Sistema Climático - Grupo de Geomorfología, Hidrogeología y
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Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno El Sistema Climático y fundamentos de Meteorología EL SISTEMA CLIMÁTICO Y FUNDAMENTOS DE METEOROLOGÍA ESTRUCTURA DEL SISTEMA CLIMÁTICO ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA Composición de la atmósfera ENERGÍA DE LA ATMÓSFERA Balance de radiación. MOVIMIENTO ATMOSFÉRICO Los vientos teóricos. HUMEDAD ATMOSFÉRICA ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA Nubes PRECIPITACIÓN Mecanismos de condensación Mecanismos de enfriamiento 1 2 4 5 6 6 7 8 9 10 12 14 14 15 En los libros clásicos hay dos ciencias de la atmósfera claramente diferenciadas: meteorología y climatología. La meteorología se ocuparía de explicar y predecir los procesos atmosféricos y su variación en el tiempo; la climatología, en cambio, analizaría y explicaría la variación espacial de los procesos meteorológicos a diversas escalas temporales. Hoy en día se tiende a una unificación de las dos ciencias que en esencia son inseparables. Los climas y su distribución no pueden estudiarse sin la comprensión del funcionamiento (procesos) atmosféricos y éstos, a su vez no pueden entenderse independientemente de los condicionantes geográficos. El desarrollo técnico ha permitido tener observaciones de nuevas escalas espaciales y temporales. A escala espacial primero los globos sonda, a partir de los años 1930, y luego los aviones meteorológicos y, en los 60, los satélites de orbita polar permitieron la obtención de datos a escala global, permitiendo correlacionar observaciones en todo el planeta. A escala temporal, a partir de 1966, los satélites estacionarios han permitido el análisis de grandes áreas cada intervalos de tiempo cada vez más cortos, actualmente casi continuos. Dos conceptos de los enfoques antiguos siguen siendo muy útiles: Tiempo atmosférico es el estado de la atmósfera, definido principalmente por las variables temperatura, presión, viento y humedad, en un lugar (localidad, región, etc.) y en un momento dado. Clima es la descripción del tiempo atmosférico medio anual de un lugar, esto es, considerando las variaciones estacionales. La superficie terrestre es un sistema complejo en el que interactúan varios subsistemas complejos: • Litosfera, a través de los procesos ligados a la tectónica global, magmatismo y metamorfismo. La dinámica litosférica es responsable de la creación de irregularidades en el relieve. • Hidrosfera (agua líquida) y Criosfera (agua sólida), a través de varios mecanismos de intercambio y almacenamiento de energía. La dinámica de la hidrosfera y criosfera modifica el relieve de muchas formas y es fundamental en el funcionamiento del suelo y la biosfera. La dinámica oceánica es parte de este sistema y es esencial (y distintiva) de los sistemas superficiales terrestres. • Biosfera, que intercambia energía y materia con la litosfera, la hidrosfera, la atmósfera y los suelos. • Atmósfera (con todos sus gases, incluido el vapor de agua), cuya dinámica es la más sensible ya que los gases tienen tiempos de respuesta breves a los cambios producidos en su entorno. • Edafosfera (los suelos del planeta), donde interaccionan todos los otros sistemas formando uno especialmente complejo y frágil. 1 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno Ese sistema complejo es el espacio donde se desarrolla toda la actividad humana. Sólo unas pequeñas acciones se producen fuera, aunque todas ellas se inician en la superficie terrestre, desde donde penetramos en el espacio exterior o en la litosfera mediante sondeos profundos. La atmósfera es enormemente sensible a los cambios en el resto de los sistemas y, además, la dinámica atmosférica modifica la dinámica de la hidrosfera, la edafosfera y la biosfera a escalas temporales que van de los millones de años hasta las horas, de forma que los humanos percibimos a la atmósfera como un elemento fundamental a la hora de organizar nuestra relación con el medio. En relación con estas explicaciones, las nociones básicas sobre la dinámica del sistema climático y su relación con la dinámica de la superficie se entienden mejor a través de los siguientes contenidos: 1. Estructura del sistema climático. 2. Estructura, composición y dinámica de la atmósfera, en especial la importancia del balance global de radiación y la redistribución de la energía. 3. Estructura, composición y dinámica de los océanos. 4. Las oscilaciones climáticas de la historia geológica, en particular de las glaciaciones, y su relación con el sistema climático. 5. Influencia de la climatología en la dinámica superficial (geomorfología climática y edafología) y los riesgos geológicos. De todos los procesos superficiales, los ligados a los glaciares y a los desiertos son los más claramente relacionados con el sistema climático. Por eso, la evolución de los glaciares y la extensión de los desiertos son las dos mayores preocupaciones de la humanidad respecto a las oscilaciones climáticas. Estructura del sistema climático Buena parte de la variabilidad del clima en la historia geológica tiene que ver con el efecto de almacenes de energía de cada uno de los subsistemas, que tienen diversos tiempos de respuesta a los cambios ambientales. La figura 1 representa los principales almacenes y flujos del sistema 2 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno climático. Radiación Solar ESPACIO ATMÓSFERA Radiación Terrestre Nubes H2O, N2, O2, CO2, O3, etc. Ajustes atmósferacriosfera Ajustes atmósferabiosfera Viento (energía cinética) CRIOSFERA OCÉANO LITOSFERA Ajustes océano-criosfera Cambios de composición BIOSFERA Cambios de relieve, orografía, vegetación, albedo, etc Precipitación Evaporación Intercambio de calor Cambios de cuencas oceánicas, forma, salinidad, etc Figura 1. Esquema básico del Sistema Climático (modificado de Crowley & North, 1991). σ temperatu Los rasgos más importantes del sistema son: - Sistema cerrado (en lo esencial) con entrada y salida de E por radiación solar. - Subsistemas-Almacenes de diferente velocidad de respuesta y sensibilidad: atmósfera, hidrosfera, criosfera, biosfera, litosfera. La sensibilidad depende a menudo Espectro de la varianza de la temperatura superficial de la relación entre tiempo de respuesta y frecuencia (Crowley & North, 1991) de los cambios externos. - Atmósfera: composición, densidad y temperatura en la vertical - Balance global de radiación. Dependiente, sobre todo, de los subsistemas más sensibles. - Distribución geográfica de la radiación y redistribución mediante reajustes en los subsistemas. 10000000 100000 1000 10 0,1 0,001 0,00001 Circulación atmosférica y oceánica. Periodo (años) Figura 2. Espectro de la varianza de la temperatura media superficial en función del periodo de tiempo Los diferentes tiempos de respuesta explican la diferente considerado (modificado de Crowley & North, estabilidad o variabilidad de las condiciones meteorológicas según la escala de tiempo considerado. La 1991). 3 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno figura 2 representa el espectro de la varianza en función de la escala de tiempo considerada. La variabilidad diaria, representada por el primer pico por la derecha, es la respuesta de la atmósfera a las variaciones de radiación derivadas del paso del día a la noche. El segundo pico representa la oscilación estacional, que es la respuesta de la atmósfera y la aguas oceánicas superficiales a la geometría de la órbita terrestre. Algunas partes del sistema actúan como reguladores, provocando mesetas en el gráfico. La meseta superior es provocada por la criosfera y la litosfera, que absorben muchas oscilaciones de las variables externas. Pero la criosfera parece responder a las oscilaciones de precesión de los equinoccios, inclinación del eje de rotación y excentricidad de la órbita terrestre, provocando los picos de la izquierda (aproximadamente en 25000, 45000 y 100000 años) que se relacionan con las oscilaciones glaciares cuaternarias. Algunos modelos geológicos, como el del ciclo del supercontinente, predicen picos similares para periodos del orden de los 300 ma. Estructura y composición de la atmósfera La atmósfera es una mezcla de gases (el aire) que son mantenidos por la gravedad terrestre como una envuelta. Su límite se fija por convención a 1.000 Km sobre el nivel del mar, pero este límite es artificial por dos razones: hay gases a mayor altitud, pero la atmósfera por debajo del límite esta extremadamente enrarecida. Como el aire se comprime fácilmente, el aire se concentra en sus partes inferiores como consecuencia de la presión ejercida por el aire de las capas superiores, mientras que la concentración de gases disminuye con la altura (50% de la masa atmosférica está en los 5.6 km inferiores) La presión atmosférica se mide en milibares. El valor medio de la presión atmosférica en superficie es de 1013.2 mb (=1 atm). Como depende de la masa de aire situada por encima, la presión decrece siempre con la altura. La temperatura, en cambio, tiene una distribución altitudinal variable que permite subdividir la atmósfera en algunas partes. Capas T Composición Heterosfera Ionosfera (<1%) Termosfera Mesopausa 80km Estratopausa 50 km Tropopausa 8-10 km Mesosfera O, O2, O3, N, N2 Estratosfera O, O2, O3, N2 Troposfera Meteoros, agua, CO2, contaminación Homosfera Homosfera (>99 %) Figura 3. Estructura vertical de la atmósfera. Esta estructura térmica vertical de la atmósfera aparece en la figura 3. La mayor parte de la masa atmosférica y la mayoría de los fenómenos meteorológicos se dan en la troposfera. Sin embargo, la composición y características de la atmósfera superior son esenciales para entender el balance de radiación y el clima terrestre. La troposfera contiene el 75% de la masa atmosférica. Sus rasgos principales son: - Decrecimiento más o menos uniforme de la temperatura con la altitud. Excepto en el polo de invierno donde, sobre las superficies nevadas o heladas hay una inversión térmica. - Salvo junto a la superficie, donde hay influencias topográficas, la velocidad de los vientos aumenta con la altitud hasta la tropopausa, en el nivel de las jet streams. - Contiene prácticamente todo el agua y las nubes. - Contiene toda la actividad convectiva y una apreciable componente vertical en el movimiento del aire. - Contiene prácticamente todas las partículas sólidas y la polución. 4 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno - Contiene los meteoros atmosféricos (el tiempo). La tropopausa es el límite superior de la troposfera. Es una inversión térmica (a partir de ella la temperatura aumenta con la altitud) o en ocasiones una capa isotérmica (la temperatura no varía; esto la convierte en un cierre para la actividad convectiva. Su altitud varía con la latitud y las estaciones y en función de la altitud se tienen temperaturas diferentes, dándose la paradoja de que la temperatura es menos sobre el Ecuador que sobre los polos. Su altura en el Ecuador es de 16-17 km (a una temperatura de unos -80 ºC) y en los Polos de 8-9 km (a temperatura de unos -60 ºC).Su límite superior, no es un límite homogéneo. Las principales distorsiones se presentan sobre las jet streams y los ciclones tropicales. La estratosfera se suponía una capa básicamente estratificada como consecuencia del gradiente de temperatura. - La temperatura de la baja estratosfera aumenta gradualmente con la altitud o se mantiene constante. En la alta estratosfera aumenta siempre hasta valores próximos a los de la superficie. - Los vientos disminuyen con la altitud en la baja estratosfera, pero aumentan en las capas superiores. Son vientos del oeste en invierno y del este en verano. - Es muy seca, sin agua ni nubes. - Contiene O3 (menos de 10 ppm), sobre todo bajo los 35 km (máx. hacia los 25 km). Absorbe la radiación ultravioleta (long. de onda 0.23-0.32 micras) calentándose. - Funde la mayoría de los meteoritos. En la mesosfera la temperatura decrece hasta la mesopausa donde alcanza los -90 o -100 ºC. En invierno predominan vientos del oeste que crecen en velocidad en las capa bajas, hasta los 80 m/s a 70 km. En la termosfera la temperatura vuelve a aumentar con la altitud hasta los 1200 ºC. Está compuesta principalmente por O2 y N2, pero a partir de los 200 km predomina el oxígeno atómico (O) que absorbe la radiación UV de longitud de onda menor de 0.2 micras. Por encima se extiende la ionosfera donde la radiación mantiene a los componentes en estado iónico. Composición de la atmósfera Ionosfera - Heterosfera Por encima de los 80 km empiezan a ionizarse elementos como consecuencia de la radiación X y UV, se produce la reacción n+hv=n+ + e-. Los electrones se mueven en la ionosfera (corriente eléctrica) y producen diferencias en la densidad de electrones (respecto a cationes y partículas neutras) modificando el coeficiente de ionización. Este coeficiente aumenta con la altura hasta disminuir por enrarecimiento. Se distingue tres capas de abajo a arriba: D, E y F. Sólo la F se mantiene ionizada por la noche y es responsable de la reflexión de ondas de radio. Tiene composición heterogénea y se distinguen cuatro niveles en los que predomina un gas: 1º.- Nitrógeno molecular dominante 2º.- Oxígeno atómico 3º.- Helio atómico 4º.- Hidrógeno atómico Por encima se extiende la magnetosfera, constituida por partículas no ligadas al campo gravitatorio sino a la interacción campo magnético terrestre y el viento solar. Neutrosfera - Homosfera La composición es homogénea excepto en cuanto contenido en agua y polución y las partículas no están ionizadas. La composición homogénea implica necesariamente que hay procesos de mezcla. Gases permanentes (%de masa).- Nitrógeno (75.51), Oxígeno (23.15), Argon (1.23), Dióxido de Carbono (0.05) y trazas de H, Ne, He, Kr, Xe, Ra, ozono y metano. Gases variables.- vapor de agua, dióxido de carbono y ozono. 5 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno Constituyentes no gaseosos.- polvo, sal, humos, agua condensada. Energía de la Atmósfera FORMAS DE ENERGIA Cinética Potencial Calor latente Térmica PROCEDENCIA Solar 99.7% Geotérmica Humana - MECANISMOS DE TRANSFERENCIA Convección Advección Conducción (impactos moleculares) Transferencia de calor latente Radiación Ley de Stefan-Boltzann. La cantidad de radiación (flujo) emitida por un cuerpo negro (aquel que emite la máxima cantidad de radiación en todas las longitudes de onda para su temperatura) es directamente proporcional a la cuarta potencia de su temperatura absoluta: F = σT4 Ley de desplazamiento de Wien. La longitud de onda de mayor intensidad de emisión (λmax) de un cuerpo negro es inversamente proporcional a su temperatura absoluta T: λmax = 2897 x 10-6 /T (m) = 2897/T (μm) Balance de radiación. La radiación solar recibida por la atmósfera depende de cuatro factores astronómicos: - constante solar, - distancia al Sol, - elevación sobre el horizonte del Sol y - duración del día. Hay otros cuatro factores terrestres que tiende a disminuir la cantidad teórica de radiación recibida en la superficie terrestre: - Reducción de insolación por la atmósfera (dispersión y absorción), - Efecto de barrera de la nubosidad a la insolación o a la pérdida por radiación (densidad, reflectividad, espesor y tipo de nubes), - Efecto de las superficies del mar y Radiación saliente Radiación solar Espacio incidente los continentes sobre la radiación. Onda corta Onda corta 100 Absorción, albedo y capacidad 20 6 6 4 38 26 calorífica, Atmósfera Disperso - Altitud y aspectos locales por aire Emisión por H Ov, Absorción CO , CH , etc por H Ov, (orientación, pendiente, vegetación, Emisión polvo, O : Nubes 16 etc.). 2 2 2 4 3 Reflejado Nubes Absorción Nubes: 3 Absorción por H2Ov, CO2, CH4, etc: 15 La superficie de la Tierra, aunque no es un cuerpo negro, también emite una radiación como consecuencia de su Reflejado por 51 21 7 23 Tierras temperatura (mayor de 0º K) emite una superficie Emisión Absorbido y océanos onda larga cierta radiación. Cómo su temperatura es menor que la del sol emite una Figura 4. Esquema básico del balance global de radiación. cantidad menor y en una longitud de onda mayor. La atmósfera absorbe el 94% de la radiación de onda larga y es rerradiada en longitudes de onda aun mayores contra la superficie. El vapor agua absorbe las radiaciones de 5.5-8.0 µm o mayor de 20 µm; el CO2 absorbe las longitudes de onda de 4-5 µm y 14-16 µm. Se define así una ventana atmosférica para la radiación de 8-13 µm. Calor sensible 6 / 16 Calor latente Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno Como consecuencia de estos factores puede definirse un balance global de la radiación, siguiendo la trayectoria de una cantidad de radiación (constante solar = 100). Hay que tener en cuenta entonces que la distribución horizontal de la energía no es homogénea, mientras en la figura 4 hay equilibrio entre la radiación recibida y la emitida, un estudio latitudinal demuestra que las altas latitudes tienen un defecto de radiación frente a las bajas que tienen un exceso. En conjunto la tierra tiene un déficit. La diferencia de balance genera una transferencia de calos hacia los polos que es máxima en los 35º de latitud. La transferencia la produce la circulación general atmosférica (70-90%) y las corrientes oceánicas. Movimiento Atmosférico Las diferencias regionales de balance de radiación producen diferencias en densidad, presión, temperatura y humedad del aire. El viento se produce como resultado de esas diferencias y tiende a eliminarlas. Pero las diferencias se crean continuamente a causa de la radiación recibida, la superficie terrestre, el agua disponible, etc. La distribución de la presión atmosférica se representa en mapas de Isobaras Las isobaras son superficies de igual presión. Pueden realizarse varios tipos de mapas sinópticos: - topografía de una isobara. - isobaras de superficie. Éste último tipo es el más usado, en el se representa mediante líneas la intercepción de los planos de igual presión con una superficie teórica situada al nivel del mar. Las configuraciones más importantes de las curvas isobaras aparecen en la figura 4-1. De modo intuitivo puede relacionarse uno de estos mapas con un mapa topográfico, donde el movimiento del aire debería producirse hacia las zonas de menos presión y por el camino más corto, es decir, en una trayectoria perpendicular a las isobaras. Sin embargo los vientos tienen direcciones aproximadamente paralelas a las isobaras. La dirección y velocidad de los vientos se representa mediante flechas (dirección) barbadas (el número de barbas indica la velocidad) según aparece en la figura 4-2. La velocidad suele expresarse en nudos (1 nudo=1.85 km/h). Fuerzas que actúan sobre la producción de vientos 1. Fuerzas productoras (actúan independientemente de la existencia o la intensidad de viento) a.Gravedad (que tiende a mover el aire hacia abajo) y gradiente vertical de presión (que tiende a moverlo hacia arriba) b.Gradiente vertical de presión (que tiende a mover el aire hacia los mínimos barométricos) 2. Fuerzas desviadoras a.Fuerza de Coriolis (desvía los cuerpos en movimiento hacia la derecha en el hemisferio Norte. Es responsable de la dirección de los vientos paralela a las isobaras). b.Rozamiento (reduce la velocidad predicha para un gradiente dado y desvía el viento hacia los mínimos barométricos). c.Fuerza centrípeta (actúa en vientos que circulan a lo largo de isobaras curvas) 3. Conservación del momento El momento angular de una masa de aire moviéndose sobre la superficie de la Tierra es la suma del debido a su movimiento respecto a la superficie más el que, debido a la rotación terrestre, poseería si no se moviese respecto a la superficie. Ma = mVrcosφ + vφrcosφ = (V + vφ) rcosφ Donde: V = velocidad de la masa de aire r = radio de la Tierra φ = latitud 7 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno rcosφ = radio del paralelo de latitud φ vφ = velocidad lineal de rotación de la superficie terrestre a latitud φ Puesto que todo cuerpo en movimiento debe conservar un valor constante de su momento angular, las masas de aire sufren una aceleración o deceleración cuando de desplazan cruzando paralelos de longitud: cuando el aire se dirige hacia los polos, la componente derivada de la rotación se reduce y, por tanto, deberá aumentar la componente derivada de la velocidad del viento. (¿Qué efecto tendrá esto sobre la dirección sobre la velocidad y la dirección de tal viento? ¿Cómo evolucionará una masa de aire que asciende en el Ecuador y desde allí se dirige hacia los polos? ¿Explica este hecho la frecuencia de vientos muy intensos en las áreas circumpolares?) Los vientos teóricos. La dirección y características de los vientos depende de muchos factores, pero los más importantes son los derivados de las fuerzas hasta ahora consideradas. A partir de un mapa de isobaras se pueden predecir las características del viento en función de algunas de esas fuerzas. Según las fuerzas consideradas se definen tres vientos teóricos principales. Tabla 1. Los vientos teóricos se calculan teniendo en cuenta varias fuerzas en un campo de isobaras rectas o curvas. Nombre Isobaras Fuerzas consideradas Viento Geostrófico Rectas Gradiente de presión Viento del Equilibrio Rectas Efecto de Coriolis Gradiente de presión Viento Geostrófico El efecto de Coriolis deriva de la conservación del momento angular en masas de aire que se mueven sobre la superficie en rotación del planeta. Puede resumirse en la frase de Ferrel de 1889: "si un cuerpo se mueve en cualquier dirección sobre la superficie de la Tierra, hay una fuerza desviadora que deriva de la rotación terrestre que lo desvía hacia la derecha en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur". (¿Tiene efecto esta fuerza sobre la trayectoria de aviones o cohetes? ¿Afecta a cuerpos con movimiento vertical?). Esta fuerza sólo actúa sobre el aire en movimiento. Efecto de Coriolis Supuesto un gradiente de presiones, representado por dos isobaras rectas (figura) conforme aumenta la velocidad del Viento del Curvas Gradiente de presión viento, aumenta simultáneamente la fuerza desviadora de Gradiente Coriolis. Cuando la velocidad es la que puede producir el Efecto de Coriolis gradiente de presión, la fuerza de Coriolis iguala el valor de la Fuerza centrípeta fuerza del gradiente, pero tiene sentido opuesto de modo que el viento circula paralelo a las isobaras (Si, en estas circunstancias, las dos fuerzas que intervienen se anulan mutuamente, ¿por qué no se detiene el viento?). Fricción La fuerza de Coriolis tiende a un valor de cero cerca del Ecuador y, en consecuencia la dirección de los vientos está controlada principalmente por la distribución de temperaturas y presiones. Respecto al requisito de isobaras rectas puede despreciarse si su curvatura no es muy marcada. Viento del equilibrio La fricción actúa en el sentido inverso al movimiento del viento, hace que disminuya su velocidad y, en consecuencia, reduce la importancia del efecto Coriolis. Como consecuencia el viento corta a las isobaras con un ángulo tanto mayor cuanto mayor sea la fricción (¿De qué factores depende el valor de la fricción?) Viento del Gradiente En el caso de isobaras curvas hay una fuerza centrípeta (FC = V2/r) actuando hacia el interior del centro de alta o baja presión. 8 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno En las bajas presiones del hemisferio Norte, la fuerza de Coriolis suele ser menor que la derivada del gradiente presión. La diferencia suministra la fuerza centrípeta necesaria para mantener la temperatura. Puesto que la fuerza de Coriolis es proporcional a la velocidad del viento, su valor deficitario implica que la velocidad del viento en las borrascas es menor de lo que sería en el caso de un viento geostrófico puro (Viento subgeostrófico). En el caso de las altas presiones ocurre lo contrario. La fuerza centrípeta la provee la fuerza de Coriolis que excede a la fuerza del gradiente de presión y la velocidad del viento es mayor de lo que sugeriría el gradiente (viento supergeostrófico). (¿Por qué, entonces, los vientos que acompañan al paso de una baja barométrica suelen ser más veloces que los de las altas?) Convergencia y divergencia Puesto que la fricción hace que el viento cruce las isobaras y se dirija a los centros de baja presión, en éstos se produce convergencia de vientos, mientras en las altas se da divergencia. La convergencia de viento obliga a que se produzcan movimientos verticales de ascenso, y la divergencia origina movimientos de descenso. La tropopausa es un límite efectivo para los procesos de ascenso por lo que, a este nivel, las áreas de convergencia en superficie se convierten en áreas de divergencia. Humedad Atmosférica El agua entra en la atmósfera, principalmente, por evaporación desde superficies libres de agua líquida o la transpiración vegetal. La proporción de vapor de agua en el aire varía dependiendo de los aportes locales y la advección. Algunas de las propiedades del agua son especialmente importantes para entender el funcionamiento atmosférico: - su densidad es mayor en estado líquido que en sólido (la máxima es de 1,0 gr/cm3 a 4°C) - tiene una alta capacidad calorífica y un elevado calor latente. El calor latente hace que el vapor de agua contenido en la atmósfera sea un almacén energético importante. <puesto que se produce más evaporación en las latitudes bajas, esto significa que allí se pierde una parte de energía que es transportada hacia las latitudes medias y altas. - en la atmósfera coexisten los estados sólido, líquido y gaseoso. Vapor de agua y humedad atmosférica El vapor de agua es un gas y como tal contribuye a la presión atmosférica que es la suma de la ejercida por el aire seco más la presión de vapor de agua. Hay un límite a la cantidad de vapor de agua contenido en la atmósfera, la presión de saturación de vapor de agua (SVP). Cuando se alcanza este valor se dice que el aire está saturado y el aire no tomará más vapor de agua por evaporación aunque esté en contacto con una superficie de agua. Humedad absoluta (HA). Masa de agua en un volumen de aire (gr/cm3) Humedad relativa (HR). HR= presión de vapor del aire/SVP a la temperatura del aire x 100 (%) Controla la sensación de confort y varía entre 10% en desiertos y 100% en nubes. Humedad específica. Masa de vapor de agua por unidad de masa de aire seco (gr de vapor de agua/kg de aire seco; oscila entre 5-50 gr/Kg). Temperatura de rocío. Temperatura a la que el aire se saturaría al enfriarse a presión constante. Es proporcional a la presión atmosférica y, por tanto, decrece con la altitud. 9 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno Temperatura del termómetro mojado. La menor temperatura a la que puede enfriarse una muestra de aire a presión constante por evaporación. La medición de la humedad atmosférica se hace con: Psicrómetros. La diferencia entre la temperatura del aire y la del termómetro mojado es tanto mayor cuanto más se aparte la humedad de la saturación. Higrómetros. Usan el cambio de longitud de determinados filamentos (como el pelo humano) en función de la humedad relativa. Estabilidad e inestabilidad atmosférica La formación de nubes requiere un enfriamiento que produzca condensación. El mecanismo más frecuente de enfriamiento es el ascenso de masas de aire hasta que, por enfriamiento adiabático, produce condensación -otro mecanismo de enfriamiento es el movimiento horizontal de una masa de aire (advección) sobre una superficie fría. Los mecanismos que pueden producir ascenso han sido referidos en la tabla 6-I. Conforme la masa de aire asciende hacia zonas de menor presión se expande, bajando su temperatura. La tasa de expansión y enfriamiento de una masa de aire respecto a la variación de la temperatura ambiental determinará su "flotabilidad" o inestabilidad, cuando tiende a continuar su ascenso una vez que se ha iniciado, o su estabilidad. En realidad es la temperatura -o más correctamente densidad- realita del aire -respecto al que le rodea- lo que determinará su estabilidad o inestabilidad. Gradientes de temperatura Gradiente ambiental o gradiente geométrico (Environmental Lapse Rate - ELR) es la variación de la temperatura del aire con la altura en la atmósfera local. Gradiente adiabático es la variación de la temperatura de una partícula sin adición ni sustracción de calor. Para una masa de aire forzada a ascender, el cambio de temperatura se debe principalmente al cambio de presión. Gradiente adiabático seco (Dry Adiabatic Lapse Rate - DALR) es la el gradiente adiabático de una masa de aire cuya humedad relativa es de menos del 100%, es independiente de la temperatura y tiene un valor de 1ºC/100 m. Gradiente adiabático saturado (Saturated Adiabatic Lapse Rate - SALR) es el gradiente adiabático de una masa de aire saturada (HR 100%). El SALR es siempre menor que el DALR ya que, con el aire saturado, se produce condensación que libera calor latente. A nivel del suelo, este gradiente es el que determina las Tabla 2. Posibilidades de estabilidad e inestabilidad variaciones de temperatura de masas de aire con la atmosférica. temperatura del punto de rocío. Las masas de aire Estabilidad ELR<SALR<DALR insaturadas, por enfriamiento adiabático, pueden absoluta alcanzar la condición de saturación a una cierta Inversiones térmicas altura (nivel de condensación o base de la Inestabilidad ELR>DALR>SALR nubosidad). Por encima, el enfriamiento adiabático absoluta Hasta un nivel de equilibrio en que el viene determinado por el SALR. SALR y el ELR se intersectan. Una masa de aire obligada a ascender por Inestabilidad Estabilidad en los niveles inferiores e cualquiera de los mecanismos de la tabla I relativa. inestabilidad en los superiores. cambiará su temperatura según el DALR en la Equilibrio ELR=DALR en aire insaturado primera parte de su ascenso, y luego, una vez neutro alcanza la saturación, según el SALR. La altura del ELR=SALR en aire saturado nivel de condensación dependerá principalmente de la temperatura inicial y la humedad del aire (¿Por qué? La condición de los gradientes adiabáticos de ausencia de intercambio de calor ¿es posible en todos los niveles de la atmósfera?). 10 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno La temperatura ambiental (el gradiente geométrico), y la variación de temperatura de una masa de aire en ascenso adiabático se representan en un diagrama llamado tefigrama. Las relaciones entre los gradientes adiabáticos determinan la estabilidad o inestabilidad atmosférica. 4. 5. 6. 7. TEFIGRAMA Es un gráfico donde representar la distribución vertical de las condiciones atmosféricas de temperatura y humedad y, además, representando los cambios que sufre una masa de aire en movimiento vertical, determinar las condiciones de estabilidad e inestabilidad atmosférica. Instrucciones de Uso 1. Dibuja el gradiente ambiental AA’ o geométrico de temperatura a partir de todos los datos disponibles de temperatura-altitud o temperaturapresión. 2. Representa (si dispone de ella) la distribución vertical del Punto de Rocío RR’. La diferencia entre éste y la Temperatura (ºC) temperatura en cada nivel representa la Presión (mb) humedad ambiental en ese nivel. El Gradiente adiabático saturado Punto o temperatura de Rocío en Humedad específica (gr agua / kg aire) superficie es imprescindible para seguir Gradiente adiabático seco adelante. 3. A partir del Punto de Rocío en superficie (representado a la presión atmosférica en superficie) y traza una línea HH’, desde este punto, paralela a las isolíneas de Humedad Específica (g agua/Kg aire). Traza una línea DD’ paralela a las de Gradiente Adiabático Seco (GASE) desde el punto que representa la temperatura en superficie. Esta línea representa la variación de temperatura de un volumen de aire en ascenso adiabático. La intersección hd de las líneas HH’ y DD’ dibujadas en los pasos 3 y 4 representa la altura o presión en la que la masa de aire ascendente alcanza la saturación (o se inicia la condendación) y, consecuentemente, el nivel de base de la formación de nubes. Usando las líneas de Gradiente Adiabático Saturado (GASA), dibuja una línea SS’desde el punto hd, donde se alcanza la saturación. La relación entre el gradiente ambiental AA’ y los gradientes adiabáticos DD’ y SS’ en cada nivel sirven para definir las condiciones de estabilidad-inestabilidad: a. Estabilidad absoluta (GASE > GA en aire insaturado; GASA > GA en aire saturado) b. Inestabilidad absoluta (GASE < GA en aire insaturado; GASA < GA en aire saturado) c. Equilibrio neutro (GASE = GA en aire insaturado; GASA = GA en aire saturado) d. Inestabilidad condicional (nivel estable inferior que actúa como barrera para que se inicie el ascenso y la inestabilidad del nivel superior se haga eficaz). 11 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno Nubes Cúmulos. Nubes con formas aborregadas de desarrollo principalmente vertical. Estratos. Nubes en forma de capa. Cirros. Nubes fibrosas. Nimbos. Nubes portadoras de lluvia. Alto-. Prefijo para nubes de altura media, con base entre 2 y 7 km de altura. Usando combinaciones de estos tipos básicos, Luke Howard (1903) propuso diez géneros de nubes. Nubes de desarrollo vertical Nubes altas (base a 0-2 km) Nubes medias (base a 2-7 km) Nubes altas (base a 5-13 km en latitudes medias) Tipos de nubes. Fuente: Howard (1903) y Project Atmosphere Canada 12 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno 13 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno Las características de las nubes dependen de dos factores principales: - La estabilidad o inestabilidad, que determinan el carácter de los movimientos en la nube. En general, a mayor estabilidad, mayor desarrollo horizontal. - El contenido en agua y su estado. Las nubes con alto porcentaje de hielo tienen un aspecto oscuro y límites poco netos. Las de agua líquida son más luminosas y tienen límites netos. Nubes de inestabilidad Las condiciones de inestabilidad llevan a la formación de nubes cumuliformes mediante el movimiento ascendente de "térmicas", masas de aire más calientes que el que las rodea. Al ascender, la térmica se expande y, por fricción, se producen movimientos descendentes y "bucles". El resultado es una tendencia fungiforme. Por encima del nivel de condensación, se libera calor latente y la térmica se calienta a sí misma, aumentando su inestabilidad o, al menos, compensa la pérdida de inestabilidad debida a la mezcla con el aire ambiente. El ascenso estará limitado por toda inversión térmica. Si el aire es inestable sólo en una pequeña capa de la atmósfera, se producirán pequeños cúmulos de buen tiempo, mientras en condiciones de inestabilidad muy profunda se desarrollarán cumulonimbos y tormentas. Nubes de estabilidad Las nubes de desarrollo horizontal, propias de atmósferas estables, tienen pocos movimientos verticales que deben ser forzados mecánica o dinámicamente. El mecanismo de formación de nubosidad más frecuente en la advección de masas de aire húmedas sobre una superficie fría. Así se enfría la masa de aire y se produce condensación a un nivel muy cercano a la superficie. Este tipo de nubes se dispersan por calentamiento o un aumento de la velocidad del viento. Precipitación Hemos visto que la condensación es el mecanismo de formación de nubes a partir del vapor de agua. La evaporación, y por tanto la presencia de vapor de agua en la atmósfera, es un fenómeno que se produce prácticamente en todo el planeta. Sin embargo, la precipitación requiere dos condiciones que hacen que se trate de un fenómeno de carácter puntual y episódico: condensación de gotas de agua crecimiento de gotas de agua hasta que su peso las haga caer en contra de las corrientes de aire ascendentes en el seno de la nube. Hasta los años 30 se pensaba que, en las nubes se producía una condensación continua, con crecimiento también continuo de las gotas de agua hasta que se producía la precipitación. Hoy en día se sabe que las condiciones para la condensación y la precipitación son más restrictivas que simplemente la temperatura y la humedad absoluta adecuadas y, en consecuencia, se ha desarrollado explicaciones sobre como se llega a tales condiciones. Mecanismos de condensación Manteniendo la humedad absoluta del aire en un valor constante, el enfriamiento lleva a un aumento de la humedad relativa hasta que, en teoría, se produciría la condensación cuando HR=100%.En la naturaleza la condensación se produce con HR<100% y nunca hay HR mucho mayores del 100%. En laboratorio, en cambio, con aire puro y humedad limpia el aire se puede supersaturar (HR>100%, incluso hasta HR=700%) sin que se produzca condensación. La presión de saturación de vapor de agua (Saturation Vapor Pressure-SVP) es distinta según se trate de aire puro o de aire en contacto con alguna superficie. El suelo, las rocas, la vegetación pueden facilitar la condensación con 14 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno HR<100% y en el seno del aire hay partículas, núcleos de condensación, que hacen el mismo efecto. Estos núcleos de condensación son gotas de soluciones y partículas sólidas parcialmente solubles. La concentración de estos núcleos de condensación depende también de la dinámica atmosférica: la inestabilidad atmosférica mezcla las partículas mientras que se concentran cerca de la superficie cuando hay estabilidad atmosférica. Es así como se producen grandes concentraciones de polución en condiciones de estabilidad. En presencia de dichas partículas puede producirse la condensación. Sin ellos una partícula formada por la unión de 5000 moléculas de agua (0.01 μm) se evaporaría inmediatamente salvo que la humedad relativa. Mecanismos de enfriamiento El enfriamiento necesario puede producirse por tres procesos básicos: Expansión adiabática Contacto con una superficie fría (sobre todo cuando afecta a masas de aire templadas y húmedas un descenso de temperatura hasta su punto se rocío produce condensación y, quizás, nubes bajas o niebla) Mezcla de masas de aire, próximas a la condensación pero con diferentes temperaturas. Tipos de precipitación (1) Ciclónica, por el paso de una borrasca frontal. (2) Convectiva, por inestabilidad atmosférica local (precipitaciones gran intensidad frecuentes) (3) Orográfica, por ascenso forzado de masas de aire al pasar sobre un relieve positivo. El proceso de formación de la precipitación La caída de la precipitación depende de dos factores básicos: peso de las gotas en la nube y efecto de la resistencia del aire. Para las gotas y otros cuerpos pequeños, ambos factores definen una velocidad de caída. En la tabla 7-2, se observa que las gotas que forman una nube emplean en caer 100 m más tiempo incluso del que dura el paso de una depresión sobre una zona. Por tanto, para que se produzca la precipitación es necesario un mecanismo de crecimiento de las gotas hasta que se inicie la caída (la masa de una gota de lluvia es un millón de veces la de una gota de nube). Hay dos teorías básicas para explicar la transformación de gotas de nube en gotas de lluvia: - proceso de Bergeron-Findensein - proceso de colisión y coalescencia Proceso de Bergeron-Findensein (1º) Formación de cristales de hielo a temperaturas entre -5°C y -10°C, necesariamente sobre núcleos de congelación1. (2º) Condensación de vapor de agua sobre el hielo (la SVP sobre superficie de hielo es menor que sobre la superficie de agua súper-enfriada). (3º) El agua añadida por condensación se congela y aumenta el tamaño de los cristales de hielo. El agua sobre-enfriada se congela automáticamente en contacto con los cristales de hielo. (4º) Los cristales de hielo crecen formando copos de nieve hasta que su masa le permite caer. (5º) Durante su caída los copos se funden durante su caída (si la temperatura es <0°C) o llegaría a la superficie como nevada). El modelo de Bergeron-Findensein explica la mayoría de la precipitación en las latitudes medias, donde la lluvia de poca altitud suele ser nevada a mayor altitud. 1 Los principales núcleos de congelación son partículas derivadas de la erosión de los suelos, particularmente caolinita, mucho más raros que los núcleos de condensación. 15 / 16 Geodinámica Externa LG-IG 2007-08 Sistema Climático Juan D Centeno Proceso de colisión y coalescencia En los cúmulos tropicales hay siempre gotas de nube grandes asociadas a núcleos de condensación de sal. Cuando las corrientes de convección en la nube provocan el ascenso de estas gotas, éstas pueden chocar y coalescer con las que encuentran en su camino. Cuando alcanzan la masa que impide su arrastre por las corrientes ascensionales comienzan a caer y siguen "barriendo" la nube y creciendo. 16 / 16
