DINÁMICA DE LA ATMÓSFERA En este apartado vamos a tratar de

DINÁMICA DE LA ATMÓSFERA
En este apartado vamos a tratar de los movimientos del aire en la troposfera.
La diferencia constante de temperatura existente entre los polos y el
ecuador, consecuencia de la diferente distribución de calor según la latitud,
da lugar, junto con la rotación de la Tierra, a la circulación de la atmósfera
(movimientos horizontales del aire, paralelos a la superficie) Los
movimientos verticales, que pueden extenderse desde la superficie hasta
la parte superior de la troposfera dependen de la T. El aire se calienta más
por debajo (calor irradiado por la superficie terrestre calentada por el Sol). El
aire superficial, más caliente y menos denso, tiende a ascender y a enfriarse.
El aire en altura, más frío y más denso tiende a bajar, calentándose en su
ascenso.
DINÁMICA VERTICAL: GRADIENTES VERTICALES. ANTICICLONES Y
BORRASCAS
Los movimientos verticales de la troposfera se denominan movimientos de
convección, y se deben a variaciones de temperatura, humedad y presión.
La CONVECCIÓN TÉRMICA El aire superficial es más cálido y menos denso,
por lo tanto tenderá a subir mientras se enfría. A su vez, el aire que se
encuentra en la parte superior, que es más frío y denos tenderá a descender
a medida que se calienta.
La CONVECCIÓN POR HUMEDAD Cuando el aire contiene vapor de agua es
menos denso que el aire seco y por tanto tenderá a ascender (el peso
molecular del agua -18- es menor que el del resto de los componentes
gaseosos de la troposfera (N2: 28, O2:32, CO2: 44,...)
La cantidad de vapor de agua de la atmósfera se puede medir como:
- Humedad absoluta (HA): cantidad de vapor de agua que hay en un
volumen determinado de aire (g/m3). La cantidad dependerá de la T del aire.
El aire caliente admite mucha más humedad que el frío. Cuando el aire ya
no admite más vapor de agua se dice que el aire está saturado. Existe una
relación directa entre la temperatura a la que se encuentra el aire y la
cantidad de vapor de agua que admite.
Si situamos en un eje de coordenadas en las x la temperatura y en las y la
humedad, obtenemos la curva de saturación, donde se observa que una vez
que se alcanza cierta temperatura, conocida como punto de rocío, el aire se
satura de humedad y el vapor de agua se condensa, originándose las nubes.
Cuando una masa de aire se eleva, se va enfriando hasta que llega un
momento en el que se satura. El vapor de agua comienza entonces a
condensarse y se empezará a formar una nube, siempre y cuando existan en
la atmósfera partículas sobre las cuales se pueda condensar ese vapor
(núcleos de condensación: polvo, sal, humo, algunos gases).
El “nivel de condensación” es la altura a partir de la cual se va alcanzando
el punto de rocío y comienza a condensarse el vapor de agua para formarse
la nube.
- Humedad relativa (HR): la cantidad de vapor de agua (en %) que hay en 1
m3 de aire en relación con la máxima que podría contener a la T a la que se
encuentra. Por ejemplo, la HR del 25% quiere decir que el aire podría
contener cuatro veces más de vapor de agua del que contiene; si la HR es del
100% ya no cabe más agua en estado de vapor, por lo que se formarían
nubes a partir de ese valor.
La CONVECCIÓN DEBIDA A LA PRESIÓN ATMOSFÉRICA. La presión
ejercida por la masa de aire situada sobre la superficie terrestre es la presión
atmosférica (PA). No siempre son iguales los valores de PA en dos puntos
situados a la misma altura; depende también de la humedad y de la
temperatura del aire. En los mapas del tiempo se trazan las isobaras, que
son líneas que unen puntos con igual PA en un momento dado. Decimos que
hay un anticiclón cuando nos encontramos con una zona de alta presión
“A” rodeada de una serie de isobaras cuyo presión disminuye desde el
centro al exterior. Por el contrario, decimos que hay una borrasca cuando
nos encontramos con una zona de baja presión “B” rodeada de isobaras
cuyos valores van aumentando desde el centro hasta el exterior.
En una zona de borrasca, una masa de aire poco denso (cálido y/o húmedo)
en contacto con la superficie terrestre comienza a elevarse, por lo que al
ascender comenzará a disminuir su temperatura y tendrá probabilidades de
formar nubes que van creciendo y pueden dar lugar a precipitaciones. Son
situaciones relacionadas con tiempo inestable, con lluvias. Son situaciones
muy favorables para la dispersión de la contaminación atmosférica: el aire al
ascender dispersa los contaminantes producidos en superficie.
En un anticiclón, la alta densidad del aire hace que éste descienda hacia la
superficie terrestre arrastrando ese aire seco que tendrá pocas o nulas
posibilidades de contener humedad. Así como las borrascas provocan lluvias,
los anticiclones originan una atmósfera despejada. Son situaciones
relacionadas con tiempo seco y soleado. Estas condiciones de estabilidad o
subsidencias son más intensas en invierno, con el viento en calma, cuando
las noches son muy largas y la atmósfera está muy fría. En los lugares
donde existe contaminación, ésta queda atrapada.
GRADIENTE VERTICAL
La temperatura de la atmósfera es diferente según la altura que tomemos.
Como ya sabemos, es especialmente la radiación infrarroja terrestre quien
irradia calor a la atmósfera, haciendo que de forma general la temperatura
sea más alta cerca de la superficie y en cambio se enfríe a medida que se va
alejando. Por eso existen diferencias de temperatura del aire que van
variando según altura, originando los gradientes verticales.
Se definirá GRADIENTE VERTICAL a la variación de temperatura entre dos
puntos situados a una diferencia de altitud de 100 m. Existen distintos tipos
de gradientes verticales:
- Gradiente vertical de temperatura (GVT). Representa la variación vertical
en la temperatura del aire de la troposfera en condiciones estáticas o de
reposo, que suele ser de unos 0,65ºC de disminución por cada 100 metros
de recorrido ascendente (0,65ªC/100 m).
Existen excepciones: Inversión térmica: es el espacio aéreo en el cual la
temperatura aumenta con la altura en vez de disminuir. Existen diversos
tipos de inversión. Una de las más frecuentes es la que ocurre a ras de
suelo, en momentos de tiempo despejado, especialmente en invierno y en las
primeras horas del día; es debido al enfriamiento de la capa de aire en
contacto con el suelo frío a causa de la fuerte radiación nocturna emitida por
éste.
Diferentes tipos de gradientes verticales
Las inversiones térmicas impiden los movimientos verticales de aire y se
pueden presentar a cualquier altura en la troposfera.
1. Interpreta los gradientes verticales 1, 2 y 3 de la figura de arriba.
2. Se dice que las inversiones térmicas son verdaderos techos que se oponen a los
movimientos verticales de la masa de aire ¿por qué? En la capa de inversión, el aire
más frío, situado a menos altura pesa más y no tiende a subir, evitando la
dispersión de los contaminantes atmosféricos que puedan existir
EFECTO FOËHN
El efecto Foëhn es un fenómeno que provoca aumento de temperatura y
disminución de la humedad relativa en el viento que atraviesa accidentes
montañosos, en la cara de sotavento de las montañas. Se produce cuando
una masa de aire templado y húmedo es forzada a ascender para salvar
un relieve montañoso. Esto hace que el vapor de agua se enfríe y sufra un
proceso de condensación precipitándose. Cuando esto ocurre existe un
fuerte contraste climático entre las laderas de barlovento, con una gran
humedad y lluvias, y las de sotavento en las que el tiempo está despejado
y la temperatura es elevada. Esto está motivado porque el aire ya seco y
cálido desciende rápidamente por la ladera.
Debe su nombre al hecho de haber sido observado en un lugar del mismo
nombre localizado en el Tirol, aunque se trata de un fenómeno común en
otros muchos lugares (las Islas Canarias de elevada altura).
Este efecto puede influir en el comportamiento humano y animal, ya que
produce alteraciones en el sistema nervioso. Se ha comprobado que cuando
sopla el Foehn aumentan los suicidios, robos y asesinatos. Es muy común,
además, sufrir durante esos días fuertes dolores de cabeza, cambios de
humor repentinos e irritabilidad.
En principio el cambio de estado del agua por condensación hace que se
libere calor al medio, calor que se cede a su alrededor incrementando la
temperatura del aire. Estas masas de aire seguirán su trayecto, pero ahora
con el calor cedido por el cambio de estado, con una temperatura mayor
de la que provenían.
En Canarias, las altas cumbres de las islas hacen de barrera
condicionando dos zonas climáticas completamente diferentes: la cara
norte de las islas, que está orientada hacia el alisio, tiene frecuentes
precipitaciones y nubosidad y presenta una vegetación propia de climas
húmedos; mientras que la cara sur sufre el efecto Foehn de los vientos
secos que han descargado su humedad en la cara norte y presenta
escasas precipitaciones al año, temperaturas altas, baja humedad
ambiental y una vegetación propia de zonas semidesérticas.
DINÁMICA HORIZONTAL:
La circulación atmosférica
horizontal es llevada a cabo
por el viento. El viento
superficial es divergente
(hacia
afuera)
en
los
anticiclones y convergente
en las borrascas. Si un
anticiclón y una borrasca
están próximos, el viento
superficial sopla desde los
anticiclones
hacia
las
borrascas, mientras que por la parte superior lo hace en el sentido contrario
(ver figura).
Pero la trayectoria del viento no es rectilínea. Observa los dibujos siguientes
con el movimiento de las masas de aire indicadas con flechas: el de la
izquierda representa una borrasca en el centro de la península con masas de
aire que se acercan hacia el centro de la borrasca. En la derecha, a partir del
centro del anticiclón (A) se alejan las masas de aire. Las masas de aire se
acercan al centro de la borrasca en sentido contrario de las agujas del reloj y
se alejan del anticiclón en el mismo sentido que las agujas del reloj.
Si la península ibérica estuviera en el hemisferio sur, girarían en sentido
contrario (borrasca: se acercan las masas de aire girando a favor de las
agujas del reloj; anticiclón: se alejan las masas de aire en contra de las
agujas del reloj).
Este dibujo corresponde a un anticiclón y una borrasca situada en el
hemisferio norte. Obsérvese que las masas de aire que llegan a la superficie
terrestre desde lo alto (anticiclón A) se desplazan girando en el mismo
sentido que las agujas del reloj; en cambio, las masas de aire que llegan
recorriendo la superficie terrestre hacia un punto, la borrasca B, lo hacen
girando en contra de las agujas del reloj. También puede deducirse otro
hecho: se corrobora que las masas de aire procedentes de los anticiclones se
dirigen a las borrascas más cercanas.
Causa de estos movimientos no rectilíneos: la fuerza de Coriolis.
FUERZA DE CORIOLIS
La Tierra gira de oeste a este en sentido contrario a las agujas del reloj.
La velocidad de rotación es menor en los polos que en el ecuador. Un
punto de la superficie cercano a los polos y otro cercano al ecuador dan
una vuelta completa en 24 h pero el recorrido del primero será menor
que el realizado por el segundo.
•
•
Si en el hemisferio Norte el viento parte de un punto A:
-Hacia el Norte, tiende a adelantarse en la rotación, ya que los paralelos que
va atravesando son cada vez menores, lo que provoca un aumento en su
velocidad con respecto a la velocidad de rotación de la Tierra. Se produce
una desviación a la derecha.
- Hacia el Sur, tiende a retrasarse en la rotación, ya que los paralelos son
cada vez mayores. Se produce una desviación a la derecha.
Lo mismo ocurre en el HS pero la desviación es hacia la izqu.
CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
En las zonas ecuatoriales, el aire que está en contacto con la superficie de la
Tierra se calienta de forma intensa; al ser calentado se eleva a la parte
superior de la troposfera y fluye en dirección a los polos. El aire frío de las
zonas polares se hunde hacia la superficie y fluye hacia el ecuador. Si la
Tierra fuese homogénea y permaneciese inmóvil, ambas corrientes de aire
formarían un circuito cerrado y existirían dos células convectivas (una para
cada hemisferio); sin embargo la fuerza de Coriolis, desvía la trayectoria del
viento hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el
hemisferio sur y esto produce una circulación más compleja, provocando
que se formen tres células: Hadley, polares y de Ferrel.
•
Célula de Hadley: el aire tiende a subir a las partes altas de la
troposfera (es la zona de borrascas ecuatoriales) y se dirige hacia
ambos polos como viento horizontal de altura. Al llegar a los 30º la
célula se fragmenta y la mayor parte del aire desciende hacia el
ecuador, originando una zona de anticiclones subtropicales que
cuando se asientan sobre un continente originan los mayores
desiertos del planeta. Ej. Anticiclón subtropical de las Azores. La célula
se cierra con los alisios, vientos superficiales que soplan del NE en el
HN y del SE en el HS), desde la zona de anticiclones subtropicales
hasta el ecuador, donde convergen los de ambos hemisferios,
originando la zona de convergencia intertropical (ZCIT).
•
Célula Polar: el viento superficial que parte de los anticiclones
polares (levante polar), sopla hasta los 60 º de latitud donde se eleva
de nuevo formando borrascas subpolares.
•
Célula de Ferrel: está situada entre las dos anteriores y se forma por
la acción de los vientos westerlies (del SO en el HN y del NO en el HS)
Soplan desde los anticiclones desérticos hasta las zonas de B polares.
En la pauta general de los vientos, indicados en la circulación global del aire
anteriormente descrita, se producen alteraciones debido a los cambios de
presión superficial que tienen lugar en las distintas estaciones del año. Todo
el sistema de presiones experimenta un desplazamiento estacional. En el
hemisferio norte, por ejemplo, el frente polar, los anticiclones tropicales y la
ZCIT se desplazan hacia el norte en verano y hacia el sur en invierno.
Aunque los vientos globales son importantes en la determinación de los vientos
dominantes de un área determinada, las condiciones climáticas locales pueden
influir en las direcciones de viento más comunes
BRISAS MARINAS
El océano se calienta y se enfría más despacio que la tierra. Debido a esto, la
tierra de día se encuentra más caldeada que el mar, formándose un área de
bajas presiones que atrae a los vientos procedentes del mar. Durante la noche,
ocurre lo contrario: el mar está más caldeado y el viento circula desde la Tierra
hacia el mar.