca. Se opta por la relación de mezcla media porque las parcelas cercanas a la superficie son afectadas por la actividad convectiva. La práctica habitual es tomar un promedio de la relación de mezcla para una capa de 100 mb sobre la superficie o el promedio de la capa húmeda si ésta es menor de 100 mb. EL nivel así determinado se llama NCC. Hacia abajo del NCC, entre la curva de temperatura y la adiabática seca que pasa por ese punto el área es negativa. Representa la energía que habrá de suministrarse a la parcela para que se eleve desde el nivel de superficie hasta el nivel donde continuará elevándose sin energía suplementaria de una fuente externa. Nótese que en este caso el área negativa está a la derecha de la curva de Temperatura en lugar de a la izquierda. El área positiva, en una situación de ascenso convectivo es la zona a la derecha de la curva de temperatura, limitada por ésta y la adiabática saturada que se extiende desde el NCC.

9 Si se espera ascenso por convección, el área negativa estará limitada por la curva de temperatura, la relación de mezcla media y una adiabática seca. Se opta por la relación de mezcla media porque las parcelas cercanas a la superficie son afectadas por la actividad convectiva. Habitualmente se toma un promedio de la relación de mezcla para una capa de 100 mb sobre la superficie o el promedio de la capa húmeda si ésta es menor de 100 mb. EL nivel así determinado se llama NCC. Hacia abajo del NCC, entre la curva de temperatura y la adiabática seca que pasa por ese punto el área es negativa. Representa la energía que habrá de suministrarse a la parcela para que se eleve desde el nivel de superficie hasta el nivel donde continuará elevándose sin energía suplementaria de una fuente externa. Nótese que en este caso el área negativa está a la derecha de la curva de Temperatura en lugar de a la izquierda. El área positiva, en una situación de ascenso convectivo es la zona a la derecha de la curva de temperatura, limitada por ésta y la adiabática saturada que se extiende desde el NCC.

10 Formación de nubes por calentamiento desde abajo Una vez obtenido el NCC, el paso siguiente es calcular la temperatura de convección. Es decir la temperatura que se debe alcanzar para que comience la formación de nubes convectivas por calentamiento solar de aire adyacente a la superficie. El procedimiento para obtenerla es bajar desde el NCC por una adiabática seca hasta la presión de superficie. La temperatura leída en este punto es la temperatura de convección (muy similar a la máxima del día). Para determinar la posibilidad de tormenta con éste método deben darse las siguientes condiciones: Debe haber suficiente calentamiento La parcela debe alcanzar el nivel de cristales de hielo, pues se cree que estos son el desencadenante del comienzo de la precipitación (aproximadamente -10ºC) El área positiva debe superar al área negativa. Cuanto más la supere mayor será la probabilidad de tormentas Debe haber suficiente humedad en la tropósfera baja. Las condiciones climáticas y la época del año deben ser favorables. No deberá haber inversiones en los niveles bajos o deberán ser suaves. Si a lo largo del sondeo hay áreas alternativamente positivas y negativas y la suma de las primeras supera a la de las negativas, las tormentas son posibles pero no probables. Es posible determinar el tope de la nube convectiva teniendo en cuenta que se extenderá más allá del tope del área positiva a una distancia igual a 1/3 de la altura del área positiva.

11 LaFormación de nubes por ascenso mecánico (por frentes u orografía) En este caso trabajamos con el NCA y NLC. EL NCA es la altura a la cual una parcela ascendida por una adiabática seca se satura (siempre está debajo del NCC). El NLC es la altura a la cual una parcela de aire, ascendida por una adiabática seca hasta su saturación y luego por una adiabática saturada, comienza a ser por primera vez más caliente que el aire que la rodea. La parcela seguirá elevándose libremente por sobre ese nivel hasta enfriarse más que el aire de su entorno. Para determinar la posibilidad de tormentas por este método han de darse las siguientes condiciones: El área positiva debe superar el área negativa. Cuanto más la supere mayor será la probabilidad de tormentas. Debe haber suficiente ascenso para que la parcela se eleve al NLC (para conocer cuán grande será el ascenso se emplea la pendiente frontal o de las barreras orográficas) La parcela debe alcanzar el nivel de formación de cristales de hielo

12 Indicios de inestabilidad a partir de la curva de θw de bulbo húmedo. Trazar la curva de øw (temperatura potencial de bulbo húmedo). En los casos en que esta temperatura aumenta con la altura (se inclina la curva hacia la derecha), la capa es convectivamente estable. Si la curva de øw se inclina hacia la izquierda (disminuye con la altura), la capa es convectivamente inestable. Si el sondeo trazado en el termodiagrama no corta las adiabáticas saturadas, no es probable que se produzcan tormentas.

13 Temperatura potencial del bulbo húmedo

14 Método gráfico de Bailey El primer paso consiste en eliminar las áreas del sondeo que presentan humedades inadecuadas. Esto se efectúa con los seis pasos siguientes, cada uno de ellos suficiente para dar un pronóstico de no tormentas: Depresión del punto de rocío de 13ºC o mayor en cualquiera de los niveles desde 850mb hasta 700mb Suma de las depresiones del punto de rocío de 28ºC o mayor entre los niveles de 700 y 600 mb. Advección seca o fría en los niveles bajos Punto de rocío en la superficie de 15.5ºC o menor, a las 7:30 hora local, sin aumento sustancil previsto antes de las primeras horas de la tarde. Gradiente de 21ºC o menor ebtre 850 y 500 mb. Un nivel de congelamiento debajo de 3600m en un flujo ciclónico inestable sólo produce chaparrones ligeros. Luego de eliminadas una o más de las seis condiciones anteriores, se emplean los siguientes parámetros: El gradiente entre 850 y 500 mb (ejemplo: si la temperatura en 850 mb fuera de 15ºC y la de 500 mb fuera -10ºC, este parámetro sería igual 25ºC) La suma de las depresiones del punto de rocío a 700 y 600 mb en ºC. Estos son los valores empleados como argumentos en el gráfico. A corresponde a tormentas aisladas con probabilidad de 12 a 1 de que por lo menos en uno de los pluviómetros de la red se registren lluvias. B corresponde a tormentas dispersas, con una probabilidad de que se registren lluvias de 4 a 1. C es de no precipitación.

15 Existe una condición posterior para el desarrollo de tormentas y esta es la ausencia de una gran cortante anticiclónica de viento medida a 850 mb. Ninguna cortante horizontal a ese nivel debe superar los 20 nudos en 400 Km, medida desde la estación del sondeo hacia la baja presión.

16 Índice de Showalter Se calcula mediante la diferencia entre la temperatura registrada por el sondeo en 500 mb (T500) y la temperatura de la parcela en 850 mb que fuera llevada adiabáticamente hasta 500 mb. Desde la T de 850 mb se continúa por la adiabática seca hasta alcanzar el NCA. Desde el NCA se continúa por la adiabática saturada hasta los 500 mb. A la temperatura de ese punto se la denomina T'. La diferencia T500 - T' con su signo, es el índice Showalter. Este índice es positivo cuando T' está a la izquierda de la curva de sondeo; los valores positivos indican mayor estabilidad. No es significativo este índice si hay una inversión entre 850 y 500 mb.

17 Índice de Showalter Menor que +3 Probables chaparrones, cabe esperar tormentas en el área Entre +1 y -2 La probabilidad de tormentas aumenta rápidamente Menor que -3 Tormentas violentas Menor que -6 Ocurrencia de tornados

18 Índice Showalter modificado o de elevación La elección arbitraria del nivel de 850 mb hace que el índice Showalter sea difícil de usar en los casos donde hay una inversión o una rápida caída de la humedad. Para evitar esta dificultad se recurre a una modificación. Para evaluarlo se toma la relación de mezcla media por debajo de los 1000 metros, mediante el método de igualación de áreas. Se determina entonces la temperatura potencial media para la capa de 1000 metros en el momento de la convección, pronosticando la temperatura máxima de la tarde y suponiendo que a través de la capa de 1000 metros prevalecerá un gradiente adiabático seco. Con estos valores medios se localiza el NCA y se extiende hasta los 500 mb la adiabática saturada que pasa por él. La temperatura de 500 mb así determinada se supone que es la de la corriente ascendente dentro de la nube, si esta se desarrolla. La diferencia algebraica entre la temperatura del entorno y la de la parcela ascendente a 500 mb define el índice de elevación, que generalmente es menor que el Showalter.

19 Índice de Fawbush-Miller Este índice requiere el uso de una capa húmeda de superficie. Esta capa húmeda se define como un estrato de superficie cuyo límite superior es una superficie de presión donde la humedad relativa es inferior al 65%. Si su existencia vertical excede los 2000 metros, se usa sólo la capa de los 150 mb más bajos para determinar la temperatura media del bulbo húmedo de la "capa húmeda". Los sondeos contienen a veces capas secas poco profundas dentro de esta "capa húmeda", tal como, los 30 mb más bajos o en la capa superior de una inversión en superficie; en tal caso se supone que la mezcla por convección normal borrará tal capa seca y las capas secas se identificarán con la "capa húmeda".

20 Índice de Fawbush-Miller 1 Se calcula la humedad relativa para diversos puntos en la parte más baja del sondeo para identificar la "capa húmeda". 2 Dibujada la curva de Tw para la capa húmeda, se dibuja una recta que divida a esta curva en dos partes aproximadamente iguales (Promedio de Tw de la capa) Llamaremos M al valor de la isoterma en el punto medio. 3 Desde el punto M, determinado en el paso 2, se levanta una paralela a las adiabáticas saturadas hasta los 500 mb y se resta el valor T' de esta posición al valor de T500 del sondeo. 4 El valor de la diferencia, con su signo, es el valor numérico del índice de Fawbush-Miller. Los valores positivos indican estabilidad y los negativos inestabilidad. Los valores del índice SH y el IFM son similares, excepto cuando existe una inversión por subsidencia debajo de los 850 mb, o la humedad de 850mb no es representativa de la capa.

21 Si el IFM es mayor que -1 => Relativamente estable. Si el IFM está entre -2 y 6 =>Moderadamente inestable. Si el IFM es menor que -6=>Fuertemente inestable

22 Índice de Martin Este índice pretende ser el más sensible a la humedad de los niveles bajos. Se lo calcula dibujando la adiabática saturada que corta la curva del sondeo en 500 mb. Luego se encuentra la intersección de esta línea con la del gradiente de saturación que coincide con el mayor valor del gradiente térmico vertical del sondeo. Desde esta intersección se dibuja una adiabática seca que intercepte la isobara de 850 mb; luego se resta algebraicamente la temperatura T 850mb del sondeo de la obtenida de la última intersección. El número resultante es el índice Martin, y los valores se gradúan como en el índice Showalter. Con turbulencia baja muy marcada o con una inversión de subsidencia, la altura de referencia se toma en el nivel de la base de la inversión en lugar de los 850 mb.

23 Índice K de R.M. Whiting Este método combina numéricamente, por medio de un sondeo, el gradiente térmico vertical, el contenido de humedad de la baja atmósfera y la extensión vertical de la capa húmeda. El índice que se obtiene a partir de una combinación aritmética T500, T850, Td850, T700 y Td700, se denomina K y se computa de la siguiente manera: K = (T850 - T500) + Td850 - (T700 -Td700) Los resultados obtenidos pueden ser volcados en cartas sinópticas y analizados como un campo escalar cualquiera, correlacionándolos con la situación sinóptica sobre la base de la siguiente tabla obtenida por Whiting

24 Índice K de R.M. Whiting Valor de K Probabilidad de tormentas K<20 Ninguna 20<=K<25 Tormentas aisladas 25<=K<30 Tormentas ampliamente dispersas 30<=K<35 Tormentas dispersas 35<=K Numerosas tormentas

25 Lifted Index Se obtiene promediando la temperatura potencial y la relación de mezcla de la capa de 100 mb más baja de la atmósfera. La parcela con esta característica se eleva adiabáticamente hasta el nivel de 500 mb, y su temperatura a este nivel se la resta a la del sondeo (T500).

26 Lifted Index Diferencia mayor de 4ºC Muy estable. De 4ºC a 0ºC Estable De 0ºC a -4ºC Inestable. Posibilidad de granizo. Menor que -4ºC Fuertemente inestable. inferior a -6ºC, probable formación de tornados

27 Pronóstico de dirección y desplazamiento de las tormentas Un estudio revela que en el hemisferio sur las grandes tormentas convectivas de lluvia muestran una marcada tendencia a moverse a la izquierda de la dirección del viento en la capa de nubes medias (desde 850mb a 500mb) (o el viento de 700mb) con una desviación sistemática de cerca de 25º a la izquierda del flujo. EL mismo trabajo revela que el 82% de las tormentas se desplazan dentro de nudos de una velocidad media de 32 Kt.

28 Pronóstico de ráfagas máximas método USAF En el desarrollo de esta técnica se observó que la temperatura con que las fuertes corrientes descendentes, asociadas a una tormenta, alcanzan la superficie, es muy cercana a la temperatura (en ese nivel) de la adiabática saturada que pasa por la intersección de la curva de bulbo húmedo con la isoterma de 0ºC. La diferencia entre esta temperatura y la del aire en superficie está relacionada con las ráfagas máximas de vientos en superficie asociadas a las tormentas.

29 Procedimiento 1) Trazar sobre un termodiagrama el sondeo con las curvas de temperatura y punto de rocío y construir luego la curva de bulbo húmedo. 2) Encontrar el punto donde la curva de bulbo húmedo corta la isoterma de 0ºC y trazar hacia abajo una adiabática saturada hasta el nivel de superficie. 3) Determinar la diferencia entre la temperatura del aire en superficie y la obtenida en el paso 2). Sustraer simplemente la temperatura de la descendente de la temperatura en superficie. 4) Con ese valor ingresar al gráfico y determinar la velocidad máxima del viento ubicando el valor de la temperatura sobre la absisa y leyendo luego la velocidad máxima de la ráfaga sobre la ordenada. Esta velocidad se lee a los 5 nudos más próximos.

30 Pronóstico de nieblas y stratus Para la formación de nieblas y stratus es condición que el aire esté sobresaturado. Esto se produce por dos procesos o su combinación: enfriamiento del aire, que hace bajar su temperatura hasta el punto de rocío; y agregando humedad al aire (por evaporación de lluvia caída, o por el pasaje de una masa sobre una superficie húmeda). Cuando el aire alcanza su sobresaturación, el exceso de humedad se condensa en diminutas partículas de agua lo suficientemente pequeñas para permanecer suspendidas. Si se forman próximas a la superficie es una niebla; si lo hace por encima de los 15 metros, se obtiene un stratus. Se usa el termodiagrama en el pronóstico de nieblas y stratus sin extendernos en todos los factores que posibilitan la formación de nieblas. Sólo haremos mención de ellos, y son: 1)La situación sinóptica particular (sistemas frontales, tipos de masas de aire, etc.). 2) La época del año, 3) La climatología de la estación. 4) La estabilidad de los gradientes. 5) El enfriamiento esperado (depende de la composición del suelo, la vegetación, la nubosidad y otros factores). 6 La velocidad del viento. 7) La temperatura de rocío 8) La trayectoria del aire sobre tipos favorables de superficies subyacentes (por dónde se está desplazando la masa de aire, si lo ha hecho por grandes extensiones de agua, etc.).

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32 Determinación de la altura de la niebla Un sondeo de altura tomado con niebla, revelará una inversión en superficie. La niebla no se extenderá necesariamente hasta el tope de la inversión. Si en ese tope la temperatura y el punto de rocío tienen el mismo valor, cabe suponer que la niebla se extiende hasta ese nivel. Si no lo tienen, es posible determinar el espesor de la niebla promediando la relación de mezcla en superficie con la relación de mezcla en el tope de la inversión. La intersección de esta relación de mezcla media con la curva de temperatura es el tope del manto de niebla.

33 Método de la adiabática seca: Sabiendo que la adiabática seca representa 1ºC por cada 100 metros. Se sigue por la adiabática seca desde el nivel en que la relación de mezcla media corta el sondeo hasta la superficie. Se calcula la diferencia de temperaturas entre el punto en que la adiabática seca corta la curva de relación de mezcla media y la temperatura de esta adiabática seca al llegar a superficie. Luego se hace la proporción 1/100 = Dif de temperaturas/X, entonces X = Dif de T x 100

34 Disipación de la niebla Para saber a qué temperatura se disipará la niebla, se traza sobre el termodiagrama una adiabática seca a partir de la intersección de la relación de mezcla media y la curva de temperatura hasta el nivel de superficie. La temperatura de la adiabática seca en superficie es la temperatura necesaria para una disipación completa y es conocida por el nombre de "temperatura crítica". Hay que tener en cuenta que nieblas de gran espesor o capas múltiples de nubes pueden demorar el calentamiento matutino del suelo, y este es el calentamiento que contribuye a la disipación de la niebla.

35 Determinación de la base y el tope de una capa de stratus Determinar la relación de mezcla representativa entre la superficie y la base de la inversión Proyectar esta línea de relación de mezcla hacia arriba a través del sondeo La intersección de la línea de relación de mezcla media con la curva de temperatura da la base aproximada y el tope máximo de la capa de stratus. Para conocer la altura se aplica el método desarrollado anteriormente en el caso de nieblas.

36 Determinación de las temperaturas de disipación del stratus A partir de la base del stratus seguir por una adiabática seca hasta el nivel de superficie. La temperatura de la adiabática seca en superficie es la temperatura necesaria para que comience la disipación. A partir del tope del stratus, seguir por la adiabática seca hasta el nivel de superficie. La temperatura de esa adiabática seca en superficie es la temperatura que se ha de alcanzar para que se complete la disipación. Si no existieran encima del stratus nubes significativas, se puede pronosticar la hora de la disipación de la capa a un promedio de 110m por hora de calentamiento. De esta manera se puede estimar las horas de calentamiento necesarias para disipar un stratus de un espesor determinado.

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38 Pronóstico de nieblas de advección sobre el océano: En ausencia de datos efectivos de temperatura y punto de rocío y con un anticiclón estacionario, el método es el siguiente: Escoger un punto sobre una isobara que pase por la mayor temperatura del agua de mar. Suponer que allí la temperatura del aire es igual a la del mar y que tiene un punto de rocío dos grados inferior. Encontrar el punto sobre la isobara hacia el sur, donde el agua es dos grados más fría. A partir de allí pueden aparecer nieblas ligeras aisladas. Mediante el termodiagrama, encontrar qué enfriamiento adicional tendría que producirse para dar un exceso de 0,4 g/kg y 2 g/kg sobre la saturación. El primero representa el comienzo de una niebla moderada y el segundo, llovizna. Al continuar el aire circulando por el borde del anticiclón alcanzará su temperatura más baja y a partir de entonces comenzará a subir nuevamente. La situación será entonces de llovizna hasta que el exceso se reduzca a 2g/kg y niebla moderada hasta alcanzar los 0,4 g/kg.

39 Pronóstico de nieblas orográficas: El ascenso de aire por la configuración del terreno causará un enfriamiento adiabático seco a razón de 10ºC por cada 1000 metros. Si se produce un ascenso adecuado, se formarán nieblas o stratus. este es esencialmente un fenómeno nocturno, porque por la noche al enfriamiento adiabático se le agrega el enfriamiento nocturno. El procedimiento es el siguiente: Determinar el grado de enfriamiento nocturno Para determinar el grado de enfriamiento orográfico: a) Determinar el número de horas (aproximado) entre la puesta y la salida del sol b) Estimar la velocidad del viento esperada para las horas nocturnas c) Multiplicar a) x b). Esto dará la distancia que se desplazará el viento orográfico durante parte del día d) Determinar la diferencia aproximada entre el nivel de la estación y la altura del terreno para la distancia calculada en c). La diferencia de altura se expresa en miles y décimos de miles de metros. e) Multiplicar la diferencia de altura por el gradiente adiabático de enfriamiento. Sumar la magnitud del enfriamiento orográfico esperado a la del enfriamiento nocturno esperado para obtener el enfriamiento neto previsto. Determinar la temperatura y la depresión del punto de rocío a las 15:30 horas en la estación considerada para la niebla o nubosidad baja. Si se prevé un enfriamiento mayor que la depresión a las 15:30 horas, se pronosticará niebla o nubosidad baja. La velocidad del viento será la que determine si es niebla o stratus lo esperado.


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