AT MÓSFERA
Llamamos
atmósfera a
la
capa
gaseosa
retenida
por
fuerzas
gravitatorias
que
Dependiendo
de la masa
del planeta y
de la
composición
este conjunto
de gases es
retenido con
mayor o
La atmósfera es la envoltura gaseosa que rodea a la Tierra. Comenzó a formarse hace unos 4600 millones de años con el nacimiento de la Tierra.
La mayor parte de la atmósfera primitiva producto del choque de planetesimales se perdería en el espacio, pero
nuevos gases y vapor de agua se fueron liberando de las rocas en el proceso de diferenciación magmática que genera la estructura actual de nuestro planeta.
La atmósfera de las primeras épocas de la historia de la Tierra estaría formada por vapor de agua, dióxido de carbono y nitrógeno, junto a muy pequeñas cantidades de hidrógeno y monóxido de carbono pero con ausencia de oxígeno. Era una atmósfera ligeramente reductora hasta que la actividad fotosintética de los seres vivos introdujo oxígeno y ozono (a partir de hace unos 2 500 o 2000 millones de años) y hace unos 1000 millones de años la atmósfera llegó a tener una composición similar a la actual.
También ahora los seres vivos siguen desempeñando un papel fundamental en el funcionamiento de la atmósfera. Las plantas y otros organismos fotosintéticos toman CO2 del aire y devuelven O2, mientras que la respiración de los animales y la quema de bosques o combustibles fósiles realiza el efecto contrario: retira O2 y devuelve CO2 a la atmósfera.
Los diversos criterios de estudio en la
estructura vertical de la atmósfera
terrestre establecen diferentes
nombres atendiendo a:
•Atracción gravitatoria
•Composición química
•Estado de ionización
•Variación térmica
Atracción gravitatoria
Endosfera:
(hasta 10.000 Km). Capa atmosférica en la
que las partículas están atrapadas en el campo gravitatorio.
Exosfera:
(10.000 Km en adelante). Se considera que los
componentes gaseosos de la atmósfera pueden escapar del
campo gravitatorio terrestre al espacio interplanetario.
Composición química
Homosfera:
(hasta 60-80 Km). Capa atmosférica con
composición fija mezcla homogénea de gases. Esta mezcla
homogénea de gases es llamada
aire
y es una mezcla
física, no una combinación, es decir, las moléculas de cada
gas se mueven libre e independientemente.
Heterosfera:
(hasta los 10.000 Km). Los gases
componentes de la atmósfera se estratifican según sus
Composición mayoritaria del aire seco en los primeros 5 Km 0,000 000 02
SO2
0,000 000 06 NO
0,000 000 1 NO2
0,000 000 6 NH3 0,000 002 O3 0,000 008 Xe 0,000 01 CO 0,000 02 N2O
0,000 05 H2 0,000 10 Kr 0,000 15 CH4 0,000 52 He 0,001 84 Ne 0,037 CO2 0,934 Ar 20,946 02 78,084 N2
Porcentaje de la masa total de la atmósfera que se encuentra
por debajo de los 80 Km. Fuente: Cuadrat y Pita 1997.
Estado de
ionización
Neutrosfera:
(hasta 80 Km). Capa atmosférica con las
partículas no ionizadas (hasta la mesopausa).
Ionosfera:
(80-400 Km). Capa atmosférica con
Variación térmica
Denominamos gradiente térmico vertical ( GVT) a la variación que experimenta la temperatura en un intervalo de elevación dado.
Matemáticamente se calcularía a partir de la expresión: GVT= -(dT/dh). El GVT es la variación negativa de la temperatura con la altura. Es decir, valores positivos de GVT indican que la temperatura disminuye con la altura (GVT>0) ; y, valores negativos de GVT indican que la temperatura aumenta con la altura, o sea estamos en una zona de inversión térmica (GVT<0).
La variación o gradiente en atmósfera ISA (atmósfera estándar) es de 0.65ºC por cada 100 m.
Este valor estándar rara vez coincide con el de la atmósfera real, ya que este depende de otros muchos factores, como día-noche, corrientes
A las capas de la atmósfera que se estudian bajo el criterio
de GVT se les da los nombres de:
•
Tropósfera
•
Estratósfera
•
Mesósfera
•
Termósfera
Las regiones atmosféricas que separan estas capas son
zonas de inversión térmica llamadas,
tropopausa (límite
superior de la troposfera), estratopausa (límite superior
de la mesosfera) y mesopausa (límite superior de la
•Su temperatura disminuye con la altura (GVT>0) •(GVT= 0,65ºC/100m). Hasta -70ºC en la tropopausa.
•Se encuentra relativamente baja (8000-9000 m) sobre los polos y alta (16000-18000 m) sobre el ecuador.
•La troposfera se va a calentar fundamentalmente por la superficie terrestre, es decir, desde abajo. El calentamiento de la troposfera por la superficie terrestre puede tener lugar por corrientes convectivas o por absorción de la radiación terrestre por los gases de la atmósfera (vapor de agua, dióxido de carbono, metano, etc).
•Contiene el 75%de los gases, el total de CO2, vapor de agua y aerosoles.
•La presión atmosférica también disminuye en esta capa con la altura. •Tiene lugar el efecto invernadero (H2Ov , CO2 y CH4).
•Se producen los fenómenos meteorológicos. Es turbulenta y hay movimentos de aire tanto en vertical como en horizontal.
•Sólo en esta capa el aire es respirable. •Su límite superior es la tropopausa.
•Su temperatura aumenta con la altura (GVT< 0) debido a la absorción de UV por el ozono.
•Se distingue por una primera región prácticamente isoterma y otra superior donde la temperatura aumenta gradualmente con la altura hasta hasta los 80ºC en la
estratopausa.
•En condiciones normales existe un mecanismo natural de formación y destrucción del ozono en una región atmosférica situada 15-30 km llamada ozonosfera. Se dan las siguientes reacciones:
1- Fotolisis del Oxígeno por la luz ultravioleta: O2 + UV = O +O 2- Formación de Ozono : O + O2 = O3 + calor
3- Destrucción del Ozono:
A.- Por fotólisis: O3 + UV = O2 + O
B.- Por reacción con Oxígeno: O + O3 = O2 + O2
•Contiene pocos gases (0,02%) y es estable. •El aire se mueve en estratos horizontales.
MESOSFERA
•Su temperatura disminuye con la altura hasta los -100 ºC (GVT> 0)
debido a que ya no hay aporte de calor por la absorción de UV del ozono. • Hacia los 45 Km comienza con la llamada capa caliente a pesar de que su temperatura es del orden de los 0ºC.
•La densidad de gases es muy baja.
•En esta capa se produce la desintegración de pequeños meteoritos produciendose los fenómenos de las estrellas fugaces.
TERMOSFERA
•Su temperatura aumenta hasta los 1000 ºC con la altura (GVT< 0) debido a la absorción de radiaciones solares de onda corta (rayos X y gamma) por parte de las moléculas de nitrógeno y oxígeno que se transforman en iones positivos liberando electrones. Sin embargo su escasa concentración hace que aún a esa temperatura la concentración de energía sea mínima.
•Entre los 80 km Y 600 Km de altura.
•Sobre las zonas polares se producen las auroras boreales (hemisferio norte) y las australes (hemisferio sur) debido al rozamiento de los electrones que provienen del sol contra las moléculas de esta capa (amarillo verdoso contra moléculas de oxígeno a baja presión y rojo a muy baja presión y contra las moléculas de nitrógeno da azul).
•Esta capa corresponde a la ionosfera en el criterio de ionización con lo que responde a las mismas características en cuanto a las ondas largas.
EXOSFERA
•Su límite inferior se localiza a una altitud generalmente de entre 600 y 700 km,
aproximadamente.Su límite con el espacio llega en promedio a los 10.000 km.
•Es la región atmosférica más distante de la superficie terrestre en la que las
moléculas de los gases más ligeros poseen una velocidad media que les permite
escapar hacia el espacio interplanetario prácticamente el vacío sin que la fuerza
gravitatoria de la Tierra sea suficiente para retenerlas.
•En esta capa la temperatura no varía el 'concepto popular' de temperatura
desaparece, ya que la densidad del aire es casi despreciable con lo que GVT =0.
•El aire pierde sus cualidades físico–químicas al estar constituido por materia
plasmática. En ella la ionización de las moléculas determina que la atracción del
campo magnético terrestre sea mayor que la del gravitatorio con lo que la
MAGNETOSFERA
La Tierra se comporta como un imán cuyos polos
coinciden casi con el eje de giro.
Se deja sentir más allá del límite de la atmósfera
gaseosa, hasta cinco veces el diámetro terrestre (60.000
Km).
Cerca de los polos las líneas de fuerza del campo
magnético están más juntas obligando a las partículas a
recorridos helicoidales de norte a sur constituyendo los
cinturones de Van Allen. El primero hacia los 3200 Km
concentra p
+de alta energía. El segundo se extiende hasta
los 50-60.000 Km (los p
+de alta energía son un peligro
para equipos y personas en la investigación espacial
puesto que pueden penetrar varios mm en el metal).
El aumento de flujo solar provoca perturbaciones y la
entrada de partículas ionizadas a la atmósfera gaseosa por
los polos ionizando a su vez sus partículas formando las
Los colores de la aurora dependen, sobre todo, de la velocidad del viento solar como de los átomos que intervienen en dicho choque:
Cuando el viento solar es relativamente lento, los
corpúsculos que penetran en la atmósfera se quedan apenas en las capas superiores. En este caso, si la colisión se produce fundamentalmente con átomos de oxígeno a 400 km. de altura o más, la aurora resultante será rojiza. Las partículas solares más rápidas, en cambio, penetran más hondo en nuestra atmósfera. Si el choque se produce sobre todo con oxígeno molecular y a unos 150 km. sobre el nivel del mar, las formaciones visibles aparecerán de color verde
amarillento.
Por último las partículas más veloces, las que penetran hasta los 90 km. por encima de nuestras cabezas, producen
Características de las radiaciones electromagnéticas:
•Velocidad de transmisión en el vacío:
c = 299 792 Km s-1
•Longitud de onda, : variable entre kilómetros y milésimas de nanómetro
•Frecuencia, = c/ inversamente proporcional a la longitud de onda.
•Energía, E = h · , siendo h la constante de Plank.
•
Función protectora:
elimina mediante absorción o reflexión la
mayor parte de las longitudes de onda menores a 290nm
•
Función reguladora de la temperatura y la humedad:
–
Efecto invernadero natural
: mantiene el planeta a 15ºC de
media.
–
Dinámica atmosférica
: la diferencia de insolación en las
distintas zonas del planeta impulsa movimientos
atmosféricos que redistribuyen la energía incidente
– Forma parte del
ciclo del agua.
•
Función modeladora del paisaje:
la dinámica atmosférica
genera condiciones tales que disgregan, erosionan y transportan
materiales de la litosfera modificando su morfología.
FUNCIÓN PROTECTORA:
Energía radiante del Sol
:
•La mayor parte de la energía que llega a nuestro planeta procede del Sol.
•La energía que nos llega de nuestra estrella es una
radiación electromagnética
que se comporta, a la vez, como una
onda
, con su frecuencia, y como una
partícula
, llamada fotón.
•La energía que llega al exterior de la atmósfera es una cantidad fija, llamada
constante solar
. Su valor es de 1,4 · 10
3W/m
2, lo que significa que a 1 m
2situado en la parte externa de la atmósfera, perpendicular a la línea que une la
Tierra al Sol, le llegan 1,4 · 10
3J cada segundo. Es una mezcla de radiaciones de
longitudes de onda (
) entre 200 y 4000 nm. Se distingue entre radiación
Magnetosfera: Rechaza o desvía radiaciones ionizantes.
Ionosfera: Absorbe gran parte de las radiaciones de onda corta y alta energía (N2 y O atómico). Produce su calentamiento.
Antes de los 80 Km es absorbida la radiación <180 nm
Estratosfera: Absorbe la radiación ultravioleta (180-290 nm)formando la ozonosfera (O2 O3).
Antes de entrar en la troposfera la radiación solar ha perdido toda radiación <290 nm (la más perjudicial).
Troposfera: Absorbe visible e infrarrojo. Responsable del calentamiento por efecto invernadero (H2Ov , CO2 y CH4). La proporción de radiación solar que llega a la troposfera es:
9% U.V. 41% Visible
FUNCIÓN REGULADORA:
El calor puede definirse como la energía que transmite un cuerpo hacia
el entorno o hacia otro cuerpo adosado a el, en virtud de una diferencia
de temperatura, sin variación de otros parámetros del sistema; si la
energía es transmitida con variación de otros
parámetros del sistema se denomina trabajo.El calor debe, por tanto, medirse en unidades de energía. En el S.I.
es el Julio, aunque también es muy usual utilizar la caloria.
J=Nm 1 cal=4.19 J
Sin embargo, no todos los cuerpos elevan su temperatura en la
misma medida al aplicarles la misma cantidad de calor. Se
define el calor específico de una sustancia como la cantidad de
calor, en calorías, que hay que suministrarle para que su
temperatura se eleve un grado.
Las sustancias con un calor específico elevado varían muy poco
su temperatura si se les aplica o se les quita calor.
Una de las sustancias con mayor calor específico es el agua.
En definitiva la temperatura de un lugar cualquiera dentro del
sistema climático (tierra, océano, atmósfera,..) viene
La transferencia de calor es un fenómeno unidireccional orientado desde los cuerpos con temperatura más alta hacia los que tienen temperatura más baja tendiendo a la anulación de esta diferencia. Este proceso de propagación puede tener lugar de tres maneras:
1. Conducción, se produce cuando el cuerpo caliente y el frío están en contacto. El calor se transmite a través de la materia pero sin desplazamiento de esta. Esta forma de transferencia de calor es típica de los sólidos.
2. Convección, es típico de los fluidos (líquidos o gases) está asociado a un
desplazamiento macroscópico de la masa del fluido. Incluye dos formas de transporte:
-Calor sensible: aquel que recibe un cuerpo y hace que aumente su temperatura sin afectar su estructura molecular y por lo tanto su estado. Es transportado por las moléculas de aire.
-Calor latente: transferencia de energía en los cambios de fase especialmente de líquido a gas y transportado por las moléculas de vapor de agua.
3. Radiación, consiste en la transmisión de calor entre dos cuerpos a distinta
La energía emitida como radiación se transmite en forma de ondas
electromagnéticas que pueden tener diferentes longitudes de onda. El
conjunto de todas las longitudes de onda se denomina
espectro
electromagnético
. El conjunto de las longitudes de onda emitidas por un
cuerpo se denomina
espectro de emisión
y en el caso del sol,
espectro solar
.
Cuando la radiación alcanza un cuerpo, pueden producirse 3 fenómenos:
1. Reflexión
2. Absorción
3. Transmisión
La fracción de energía que se refleja se denomina reflectancia o albedo, la
fracción de energía que se absorbe se denomina absortancia y la
La constante solar es la cantidad de energía recibida en forma de radiación solar por unidad de tiempo y unidad de superficie, medida en la parte externa de la atmósfera terrestre (tope de la atmósfera) en un plano perpendicular a los rayos del Sol.
Corresponde a 1.368 W/m2.
El valor de la constante solar multiplicado por la superficie de un círculo imaginario cuyo radio (R) es el radio de la Tierra perpendicular a los rayos del Sol equivale a 1.368 x πR2 vatios. Como la superficie de la Tierra es esférica, su superficie
(4πR2) es cuatro veces mayor que la superficie de ese círculo transversal (πR2), por lo que el flujo medio que se reparte en la semi esfera es cuatro veces menor.
De acuerdo a lo anteriormente visto tendremos
que la regulación térmica es debido
fundamentalmente a dos procesos:
•
Efecto invernadero:
Permite existencia de una
temperatura media planetaria de 15ºC frente a
los –33ºC que habría en ausencia de sustancias
capaces de producir una contrarradiación del
I.R. emitido por la superficie terrestre.
•
Dinámica atmosférica:
Moviliza grandes
masas de aire y nubes de latitudes bajas a altas
lo que tiende a compensar la diferencia de
BALANCE DE RADIACIÓN SOLAR
Balance anual de energía de la Tierra desarrollado por
Trenberth, Fasullo y Kiehl de la NCAR en 2008. Se basa en datos del periodo de marzo de 2000 a mayo de 2004 y es una
actualización de su trabajo
publicado en 1997. La superficie de la Tierra recibe del Sol 161 w/ m2 y del Efecto Invernadero de
la Atmósfera 333w/m², en total 494 w/m2,como la superficie de
la Tierra emite un total de 493 w/ m2 (17+80+396), supone una
absorción neta de calor de 0,9 w/ m2, que en el tiempo actual está
DINÁMICA ATMOSFÉRICA
Llamaremos dinámica atmosférica al conjunto de procesos físicos
o meteorológicos que se producen en el seno de la atmósfera
terrestre. Estos procesos estudiados por la termodinámica presentan
una gran complejidad por la enorme gama de interacciones posible
tanto en el mismo seno de la atmósfera como con las otras partes
(sólida y líquida) de nuestro planeta.
Todos los procesos meteorológicos y bioquímicos de la atmósfera
(y de los océanos) tienen un origen común: el calentamiento de
nuestro planeta debido a los rayos solares. También algunos
procesos geológicos internos pueden intervenir de alguna manera
en el calentamiento o enfriamiento de la atmósfera, pero sus
Se denomina diatermancia a la propiedad del aire atmosférico de ser
atravesado por los rayos solares casi sin calentarse por ello (de "dia", a
través, y "termancia", calentamiento).
Sin embargo, la capa superficial del aire, en contacto con la superficie
tanto sólida como líquida de nuestro planeta, que es la de mayor
densidad porque soporta el mayor peso de la atmósfera, absorbe gran
cantidad del calor (formado por rayos infrarrojos) reflejado por dicha
superficie terrestre.
Este tipo de radiación sí logra calentar el aire, el cual se eleva
enfriándose rápidamente hasta alcanzar, a cierta altura, la misma
temperatura que el aire circundante, con lo que su movimiento de
ascenso cesa. El proceso se invierte durante la noche, cuando el aire a
cierta altura disminuye su temperatura debido a la irradiación nocturna
y desciende en consecuencia.
PARÁMETROS ATMOSFÉRICOS
Las características atmosféricas
observables se estudian a partir
de la medición de tres
TEMPERATURA
La Temperatura es una propiedad de la materia que está
relacionada con la distribución de la energía calorífica
entre la materia de un cuerpo. Normalmente la temperatura
mide la energía cinética media de las partículas:
•A mayor energía cinética media (mayor movimiento de
las partículas) mayor choque entre ellas , mayor
temperatura.
La temperatura atmosférica indica la cantidad de
energía solar retenida (en forma de energía
cinética de las partículas del aire) en un momento
dado.
El termómetro es el instrumento de fiabilidad que
se utiliza para medir esa cantidad de energía en
función del número de choques contra el sensor
del aparato.
El resultado de todo ello se expresa
en una escala centígrada Celsius, o
bien en la escala de Fahrenheit o en
la escala absoluta Kelvin.
Así tenemos que la interconversión
sería:
ºC = 5/9 (ºF - 32)
ºC= ºK – 273,15
Son tres los factores del clima que hacen funcionalmente variar la temperatura. Ellos son:
•Altitud •Latitud
•Proximidad al mar
Pero además hay que agregarle en la influencia de los cambios términos a los movimientos de rotación y traslación de la
Llamamos PRESIÓN HIDROSTÁTICA a la causada por el peso de una columna de altura h de un fluido de densidad d en un lugar donde la aceleración de la gravedad vale g siendo la multiplicación de estos factores el valor de la presión absoluta.
La atmósfera está constituida por un conjunto de gases que constituyen el aire que aunque no es visible, tiene un cierto volumen, peso y por lo tanto ocupa un lugar.
Consideraremos presión atmosférica, al peso que ejerce el aire sobre la superficie terrestre.
PRESIÓN ATMOSFÉRICA
BARÓMETRO
vacío
Presión absoluta = g h
BARÓMETRO DE TORRICELLI
PRESIÓN ATMÓSFERA VACÍO
Esta presión se expresa en milímetros (mm) o hectopascales (hpa). Por lo tanto, cuando veamos 760 mm o 1.013 hpa nos está indicando que la presión del aire a nivel de mar es
normal. Por encima o debajo de esta presión se habla de altas o bajas presiones.
Un milibar tiene exactamente el mismo valor que un
hectopascal, por ello el uso de ambas unidades es
intercambiable. (1 mbar = 1 hPa)
Llamaremos humedad, a la cantidad de vapor de agua que contiene la atmósfera.
La misma proviene, una parte de la evaporación del agua de la superficie de los océanos, lagos y ríos; y la otra es
suministrada por la tierra y la vegetación
(evapotranspiración).
La humedad varía de un lugar a otro por dos razones: Cuanta mayor es la temperatura mayor la evaporación.
Cuanta mayor es la temperatura mayor es la solubilidad del vapor de agua en el aire (más agua cabe en forma vapor).
Nos encontramos con varias expresiones referidas a la humedad atmosférica:
•Humedad absoluta: cantidad de vapor de agua total
contenido en una masa de aire. Se mide en gr/m3 de
H2Ov
•Humedad de saturación: cantidad de vapor de
agua que es capaz de mantenerse disuelto en estado vapor en una masa de aire y a una temperatura dada. La temperatura crítica a la que una masa de aire se satura por enfriamiento y empiezan a darse
fenómenos de condensación se denomina punto de
rocío.
•Humedad relativa: cociente entre la cantidad de vapor de agua que contiene la atmósfera y la máxima que puede contener, expresándose así en porcentajes.
Hr=(Ha/Hs).100
Tª (º C) Hs (gr/ m3)
La dinámica atmosférica se debe al desigual calentamiento de la superficie (mayor en el ecuador y menor en los polos).
Las diferencias de presión y temperatura provocan la aparición de vientos que transfieren el calor mediante movimientos convectivos verticales.
Estos movimientos pueden ser:
•Convección térmica: el aire caliente es menos denso que el frío.
•Convección por humedad: El aire húmedo es menos denso que el seco porque el agua desplaza a otros componentes de mayor peso molecular (nitrógeno, oxígeno, dióxido de
carbono…
•Convección por presión: la presión depende de la
temperatura y de la humedad. Las zonas de mayor presión son más densas y descienden y las de menor presión y menos
La presión en un punto depende de la humedad y la temperatura y puede ir variando en un mismo punto geográfico. Los puntos que tienen la misma presión se unen mediante una líneas denominadas ISOBARAS
Anticiclones:
Zonas de alta presión. El viento sale hacia afuera.
Expulsa nubes, precipitaciones
Borrascas:
Zonas de baja presión. El viento entra desde el
B A 1024 mb 1020 mb
1016 mb 1012 mb
1008 mb 1004 mb
1000 mb 996 mb
La presión
disminuye
Lapresión aumenta
Isobaras
A
B
A
Aire caliente
Aire caliente Aire
frío
Aire frío
En general, el viento sopla desde los anticiclones hacia las borrascas en superficie, y en sentido contrario en altura.
Fuerza de Coriolis: Es una fuerza que surge como consecuencia de la rotación de la tierra (sentido anti horario cuando nos situamos “de pie” en el hemisferio norte).
Tiene un valor máximo en los polos y mínima en el ecuador. Esta fuerza afecta a la dirección de los vientos, aguas y en general a cualquier móvil que se mueva sobre la superficie terrestre, desviando su trayectoria hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia la izquierda en el Hemisferio Sur.
En las zonas ecuatoriales (máxima insolación) el aire se calienta y asciende (borrascas ecuatoriales). En las zonas polares, el frío provoca que el aire descienda y se aplaste contra el suelo, formando un anticiclón permanente en estas zonas. Si la tierra no rotase y tuviera una superficie uniforme, la circulación de los vientos sería como indica la figura
•
Célula de Hadley. Muy energética por los rayos solares, al llegar a los 30º desciende formando anticiclones y desiertos.•
Célula Polar. El aire procedente de los polos se calienta y eleva a latitud 60º creando borrascas que afectan a nuestro país en invierno.En el ecuador, el aire cálido se eleva y se condensa en grandes nubes y tormentas que liberan calor y conduce el aire hacia partes más altas de la atmósfera. El aire converge a una altura aproximada de 30° de latitud. La convergencia del aire hace que este se hunda o asiente en esta latitud generando un cielo despejado y vientos superficiales suaves y variables. Las latitudes de 30° se conocen como zonas de calmas subtropicales porque era allí donde se encalmaban los barcos de vela que viajaban al Nuevo Mundo.
En las latitudes de 30° C, una parte del
aire superficial va hacia los polos. La
fuerza de Coriolis desvía estos vientos
hacia el E. Estos vientos superficiales se
llaman
vientos del oeste
. La mayor parte
del aire húmedo de las regiones del sur
se desplaza hacia el norte. Esta humedad
se condensa y libera la energía que
ayuda a calentar el aire en las latitudes
del norte.
En las áreas que se encuentran entre las latitudes de 60° y los polos, dominan
los
vientos polares del este
. Forman una zona de aire frío que sopla hacia el SE
(hemisferio del norte) y hacia el NE (hemisferio del sur) hasta que se
A medida que el aire húmedo y cálido, característico de los vientos del oeste,
ejerce una presión sobre los del este, fríos y más secos, se desarrolla un clima
tempestuoso. Por consiguiente, el frente polar generalmente está acompañado por nubes y precipitaciones.
Frente polar: la zona de contacto entre los vientos polares del este y los del oeste que se traslada a medida que
ambas masas de aire se presionan entre sí de un lado al otro.
Estabilidad e inestabilidad atmosféricas:
El concepto de masa de aire fue introducido por Bergeron en 1929 quien la definió como "una porción de la atmósfera cuyas propiedades físicas son más o menos uniformes en la horizontal con un cambio abrupto en los bordes"
Una masa de aire se caracteriza por su gran extensión horizontal de 500 a 5000 Km (en la vertical de 0,5 a 20 Km.) y su homogeneidad horizontal en los referente a la temperatura y contenido de vapor de agua.
Las masas de aire adquieren sus propiedades en contacto con las superficies sobre las que se forman. Según su comportamiento termodinámico se pueden dividir en :
•Fría (K): Cuando es más fría que las masas de aire próximas o que la superficie sobre la cual se desplaza
•
Gradiente vertical de Tª (GVT): variación vertical de temperatura de una masa de aire en reposo.•
Gradiente adiabático seco (GAS): variación de temperatura de una masa de aire seco en movimiento por efecto de la variación de presión con la altura (a menor presión mayor expansión y mayor enfriamiento y viceversa).•
Gradiente adiabático húmedo (GAH): variación de temperatura de una masa de aire húmedo en movimiento por efecto de la variación de presión con la altura teniendo en cuenta en este caso el calor latente.El gradiente vertical de térmico (GVT) es la variación vertical de temperatura en condiciones estáticas o de reposo (a). Es un valor muy variable (depende de la latitud, la altura, la estación del año….). Disminuye con la altura en la troposfera (GVT>0). En ocasiones, la temperatura puede aumentar con la altura, (GVT < 0). Este fenómeno se llama
INVERSIÓN TÉRMICA
(b y c).•
En las inversiones térmicas el aire caliente más ligero se sitúa sobre el más frío y denso con lo que dificulta o incluso impide los movimientos verticales del aire produciendo zonas estáticas donde el aire no se mueve.•
En invierno son muy frecuentes a nivel del suelo debido a que este enfría mucho la capa de aire adyacente. Esta capa de aire queda a una temperatura inferior a la de las capas superiores.(c)•
Se puede presentar en cualquier sitio de la troposfera(b y c)•
Las zonas de transición entre las diferentes capas de la atmósfera de acuerdo con el criterio térmico son zonas de inversión térmica permanente)•
El aire de las capas inferiores, más frío que el de capas superiores, no puede contener tanto vapor de agua, se satura y se forman nieblas y nubes bajasTemperatura ºC A lti tu d ( m )
Inversiones térmicas
Altura
Suelo
Convergencia frontal
Subsidencia
Aire frio
Aire caliente
Aire más frío
En la atmósfera los ascensos y descensos del aire se producen tan
rápido que no tiene tiempo de intercambiar eficazmente calor con el
aire del entorno. Los procesos que se dan en la atmósfera en los que
no existe intercambio calorífico con el exterior del sistema se llaman
adiabáticos
.
Toda compresión adiabática lleva consigo un calentamiento y toda
expansión en las mismas condiciones, un enfriamiento. Además,
como la presión atmosférica desciende con la altitud, puede
definirse que si una pequeña parte del aire "burbuja", asciende
verticalmente, se encuentra con presiones menores, por lo que
paulatinamente, se expande y enfría, y lo contrario ocurre al
descender.
En condiciones medias, la temperatura de una masa de aire seco
desciende con la altura 1ºC cada 100 m, valor denominado
gradiente adiabático seco (GAS).
Como se enfría al ascender, puede llegar a saturarse de vapor de
agua. Si habiendo alcanzado la saturación continúa el ascenso
comienza la condensación del vapor en agua líquida, proceso
que libera calor que, por supuesto, pasa a la burbuja ascendente,
con lo que ésta se enfría menos rápidamente. Este gradiente
vertical se denomina gradiente adiabático húmedo (GAH) y es
de alrededor de entre 0,3 y 0,6ºC cada 100 metros.
En un movimiento adiabático de una “burbuja” de aire si ésta es más fría (por
lo tanto, más densa) que el aire que le rodea descenderá pero si es más caliente
(menos densa) que el aire de alrededor continúa ascendiendo hasta alcanzar la
masa de aire circundante con su misma densidad.
La temperatura que adquiere la burbuja es independiente de la que encuentra
en la atmósfera durante su ascenso, con la cual apenas intercambia calor. Esto
es lo que significa ascenso o descenso adiabático.
Si la burbuja al ascender y enfriarse encuentra una atmósfera más caliente que
ella, bajará y volverá al nivel de partida (estabilidad) . Si el aire de alrededor es
más frío que ella, proseguirá su ascenso (inestabilidad)
Gradiente adiabático seco (GAS):
•Se considera que el aire es seco ya que el agua que
contiene permanece en estado gaseoso (no ha alcanzado su punto de rocío).
•En este proceso, la compresión da lugar al calentamiento, y la expansión al enfriamiento.
•Una porción de aire seco que se eleva en la
atmósfera se enfría según el gradiente adiabático seco de 1 °C/100 m
•El gradiente vertical adiabático seco es fijo, totalmente independiente de la temperatura del aire ambiental.
•Siempre que una porción de aire seco ascienda en la atmósfera, se
enfriará en el gradiente de 1 °C/100 m , independientemente de cuál haya sido su temperatura inicial o la del aire circundante.
•Un diagrama adiabático simple demuestra la relación entre la elevación y
Gradiente vertical adiabático húmedo
(GAH)
•Al elevarse, una porción de aire seco que contiene vapor de agua se enfría según el gradiente adiabático seco hasta que alcance su temperatura de condensación o punto de rocío.
•En este punto una parte del vapor de agua se comienza a condensar.
•La condensación libera calor latente y el aire se calienta. Así, la disminución térmica es menor que en los casos anteriores..
Aire seco
Aire saturado
Aire seco con vapor de agua
Aire seco con vapor de agua
Punto de rocío Punto de rocío La condensación
libera calor
A diferencia del gradiente vertical adiabático seco, no es constante pero depende de la temperatura y la presión. Sin embargo, en la mitad de la troposfera, se estima un gradiente aproximado de 0.3 y 0.6°C/100 m.
A medida que el aire siga perdiendo humedad por efecto de la condensación, el GAH aumenta y cuando ya esté seco de nuevo, su valor volverá a ser el GAS.
El GAH depende de la cantidad de vapor inicial
Vapor inicial Liberación de calor GAH
•Si GVT > GAS (aire exterior más frío), el aire asciende y si contiene humedad formará nubes y el viento será convergente (se formará una borrasca) que puede dar lugar a precipitaciones.
Temperatura ºC A lti tu d ( m ) GAS (1ºC/100m) Nivel de condensación
•Esto puede ser frecuente en días de
fuerte insolación, cuando el G.T.V. puede ser de 1,5ºC, superiores al G.A.S. Entonces de produce la formación de nubosidad y la precipitación.
•Una vez producida la nubosidad, el
enfriamiento del ascenso proseguirá, pero ya según el G.A.H., menor que el G.A.S, ya que la condensación del vapor de agua es un proceso exotérmico
GVT (1,5ºC/100m)
GAH (0,7ºC/100m)
• El aire interior se enfría más deprisa que el exterior GVT < GAS.
• La masa de aire se ve empujada hacia abajo, se seca por calentamiento y se
aplasta contra el suelo creando una situación anticiclónica.
• El viento sale hacia afuera, impidiendo la entrada de precipitaciones. • El tiempo será seco y estable.
Esta situación se llama anticiclónica o de
• En las situaciones de estabilidad anticiclónica puede darse un fenómeno de
inversión térmica, que forma nubes a ras de suelo (nieblas) y que atrapa la contaminación por subsidencia o aplastamiento contra el suelo.
• En estos casos, el GVT es negativo, es decir, la Tª aumenta con la altura en
vez de disminuir.
• Es una situación frecuente por la noche. • A lo largo del día, cuando el sol calienta el
suelo, la capa de inversión desaparece y levanta la niebla.
• En invierno, estas situaciones son más frecuentes porque la atmósfera está muy fría en las capas más cercanas al suelo
Temperatura ºC A lti tu d ( m ) GAS (1ºC/100m)
TIPOS DE PRECIPITACIONES SEGÚN SU
ORIGEN
• Las precipitaciones tienen lugar cuando una masa de aire con cierta
cantidad de vapor de agua alcanza una temperatura igual o inferior a
su punto de rocío.
• El origen de esta disminución de temperatura (a excepción de rocío y
escarcha) tiene lugar tras la ascensión de la masa de aire a capas más
altas y frías.
• La ascensión de una masa de aire puede tener distinto origen. Así
encontramos:
– Precipitación convectiva: relacionada con la elevación del aire provocada por una disminución de densidad por aumento de temperatura local.
– Precipitación frontal: mediante la conjunción de frentes frontales cálidos y fríos o mediante frentes ocluídos.
Precipitaciones convectivas o por corrientes
ascendentes de aire más cálido.
• La tierra se calienta más en unas zonas que en otras
(dependiendo del tipo de suelo, la vegetación…) y transmite el
calor a la masa de aire que tiene encima; esta masa de aire
comienza a elevarse como una burbuja porque está más
caliente y es más ligera y, al ascender, se enfría; si hay
humedad, se forma una nube, comienza la condensación y
llueve.
Precipitaciones de frente
• Se produce en las latitudes templadas al entrar en contacto
dos masas de aire de características térmicas distintas,
como las provocadas por el frente polar (zona de contacto
entre las masas de aire polares(frías) y tropicales (cálidas),
Aparece acompañado de borrascas que son las causantes
del tiempo inestable y lluvioso.
Un frente es la frontera que separa dos masas de aire con un gran contraste de temperatura y humedad. Las distintas densidades obligan a que el aire caliente (menos denso) ascienda sobre el aire frío.
Las masas de aire se comportan como sistemas aislados, sin mezclarse. La ascensión forzada del aire caliente provoca condensación, nubosidad y precipitaciones.
Se distinguen tres tipos de frentes:
• Frente frío • Frente cálido • Frente ocluído
FRENTES
Una masa de aire frío se mueve y alcanza a una masa de aire cálido o choca contra ella.
El aire cálido de ve obligado a ascender formando una borrasca con nubes de desarrollo vertical (cumulonimbus) que provocan precipitaciones intensas al paso del frente.
El aire cálido se mueve y encuentra una masa de aire frío. El ascenso se produce de forma más suave que en los frentes fríos, formando nubes
de desarrollo horizontal
(nimbostratos, altoestratos)
que originan lluvias débiles y persistentes
Se superponen dos frentes, el frío va mas rápido, atrapa al frente cálido y el frente cálido pierde contacto con el suelo, originando lluvias.
Independientemente del tipo de frente ocluido que se aproxime, las nubes y precipitaciones resultantes de tal frente serán similares a las de un frente cálido.
A medida que el frente pasa, las nubes y la precipitación se parecerán a las de un frente frío.
Precipitaciones convectivas: EFECTO FOHEN
• Se produce en relieves montañosos cuando una masa de aire cálido y húmedo es forzada a ascender para salvar un obstáculo.
• Esto hace que el vapor de agua se enfríe (según el GAH) y sufra un proceso de
condensación en las laderas de barlovento donde se forman nubes y lluvias orográficas.
• En la ladera de sotavento el tiempo está despejado y la temperatura aumenta por el
proceso de compresión adiabática.
• Este proceso está motivado porque el aire ya seco y cálido desciende rápidamente por
la ladera, calentándose a medida que desciende (según el GAS) y con un humedad sumamente escasa.
Las nubes están formadas por grupos de pequeñísimas gotas de agua o cristales de hielo en el cielo. Están asociadas con distintos tipos de precipitaciones, dependiendo de la temperatura de la atmósfera y aproximadamente, el 50% de nuestro planeta siempre esta cubierto de nubes
Las nubes pueden tener todos los tamaños y formas. Pueden formarse cerca del suelo o alto en la atmósfera.
Los diferentes tipos de nubes se clasifican según su altura y apariencia. Su forma depende de la forma en que el viento se mueve alrededor de ellas. Si el viento se mueve en dirección horizontal, las nubes se extienden en capas. Las nubes crecen ascendentemente cuando el viento va en esa misma dirección.
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 forma
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 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.
LLUVIA. Se produce por la unión de muchas 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.
Vientos y brisas
El viento se produce cuando una masa de aire se vuelve menos densa, al aumentar su temperatura, asciende y entonces, otra masa de aire más densa y fría se mueve para ocupar el espacio que la primera ha dejado.
La insolación es diferente en distintos lugares lo que supone diferencias de presión atmosférica y diferencias de calentamiento del aire por eso se producen los vientos. El viento actúa como agente de transporte, interviene en la polinización anemófila, en el desplazamiento de las semillas. Es también un agente erosivo.
Las masa de aire en movimiento que generan el viento siempre son generadas por diferencia de presión y su dirección será siempre de zonas de mayor a zonas de menor presión.
Hay vientos generales y permanentes que recorren todo el globo terráqueo como consecuencia de la circulación general de la atmósfera, y otros vientos que se desencadenan a causa de los cambios meteorológicos locales. Algunos de estos últimos son periódicos, otros no; algunos afectan grandes regiones de la tierra, otros tienen un ámbito de actuación muy limitado.
Las condiciones topográficas de la Tierra hacen que haya vientos producidos por pequeñas alteraciones regionales. Por ejemplo, las brisas de tierra, aire fresco del mar hacia tierra durante el día, y las brisas de mar, aire fresco que viaja de la tierra al mar durante la noche.
Los vientos Planetarios son consecuencia del movimiento
de rotación de la tierra. Tienen grandes recorridos sobre la
superficie terrestre, son constantes y transportan gran
cantidad de energía térmica (calor). Sabemos que la
atmósfera pesa (1013 hectopascales-milibares- a nivel del
mar); cuando el aire está frío desciende, haciendo
aumentar la presión y provocando estabilidad, se forma un
anticiclón térmico. Cuando el aire está caliente sube,
haciendo bajar la presión y provocando inestabilidad. se
forma un ciclón, o borrasca térmica . Los vientos
planetarios son: alisios, contralisios y circumpolares.
• Los vientos
Alísios
son los que soplan a lo largo del paralelo ecuatorial, de los trópicos al ecuador,solo se movilizan de este a oeste. Teniendo en cuenta el movimiento de rotación de la Tierra la dirección es noroeste y suroeste. Al atravesar los océanos, se cargan de humedad y al chocar contra los relieves, se elevan y al ir subiendo se enfrían y se condensan, produciendo abundantes lluvias.• Los vientos
Contralisios o del oeste
se forman en el Trópico deCáncer y el Trópico de Capricornio. Se mueven desde los trópicos hacia los Círculos Polares, son vientos calientes que al tener contacto con los vientos polares producen lluvias abundantes, llamadas lluvias de Frente.
• Los vientos
Circumpolares
son vientos regulares yconstantes porque siguen siempre la misma dirección. Son vientos muy fríos producidos por el movimiento de rotación de la tierra y la inclinación de su eje, soplan desde los Polos geográficos hacia los Círculos Polares. Las diferencias de temperatura y presión entre los Polos y el Ecuador generan corrientes en las capas altas de la atmósfera (11 km. de
Vientos regionales
Los vientos Regionales son determinados por la distribución de tierras y
mares, así como por los grandes relieves continentales.
Los vientos regionales imprimen rasgos particulares a las condiciones
climáticas de un territorio, convirtiéndose, en ocasiones, en el elemento
climático más significativo de las mismas.
Vientos regionales del mundo
El Burán que afecta al sur de Rusia. El Leung que afecta a las costas Chinas. El Narai que barre las costas japonesas. El Pampero que sopla en Argentina. El Simun que sopla en Arabia.
El Siroco que nace en el Sahara y afecta al norte de África y sur de Europa.
El Mistral, viento frío del norte del golfo de León provocado por una depresión en el golfo de Génova que atrae aire frío del norte.
Vientos regionales españoles
El Cierzo que sopla en el valle del Ebro. El Solano que barre en Castilla-La Mancha. Galerna que sopla en las costas del Cantábrico. Tramontana que afecta a Las Baleares.
El Ábrego (de África) viento procedente del suroeste, templado, relativamente húmedo que sopla en Andalucía y en las Mesetas. El Levante, viento del Este que barre las costas de Andalucía.
La
brisa
es un tipo de viento local motivado por el movimiento de
masa de aire debido al heterogéneo calentamiento del relieve
por el Sol.
Se producen movimientos verticales de las masas de aire que
provocan vacíos y desequilibrios de presión. Para restablecer
estas inestabilidades, nuevas masas de aire se desplazan para
llenar estos vacíos de baja presión. Se distinguen los siguientes
tipos de brisas:
•
Brisas marinas
•
Brisas montaña-valle
A: Brisa marina diurna B: Brisa terrestre nocturna
BRISAS MARINAS
Se origina en las laderas iluminadas por el sol. Cuando las laderas y el aire próximo a ellas están calientes la densidad del aire disminuye, y el aire asciende hasta la cima siguiendo la superficie de la ladera. Durante la noche la dirección del viento se invierte, convirtiéndose en un viento que fluye ladera abajo. Si el fondo del valle está inclinado, el aire puede ascender y descender por el valle; este efecto es conocido como viento de cañón.
