DINÁMICA ATMOSFÉRICA
LA PRESIÓN ATOMOSFÉRICA. LOS VIENTOS
Gracias a la compresibilidad de los gases, casi la totalidad de la masa de la atmósfera se encuentra en los primeros kilómetros próximos a la superficie. Esto condiciona que la presión atmosférica disminuya rápidamente con la altura.
El valor de la presión atmosférica a nivel del mar, fue cuantificado por primera vez en 1643, por Torricelli y Viviani, mediante el conocido experimento de Torricelli. Dicho valor corresponde al peso de una columna de mercurio de 76 cm de altura y 1 cm2 de sección, que multiplicado por la densidad de este elemento, equivale a 1.033,6 gr/cm2, valor también conocido como 1 atmósfera e igual a 1.013 milibares. Esta última unidad, el milibar, es la utilizada normalmente en meteorología.
La presión atmosférica se representa trazando líneas, llamadas isobaras, que unen puntos de igual presión atmosférica (cada 4 milibares). En la atmósfera existen zonas de elevadas presiones -anticiclones- y zonas de bajas presiones -borrascas o ciclones- El gradiente de presión hace que el aire atmosférico -el viento- se desplace desde los anticiclones hacia las borrascas. El viento será tanto más intenso cuanto mayor sea la diferencia de presiones entre anticiclones y borrascas.
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El VIENTO es el deplazamiento del aire desde los núcleos de alta presión o anticiclones hasta los de baja presión o borrascas. Este movimiento es interferido por la Fuerza de Coriolis, de forma que el desplazamiento del aire se hace oblicuo a las líneas isobaras. |
En las borrascas o áreas ciclónicas la circulación del aire es sinestrosa y son zonas de convergencia, donde se produce ascenso de masas de aire.
En los anticiclones o áreas anticiclónicas la circulación del aire es dextrosa y son zonas de divergencia con subsidencia de masas de aire.
Con el nombre de FRENTES se conocen en meterología los contactos entre masas de aire de distintas características. En latitudes medias los frentes más frecuentes son los frentes fríos, que se producen cuando se encuentran masas de aire polar con masas de aire tropical, originando borrascas ondulatorias, donde la masa de aire frío desaloja a la masa de aire caliente hacia arriba. En los frentes cálidos la masa de aire caliente y más ligera remonta a la masa de aire frío.
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Formación y desarrollo de una borrasca. (1) El rozamiento entre el aire polar y el aire calido procedente del SO produce irregularidades en la superficie de separación. (2) En ellas ambos adquieren un movimiento circular formando una borrasca con un frente cálido, en el que el aire cálido, por ser menos denso asciende sobre el primero, enfriándose adiabáticamente y dando lugar a nubes y precipitaciones. Dichas borrascas tienden a desplazarse hacia el este, de forma que tras el frente cálido suele aparecer una mejoría transitoria con escasa nubosidad. Posteriormente el mismo lugar será alcanzado por el frente frío que avanza empujando e introduciéndose bajo el aire cálido y produciendo las consiguientes precipitaciones. El frente frío suele ser más activo y veloz, por lo que termina por alcanzar al frente cálido produciéndose la oclusión (3) y desaparición (4) de la borrasca. |
Existen también los denominados VIENTOS LOCALES, que pueden ejercer una influencia notable en ciertas regiones geográficas. Los más importantes son:
Brisa marina. El viento sopla durante el día de mar a tierra y durante la noche de tierra a mar. Suaviza las temperaturas de las zonas costeras.
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Vientos de montaña y valle. El aire se desplaza durante el día del valle hacia las cumbres a lo largo de las laderas y por la noche desciende de la montaña al valle.
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Tempestades. Son preturbaciones locales relativamente bruscas, de poca duración y sin frentes. La condición indispensable para su formación, reside en una inestabilidad atmosférica, debida a la oscilación diurna de la presión atmosférica, suficiente para producir una vigorosa corriente de aire ascendente, caliente y húmedo, susceptible de alcanzar niveles altos que produzcan fuertes aguaceros de lluvia con frecuentes ráfagas de viento.
CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA GENERAL
Debido a que la radiación solar calienta de forma distinta la superficie de la Tierra, las zonas ecuatoriales son más cálidas que las zonas polares. Esto permite pensar que el aire caliente ecuatorial menos denso se eleva, y que el aire frío polar más denso, desciende y se desplaza al ecuador para sustituir al aire cálido. Es decir, se formaría una circulación superficial de aire frío desde los polos al ecuador que, al calentarse, ascendería circulando hacia los polos, donde al enfriarse, volvería a iniciar el ciclo. Se originarían 2 células convectivas, una en cada hemisferio.
El modelo anterior no es real porque sólo sirve para cuerpos estáticos, en La Tierra debido a la rotación terrestre (de oeste a este) y a la diferente velocidad tangencial de las distintas latitudes, todo móvil que se desplace desde el polo Norte al ecuador, siguiendo un meridiano, sufrirá una desviación a la derecha.
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d` > d -----> VB > VA para = t |
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Observemos un punto A, situado en un paralelo (M) de La corteza terrestre. En un tiempo (t) recorrerá una distancia d. Otra punto B situado en el paralelo N en el mismo tiempo t, recorrerá una distancia d` mayor que la anterior. Por esta razón, la velocidad del punto B será mayor que la de A.
Supongamos una masa de aire situada sobre A - se moverá en dirección E con la misma velocidad que el punto A. Si se desplaza hacia el sur, su velocidad será la misma, pero progresivamente menor que la de los puntos que bajo ella giran solidarios con la Tierra. Por esta razón, la masa de aire situada sobre A y que se desplaza de norte a sur, nunca alcanzará el punto B, sino que se desviará hacia su derecha, es decir, hacia el oeste (punto A`). En el hemisferio sur la desviación será hacia la izquierda, al desplazarse desde el polo sur hacia el ecuador.
Este fenómeno físico que recibe el nombre de fuerza o efecto de CORIOLIS, influye en la círculación atmosférica general: en la práctica, se forman tres células convectivas en cada hemisferio, dos directas en las zonas polar y ecuatorial, y otra inversa en latitudes medias, representadas por dos zonas de altas presiones (los polos y sobre 25-30º) y dos de bajas presiones (5º-ecuador y 55º).
Como resultado de este esquema tricelular en cada hemisferio, se produce una distribución latitudinal de zonas de alta y baja presión: zonas ecuatoriales cálidas de baja presión, zonas subtropicales (alrededor de 30º de latitud) de alta presión, zonas subpolares de baja presión (alrededor de 60º latitud) y zonas polares frías de alta presión. A su vez, esto produce una alternancia latitudinal de los vientos: los levantes polares, westerlies o vientos de poniente y alisios.
A la zona de choque entre los alisios del norte y los alisios del sur se le llama zona de calmas ecuatoriales o zona de convergencia intertropical (ZCIT). Esta última zona no se sitúa exactamente sobre el ecuador, sino que sufre desplazamientos hacia el norte o hacia el sur principalmente de carácter estacional o condicionados por los monzones locales.
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Como consecuencia de la inclinación del eje de rotación de La Tierra, a lo largo de las estaciones, las células convectivas se desplazan en dirección N-S produciendo las breves estaciones lluviosas en las zonas subtropicales, la llegada de aire polar en las zonas templadas, etc.. |
NUBOSIDAD Y PRECIPITACIÓN. SUS MECANISMOS
En la atmósfera la presión y la temperatura están íntimamente relacionadas y son interdepedientes. En un gas la temperatura es función del número de moléculas por unidad de volumen, de forma que para enfriarlo o calentarlo bastará con expandirlo o comprimirlo respectivamente, sin necesidad de intercambiar calor: cambios adiabáticos.
Al ascender en el seno de la atmósfera la densidad y la presión disminuyen rápidamente. En consecuencia la temperatura también descendería a razón de 1ºC cada 100 m. Este valor se designa como gradiente adiabático seco (G.A.S.).
Realmente y en condiciones normales, este gradiente es de sólo 0'65ºC cada 100 m, el llamado gradiente térmico vertical (G.T.V.), debido al enfriamiento producido en la superficie por la evaporación del agua (reacción endotérmica). Dicha circunstancia impediría el ascenso vertical del aire, dado que si una masa de aire ascendente se enfriase adiabáticamente, a razón de 1ºC cada 100 m (G.A.S.), pasaría a tener una temperatura menor y una densidad mayor que las del aire estático circundante, cuya temperatura viene marcada por el G.T.V., lo cual constituye una imposibilidad física.
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Sin embargo y con cierta frecuencia (días de fuerte insolación) las masas de aire en contacto con la superficie terrestre pueden calentarse hasta alcanzar G.T.V. de 1,5ºC, superiores al G.A.S. Estas masas de aire, calientes y menos densas que su entorno, ascenderán paulatinamente enfriándose, inicialmente según el G.A.S. Simultáneamente el vapor de H2O, siempre presente en cantidad variable, se enfriará hasta alcanzar el punto de rocío, el cual corresponde a la temperatura a la que el vapor de agua contenido en una masa de aire alcanza su punto de condensación. Entonces de produce la formación de nubosidad y las pequeñas gotas de agua tienden a caer por gravedad, pero son nuevamente levantadas por el aire en ascenso, aumentando de tamaño - coalescencia -. Cuando el peso de las gotas supera a la capacidad de sustentación del aire ascendente se produce la precipitación.
Una vez producida la nubosidad, el enfriamiento del ascenso proseguirá, pero ya según el gradiente adiabático húmedo (G.A.H.), menor que el G.A.S, ya que la condensación del vapor de agua es un proceso exotérmico. El ascenso vertical de la masa de aire proseguirá hasta que su densidad y su temperatura se igualen con las del aire circundante. A la altura en la que se produce dicha circunstancia, deja de producirse nubosidad.
En resumen, cuando hay condiciones de estabilidad atmosférica (G.A.S. > G.T.V.) se produce un ascenso paulatino de aire caliente, hasta que su temperatura se iguala con la de la atmósfera circundante.
Los mecanismos concretos que producen nubosidad y precipitación son tres:
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De tipo frontal, que se origina cuando chocan frontalmente dos masas de aire de temperaturas diferentes, pudiendo ocurrir dos procesos: el llamado frente cálido, cuando la masa de aire caliente y más ligera remonta a la masa de aire frío, o el llamado frente frío, cuando la masa de aire frío desaloja a la masa de aire caliente hacia arriba.
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De tipo orográfico, cuando el aire caliente y húmedo remonta una cadena montañosa, se enfría y da lugar a precipitación en la ladera de barlovento, llegando a la ladera de sotavento el viento seco. A este fenómeno se le llama efecto Föehn.
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De tipo convectivo, que se da por ascenso vertical directo del aire recalentado por contacto con el suelo, provocando tormentas más o menos violentas.
TIPOS DE PRECIPITACIÓN
LLUVIA. Se produce por la coalescencia de numerosas gotas de pequeño tamaño que dan lugar a gotas mayores, incapaces de mantenerse en suspensión. Cuando su diámetro es < 0,5 mm constituyen la llovizna.
NIEVE. Constituida por masas de cristales de hielo formados directamente a partir del vapor de agua atmosférico allí donde la temperatura del aire es inferior al punto de congelación. Son cristales planos hexagonales o prismáticos.
GRANIZO. Son formas redondeadas de hielo con una estructura interna en capas concéntricas, de 0,5-5 cm de media, sólo se forman en los cumulonimbos donde existen fortísimas corrientes de aire ascendentes. Las gotas de lluvia son arrastradas a grandes alturas donde se congelan para volver a caer y mantenidas en suspensión cada granizo crece por la unión de nuevas gotas hasta precipitar.
ROCÍO. Se produce en la superficie terrestre cuando ésta y las partículas de vapor de agua contenidas en el aire sufren un enfriamiento por pérdida de calor, se alcanza el punto de rocío (temperatura a la cual el aire está saturado) y se enfría algo más.
ESCARCHA. Es igual al rocío, pero se produce cuando la temperatura está por debajo de 0 °C.
NIEBLA. Condensación de las masas húmedas de aire en las capas inferiores de la atmósfera.
TIPOS DE NUBES
- Según su forma
Estratos. Planos de gran extensión y bastante uniformes.
Cúmulos. Masas aisladas de nubes voluminosas con su porción superior a modo de coliflor.
Cirros. De aspecto filamento o sedoso con cristales de hielo.
Nimbos. Nubes de temporal.
Estratocúmulos, Cumulonimbos. Lo normal es que aparezcan nubes con características intermedias, como éstas o los cirroestratos, altoestratos,...
- Según su altitud
Bajas. Hasta 2.500 m
Medias. De 2.500 m a 6.000 m
Altas. Más de 6.000 m
- Según su estratificación
Estables. Grandes extensiones de estratos y cierta estabilidad en sentido horizontal.
Lábiles. Masas aisladas esferoidales.
- Según su estructura
Nubes de agua. Formas perfectamente delineadas y delimitadas al menos en sentido vertical.
Nubes de hielo. Estructura deshilachada con contornos indefinidos.
Nubes de chubasco. Se alargan en forma de yunque u hongo de hielo.
