la dinÁmica troposfÉrica y los gradientes...
TRANSCRIPT
LA DINÁMICA TROPOSFÉRICA
Y LOS GRADIENTES
ADIABÁTICOS
• Dinámica Troposférica (fundamental en el Clima)
– Movimientos Verticales. Intervienen en ellos:
• La Temperatura (T). Gradiente Térmico Vertical o GTV (valor
medio 0,65 C /100 m ↑)
• La Presión (P). Desciende con la altura. Menor densidad del aire
• La Humedad (H). Es muy variable, siendo máxima a nivel del
suelo/mar y en el Ecuador (5 %, Vol.) y mínima en la Tropopausa
(0,1 %)
· Se contrarresta la H Relativa (HR) con el T
۰ Por debajo de la saturación 0 a 3.000 m s.n.m.
۰ Próximo a saturación, entre 3 y 5 km
۰ Sobresaturado, ↑ 5 km
− Así, en el aire se formarán como una especie de
“bolsas”, más o menos autónomas, en las que se
darán unas CONDICIONES ADIABÁTICAS
▪ (casi) No absorberán ni transmitirán calor, existiendo así
una transformación termodinámica que no intercambia
calor con el exterior.
▫ Así, la T, P y H serán las que intervengan en esas
“bolsas” con distintas combinaciones para cambiar las
condiciones internas (casi “gas perfecto”) y el
comportamiento estable o inestable de esas masas.
Con estos parámetros puede entenderse el concepto de
ESTABILIDAD DE LA ATMÓSFERA
Efectivamente, en sentido vertical, ésta depende de la
comparación entre el GA seco o el GA saturado con el
Gradiente Térmico Vertical (GTV) real
• Si el aire es seco, el GA > GTV →→ Aire más pesado y ESTABLE
• Si el aire está “nuboso”, el GA ≤ ≈ GTV →→ Estabilidad condicionada
– Si GA > GTV → Aire nuboso ESTABLE (situación habitual a < 5 km)
– Si GA < GTV → Aire nuboso INESTABLE (situación habitual a > 5 km)
Así, la “bolsa” inestable tenderá a elevarse respecto a la
“bolsa” adyacente, si es seca
CONSECUENCIAS
El aire que ↑↑, experimenta un T, aunque no pierda
capacidad calorífica, debido al P
o dicho de otra manera,
El aire, al elevarse, ↑V (moléculas más separadas)
La parte de la Atmósfera < 5 km estará en estado de
ESTABILIDAD CONDICIONAL. Y, normalmente,
La Circulación Atmosférica se hará horizontalmente →→→
en condiciones de “cierta estabilidad vertical” →→→→→→
Estos MOVIMIENTOS VERTICALES en la
DINÁMICA TROPOSFÉRICA
también son conocidos como
MOVIMIENTOS CONVECTIVOS
TURBULENCIAS
• Dinámica Troposférica (continuación)
– Movimientos Horizontales. Intervienen en ellos:
La Presión:
▫ P si ↑Altura (el ritmo de es menor, según ↑ Altura)
▫ La P varía espacialmente, sobre todo por el desigual
calentamiento / enfriamiento de la Atmósfera terrestre
“Geografía de las Presiones”
La irregularidad provoca el movimiento horizontal o vientos,
→ Muy importante en los tipos de tiempo y clima
▫ Los vientos (o sistema “equilibrador”):
◦ Van de donde “hay mucho aire” (o Anticiclones) hacia donde
“hay poco aire” (o Depresiones)
La Rotación Terrestre
La Rotación Terrestre
Da lugar a unas fuerzas que modifican el
movimiento “ideal” de los vientos, imprimiendo una
dirección con tendencia perpendicular
Es lo que se conoce como FUERZA DE CORIOLIS O
GEOSTRÓFICA (vientos geostróficos)
Afecta al desplazamiento de fluidos, muy activa a gran
escala, y es proporcional a la velocidad de los flujos
Teorema formulado en
1843 por el matemático e
ingeniero francés Coriolis,
sobre la composición de
las aceleraciones de un
móvil en un momento
dado.
No es una fuerza real,
Sino ficticia o aparente
Tal y como aparece en
la ilustración, NO SE
OLVIDE QUE:
Por Coriolis, el giro del
viento se hace en el
sentido de las agujas
del reloj en el Hemisferio
Norte, y al contrario en
el HS
Estos MOVIMIENTOS (horizontales y verticales) serán
los responsables de:
El comportamiento habitual del Tiempo Meteorológico
(ciclo anual) y, en buena medida, de
La actual Distribución de los Climas
En ambos casos, los movimientos horizontales (y con
ellos, los verticales que llevan aparejados) deberán ser
contemplados en 3 facetas fundamentales del clima:
Circulación General de la Atmósfera, en superficie
Circulación General de la Atmósfera, en Altura
Los Sistemas de Vientos Locales
LA TEMPERATURA COMO
ELEMENTOS CLIMÁTICO
Calentamiento de la Atmósfera
• La radiación llega al suelo en el visible (0,48 μm)
• Pero, la longitud de onda se transforma y se hace
mucho mayor
• El suelo se calienta al haber absorbido la radiación
incidente
• Por irradiación (emisión) y por contacto (conducción)
el suelo comienza a calentar el aire que está encima,
siendo ahora la λ IR (4 a 30 μm)
• La atmósfera se calienta desde abajo (casi todo)
• Recuérdese lo del Calor Específico
ALBEDO PROMEDIO (0,3 - 0,4 μm) en %
Nieve fresca 80 – 90
Nieve fundiéndose 40 – 60
Arena 30 – 35
Hierba, cosechas de cereales 18 – 25
Bosque caducifolio 15 – 18
Bosque de coníferas 9 – 15
Pluvisilva tropical 7 – 15
Masas de agua * 6 – 10
* Nota: Aumenta mucho con ángulos solares pequeños (más de 40 , 2-4;
Menos de 40 , 6-80)
Excepción al factor Altitud por condiciones
geográficas locales: LA INVERSIÓN TÉRMICA
En ocasiones, las condiciones de las capas bajas de la
Atmósfera provocan situaciones por las que el aire
cálido o menos frío se encuentra por encima del más
frío, siendo varias las posibles causas
Entre otros muchos, uno de estos casos es el de la
INVERSIÓN DE TIERRA, provocada por una disposición del
relieve que propicia el embolsamiento en áreas deprimidas
topográficamente del aire frío (más denso y más pesado)
- Anticiclón otoñal / invernal
- Calma atmosférica y cielos despejados
- Irradiación nocturna intensa por contacto térmico con la superficie
enfriada rápidamente desde abajo
- ↑ HR, por T
- La topografía favorece el estancamiento de aire frío
INVERSIÓN TÉRMICA (Continuación)
Fuente: Gourou ,Papy y Cols. (1980): “Compendio de Geografía General”, p. 54
Las corrientes marinas y los vientos dominantes, además de otros factores de la T ya
comentados, tienen una gran influencia sobre las T de las fachadas continentales.
El huso central (gris) no sería afectado (continentalidad térmica).
Distribución de las TMA, según Gourou y Papy
LA PRESIÓN COMO
ELEMENTO CLIMÁTICO
LA PRESIÓN:
Relaciones Físicas
Los cambios en la Presión Atmosférica pueden ser
causados por modificaciones en la T del aire,
Volumen (V) y Densidad (D).
La conexión que existe entre estas variables y la P
se expresan matemáticamente (Ley Ideal de los
Gases):
P•V = Constante (K)•T
P=D•K•T
Relaciones P, D, T y V (1)
• Si T no varía (se mantiene constante o =):
– Cuando V↑ → D y P↓
– Cuando V↓ → D y P↑
El ↑o↓ del V ocupado por un gas, si la T=, provoca
cambios proporcionales en la D y P ejercida por ese
gas; y no varía la velocidad de movimiento de las
moléculas de ese gas.
Relaciones P, D, T y V (2)
• Si V no varía (se mantiene constante o =):
– Cuando T↑ → P↑ y D=
– Cuando T↓ → P↓ y D=
El ↑o↓ del la T de un gas, si la V=, provoca cambios
proporcionales en la P ejercida por ese gas. Eso sí, se
modifica la velocidad del movimiento de las moléculas
de ese gas.
Relaciones P, D, T y V (3)
• Si P no varía (se mantiene constante o =):
– Cuando T↑ → V↑ y D↓
– Cuando T↓ → V↓ y D↑
El ↑o↓ del la T de un gas, si la P=, provoca cambios
proporcionales en la D y V ocupado por ese gas. Eso
sí, se modifica la velocidad del movimiento de las
moléculas de ese gas.
PRESIÓN Y ALTITUD Altitud (m s.n.m.) mm de presión
100 750
200 740
300 730
588 (Ayto. de Alcalá) 701,0
80 km 0,01
Corrección de la Presión al Nivel del Mar
Debe aplicarse un gradiente vertical de presión que
depende de la densidad del aire y de la T. Para
correcciones estimativas generalizadas, se puede decir que
al nivel del mar la P ↓ disminuye aprox. 1 mm / 10 metros (1
mb/8 metros).
PRESIÓN ATMOSFÉRICA DE JULIO, en milibares (mb)
Los alisios en Asia S llegan incluso a anularse por retorcimiento, por la
Gran succión que provoca la baja continental (de origen térmico)
PRESIÓN ATMOSFÉRICA DE ENERO, en milibares (mb).
Aquí los alisios ya están bien
LA HUMEDAD, LA
PRECIPITACIÓN Y LA
NUBOSIDAD COMO
ELEMENTOS CLIMÁTICOS
4. HUMEDAD, PRECIPITACIÓN Y NUBOSIDAD:
− El Sol en el centro del día radia 15 Kcal/m²/min sobre el
Océano, lo que daría para evaporar 25 g/min (unos 10
m3 de nube):
Pero, no ocurre así, porque gran Q se invierte en calentar el
agua.
El máximo de evaporación está en torno al Cabo Hatteras
(Terranova)
− Nube, es una masa de vapor de agua que se ha
condensado en el aire debido a núcleos de
condensación (variopintos) y a la saturación del aire. Es
entonces, cuando al aglomerarse las moléculas de
agua, aumenta el tamaño y se hacen visibles.
HUMEDAD Y PRECIPITACIÓN (cont.):
− La condensación (antesala de la precipitación) se
produce por saturación del aire, debida al enfriamiento,
más la existencia de los mencionados núcleos de
condensación
1 m3 de aire a 25 C, con 11 g de agua no está saturado
Pero sí lo está a 10 C. Entonces ya podrá empezar la
precipitación.
1 m3 de nube apenas contiene 3 g de agua.
Pero, además, existen factores cósmicos que pueden propiciar
la condensación:
Si el Sol está muy activo (fuerte viento solar), impide que lleguen
los rayos cósmicos a la Tierra, dando lugar a menor formación de
nubes e incrementando la T terrestre.
Frente a esto, cuando los rayos cósmicos llegan normalmente,
habrá más nubosidad y desciende la T en la Tierra.
HUMEDAD Y PRECIPITACIÓN (cont.):
− Con lo dicho hasta aquí, todavía no hay precipitación.
Ésta ocurrirá cuando se den las siguientes
circunstancias, que normalmente son concurrentes:
Que las microgotas (diámetro medio de 10 micras; estado de
sobrefusión: son líquidas aunque la nube esté a -10 C) alcancen
un tamaño tal que su peso no sea compensando por las
corrientes ascendentes de la nube
Los ascensos se manifiestan en columnas de vapor que
friccionan con las laterales, lo que produce electricidad estática
y por tanto diferencias de potencial dentro de la nube. Esto
produce descargas eléctricas, que unido a la electricidad
producida, provoca chispas y explosiones sonoras que rompen
la estabilidad y, entonces, coagulado éste, cae el agua.
Formación de cristales de hielo, que van creciendo, pues actúan
como núcleos de condensación más vigorosos. Si esos cristales
abundan en la nube (por el frío), la precipitación será de nieve.
CIRCULACIÓN GENERAL
DE LA ATMÓSFERA
(CÉLULAS)
- Distribuyen el excedente calorífico ecuatorial (5 N-5 S) hacia los Trópicos
- En el Ecuador, el aire cálido ↑, se enfría y libera calor al condensarse
- En altura, las situaciones barométricas son opuestas
- El aire enfriado diverge hacia las B y desciende por subsidencia
- Los Alisios absorben calor de superficie y lo transportan al Ecuador
- Implicaciones Zonales y Ambientales
CÉLULAS DE HADLEY
- Hacia los 60 se sitúa un centro de Bajas Presiones, donde se localiza el FRENTE POLAR. Se produce un ↑ del aire
- La masa de aire cálido, menos densa, se ve obligada a ascender sobre la más fría
- Entre esta zona de B (Frente Polar) y la zona de los A subtropicales se genera otra Célula (Ferrel)
- Se da un sistema de VIENTOS DEL OESTE, predominantes (Westerlies), de componente SW, procedentes de la subsidencia subtropical
- Implicaciones Meteorológicas
CÉLULA DE LATITUDES
TEMPLADAS O DE FERREL
CIRCULACIÓN GENERAL
DE LA ATMÓSFERA
(FRENTES)
FRENTE OCLUIDO
FRENTE OCLUIDO
- Cuando un Frente Frío alcanza o choca con un Frente Cálido,
- Se produce la elevación definitiva del Aire Cálido, quedando aislado
en altura
-Dos masas de aire frío relativamente diferentes quedan en contacto
- Se dan tipos de tiempo, propios del paso del frente cálido con
algunos fenómenos propios del frío. Las nubes serán estratificadas,
pero habrá algunas de desarrollo vertical)
Esquema de un sistema
nuboso de perturbación
de Frente Polar.
Obsérvense las formas y
altitudes de las nubes.
Las lluvias ciclonales
acompañan el paso de
los frentes de las
perturbaciones.
A lo largo del Frente
Cálido, el aire cálido y
húmedo se eleva por
encima del aire frío,
engendrando nubes y
lluvias.
A lo largo del Frente Frío,
La masa de aire cálido
es elevada por el
impulso del aire frío:
Provoca intensas lluvias
y chubascos
tormentosos separados
por claros.
Fuente: Gourou ,Papy y Cols. (1980): “Compendio de Geografía General”, pp. 56 y 57
ESTACIÓN DE BETPAK-DALA
(KAZAJASTÁN)
Serie
TMM TMm PM Días P TMMes
Enero -6,0 -15,0 9,3 7,8 -10,5
Febrero -5,8 -15,1 6,6 6,5 -10,4 Máx Mín
Marzo 1,9 -6,8 35,7 4,5 -2,4 TMAbs 41,7 -36,3
Abril 15,7 2,4 6,6 3,5 9,0 Pmes 160,9
Mayo 23,7 9,7 9,5 4,0 16,7
Junio 31,7 15,7 4,0 1,8 23,7
Julio 33,7 18,6 34,9 3,5 26,2
Agosto 31,4 15,5 2,5 0,5 23,4
Septiembre 24,9 9,2 14,0 2,5 17,1
Octubre 14,3 0,5 7,2 3,8 7,4
Noviembre 4,6 -4,8 44,1 3,8 -0,1
Diciembre -0,1 -7,3 15,3 6,8 -3,7
AÑO 14,2 1,9 189,6 48,8 8,0
1987-1990
OTRAS ILUSTRACIONES
MAPA DE
ARIDEZ,
COINCIDE
MÁS O
MENOS
CON
CLIMAS
TIPO B.
Fuente:
Gourou y
Papy
(1980)