DINÁMICA DE LA ATMÓSFERA

Transcripción

1 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

2 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

3 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

4 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

5 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

6 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).

7 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.