Introduccion a La Meteorologia

Sergio Reyes Coca

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Universidad Autónoma de Baja California C.P. Víctor Everardo Beltrán Corona Rector M.C. Juan José Sevilla García Secretario general Dr. René Andrade Peterson Vicerrector zona costa

De Gabriel Estrella Valenzuela Director general de Extensión Universitaria

Reyes Coca, Sergio Introducción a la wteorolog(oJ Sergio Reyes Coca. -Mexicali, Baja Calíf.: UABC, 2002, C. 468 p. : il. : 18 x 22 cm. ISBN 970-9051·44-X l. Meteorología. l. Universidad Autónoma de Baja California. 11. t. QC861 R49

ALCF/ecr/240102

D.R.e. 2001 Sergio Reyes Coca. Las características de esta publicación son propiedad de la Universidad Autónoma de Baja California. Av. Obregón y Julián Carrillo, col. Nueva, Mexicali, B.C. MÉXICO. ISBN 970-9051-44· X Formación: Edith Meza Suárez Portada: José Guadalupe Martínez Alvarado Edición: Tomás Di Bella

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Prólogo Este libro de texto es resultado del curso de introducción a la meteorología que el autor ha impartido a estudiantes de la licenciatura en ciencias marinas, de la Universidad Autónoma de Baja California. El libro está diseñado para alumnos que han llevado materias básicas de física (mecánica clásica y termodinámica), y de matemáticas (cálculo diferencial y estadística). En su parte primera, este libro presenta una introducción cualitativa y cuantitativa de los conceptos básicos de la meteorología; en su parte segunda se presenta una discusión descriptiva de los fenómenos meteorológicos y climatológicos sobre la importancia de la atmósfera en los distintos procesos físicos de la superficie terrestre y oceánica, tales como: las corrientes marinas, el transporte de calor, la evaporación, etcétera, y que por ello se convierta en una herramienta bási ca para la comprensión del impacto de los fenómenos atmosféricos en las otras áreas afines, como son, oceanografía, pesquerías, ingeniería portuaria, y otros. Durante los últimos diez años, el autor ha impartido varios cursos (física, termodinámica, interacción océanoatmósfera y meteorología) y que son parte esencial de este libro. La meteorología es pues una ciencia interdisciplinaria muy amplia, en la que se incluyen conceptos y fenómenos de las distintas ciencias básicas: física (dinámicos, termodinámicos y ópticos); biología {evapotranspiración, contaminación, ecología) y química (gases de invernadero, reacciones fotoquímicas, capa de ozono). En conse cuencia, se ha tenido que ser selectivo, presentando sólo aquellos temas básicos y de mayor aplicación en la actualidad. La parte primera consiste de cinco capítulos: en el primer capítulo se discute la estructura y composición de la atmósfera; en el segundo, la radiación solar y el ba lance de calor en la atmósfera terrestre; en el tercero los procesos termodinámicos y la estabilidad térmica; en el ruano, las fuerzas y las leyes de movimiento en la atmósfera, y finalmente en el capítulo quinto, se discuten algunas aplicaciones de las leyes de movumento. La parte segunda consiste de cuatro capítulos: en el capitulo sexto, se discuten los fenómenos meteorológicos de escala local; en el séptimo, los fenómenos de escala sinóptica; en el octavo los fenómenos ele escala planetaria; finalmente, en el capítulo

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Introducción a la meteorología

noveno se presenta una introducción al tema del cambio climático y la variabilidad del clima. Se incluyen tres apéndices en los que se presenta una breve historia de la meteorología (Apéndice A); un glosario de términos y definiciones usadas en meteoro logía (Apéndice B) y una síntesis de las constantes físicas utilizadas en meteorología (Apéndice C). En la preparación de este libro se dio énfasis en la continuidad de los temas descritos, no tanto en la discusión exhaustiva de cada tema. Se trató de evitar un análisis matemático, inapropiado para alumnos interesados en las aplicaciones meteorológicas, que por otra parte se puede encontrar en publicaciones especializadas en el tema. La discusión de los principios teóricos se ha restringido al mínimo, tratando siempre de mantener informado al lector, con una explicación lógica de los fenómenos y conceptos presentados. Ya que este libro está dirigido a estudiantes en el área de ciencias marinas, se ha dado énfasis a los conceptos de dinámica y termodinámica, muy relacionados con los fenómenos propios de interacción entre el océano y la atmósfera, omitiéndose ·los temas de óptica y electricidad; además se mencionan muy brevemente la formación y los tipos de nubes, la descripción de instrumentación meteorológica y de técnicas del pronóstico del tiempo. Hoy en día existen abundantes publicaciones especializadas en meteorología. La gran mayoría están en inglés, muchas de ellas son de excelente calidad y tanto los estudiantes como los profesionales pueden estudiar los conceptos y fenómenos meteorológicos, aunque los ejemplos que se presentan son para las condiciones atmosféricas propias de los países de latitudes medias. Este libro se ha nutrido de ideas que se han discutido en otros libros y publicaciones cienóficas; el principal mérito de éste, está en la adaptación de conceptos clásicos a las necesidades de estudiantes de licenciatura no especializados en el estudio de la atmósfera y en el uso de ejemplos que se relacionan con los fenómenos meteorológicos observados en la república mexicana.

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Agradecimientos A lo largo de la preparación de este libro, el autor se alimentó de todos sus alumnos y compañeros de trabajo, tanto de la Facultad de Ciencias Marinas de la Universidad Autónoma de Baja California, FCM!UABC, del Grupo de Meteorología del Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada, QCESE, y del Centro Regional de Investigación Pesquera del Instituto Nacional de la Pesca de la Secretaría del Medio Ambiente, Recursos Naturales y Pesca, CRIP/JNP/SEMARNAP. Este libro se llevó a cabo gracias al esfuerzo, interés y apoyo de muchas personas, amigos, compañeros de trabajo y estudiantes. Agradezco a Martín Barrón Escamilla, Femando Miranda Reyes,JOSÍ! Javier Garóa López, Francisco Padilla Osuna, Benjamín Martínez López, José Luis Arreola Contreras, Rogelio Hasimoto Beltrán, Eduardo Cuevas Carpintero, Gilberto Velásquez Angulo, Homero Cabrera Muro y a Ricardo Troncoso Gaytán, por su amistad y por las discusiones sobre temas meteorológicos. A los alumnos del quinto semestre de la carrera de oceanología, por sus comentarios sobre la redacción y claridad del texto, y a los dos revisores, profesores de la UABC, por sus acertados comentarios y sugerencias para la mejor comprensión del texto.

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Introducción

Recientemente, la humanidad ha puesto gran atenci6n a los distintos fenómenos que se presentan en la atmósfera. Las tormentas, las inundaciones, las sequías, la contami nación del aire y demás fenómenos no son nuevos en el sistema terrestre; se podría afirmar que los fenómenos atmosféricos son tan antiguos como la atmósfera misma. Lo que sí es nuevo, es la capacidad de comunicación e información a que se tiene acceso y, en consecuencia, al creciente interés en mantener un equilibrio entre las dis tintas actividades socioeconómicas de la población con el medio ambiente (atmós fera, océanos, tierra, flora y fauna). La atmósfera, vital para la vida, es apenas una pequeña cubierta de aire de unos cuantos cientos de kilómetros de espesor, comparada con la Tierra que tiene más de 6 000 km de radio. Es más, los fenómenos meteorológicos que son de mayor importancia para la vida humana están comprendidos dentro de los primeros 15 km de altitud. Por otro lado, la atmósfera proporciona un escudo importante que nos protege de la radiación solar y de distintos meteoros que pueden causar graves daños a la vida en la Tierra. A escala planetaria, la atmósfera está en equilibrio estable, vista desde el espacio exterior, la Tierra parece un gran cuerpo azul en reposo aparente. Sin embargo, a menor escala, la atmósfera es altamente inestable, donde están sumergidos una infinidad de procesos atmosféricos que dan lugar a los fenómenos meteorológicos y climatológicos: huracanes, tormentas, nevadas, tomados, brisas, inundaciones, sequías, etcétera, que afectan fuertemente las actividades humanas y frecuentemente resultan en pérdidas de vidas y de bienes materiales. Por todo lo anterior, es muy importante y necesario entender los procesos atmosfé ricos y las fuerzas y mecanismos que los generan. Con ese conocimiento previo quizás se puedan pronosticar los fenómenos y también se puedan prevenir los distintos desastres naturales que tanto afectan las actividades socioeconómicas de la población. Por supuesto, es mediante el método científico que se tendría que dar la solución a este problema. Este método científico, fundado por Galileo y Bacon, se basa en los siguienres pasos:

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t. Reconocer y plantear un problema. Para cualquier ser humano, es relativamente fácil reconocer un fenómeno atmosférico, simplemente es necesario voltear hacia el cielo, ver la formación de las nubes o sentir el viento, por ejemplo; para plantear el problema, se necesita poner atención en cada una de las panes del fenómeno reco nocido y elaborar un plan detallado y bien estructurado de las mismas partes. 2. Plantear una hipótesis. Para ello se necesita proponer las posibles soluciones o explicaciones del problema que nos permitan entender y describir el fenómeno atmosférico. Una hipótesis científica es una idea del por qué, dónde, cómo, del cuánto y del cuándo de los distintos fenómenos, y que deben ser puestos a prueba. 3. Predecir las consecuencias de la hipótesis. Esto significa hacer un modelo que permita reproducir la evolución del fenómeno estudiado y la predicción de posibles escenarios que justifiquen la hipótesis. 4. Experimentar. Es necesario hacer distintos experimentos, ya sea de laboratorio o en el campo, bajo las mismas condiciones, tratando de probar la hipótesis propuesta. Otra forma de hacer experimentos, es "correr en computadora" el modelo propuesto bajo distintas condiciones iniciales y de frontera. 5. Formular una teoría, Es decir, formular una regla general en la que se organizan la hipótesis, las predicciones y los resultados experimentales (observacionales y del modelo) y con la cual se pueden explicar todos los fenómenos similares. Aunque el método científico es una estrategia válida para investigar un determinado fenómeno, no siempre ha sido el camino para encontrar o formular nuevos "descubri mientos científicos". Muchos experimentos han surgido del azar, sin haberse planteado antes una hipótesis o las predicciones hayan propiciado grandes avances científicos. En realidad el progreso científico depende mucho más de la actitud del investigador que de los métodos o la infraestructura para investigar. La actitud del meteorólogo se basa en la motivación, en el deseo de saber el porqué de los fenómenos, en la experi mentación y en la organización de las ideas. Con estas ideas se puede definir la meteorología como la ciencia que estudia los procesos y fenómenos físicos en la atmósfera y que forman el tiempo meteorológico. El tiempo meteorológico a su vez produce una variedad de estados atmosféricos en una gran cantidad de escalas en tiempo y espacio; comúnmente, se reconocen cuatro escalas:

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a) Microescala Son los sistemas de dimensiones del orden de centímetros a metros y que pueden durar unos cuantos segundos o minutos, tales como las "microexplo siones" o "eddies turbulentos" cerca de la superficie. b) Mcsoescala, que son los sistemas con una escala horizontal del orden de varios cientos de metros a kilómetros y con duración de unas cuantas horas, tales como las tormentas convectivas, las circulaciones de brisas, los vientos de montaña y valles. En la práctica, la microescala y la mesoescala se pueden agrupar en lo que se conoce como la escala local. e) Escala sinóptica. Son los sistemas que tienen diámetros de varios cientos de kilómetros y una duración de varios días o semanas, tales como los ciclones de lati tudes medias o los huracanes. d) Escala planetaria. Son los sistemas del orden de varios miles de kilómetros y con duración de varias semanas o meses, tales como las grandes celdas de circulación, las ondas planetarias, la corriente de "chorro" y las circulaciones monzónicas. El principal objetivo de la meteorología es estudiar y analizar científicamente los distintos fenómenos atmosféricos (dinámicos, termodinámicos, ópticos, eléctricos, etcétera) y pronosticar el estado de la atmósfera en un tiempo y lugar dados. La climatología se refiere a escalas de tiempo de mayor periodo. Comúnmente se dice que el clima es el "promedio" del tiempo meteorológico, pero ciertamente este promedio es altamente variable, para distintas escalas espaciales y temporales, por lo que es más apropiado definir el clima como el valor promedio de las variables físicas del sistema terrestre en el cual se encuentran sumergidos todos los procesos meteoroló gicos para un periodo de tiempo del orden de 30 años. En este sentido, los fenómenos climáticos son aquéllos que se desvían del clima tÍpico y que pueden abarcar varios años, tales como El NiñoOscilación del Sur. A su vez, los fenómenos climáticos pueden dar origen a fenómenos meteorológicos extremos, como por ejemplo, las intensas lluvias en Ecuador y Perú durante los momentos cálidos de El Niño. Aunque el estado del tiempo y los fenómenos meteorológicos han sido observados durante toda la historia de la humanidad, es solamente durante los últimos 100 años que se han registrado sistemáticamente los diferentes parámetros y su variación en espacio y tiempo; de tal manera que el registro en bancos de datos de los fen6menos meteorológicos, es relativamente joven. Aún con estas limitaciones, se han reconocí

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do muchos fenómenos y se han podido formular distintas teorías que explican las leyes naturales de la atmósfera. Este proceso se ha acelerado durante los últimos decenios por la modernización de la tecnología, las telecomunicaciones y los sistemas de cómputo, de tal manera que los países han establecido redes de observación e intercambio de información muy eficientes. La observación instantánea de los fenómenos, a través de los sistemas satelitales, de aviación, de radar, de radiosondeo y de superficie (tierra y océano) y su rápida diseminación a través del mundo por las distintas redes de comunicación (radio, televisión y cómputo), permiten que gran parte de la población mundial, pero principalmente los países del primer mundo, esté informada y pueda tomar acción inmediata para prevenir desastres o aprovechar los fenómenos meteorológicos a favor de las actividades socioeconómicas del ser humano. Aunque tradicionalmente desde hace cientos de años, la meteorología ha tenido sus bases en las necesidades de la agricultura y ganadería, es principalmente a partir del invento del aeroplano que esta disciplina presenta un avance sustancial Además de cubrir las necesidades de información meteorológica en la superficie de la Tierra que pueda afectar la producción agrícola y ganadera {temperatura, precipitación, radiación solar, vientos, humedad), la aeronáutica requiere de un conocimiento más profundo sobre la dinámica y termodinámica de las condiciones en los niveles superiores de la atm6sfera. Conforme los vuelos se hacen más largos y los aviones vuelan más lejos y más alto, y mayor número de viajeros se transporta a través del aire, se hace más necesario la cuantificación exacta, no sólo del presente, sino de un pronóstico de las condiciones futuras del estado del tiempo. EL FUTURO DE LA METEOROLOGÍA

A fines de los años treinta (antes de la segunda guerra mundial) sólo existían contadas instituciones especializadas en formar meteorólogos de alto nivel, principalmente en Estados Unidos y en Europa. A fines del siglo XX, son pocos los países que no tienen programas de investigación y educación superior en meteorología, entre los que desgraciadamente se puede contar a México. En consecuencia, el entrenamiento de


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jóvenes meteorólogos se hace necesario para cubrir esta necesidad de investigación de los países en vías de desarrollo. En México se tiene una escasa educación en me teorología. La Escuela Técnica de Meteorología de la Universidad Autónoma de Sinaloa, en Los Mochis, junto con las escuelas militares del país, son tal vez los únicos centros de estudio que imparten entrenamiento técnico y académico en el área de meteorología a jóvenes de nivel intermedio. En general, las universidades y centros de estudio e investigación de México están lejos de impartir un entrenamiento y enseñanza completa a los estudiantes en las áreas científicas y técnicas. La Escuela de Meteorología de la Universidad Veracruzana, en Jalapa, y la Escuela del Aire de la Fuerza Aérea Mexicana, en Zapopan, son quizás las únicas que han otorgado diplomas de licenciatura en meteorología, aerología o su equivalente. En varias universidades del país, en las especialidades de climatología, agronomía, física, oceanografía, hidrología, ecología, biología y algunas ingenierías, se imparten cursos de meteorología y, aunque no se tiene ninguna carrera establecida, sí se están desarrollando tesis de licenciatura en el área de meteorología y ciencias atmosféricas. Sin embargo no existe un programa de maestría y/ o doctorado en meteorología. Sólo en muy pocas universidades y centros de investigación se imparten cursos de meteorología y afines, como son dinámica de fluidos, interacción oceáno/atmósfera, etcétera. Aunque no se tiene un posgrado específico en meteorología, sí se elaboran tesis en meteorología o ciencias atmosféricas. Desde un punto de vista teórico, la meteorología puede ser dividida en las siguientes ramas: meteorología dinámica, meteorología física y meteorología sinóptica. La meteorología dinámica estudia los movimientos y los procesos termodiná micos de la atmósfera, así como los mecanismos que generan los distintos fenómenos, tales como: el viento, la circulación, la verticidad, el transporte, etcétera. En esta rama de la meteorología se incluye el estudio de la formación de los huracanes, las tormentas extratropicales y otros. La meteorología física estudia los procesos físicos tales como calor, radiación, evaporación, condensación, precipitación, fenómenos ópticos, eléctricos y acústicos. En esta rama de la meteorología se incluye el estudio de fenómenos hermosos, tales como el arcoiris, coronas, halos o nubes noctilucentes.



La meteorología sinóptica estudia las variaciones día con día y los procesos atmos féricos con base en las observaciones de los parámetros atmosféricos en todo el mundo o sobre una región relativamente grande. Los meteorólogos sinópticos estudian la formación y el movimiento de distintos fenómenos dinámicos, tales como los tomados, las tormentas tropicales, los huracanes, los frentes y las tormentas extra.tropicales. A partir de estas observaciones y de la aplicación de distintos métodos empíricos, estadísticos, dinámicos y computacionales, se elaboran los mapas del estado de tiempo actual y del pronóstico meteorológico.

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Capítulo 1 Estructura y composición atmosférica

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COMPOSICIÓN Y ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA

Nuestro planeta está fonnado por la litosfera (tierra sólida: continentes, montañas); la hidrosfera (agua líquida: océanos, lagos, ríos, acuíferos); la criosfera (agua sólida: hielos, nieves); la biosfera (seres vivientes: flora y fauna) y la atmósfera (aire). La palabra atmósfera se deriva de las raíces griegas: atmós - vapor y spbair - esfera. Esta esfera de vapor está constituida por una mezcla de gases diferentes y partículas sólidas en suspensión, tales como polvos, sales, iones y hasta panículas nucleares en las regiones más alejadas de la superficie terrestre. La atmósfera se divide principalmente en cuatro regiones: la troposfera, la estratosfera, la mesosfera y la termosfera. La estructura vertical de estas capas ha sido observada utilizando radiosondeos, cohetes y satélites artificiales. La atmósfera rodea a nuestro planeta desde la super ficie terrestre hasta aproximadamente 900 km de altura. Tiene muchas funciones y propiedades, y sirve para proteger la flora y la fauna de las radiaciones de muy alta energía que serían mortales si llegaran directamente a la superficie terrestre. Tam bién contiene gases que son vitales para los procesos biológicos de los animales y plantas, tales como el oxígeno (OJ; el dióxido de carbono (C02); el ozono (OJ; y el vapor de agua
ORIGEN DE LA ATMÓSFERA

Algunos estudios en radioactividad de meteoritos y muestras de la Luna, sugieren que nuestro sistema solar tiene una edad aproximada de 4 600 millones de años. En este sistema solar, la evolución de la atmósfera terrestre parece ser la única, en donde se han combinado diferentes factores para la creación de la vida y en la que los procesos

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biológicos son una parte importante en la regulación de los distintos constituyentes atmosféricos. En la actualidad, no se tienen dudas sobre el efecto negativo que las desmedidas actividades antropogénicas rales como la industria y la quema de materiales fósiles, podrían ocasionar en el balance natural de la atmósfera y consecuentemente en la vida en la Tier.ra. Existen variadas teorías sobre el origen de la atmósfera y los océanos. La más aceptada propone que la Tierra, en sus principios, no tenía una atmósfera gaseosa. La Tierra era relativamente más pequeña que hoy y no tenía una gran fuerza de gravedad para retener los componentes gaseosos ligeros comunes en ese tiempo: hidrógeno (H), helio (He), etcétera. Conforme el tiempo pasó, la Tierra aumentó de tamaño y masa, pues tanto meteoritos como pequeños planetas chocaban con ella, aumentando consecuentemente su fuerza de gravedad y la capacidad de retener lo elementos gaseosos. Eventualmente, la Tierra fue suficientemente grande para retener una atmósfera. Los procesos de formación de la atmósfera terrestre aún no son totalmente enten didos y consecuentemente surgen muchas preguntas sin respuesta. De acuerdo con las teorías clásicas de la evolución de los planetas, los gases nobles helio (He) neón (Ne), argón (Ar) kriptón (K.r), y xenón (Xe) fueron los primeros gases que existieron, los cuales se condensaron y formaron la tierra sólida. Desde el punto de vista de la abundancia cósmica, estos gases deben haber estado presentes en abundantes concentraciones, aunque durante el proceso de condensación se perdió la mayor parte de estos gases primarios; una parte al espacio abierto y otra parte para formar gases secundarios, tales como el nitrógeno (N) dióxido de carbono y vapor de agua. Las distintas concentraciones de los gases nobles sugieren que la atmósfera terrestre es una atmósfera secundaria, de tal manera que los principales gases que la componen hoy en día fueron liberados desde el interior de la Tierra (véase figu.ra 1). Los gases nobles proporcionan una guía importante para el estudio del origen y la evolución de la atmósfera terrestre y también para ayudamos a entender los procesos iniciales en la formación del sistema solar. Algunos planetas grandes y masivos, como Júpiter, parece que han retenido su atmósfera primitiva debido a su considerable fuerza de atracción. Por el contrario, otros de menor tamaño, como Marte o Venus, han sufrido grandes transformaciones con el tiempo, pues su fuerza de gravedad, relativamente débil, sólo ha permitido conservar los gases más pesados. De tal mane.ra

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Panículas volcánicas (polvo, humos)

Lava

Cámara de magma Fipra 1. Esquema representativo del principal mecanismo terrestre por medio del cual b. atmósfera inició la concentración de gases y partículas, tales como el nitrógeno, el dióxido de carbono y el vapor de agua.

que la abundancia neta de estos gases inertes puede dar pistas sobre la historia de su atmósferas. El punto inicial en la evolución de la atmósfera muy probablemente fue uno con grandes cantidades de nitrógeno, vapor de agua y dióxido de carbono y con menores concentraciones de gases nobles (véase figura 2). Conforme la Tierra se fue enfriando, el vapor de agua se fue condensando y precipitándose para formar los oceános; mientras que la mayor parte del dióxido de carbono formó rocas liberando el nitrógeno para formar la atmósfera. El oxígeno es producido por la fotodisociación del vapor de agua (que a su vez proviene de los océanos). El vapor de agua disociado, también produce hidrógeno, el cual por su peso ligero puede escapar fácilmente del campo gravitacional de la Tierra y perderse en el espacio exterior. El oxígeno mo lecular {OJ por el contrario, de mayor peso, permanece atrapado por el campo

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Formación de la

atm6sfera terrestre Masa nebular de

g2.SCS primarios (muy calientes)

(He, Ne, Ar, Kr, Xe)

Aon6sfera pnmana

l

Mua sólida libera

gases secundarios

1

Enfriamiento y condensación FotodisocJci6n producci6o de oxígenr Pccosínresis. procesos biológicos

-(N, C01, vapor de �O}

Atm6sfera secundaria

{nubes y precipitacién agu:i líquida)

Océanos

(vapor de agua N,O,gases) - (N,0,01,H,0,0>, NzO, CH., H, He)

}

Atm6sfera aaual

Fig11ra 2. Esquema de los procesos de origen y form.aci6n de la acm6síera terrestre.

gravitacional y forma parte de los procesos de oxidación y de los procesos biológicos, tales como la respiración (consumo de OJ y la fotosíntesis (generación de OJ en la superficie terrestre. El nitrógeno, por el contrario, proviene del interior de la Tierra, principalmente a través de las erupciones volcánicas. En los niveles atmosféricos superiores, la concentración de los gases menos pesados, tales como el helio y el hidrógeno, se hace más importante. El óxido nitroso (N20) y el metano (CHJ se originan de procesos orgánicos en la superficie terrestre. Los principales gases atmosféricos, tales como el nitrógeno, el oxígeno, el dióxido de carbono y el vapor de agua, están regulados mediante los ciclos físicoquímicos natu rales, fuertemente influenciados por los procesos biológicos. Al ir aumentando la concentración de oxígeno molecular en la atmósfera superior, ésta absorbe radiación solar de muy alta energía, produciendo ozono. Conforme la atmósfera fue evolucio nando, el oxígeno y el ozono aumentaron su concentración, pero también las distintas formas de vida evolucionaron. La atmósfera también ha influenciado la evolución de los continentes, pues ha sido un importante factor de erosión que ha moldeado la


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superficie de la Tierra a través de su historia. La atmósfera ha influido también de forma importante en la evolución de los océanos, a través de los procesos de evapo ., .' ración y precipnacion.

COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA

GENERALIDADES La composición de la atmósfera depende de la forma en que el planeta y su atmósfera se originaron de los procesos físicos, químicos y biológicos que continuamente modifican los gases que la componen, pues la concentración de algunos gases puede disminuir, mientras que la de otros puede aumentar. Esto sucede debido a fenómenos tales como las erupciones volcánicas que incrementan la concentración de gases en la atmósfera; mientras que las reacciones fotoquímicas entre la radiación solar y algunos gases, o simplemente el escape de los gases ligeros en el tope de la atmósfera, disminuyen las concentraciones de otros gases (véase figura 3). La composición química de la atmósfera empezó a ser estudiada en el siglo xvn por el químico francés Antoine Laurent Lavoisier (17431794), quien estableció la Ley de la conservación de la materia y descubrió la composición del aire y, por el químico sueco Karl Wilhelm Scheele (17421786), quien descubrió el oxígeno en la atmósfera. Ambos científicos demostraron, cada quien por su lado, que el aire está compuesto por una mezcla de gases con una proporción aproximada de 1/5 de oxígeno y 4/5 de nitrógeno. Posteriormente, otro; científicos como el químico español Maní D'Ardenya, los físicos ingleses lord Rayleigh y sir William Ramsay descubrieron otros gases, pudiéndose precisar con mayor exactitud la proporción de cada uno de ellos. Los primeros experimentos mostraron que la composición del aire seco y puro (es decir, sin vapor de agua, ni contaminantes) se mantiene constante y uniforme por abajo de los 80 km; es decir, la proporción relativa de cada componente varía uniformemente, esto significa que existe una considerable mezcla vertical, contrarrestando la tendencia natural de los componentes a sepa rarse debido al efecto gravitacional. Por arriba de los 80 km, los procesos de

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Fig11ra J Distribución vertical de los constituyentes en una atmósfera seca, desde la superficie hasta los 250 km de altitud. (Tornado de Air Force Geopbysics Researd: Direaorate, 1960. Handbook of Geophysics. New York, The Macmilla.n Co.)

mezcla en la atmósfera son muy pequeños, por lo que la difusión molecular domina en la distribución individual de los gases, de tal manera que los gases más pesados permanecen en niveles bajos, mientras que la concentración de gases ligeros tiende a ser más importante en niveles superiores. La atmósfera es una mezcla de tres tipos de consuruyentes gaseosos: a) Gases permanentes. Existen nitrógeno molecular (NJ y el oxígeno molecular {OJ, forman 99 % del volumen de la atmósfera. Estos gases son pasivos en los procesos meteorológicos, aunque el oxígeno puede reaccionar químicamente con otros componentes o con la radiación solar, pero siempre manteniendo su proporción permanentemente. Aunque estos dos gases son los de mayor concentración en la atmósfera y el oxígeno es particularmente importante en todos los procesos biológicos, ninguno de estos gases es significativamente importante en el estudio de los fenómenos meteorológicos y climáticos. 24 Copynghted material

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b) Gases¡ variables. Existen principalmente tres gases atmosféricos que tienen una .gran importancia en los distintos procesos meteorol6gicos: vapor de agua, dióxido de carbono y ozono. El vapor de agua �O), cuya principal fuente es el océanoy todos lQS grandes cuerpos de agua en la superficie terrestre, así como la flora y l� fauna, a través del proceso de evapotranspiración. La importancia de este gas radica en su relación directa con todos los procesos meteorol6gicos, con la absorción de radiación infrarroja y con el balance de calor en la atmósfera. La cantidad de vapor de agua varía considerablemente de región a región, dependiendo princi palmente de su cercanía a las zonas de mayor evaporación y donde la atmósfera tiene una mayor capacidad de retención de la humedad. Ya que toda el agua proviene de la superficie terrestre, la concentración de esta decrece rápidamente con la altura. A diferencia de los otros constituyentes, el �O puede cambiar de estado y convertirse de vapor a líquido, formando gotas de lluvia y precipitándose de regreso a la superficie terrestre, siendo ésta la principal causa por la que la concentración de vapor de agua disminuye drásticamente con la altura. El vapor de agua tiene una concentración máxima del orden de 4 % del volumen total de aire, cerca de la superficie de la Tierra, pero es prácticamente nulo por arriba de los 15 km. El dióxido de carbono (COJ también absorbe radiación infrarroja terrestre; su principal fu.ente es el océano que almacena una gran cantidad, se relaciona directamente con las principales actividades humanas, tales como la combustión de hidrocarburos por la industria y la respiración, así como con la flora en el proceso de la fotosíntesis. En el ciclo de carbono, el dióxido de carbono es el componente más importante debido a su estabilidad y a su distribución en los tres medios terrestres (aire, agua y sólido). El gas de co2 es continuamente transferido de la atmósfera a la biosfera por e} proceso de la .fotosíntesis y transferido a la atmósfera por medio de la oxigenaci6n de los compucstOS Y f6siles orgánicos Y por la respiración de los seres vivos. El co2 se comunica entre la atm6sfera y la hidrosfera por medio del intercambio molecular en la interfase maraire. La importancia del C02 en la concentración y composición de la atmósfera se hace evidente en: a) los distintos procesos de oxidación; b) su participación en la fotosíntesis; e) su alta solubilidad en los océanos y; d) su rápida difusión en la atmósfera, · El ozono (OJ es una molécula compuesta por tres átomos de oxígeno. El 03 se forma en la atro6sfera al disociarse el oxígeno molecular por la radiación ultravioleta

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en altitudes entre 20 y 70 km, con su máxima concentración en la vecindad de 20 a 30 km en la estratosfera, y está directamente relacionada con el aumento de la tempera tura en la estratopausa, a los 50 km de altura aproximadamente. La principal impor tancia de este constituyente radica en su función protectora de radiación solar ultravioleta. La concentración y existencia de estos gases variables depende fuertemente de los procesos térmicos y dinámicos de escala local, así como de las distintas activi dades humanas. e) Constituyentes no gaseosos. En la atmósfera también se encuentra un gran número de componentes no gaseosos conocidos como aerosoles, tales como las panículas volcánicas, polvos, humos, sales, etcétera (véase figura 4). Las concentra ciones de estos componentes pueden variar grandemente, como por ejemplo, cuando ocurre una erupción volcánica que cubre una gran extensión de la atmósfera o sobre las ciudades industriales en que se emiten distintos contaminantes. Todos estos constituyentes tienen un efecto importante en la composición atmosférica. Los aerosoles pueden ser sólidos o líquidos y son muy importantes en distintos procesos atmosféricos, tales como la formación de nubes, la precipitación, la visibili dad y el balance de calor. Las principales fuentes de emisión de aerosoles son las

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Panículas Aitken

Panículas gigantes

10

Logn

Fig,tra 4. Varuci6n en la altura de la concentraci6n de aerosoles: Aitken (10> 10'1 mm)¡ grandes (0.1. lmm) y gigantes (1 • 100mm). n es el número de partículas por cm>. [Adaptada de Handboole ofGeoplrJJics and Spec« Emnronment: Me Graw Hill Book and Co.]

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erupciones volcánicas, la erosión de la superficie terrestre, la contaminación industrial y la evaporación de los océanos que transporta sales a la atmósfera. En general, se considera que la atmósfera, compuesta de aire seco y limpio, tiene principalmente los siguientes elementos (véase cuadro 1.): nitrógeno (78.08 %), oxígeno (20.95 %), argón (0.93 %), dióxido de carbono {0.03 %) y gases neutros (0.01 %). Además, en condiciones normales, el aire contiene también otros componentes tales como agua (vapor, líquido, sólido), polvos, humos, granos de polen, contaminantes químicos, sales y distintos aerosoles que flotan o están suspendidos en la atmósfera. Estos materiales, que son altamente variables en tiempo y espacio, tienen una función muy importante en los procesos meteorológicos, particularmente el agua, los aerosoles y los contaminantes químicos, que son partículas higroscópicas y pueden servir como núcleos de condensación, en los que se aglomeran moléculas de vapor de agua para fonnar gotas y finalmente sistemas de nubes. CUADRO 1. LA COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA A NIVEL SUPERFICIAL (ADAPTADA DE HOU..AND,1978)

Coastinryente

Símbolo

Porcentaje

Tiempo de pemwienaa

Nitrógeno Oxígeno Arg6n Di6xido de carbono Neón Helio Metano Kriptón Hidrógeno Oxido nitroso Xen6n Monóxido de carbono Ozono Vapor de agua Clorofluorocarboaos

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ca, Kr Hz

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eso,

78 20.9 9 X 10·1 3 X 10º2 1 X 104 5 X 10·5 1.5x 1.1 X to·5 5 X 106 3 X lo6 8 X 10 26 X 10º7 1·3 X to·7

<4 1.3x10" 2.3x10" 50.

4 x 10' años 6 x 10' años Permaneate 10 años Permanente 2 x 106 años 105 5 años permanente 5 años 50 años permanente 0.5 años

variable variable 50 • 100 años

27 Copynghtod rnatoriat

lntroduoclón a la meteorología

La proporción de los gases de mayor concentración es controlada por la gravedad terrestre y se mantiene prácticamente constante hasta cerca de los 80 km de altura. Por el contrario, los gases variables, tales como C02, �O, 03 y el metano CH4, tie nen una proporción irregular y dependen principalmente de las influencias terrestre, oceánica, urbana y de la propia circulación atmosférica. Por ejemplo, el vapor de agua, que varía en tiempo y espacio, es un constituyente atmosférico vital para la vida. Los aerosoles, que son panículas suspendidas de polvo, sal, materia orgánica, humo, etcétera, están directamente relacionadas con la contaminación atmosférica. Todos estos constituyentes tienen un efecto importante en el campo de radiación solar y en · el balance de calor de la atmósfera, pues la radiación solar es absorbida por los mismos gases, y éstos calientan la atmósfera. VARIACIÓN EN LA ALTURA DE LA COMPOSICIÓN ATMOSFÉRICA

Si en efecto los planetas se formaron de la condensación de los gases nobles, en tonces la atmósfera primaria de cada planeta habría estado formada predominante mente de hidrógeno y helio, con cantidades relativamente pequeñas de otros gases, como amoniaco.NfL, monóxido de carbono, CO, CH.,, �O, 02, N2 y C02; de tal manera que los elementos más ligeros como el H y el He, tenderían a difundirse hacia los extremos superiores de la atmósfera y su permanencia dependería principalmente del tamaño y la masa de cada planeta. Es decir, la composición gaseosa de la atmósfera depende principalmente de la fuerza de gravedad del planeta, de tal manera que, mientras mayor sea la fuerza de gravedad, los gases ligeros serán retenidos más fácilmente, mientras que a menor fuerza de gravedad, sólo los elementos más pesados podrán ser retenidos en el campo gravitacional del planeta y formar la atmósfera. Este concepto está representado por la velocidad de escape (v), requerida por las moléculas para liberarse del efecto gravitacional del planeta. Esta velocidad de es cape se puede derivar de la fuerza de gravitación de Newton, F,:

Fg =

mMG

r2

= mg


Sergio Reyes Coca

y de la energía cinética (E) que tiene cada molécula: 1 2 Ec = -mve 2

donde M es la masa de la Tierra; mes la masa de la molécula; res la distancia entre • los centros de masas de la Tierra y la molécula (aproximadamente el radio terrestre); G ( • 6.668 x 1011 Nm'kg") es la constante de gravitación universal. Entonces, recordando que la energía cinética es igual a la fuerza por la distancia, se tendrá que:

1 2 de tal manera que la velocidad de escape será:

mMG r

-mv/=F0r= ---

v.=�= �2gr En general, la atmósfera terrestre se encuentra en un estado de balance hidrostático, de tal manera que las componentes atmosféricas más abundantes, tales como el N2 y 02 tienen una variación exponencial en función de la altura y la temperatura (véase capítulo 3). Por el contrario, los gases de menor concentraci6n proporcional, tales como el C02, 8i0, O) y CH4, dependerán de las fuentes que los producen y de los procesos dinámicos y termodinámicos de la atmósfera, en consecuencia, su distribución vertical será muy variable. Por otro lado, estos gases absorben una gran cantidad de radiación solar y terrestre, por lo que la distribución vertical de la temperatura y el balance de calor dependerá de la concentración de los mismos constituyentes atmosféricos. En el cuadro 2 se muestra la velocidad de escape aproximada de cada planeta. El vapor de agua y el ozono son quizás los componentes que más sufren varia ciones con la altura. Ambos son muy importantes en la absorción de radiación terrestre y solar, respectivamente, y contribuyen al balance de energía en el sistema terrestre (véase capítulo 2). El vapor de agua tiene un rango de variación entre 2% y 4% del volumen del aire cerca de la superficie terrestre, disminuyendo rápida mente con la altura por los procesos de precipitación y evaporación y por la fotodisociación causada por la radiación solar, formando oxígeno, de tal manera



J

CUADRO 2. CONSTANTES FlsICAS Y VELOCIDAD DE ESCAPE 0/ EN LOS PLANETAS DEL SISTEMA SOLAR y EN EL SArsurs NATURAL DE LA TIERRA

Planeta

(102 kg.)

Radio (km)

Gravedad (m sJ)

(kur•)

0.0736 0.3244 4.8612 5.9750 0.6453 1902.1 569.41 86.876 103.12

1,738 2,484 6,198 6,370 3,312 69,878 57,521 23,696 22,295

1.67 3.5 8.42 9.8 3.91 25.92 12.07 10.7 13.81

2.4 4.3 10.4 11.3 5.1 60.1 36.7 22.5 24.8

0.1971

2,866

1.6

3.0

Masa 4

Luna Mercurio Venus Tierra Marte

Júpiter Saturno

Urano Neptuno Plutón

Ve

que a una altura de 15 km (sobre los trópicos) o de 9 km (sobre los polos) la atmósfera es prácticamente seca. Los procesos dinámicos tales como los movi mientos convectivos, la convergencia de las masas de aire o la misma turbulencia atmosférica, transportan verticalmente grandes cantidades de vapor de agua, generán dose los procesos de formación de nubes, evaporación y precipitación, dentro de los límites de la troposfera (ver capítulo 4).

VARIABLES ATMOSFÉRICAS

El estado físico y químico de la atmósfera puede ser parcialmente descrito por medio de las siguientes variables: temperatura (T), presión (P), densidad (r), y viento (v). Los tres primeros parámetros son cantidades escalares, mientras que el viento es una cantidad vectorial con componentes en las direcciones horizontal (u,v) y vertical (w). Durante las últimas décadas se han dedicado gran cantidad de recursos a la observación y medición de estas variables; los métodos van desde la simple observación visual

30 Ccpynqbted material

Sergio Reyes Coca

con instrumentos mecánicos en la superficie terrestre; y sensores instalados en globos de sondeo, que alcanzan grandes alturas y transmiten los datos a receptores en la superficie terrestre hasta los sensores remotos instalados en los satélites meteorológicos. Algunos métodos pueden medir directamente la temperatura, otros la densidad, y otros, la presión atmosférica y el viento. En el pasado se hicieron muchos esfuerzos indirectos para obtener información de las zonas atmosféricas más inaccesibles, tales como la mesosfera y la termosfera. En la actualidad se utilizan métodos directos, tales como los cohetes. La existencia de estos vehículos notables no significa que las propiedades atmosféricas se puedan estudiar fácilmente y sin errores. Una dificultad fundamental es aquélla en que el aire, a grandes altitudes, es extremadamente tenue y el tiempo disponible para una medición es muy breve; por ejemplo, la densidad del aire a una altura de 100 km es sólo del orden de una millonésima parte de la densidad del aire en la superficie del suelo (véase cuadro 4), disponiéndose solamente de unos cuantos minutos para hacer todas las mediciones, pues los cohetes están en continuo movimiento, además de que éstos tienden a liberar gases en forma continua, pues es el mecanismo que los mueve. En la práctica se hacen muy pocas observaciones por medio de cohetes con fines científicos, Por otro lado, los satélites artificiales están teniendo un rápido progreso en el campo de la investigación científica. El objetivo de este esfuerzo científico y tecnológico se centra en el estudio de la estructura temporal y espacial de las variables atmosféricas, pues con ello se pueden entender mejor los distintos fenómenos dinámicos y termodinámicos de la atmósfera, tales como el transporte de calor, de energía y de masa, así como las variaciones espaciotemporales de los mismos. Prácticamente todos los fenómenos meteorológicos que se discuten en este libro ocurren entre la superficie y los primeros 15 kilómetros de altura, en donde se encuentra cerca de 80 % de la masa de la atmósfera. Como se ha dicho, el total de la atmósfera está contenida en sólo unos cuantos cientos de kiló metros, por lo que, comparada con el radio terrestre de cerca de 6 371 kilómetros, se le puede considerar como una delgada capa de aire que envuelve a la Tierra. Para fines prácticos, se puede considerar que el aire se comporta como un gas ideal y que además la atmósfera (por debajo de los 80 km), está en balance hidrostático, pues a primera aproximación el peso del aire está en equilibrio con las fuerzas de

31 Copyrigtitod matorral


flotabilidad, de tal manera que es posible usar la ecuación de estado y la ecuación hidrostática para describir la estructura vertical de la atmósfera (véase capítulo 3). PRESIÓN

La presión (P) de un fluido se define como la fuerza (F), por área (A), que ejerce el fluido en cualquier dirección; es decir, P • F/A. La presión sólo depende del movimiento molecular de los componentes del fluido y éstos de la temperatura (.T), y de la densidad (p) del mismo. La presión puede ser estudiada desde el punto de vista microscópico (como un gas, formado por moléculas) o desde el punto de vista macroscópico (como fluido, formado por elementos de volumen o parcelas de fluido). En este libro nos concentraremos en el carácter de la presión como un fluido, por ser la forma más común de entender los fenómenos meteorológicos. La presión atmosfé rica se puede expresar en unidades de milibares, donde un milibar se define como la fuerza de 1 000 dinas por centímetro cuadrado; a su vez una dina se define como la fuerza necesaria para acelerar un gramo de masa a una razón de un centímetro por segundo cuadrado (1 dina 1 gm cm s·2). En 1644, el matemático y físico italiano Evangelista Torriceli (16081647), discípulo de Galileo, inventó el barómetro de mercurio y analizó los efectos de la presión atmosférica sobre los cuerpos en la superficie terrestre. Demostró, mediante un experimento, que la fuerza ejercida por la atmósfera al nivel del mar, es equivalente al peso que tiene una columna de mercurio de casi 30 pulgadas de altura (véase figura 5). Este método de medir la presión atmosférica aún se continúa usando y es muy útil en la calibración de barómetros electrónicos. Por convención internacional, una atmósfera estándar se define como la presión que soporta una columna de mercurio de 760 mm (o 29.92 pulgadas) de altura. Esta presión es equivalente a 1013 milibares. Aunque para propósitos prácticos, normalmente se dice que una atmósfera equivale a 1 000 milibares. El físico y matemático francés Blaise Pascal (16231662) demostró que "la presión ejercida sobre una parte de la superficie de un fluido se transmite con igual intensidad a toda la masa y en todas las direcciones del fluido". Aunque los seres humanos no estamos conscientes del peso atmosférico que diariamente soportamos sobre nuestras cabezas, es claro que este peso no es despreciable. T Ómese por ejemplo el área del

32 Ccpyriqr-ted matorral

Sergio Reyes Coca

techo de una casa de 100 metros cuadrados, entonces, si la atmósfera ejerce una presión de 1000 milibares (o lOS newtons por metro cuadrado) para todo el techo, será equivalente a una fuerza de 105 Nm·2 x 102 m2 o de 107 newtons, que son equivalentes a un peso total de 10 000 toneladas. Éste es un peso enorme, que diñcilmente un techo común y corriente soportaría; sin embargo, dentro de la casa también hay aire que, de acuerdo con el principio de Pascal, está exactamente a la misma presión atmosférica, por lo que el techo "siente" la misma fuerza hacia arriba que hacia abajo. Si se pudiera hacer el vacío dentro de esa casa, con un techo � . . 100 metros cuadrados, el peso de la atmósfera la aplastaría completamente; o por el contrario, si externamente se redujera la presión atmosférica, entonces la casa explotarla; éste es el caso cuando se aproxima un tomado (con presión atmosférica baja) a una casa que se encuentra con las puertas y ventanas cerradas (véase capítulo 6). En meteorología, la presión registrada en un observatorio localizado a cualquier altitud sobre el nivel del mar, se llama presión actual, pero para que ésta pueda ser utilizada con fines prácticos, se le debe reducir al nivel del mar, por lo que al corregirse se le denomina presión atmosférica a nivel del mar; esto se hace en todos los observa torios meteorológicos afiliados a la Organización Meteorológica Mundial, OMM, Vacío 76cm..

l

lAtmlOPA Presión atmosférica

Ocm

de mercurio

Fig11ra 5. Experimento de Torricelli, con el que se puede medir la presión atmosférica. El peso de una columna de mercurio de 76 cm, dentro de un tubo vado, es equivalente a la presión que ejerce la atmósfera sobre un recipiente abierto. Una atmósfera 760 mm Hg 1013 mb • 10) Nm.z 10) Pa 10' diaa cm'.



con el objeto de tener una referencia estándar para los boletines del estado del tiempo y para la formación de los bancos de datos meteorológicos. La presión atmosférica en una localidad fija, varía continuamente, dependiendo de múltiples factores: paso de masas de aire, cambios de temperatura, nubosidad, calentamiento, movimiento de rotación terrestre, fenómenos atmosféricos, etcétera. Cuando estos cambios de presión presentan una oscilación definida y regular, entonces se dice que se tienen mareas atmosféricas. En oceanografía, los principales mecanismos generadores de los ciclos de marea son de origen gravitatorio entre las masas de agua, la Luna, la Tierra y el Sol. Por el contrario, en meteorología, los principales mecanismos generadores son de origen térmico y están relacionados directamente con el calentamiento debido al Sol y al movimiento de rotación terrestre. Cada estación de observación muestra caraaerísticas propias en el comportamiento temporal de la presión y éstas pueden ser variaciones diurnas, estacionales o variables, dependiendo de los distintos fenómenos meteoroló gicos o climatológicos a que está expuesto cada observatorio. Las variaciones estacionales dependen fuertemente de la latitud donde se localiza el observatorio, pues las masas de aire y la circulación atmosférica influyen de distinta manera a lo largo del año. Se puede observar que el rango de variación diurna de la presión no es el mismo para todos los observatorios, si.no que depende fuertemente de la latitud. En los trópicos el efecto del calentamiento solar es más intenso, mientras que en latitudes medias y altas el efecto del calentamiento es relativamente débil, como se indica en cuadro 3. CUADRO 3. RANGO DE VARIACIÓN DIURNA DE LA PRESIÓN ATMOSF{RICA (.6.P) EN FUNCIÓN DE LA LATITUD.

Latitud (]'

.6.P 3mb

'3(/'

2.Smb

45º

1.2mb

f:IJ"

OAmb

mayores

�0.2 mb

34 Copyrigt>tod matona!

Sergio Reyes Coca

Por otro lado, la altitud también juega un papel importante en la variación diurna de la presión; mientras que en los observatorios al nivel del mar el rango es relativamente amplio, donde claramente se nota la diferencia entre los máximos y los mínimos, en los observatorios de alta montaña, el rango de variación diurna es mucho más pequeño. Para observatorios al nivel del mar, la presión atmosférica tiene una marcada variación semidiuma (12 horas}, con dos máximos alrededor de las 10:00 horas y 22:00 horas, y con dos mínimos alrededor de las 4:00 horas y de las 16:00 horas, aunque se debe notar que estos valores dependen principalmente de la latitud del observatorio. La variación semidiuma es probablemente causada por la influencia térmica del Sol y los consecuentes efectos en la temperatura y la densidad del aire; también se puede sumar el efecto de la influencia de los rayos ultravioleta en la capa de ozono, que al aumentar la destrucción de esa molécula durante las horas del día (de 10 :00 horas a las 16:00 horas), coincide con el aumento de la temperatura, con la disminución de la densidad y con la expansión de la atmósfera, generándose una considerable disminución en la superficie terrestre. Mientras tanto en el lado oscuro de la Tierra (de 22:00 horas a las 4:00 horas), la falta de radiación solar da lugar a una relativa compresión de la atmósfera al aumentar la presión (véase figura 6). También se puede observar una variación estacional en el valor medio de la presión atmosférica, la cual está relacionada con el cambio en el ángulo de incidencia de los rayos solares y los fenómenos climáticos asociados, donde se observa una variación estacional en las fluctuaciones de corto periodo (del orden de 3 a 10 días), la cual a su vez está relacionada a la predominancia de distintos fenómenos meteorológicos entre invierno y verano, como es el caso de la presión atmosférica en la ciudad de Ensenada, B.C., donde durante el invierno, las tormentas extratropicales afectan la región, mientras que durante el verano, el giro anticiclónico de alta presión se desplaza hacia el norte, favoreciendo una disminución en la presión media estacional y en la variabilidad diaria (véase figura 7). En términos generales, el calentamiento de la superficie terrestre genera una presión baja en la región ecuatorial y una presión alta en los polos, de tal manera que hay un gradiente de presión de los polos al ecuador, generando una fuerza resultante que favorece una zona de convergencia en el ecuador y una zona de divergencia en los


ln1roducción a la meteorología

1015 Singapur 1014

1 =

1013

•O

·¡¡;

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Q.,

1012

Washington

1011

o

1

5

•

1

10

15

•

20

Horas

Fipra 6. Patrones climatol6gicos de la variación diurna de la presión atmosférica superficial pan distintas latitudes: Municb {48°N), Sonnblic.b (SO°N), Singapur (1 ºN), Washington {S4°N), En.sen� (31 ºN). Nótese que b. amplitud de la onda semidiurna es proporcional al inverso de la latitud; es decir, a mayor latitud, la amplitud disminuye. Los datos de los primeros cuatro sitios fueron tomados de R.W. Pairbridge, 1967; los datos de Ensena.da fueron tomados de los archivos del Grupo de Meteorología del CJCESE, Ensenada, México.

polos. Ciertamente, de acuerdo con el patrón de circulaci6n atmosférica superficial, se genera presión baja en las regiones de convergencia, y presión alta en las regiones de divergencia. Por el contrario, en la atmósfera superior, la presión es alta sobre el ecuador y baja sobre los polos. Por supuesto, el movimiento de la rotación terrestre y las diferencias entre los continentes y los océanos, impiden que se presente una sola celda de convección del ecuador a los polos, lo cual da lugar a tres celdas de circulación meridional, como se verá en el capítulo 8. Las variaciones de la presión atmosférica en la superficie terrestre son registradas continuamente alrededor del mundo y con ellas se forman distintos mapas o cartas meteorológicas que se usan para estudiar el estado del tiempo y preparar los conocidos pronósticos meteorológicos (véase figura 8).

36 Ccpynqr-ted matorral

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1020 1018

! d

�9�

...

Año climatológico

1016 1014

V

�

1012 1010 1008

o

80

100

180

200

280

300

350

400

Oía juliano Fig11r11 7. Variación estacional de la presión superficial en Ensenada, B.C. (periodo de 1980 a 1994). Nótese que durante los meses de invierno, cuando la presión es relativamente mayor, la variabilidad es también alta, coincidente con el paso de las tormentas enratropicales; mientras que durante los meses de verano, cuando la presión es relativamente menor, la variabilidad es también pequeña, coincidente con la sequía estival, caraauística del clima mediterráneo de la región.

DENSIDAD

La densidad (p) de un fluido homogéneo se define como la masa (M), dividida por el volumen M que ocupa. La densidad depende de muchos factores tales como la temperatura y la presión a que está sometido el fluido. En los líquidos, la densidad varía muy poco en amplios límites de presión y temperatura, pudiéndose tratar como constante a primera aproximación. En cambio la densidad en un gas es muy sensible a los cambios de temperatura y de presión. En el caso del aire en la atmósfera, éste es atraído por la fuerza de gravedad terrestre, comprimiéndolo y haciéndolo más denso conforme más profunda es la atmósfera; por lo que la mayor parte de la masa atmosférica está concentrada en los primeros kilómetros sobre la superficie terrestre. Cerca de la mitad de la masa de la atmósfera está por abajo de los 5 kilómetros, mientras que la atmósfera superior es muy ligera con una densidad muy baja, como se muestra en el cuadro 4.

37 Copyrigt>tod rnatortat


Fipra 8. Mapa meteorológico representando el anilisis del estado del tiempo superficial sobre el océano Pacifico, para las 12 GTM, durante el día 25 de marzo de 1992. El símbolo "B", significa sistema de presión baja; •A" significa presión alta; los frentes meteorológicos se reconocen por las líneas sólidas con triángulos (frente frío) y con semicírculos (frente cllido); los vientos CSt� representados por las pequeñas barras casi paralelas a las isolíneas de la presión (isobaras).

En la atmósfera baja (en la troposfera y en la estratosfera), por abajo de los 50 km, tanto la temperatura como la presión se miden rutinariamente por medio de globos de radiosondeo, por lo que la densidad puede ser derivada a partir de la ecuación de estado (véase capítulo 3). En la atmósfera alta (en la mesosfera y en la termosfera), por arriba de los 50 km, las observaciones de los parámetros atmosféricos no se hacen tan frecuentemente y se tienen que emplear otros métodos, como cohetes, por lo que los datos de temperatura no son tan confiables. A estas alturas, las observaciones directas de la presión y la densidad del aire se toman como base para derivar el campo de temperatura, usando la ecuación de estado y la ecuación de balance hidrostático. Con estos resultados experimentales se puede determinar la atmósfera estándar, cuyas principales variables son graficadas en la figura 9. La composición de la atmósfera cambia drásticamente por arriba de


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CUADRO 4. ALTITUD Y DENSIDAD CORRESPONDIENTE A LA PRESIÓN ATMOSFtRICA (REPRODUCIDA DE GRIMMINGER G.,1948: ANALYS/S OF TEMPERA7VRE, PRESSURE AND DENS11Y OF THE ATMOSPHERE EXTEND!NG 70 EXTREME AL 7TIVDES. THE RANo CORPORATION).

Razón de

Altitud

Densidad

presión

(KM)

(part/cml)

o

2.6 X 1019 3.6 X 1011 3.4 X 1017 2.1 X 1016 2.7 X 1015 2.7 X 1014 2.0 X 101) 1.4 X 1012 1.0 X 1011 7.5 X 10' 5.4 X 101 3.0 X 107 3.0 X 10" 3.0 X 105 4.0x 104 3.0 X lQl 3.0 X 102 3x10 18

Pz/Po 1 101 102 10l 10"4 10s 104 101 10'8 10' 1010 1011 1012 10n 101• 101s 1()16 1011 6 X 1011

16 31 50 73 91 114 150 198 270 392 725 1 180 1700 2 300 3 000 4 000 19 000 70 000

los 80 km, de tal manera que el peso molecular (m) difiere de su valor en la superficie (IDo - 28.966 kg mol:') y ya que el cociente T/m, puede ser calculado más exactamente que la temperatura o el peso molecular independientemente, entonces se define la temperatura molecular como Tm - (m I aj T. Nótese que la estruaura y composición de la atmósfera por arriba de los 80 km es muy incierta, por lo que aún se deben refinar más los métodos observacionales.

39 Copyr rghted rnatorlat

Introducción a ta meteorología

j

-l 8

�

Flg,,ra 9. Oistribuci6n de la densidad (r), presión (P), peso molecular (m), temperatura molecular (T.) y temperatura (1), desde la superficie hasta una altura de 700 km. (Modificada de Craig, 1965).

TEMPERATURA

Como se sabe, toda la materia está compuesta de átomos y moléculas que están en movimiento permanente. El estado de la materia (sólido, líquido o gas) dependerá de las características propias de la vibración molecular, es decir, si la energía cinética de las panículas aumenta o disminuye, entonces la temperatura del cuerpo (sólido) o fluido (líquido o gas) también aumenta o disminuye, respectivamente. Similarmente, cuando un cuerpo o fluido se calienta o se enfría, su energía cinética y su temperatura también se incrementa o disminuye, respectivamente. La sensación de calor o frío es quizás la que nos representa más fácilmente el concepto macroscópico de temperatura. Pero la temperatura de un fluido también se puede relacionar con el concepto microscópico del movimiento de las moléculas que componen el fluido. Es decir, mientras mayor sea la energía cinética promedio de las moléculas, mayor será la temperatura del fluido; en otras palabras, la temperatura es proporcional al calor contenido en un cuerpo.

40 Copyrigrted material

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La temperatura puede ser medida en cualquiera de las siguientes escalas: centígrado

(ºC), Fahrenheit (ºF), Kelvin (ºK) o Reaumur (ºR). La escala centígrado está basada en los puntos de fusión (OºC) y de ebullición (100°C) del agua destilada a una atmósfera de presión. La escala Fahrenheit está basada en el punto de fusión de una solución saturada de sal (OºF) y de ebullición del agua (212°F). El factor de conversión entre ambas escalas es: ºC = (ºF-32) S

9

I

o

9 5

ºF =-ºC+32

La escala Reaumur está basada en los puntos de fusión del agua (OºR) y de ebullición del agua (80ºR). En la escala Kelvin, o escala absoluta de temperatura, el punto de fusión del agua corresponde a 273.16ºK (OºC) y el punto de ebullición del agua corresponde a 373.16°K (100ºC). El factor de conversión con la escala centígrado es: ºC =ºK-273.16 Los grados absolutos (o Kelvin) tienen un intervalo igual al de los grados centí grados. La temperatura absoluta también se conoce como la temperatura termodiná mica, y la temperatura de 273.16°K se define para el "punto triple del agua"; es decir, la temperatura en que pueden coexistir simultáneamente las tres fases del agua: sólido, líquido y gas. Las escalas de grados centígrados y Fahrenheit son muy usadas para describir los fenómenos meteorológicos y en general para usos comerciales; mientras que la escala de grados Kelvin se usa principalmente en las ciencias exactas (física, química) y espaciales (astronomía). La escala de grados reaumur es prácticamente desconocida en la actualidad. En condiciones normales, la temperatura, a diferencia de la presión, puede variar mucho en distancias muy pequeñas. Por ejemplo, la temperatura puede ser muy distinta cerca del suelo y tan sólo a unos cuantos metros de altura, los efectos térmicos {calentamiento radiativo) y dinámicos (viento) pueden hacer que la temperatura



tenga valores muy distintos. Por tal razón, es muy importante tener una metodología estándar para hacer las observaciones rutinarias, de tal manera que éstas se puedan usar para derivar el estado del tiempo. Similarmente a la presión atmosférica las variaciones de la temperatura también son características para cada región y tiempo. El mayor calentamiento radiativo sobre las regiones ecuatoriales hace que ahí se encuentren altas temperaturas a lo largo del año, mientras que las latitudes medias y los polos se caracterizan por bajas temperaturas durante el invierno y relativamente altas temperaturas durante el verano. El campo de temperatura también depende de la circulación atmosférica y oceánica, así como de la altitud. A diferencia de la presión atmosférica, la temperatura sólo muestra una variación diurna, relacionada directamente con el calentamiento del Sol y con el movi miento de rotación terrestre. Además, el movimiento de traslación de la Tierra alrededor del Sol propicia considerables diferencias en la temperatura observada entre invierno y verano, principalmente para las regiones de latitudes medias y altas en que los cam bios estacionales son muy importantes. Por el contrario, las regiones tropicales son permanentemente afectadas por la radiación solar y los cambios estacionales de la temperatura no son tan grandes (véase figura 10). Las áreas de presión alta están asociadas al descenso de grandes masas de aire que dan como resultado el calentamiento del aire y la formación de masas de aire muy secas; por el contrario, las áreas de presión baja están asociadas a movimiento ascendente de las masas de aire -el cual se enfría por expansión, y a la formación de sistemas de nubes. La disminución de la temperatura con la altura está entre los 6.5°C y los 10°C por cada kilómetro) pero este valor no es constante, ya que depende fuertemente de las condiciones superficiales, la geografía y las condiciones atmosféricas (véase capítulo 3).

EsTRUCTURA VERTICAL DE LA ATMÓSFERA

La variación de la temperatura del aire con la altura es un factor muy importante para

el estudio y pronóstico del estado del tiempo. Como se verá en el capítulo 2, la variación de la temperatura en la vertical es una consecuencia de la absorción de radiación (solar y terrestre) por la atmósfera. Las capas más altas de la atmósfera


Sergio Reyes Coca

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15 10

5

o 5 Figln'a 10. Patrones climatológicos de la vsriscién estacional de la temperatura superficial del aire para distintas latitudes y alturas: Uaupés, Brasil (Oº, 67ºW, 80 msnm}; Cristóbal, Pananú (9ºN, 79ºW, 10 msnm}; Manzanillo,Méx.ico (19°N, 104ºW,8 msn.m); Yuma, EUA (32ºN, 114ºW,40m.snm)¡ Cheyenne,EUA {41°N, 104 W, 2 000 msnm). Datos tomados de la Oficina Metcorol6gica de Gran Bretaña (1958).

( > 80 km), absorben radiación solar de muy baja frecuencia {alta energía) capaz de ionizar las moléculas de aire, formando la región conocida como la ionosfera, donde se reflejan las ondas de radiocomunicación; la radiación UV de menor energía, que no es absorbida por las moléculas de aire, logra penetrar a niveles intermedios {entre 30 y 50 km), siendo absorbida por el 03; por otro lado, en la baja atmósfera, es la radiación terrestre, en el infrarrojo (IR), la que fundamentalmente afecta a la temperatura. Si tomamos en cuenta la estructura vertical de la temperatura, la atmósfera se puede dividir en las siguientes capas o regiones atmosféricas: troposfera, estratosfera, mesosfera y termosfera (véase figura 11). La estructura vertical de la temperatura varía significativamente en tiempo y espacio. En la atmósfera tropical (30ºN 30º$) la troposfera es relativamente profunda, la tropopausa alcanza su máxima altitud y su mínima temperatura; conforme 43 CopyrigMed rnaterral


(km)

Exosíera

1,000+t Ionosfera T• ennosfera • • • • • •

••••••••

Mesosf

Estratosfera 10

• • ••

• • • • • • .... � M�usa -�r--

• • • • Estrato ausa

•• •

•••

Capa de ozono

•• • Tropopausa • •

•• •

Región de fenómenos metereológicos

-W

Fig,mt 11 • .Estructura vertical de la temperatura (línea punteada} en la at:m6sfera estándar. La troposfera (O·

15 km); la estratosfera (15 • 50 km); la me:sosfera {50 • 90 km) y la termosfera (desde los 90 km). Ver tato para mayor detalle.

la latitud aumenta, la altura de la tropopausa disminuye y la temperatura aumenta. La altura que alcanza la tropopausa está controlada principalmente por el contenido de calor en la troposfera, la que se expande al calentarse o se comprime al enfriarse, por lo que la tropopausa alcanzará una altura mayor en verano que en invierno. Ya que la temperatura aumenta por arriba de la tropopausa, para la misma altura ésta mayor sobre los polos que sobre el ecuador.

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TROPOSFERA

El término troposfera viene del griego tropos que significa girar, es decir, la capa que gira; esto es porque la troposfera es la región atmosférica caracterizada por movimientos convectivos y de mezcla. La troposfera contiene 75 % de la masa total

Ccpyriqr-ted matorral

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de la atmósfera, en ella se presentan los fenómenos meteorológicos y biológicos de mayor importancia para el ser humano. Tiene las siguientes características principales: a) la temperatura decrece con la altura a una razón del orden de 6.5°C/km en una atmósfera húmeda (trópicos) y a una razón del orden de lOºC/km en una atmósfera seca (desiertos); b) el viento aumenta con la altura, alcanzando valores máximos aproximadamente a los 10 km {200 mb), en las latitudes medias; y e) contiene virtual mente el total del vapor de agua atmosférico; a mayores alturas el vapor de agua es rápidamente disociado por la radiación solar. El límite superior se conoce como la tropopausa y puede presentarse como una inversión o una capa isotérmica, la que forma una barrera a todos los.procesos convectivos y de mezcla y que dan origen al tiempo meteorológico. La tropopausa es variable en tiempo y espacio observándose variaciones importantes de su altitud en latitud y estacionalmente. Por ejemplo en el ecuador, la temperatura al nivel de la tropopausa tiene un valor de cerca de80°C, mientras que en los polos la temperatura es de sólo 60°C; esto, aparentemente contradictorio, se explica por el hecho de que en el ecuador, la altura de la troposfera llega a unos 15 km, mientras que en los polos es del orden de 9 km. Algunas discontinuidades importantes se observan en la tropopausa en las regiones cercanas a las "corrientes de chorro" polar {60ºN) y subtropical (30°N) y en el ecuador (0°). Además se observan variaciones importantes entre verano e invierno.Tanto la altura como la temperatura observadas de la tropo pausa tienen su explicación en la radiación terrestre, y en los procesos termodinámicos y dinámicos de la atmósfera, los cuales serán discutidos en los capítulos 2, 3 y 4, respectivamente.

EsTRATOSFERA

La palabra estratosfera se deriva del vocablo en latín stratum que significa capa estratificada; en ella la temperatura aumenta uniformemente con la altura y no se observan procesos convectivos pues la estratosfera es altamente estable e inhibe la convección y la mezcla turbulenta de los constituyentes atmosféricos. Ésta se extiende desde la tropopausa hasta cerca de los 50 km en la región llamada estratopausa. Sus 45 Ccpyrigrted material


características principales son: a) en la baja estratosfera (hasta los 25 km) la temperatura aumenta gradualmente o se mantiene constante; arriba de este nivel la temperatura aumenta hasta alcanzar valores en el rango de 10 a 15°C; b) los vientos decrecen con la altura en la baja estratosfera, para después aumentar en la alta estratosfera, siendo principalmente vientos del este en verano y del oeste durante invierno, esto debido al cambio estacional de la circulación aonosférica; e) la estratosfera es muy seca sin nubes ni fenómenos meteorológicos; y d) contiene grandes concentraciones de ozono, constituyente vital para la vida en la Tierra, pues sirve como filtro de la radiación ultravioleta. La presencia del ozono, con una concentración máxima cercana a los 25 km, es la razón principal para explicar el aumento de la temperatura en la estratosfera. La absorción de la radiación ultravioleta por el ozono da lugar a un calentamiento de la atmósfera, que a su vez forma la estratosfera, donde las máximas temperaturas se observan a los SO km de altura.

MESOSFERA

La mesosfera, que se deriva del vocablo griego meso que significa media, ocurre arriba de la estratosfera hasta una altura de cerca de 80 km. La mesosfera se caracteriza por una disminución continua de la temperatura hasta un mínimo del orden de 90 ºC en la región conocida como la mesopausa. Es en esta región donde se observan las temperaturas más bajas de la atmósfera y se debe básicamente a la poca influencia tanto de la radiación solar como de la radiación terrestre. La circulación de los vientos de invierno aumenta con la altura a un valor máximo del orden de 300 km/hr, a una altura de 70 km. Las características principales son: a) se observan nubes noctilucentes a una altura aproximada de 80 100 km, principalmente en el hemisferio de verano; b) se observan grandes variaciones entre verano e invierno. La temperatura es mayor en invierno que en verano; y e) se observa una muy considerable variabilidad diaria y semanal en la estructura vertical de la temperatura.


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TERMOSFERA

En la termosfera la temperatura aumenta con la altura. En esta capa la densidad del aire es muy baja y está compuesta principalmente por moléculas de nitrógeno y oxígeno, predominando el oxígeno atómico por arriba de los 200 km (véase figura 12). En esta región la temperatura aumenta continuamente desde 90 ºC hasta los 1 200 ºC, esto debido principalmente a la capacidad del oxígeno atómico de ab sorber la radiación solar de alta energía (con longitud de onda menor de 0.2 µm). Por abajo de la termosfera, los gases ligeros no son tan importantes en cuanto al peso molecular del aire; sin embargo, en la termosfera la disociación del oxígeno y los procesos de difusión molecular hacen muy importante la presencia de los gases ligeros. Las principales características de esta capa son: a) se observa una gran disociación de los principales constituyentes, N2 y 02; b) el aumento continuo de la temperatura está asociado a la absorción de radiación electromagnética solar y a la disociación e ionización de los constituyentes atmosféricos, principalmente por el oxígeno atómico; e) la termosfera es principalmente calentada por la radiación ultravioleta de alta energía; y d) por arriba de los 200 km la atmósfera se hace casi isoterma durante la noche, cuando desaparece la radiación solar.

RESUMEN

En términos generales, la atmósfera está compuesta principalmente de nitrógeno (78.08 %) y oxígeno (20. 95 %). Además, en condiciones normales, el aire contiene también otros componentes tales como agua (vapor, líquido, sólido), dióxido de carbono, polvos, humos, granos de polen, contaminantes químicos, sales y distintos aerosoles que flotan o están suspendidos en la atmósfera. La atmósfera se puede dividir en varias capas en función de la estructura de la temperatura: la troposfera, la estratosfera, la mesosfera y la termosfera; la primer capa es la más importante para el clima y para la formación de los fenómenos meteorológicos que afectan la vida en el sistema terrestre; esta región es fuertemente afectada por los procesos terrestres tales como las explosiones volcánicas y la influencia del hombre. La



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Partes proporcionales FigNra 12. Concentraci6n proporcional de los principales constituyentes de la atmósfera en función de la altirud. En la baja atmósfera (hasta los 80 km), el nitrógeno molecular (NJ (79 %) y el oxígeno molecular (OJ

(20%), son los principales constituyentes; en la atmósfera superior {arriba de los 80 km), la concentración proporcional de los gases ligeros: O y N se hace más importante.

variación vertical de la temperatura se puede explicar tomando en cuenta la influencia terrestre, la radiación solar y la presencia de distintos gases atmosféricos. La relativa alta temperatura en los niveles superficiales de la troposfera se debe a la gran absorción de radiación solar visible por la superficie terrestre (océano y tierra); al disminuir la presión con la altura, permite que el aire se expanda, enfriándose y observándose una disminución de la temperatura hasta la tropopausa, aproximadamente a los 9 km de altura sobre los polos (T �60°C) y del orden de 15 km sobre los trópicos (T � 80ºC). El aumento de la temperatura arriba de la tropopausa, se puede explicar debido al incremento de la absorción de radiación ultravioleta solar por la capa de ozono en la estratosfera; la concentración de ozono disminuye rápidamente con la altura, lo cual permite también que la temperatura disminuya hasta una altura de cerca de 90 km, con temperaturasdel orden de90°C en la mesosfera. A mayores alturas, la temperatura aumenta de nuevo, como resultado de la mayor energía de la radiación 48 Copyrigtited material

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solar y de la ionización de las moléculas y átomos de oxígeno y nitrógeno en la ionosfera, en la región conocida como la termosfera, donde se alcanzan temperaturas del orden de 1 200°C. Debe tenerse en cuenta que las características de la atmósfera por arriba de la estratosfera ( > 50 km), son muy poco observadas, por lo que aún se desconoce mucho sobre la estructura vertical y su composición. Conforme más y mejores instrumentos de observación sean utilizados, el conocimiento de los niveles superiores de la atmósfera serán mejor comprendidos.


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Capítulo2 Radiación en la atmósfera

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RADIACIÓN EN LA ATMÓSFERA

La radiación puede ser definida como la emisión, propagación y absorción de la energía en forma de ondas electromagnéticas. El proceso de radiación se diferencia de las otras formas de energía convección y conducción, por el hecho de que éstas siempre necesitan un medio de transmisión, ya sea sólido, líquido o gaseoso, mientras que la radiación de energía también se puede presentar en el vacío. La radiación que llega del Sol a la Tierra es la fuente principal de energía para la generación de los fenómenos en la atmósfera, en los océanos y, en general, para la vida en la Tierra. Conforme el espectro total de radiación solar ultravioleta (uv), visible e infrarrojo, (IR) penetra la atmósfera, se va modificando, de tal manera que gran parte de la radiación UV e IR son absorbidas, mientras que principalmente es la radiación visible la que llega a la superficie terrestre. La atmósfera tiene un papel muy importante en el mantenimiento del balance entre la radiación solar que entra al sistema terrestre y la radiación que sale de la Tierra, manteniendo un promedio global de temperatura superficial del orden de lSºC. Si la Tierra no tuviera una atmósfera para absorber y distribuir el calor que nos llega del Sol, entonces gran parte de esa energía solar sería reflejada inmediatamente y la temperatura media sobre la superficie terrestre estaría por abajo de los OºC. Cuando la radiación solar llega a la superficie de la Tierra, es transformada en calor y en radiación infrarroja. Esta energía es absorbida por la atmósfera y emitida de nuevo al espacio. En el término de un año y a primera aproxi mación, el sistema terrestre devuelve exactamente la misma cantidad de energía que llega del SoL pues de otra manera la Tierra se calentarÍa (o se enfriaría) ilimitadamente, por lo que difícilmente se podría mantener la vida tal y como la conocemos actualmente. Las diferencias, en tiempo y espacio, del campo de radiación (solar y terrestre) y las características de la superficie terrestre, originan lo que se conoce como el clima. Aunado a esto, los distintos procesos dinámicos y termodinámicos entre la atmósfera, el océano y la tierra, finalmente darán origen a lo que se conoce como el estado del

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tiempo o estado meteorológico. Distintos factores, tales como la altitud, la latitud, la proximidad a los océanos, a los continentes y otros, tienen un efecto importante en el balance de radiación y en el control del clima y de la meteorología en cada región del mundo.

RADIACIÓN SOLAR

La principal fuente de calor que recibe la atmósfera proviene del Sol, el cual está continuamente radiando energía en forma de ondas electromagnéticas. La cantidad total de energía solar que llega a la Tierra depende de cuatro factores principales: 1) emisión de radiación solar; 2) distancia entre el Sol y la Tierra; 3) altitud del Sol y; 4) longitud del día.

EMISIÓN DE RADIACIÓN SOLAR

J

La temperatura en la fotosfera del Sol (T es de aproximadamente 5 785 ºK; por lo que si se considera al Sol como un cuerpo negro, éste emitirá radiación electro

magnética de acuerdo con la ley de StefanBoltzmann, derivada por los físicos austriacos Josef Stefan (1835 · 1893) y Ludwig Boltzmann (1844 · 1906), la cual esta· blece que la radiación total emitida por un cuerpo (s), es proporcional a la temperarura (T), elevada a la cuarta potencia:

E= E aT

(2.1)

dondes ... 5.669 x 10"8 Wm·2 ºK_. es la constante de StefanBoltzmann y ses la emisividad (para un cuerpo negro, 6 • 1, pero en general s � l); entonces, dada la temperatura de la fotosfera solar, E será 6.35 x 107 Wm·2• Esta radiación es emitida perpendicularmente a la superficie del Sol. Ya que el radio medio del Sol (RJ es de 6. 959 x 1os rn, con un área total (� = 41t�� de 6.1 x 1018 m2; entonces se tendrá que

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el Sol emite aproximadamente una cantidad total de radiación (E5

EAs) de 3.873 x

10 W. Aunque el valor de E5 da el total de energía radíativa emitida por el Sol, es interesante y necesario conocer la distribución espectral de esta radiación en función de la longitud de onda{}..), para lo cual se utiliza la ley de Planck, derivada por el físico alemán Max Planck. (1858 1947), que establece que el poder emisivo espectral (EA), de un cuerpo negro a cualquier longitud de onda y temperatura, está dado por la relación 26

E C1 5 " 'A. [exp(Cif'A.T)1]

(2.2)

donde E'A. está dada en unidades de Wm·2mm·1; el= 3.7427 X 101 wmm•m·2; C, = 1.4388 x 104 mmºK; A.está dada en (mm) y Tes la temperatura del cuerpo negro (ºK).

2500 Infrarrojo

2000 �

1e

1500

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1000

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500

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0.5

1.0

1.5

2.0

Longitud de onda Fig11ra 13. Espectro elecrromagnético solar en el tope de la atmósfera. La línea punteada se derivó de la ley de Planck, suponiendo una temperatura del Sol de 5 785 ºK; la linea continua se derivó de observaciones hechas con instrumentación a bordo de cohetes y satélites, fuera del sistema terrestre. Las unidades en el eje vertical son Wm.¿mm·1 y en el eje horizontal son mm (Adaptado de Iqbal, 1983).



En la figura 13 se muestra el espectro electromagnético de la energía radiada por un cuerpo negro a la temperatura de 5 785 ºK, derivada de la ley de Planck. También se muestra el valor promedio de la radiación solar medida en el tope superior de la atmósfera terrestre. La radiación electromagnética puede ser clasificada en términos de la longitud de onda, de la frecuencia o del número de onda. La frecuencia (v), se puede definir como

{2.3) donde e es la velocidad de propagación de la radiación electromagnética (e '"" 2. 998 x 101 ms", en el vacío). El número de onda (11), es el número de ondas por longitud unitaria, se define como

{2.4) Las unidades comunes de longitud de onda usadas para el estudio de la radiación, son: el micrómetro {1 mm 104 m) y el angstrom {1 A - 1010 m). El espectro electromagnético puede ser dividido en rayos r (1 < 2.4 x 106 mm), rayos X {2.4 x 1060.001 mm), ultravioleta (0.0010.39 mm), visible (0.390.77 mm), infrarrojo (0.77 1000 mm) y las ondas de radio (A. > 1000 mm). La radiación solar tiene un espectro de energía comprendido entre 0.1 y 4 mm; es decir, sólo comprende el visible y parte del ultravioleta y del infrarrojo. El espectro ultravioleta puede ser subdividido en tres bandas:

UV maximo UVlejano UVcercano rÓ»

(0.001 0.2 µm) (0.2 0.3 µm)

{0.3 0.39 µm)

El espectro visible puede ser subdividido en seis colores: Violeta

Am1 Verde

(0.39 0.455 µm) (0.455 0.492 µm) (0.492 0.577 µm)


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(0.577 0.597 µm) (0.597 0.622 µm) (0.622 0.77 µm)

Amarillo Naranja Rojo Y el espectro infrarrojo se puede subdividir en

(0.77 25 µm) (25 1000 µm)

IR.cercano IR.lejano

N ótese que en el espectro electromagnético de los rayos r y rayos X, se están considerando radiaciones extrasolares, así como en el espectro del infrarrojo se está considerando una banda mucho más amplia, en la que se incluye no solamente radiación solar, sino también radiación terrestre (véase la sección de Radiación terrestre). De la radiación solar, aproximadamente 8 % es ultravioleta (uv), 46 % es visible (VIS) y 46 % es infrarroja (IR).

�dia�ión terrruca 1

l

Luz visible

violeta

.u

rojo

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100

10

1

Figura 14. Espectro electromagnético de radiación en el rango de x < 10-> mm (rayos g y rayos X) basta>.. > 10> mm (microondas y ondas de radio). En este esquema se indica el rango de radiación térmica, el cual indica la región del espectro electromagnético que está relacionado con el calentamiento de la atm6sfera, asociado al efecto de invernadero.

57 Copynghtod rnatoriat

lntroducctón a la meteorología

De acuerdo con la ley de desplazamiento de Wien, derivada por el físico alemán Wilhelm Wien {1864 1928}, la longitud de onda de la emisión de radiación máxima, A.mu, es inversamente proporcional a la. temperatura absoluta del cuerpo radiante A.mu = afT (µm)

(2.5}

Con a 2 897 (mmºK}. Para una temperatura (T), de 5 785 ºK, la longitud de onda de máxima radiación solar será aproximadamente igual a 0.5 mm; es decir, dentro del visible, en la banda del color verde. En la figura 14 se presenta un esquema del espectro electromagnético, indicando la región del espectro de radiación termal que se refiere a la región del espectro electromagnético relacionado con el calentamiento· de la atmósfera, derivado del efecto de invernadero (véase capítulo 9). DISTANCIA ENTRE EL SOL Y LA TIERRA

La luz del día es el resultado de la radiación solar que ha viajado una distancia promedio de 1 unidad astronómica {1 UA l.496 x 10' km} del Sol a la Tierra. Debido a que la Tierra gira alrededor del Sol en una órbita elíptica con el Sol en uno de sus focos, entonces la distancia al Sol' varía continuamente, por lo que el flujo de radiación solar que incide sobre la Tierra también varía a lo largo de la órbita de traslación de la Tierra (véase figura 15). 20l2lman.o Equinoccio degnmaven

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Plano _)··· eclíptico ····

23 sept.

Equinoccio de 01oño 6•0 Figwra H. Movimiento de traslación de b Tierra alrededor del Sol. EL Sol se encuentra en uno

de la 6rbiu elíptica de la Tierra (modificado de Iqbal, 1983).

de los focos


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Las dos cantidades físicas que determinan la magnitud de la radiación solar a lo

largo del movimiento de traslación de la Tierra, son: a) el ángulo de inclinación solar y, b) la excentricidad de la órbita terrestre. Polo norte de .12 esfer.i celeste Tr.iyectoria aparente �I sol en el plano cdípcicg_

Fipra 16. Esfera celeste descrita por el movimiento aparente del Sol alrededor de la Tierra (Reproducida

de Iqbal, 1983).

a) El ángulo de inclinación solar (6), también conocido corno ángulo de declina ción solar y definido como el ángulo entre el plano ecuatorial de la Tierra y la línea que une el centro del Sol con el de la Tierra, es muy importante, pues sus variaciones estacionales permiten que haya regiones, como los polos, que pueden recibir una gran cantidad de radiación solar en ciertas épocas (verano) o prácticamente nada en otras (invierno). Como se sabe, la Tierra gira sobre su propio eje polar, el cual forma el ángulo de inclinación terrestre (6) con la normal al plano eclíptico, cuyo valor constante es de 23° 26' 59". Otra forma de definir el ángulo de inclinación solar es fijando la Tierra, suponiendo que es el Sol el que da vueltas alrededor de la Tierra; de tal manera que el Sol describirá una esfera celeste, como se observa en la figura 16. Los polos de esta esfera celeste coinciden con la extensión del eje polar terrestre; similarmente, el ecuador celeste también coincide con la extensión del plano ecuatorial terrestre. La intersección del plano ecuatorial con el plano de revolución del Sol aire-



dedor de la Tierra (es decir, el plano eclíptico) hace un ángulo de23° 26' 59,,. Por una pane, el movimiento de rotación terrestre da lugar a los cambios diurnos en la recepción de radiación solar; por otra parte, el movimiento de traslación terrestre, da lugar a los cambios estacionales en la recepción de radiación. Durante el movimiento diurno, se puede considerar constante el ángulo de inclinación solar; sin embargo, conforme la Tierra se traslada alrededor del Sol, el ángulo de inclinación solar irá variando como se observa en la figura 17.

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Día juliano

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Fipra 17. Variaci6n del ángulo de inclin2ci6n solar (6), a lo largo del año, mostrando los equinoccios de primavera y otoño (6 O) y los solsticios de verano (8 • + 23.5°) e invierno (6 · 23.5°).

Nótese que si el ángulo de inclinación terrestre fuese igual a cero (d, 0°), entonces también d sería cero y prácticamente no se observaría un cambio estacional en la Tierra, pues ambos hemisferios estarían siempre expuestos al mismo campo de radiación solar y el efecto debido a la distancia al Sol, sólo dependería de la excentricidad de la órbita terrestre. b) La segunda cantidad física es la excentricidad de la órbita de traslación de la Tierra alrededor del Sol (e), definida como la desviación de la órbita de un círculo.


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Entonces, un círculo tendrá excentricidad igual a cero; en este caso, un planeta con e O recibirá siempre la misma cantidad de radiación solar a lo largo de un año; mientras que un planeta como la Tierra, que gira alrededor del Sol en una órbita elíptica, con una excentricidad de e 0.0164, recibirá una cantidad variable de radiación a lo largo de un año. Por ejemplo, durante el verano del hemisferio norte, la Tierra se encuentra en su posición más alejada del Sol (afelio), a una distancia aproximada de 1.017 UA, por lo que recibe menos energía; por el contrario, durante el invierno del hemisferio norte, la Tierra estará en su posición más cercana al Sol (perihelio), a1una distancia aproximada de O. 983 UA , por lo que la Tierra recibirá una mayor cantidad de radiación solar. Como resultado de la excentricidad de la órbita, la Tierra recibe aproximadamente 6 % más de energía solar cuando se encuentra en el perihelio (noviembre, diciembre y enero) que cuando se localiza en el afelio (mayo, junio y julio). Cuando los rayos del Sol caen perpendicularmente en el trópico de Cáncer (latitud = 23° 27' N), entonces se inicia el verano en el hemisferio norte. Por el contrario, el verano en el hemisferio sur se inicia cuando los rayos del Sol forman un ángulo perpendicular con el trópico de Capricornio (latitud 23° 27' S). El perihelio se presenta el 3 de enero y el afelio el 4 de julio. La Tierra está localizada a su distancia media del Sol de 1 UA, aproximadamente los días 4 de abril y 5 de octubre, donde 6 O. Estas distancias, sin embargo, fluctúan en el término de muchos años, pues la Tierra está permanentemente influenciada por el efecto gravitacional de otros cuerpos celestes. Ésta es una de las posibles causas del cambio climático global, ya que el hemisferio norte tiene una mayor cobertura de tierra, siendo más sensitiva a pequeñas variaciones de temperatura. Estos conceptos se discutirán más ampliamente en el capítulo 9. Como consecuencia del ángulo de inclinación solar y de la excentricidad de la órbita terrestre, se tiene que la Tierra recibe mayor cantidad de radiación solar du rante el invierno que durante el verano del hemisferio norte, lo cual hace que haya una menor variación de calor entre el verano e invierno del hemisferio norte. Por el contrario, en el caso del hemisferio sur, la menor distancia entre la Tierra y el Sol ocurre en el verano; mientras que es en el invierno cuando más separados se encuentran, por lo que la diferencia entre verano e invierno en el hemisferio sur será mayor; es



decir, si sólo se tomara en cuenta este efecto, los inviernos del hemisferio sur serían más fríos que los del hemisferio norte, mientras que los veranos del hemisferio sur serían más cálidos que los del hemisferio norte. En teoría, esta diferencia podría producir un aumento en la temperatura efectiva de la superficie terrestre durante los meses de enero y febrero del orden de 4 ºC, en comparación con la de los meses de julio y agosto. Esto también podría provocar que los inviernos del hemisferio norte fuesen más cálidos que los del hemisferio sur. En la práctica, sin embargo, el efecto de continentalidad, y la circulación general de la atmósfera y del océano se sobreponen al forzamiento radiativo y se observa lo contrario, es decir, que los veranos del hemisferio norte son más cálidos que los del hemisferio sur y los inviernos del hemisferio norte son más fríos que los del hemisferio sur. ALTITUD DEL SOL

La altitud del Sol, es decir, el ángulo entre los rayos solares y el plano tangente a la

superficie terrestre, también tiene un efecto importante en la distribución de radiación solar incidente en la Tierra. Mientras más grande sea la altitud del Sol (es decir, mientras más se acerquen a la perpendicular los rayos del Sol}, mayor será la radiación solar recibida por unidad de área sobre la Tierra.. Como se puede observar en la figura 18, la variación horaria de la altitud del Sol, tiene un amplio rango durante el día, lo cual obviamente regulará la cantidad de radiación que cae en una determinada región

geográfica. Independientemente de la localización geográfica, se puede observar que el valor máximo de temperatura en el hemisferio norte se encuentra alrededor de los meses de julio y agosto, mientras que el valor mínimo está en enero y febrero. La variación anual de la temperatura está ciertamente relacionada con la altitud del Sol sobre cada uno de los sitios de observación, aunque se presenta un desfase del orden de un mes, el cual está asociado al tiempo que toma la Tierra en balancear el calor de entrada con el de salida. Para cualquier sitio sobre el ecuador (OºN) a las 12:00 del día, el Sol estará exactamente en el cenit los días 21 de marzo (inicio de primavera) y 21 de septiembre (inicio del otoño), mientras que los días 21 de junio (inicio del verano) y 21 de diciembre


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Hora del día Fig"'ª 18. Variación horaria del ángulo de altitud del Sol determinado para la ciudad de Ensenada, Baja California (Lat: 31 º). Cada curva corresponde al día en que se inicia la correspondiente estación, indicada en la parte superior. Las pequeñas curvas indican la hora en que sale y se mete el Sol, por ejemplo: el día 21/XII, el Sol sale a las 7:00 y se mete a las 17:00.

(inicio de invierno), el Sol se encontrará a 23.5° del cenit. En la ciudad de México, localizada en 23.5ºN, el día 21 de junio el Sol estará en el cenit (al inicio del periodo cálido), pero el 21 de diciembre el Sol se encontrará a 47° del cenit (al inicio del periodo invernal). Sobre Nueva York, localizado en 41 ºN, el Sol nunca alcanzará a estar sobre el cenit, sino que sólo podrá llegar a 17 .5 ° al principio del verano; mientras que durante el invierno, el Sol se encontrará haciendo un ángulo de 64 .5 ° con el cenit.

LONGITUD DEL DÍA

La longitud del día, es decir, el tiempo que está expuesta la faz de la Tierra a la radiación solar, también afecta la cantidad de energía solar
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combinación de estos factores (la emisión de radiación, el ángulo de inclinación solar, la excentricidad de la órbita de traslación terrestre, la altitud del Sol y la longitud del día con Sol) produce el patrón de radiación solar (o insolación), recibido en el tope de la atmósfera, mostrado en la figura 19. 1000

800 600 400 200

12

Fig,,ra 19. Variacion a inso n para t a Tierra, en e tope atmos era, en ci n e tu y del mes del año. Se pueden notar las grandes cantidades de radiación solar recibida en los polos durante los correspondientes veranos, cuando la duración del día es de 24 horas (Adaptada de Barry y Chorley, 1982).

CONSTANTE SOLAR

La constante solar (SJ es la cantidad total de radiación solar (incluidas todas las longitudes de onda del espectro solar) por unidad de área que incide en un plano normal a la dirección de los rayos solares en la parte externa de la atmósfera terrestre a la distancia media entre el Sol y la Tierra. La cantidad S0 se puede derivar teóricamente de los siguientes conceptos: ya que el Sol es prácticamente una esfera y la radiación solar es emitida perpendicularmente a su superficie en todas las direcciones, entonces, la energía radiante que nos llega del Sol disminuirá inversamente al área formada por una esfera de radio de 1 U.A., es decir:

So=

Es 41t( u.a.)2

3.873x1d6W :::: 7Wm_2 137 11 41t(1.496x10 mf

(2.6)

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Esta cantidad es simplemente la constante solar. Ahora, si multiplicamos esta cantidad por el área total del disco terrestre, ( A 1tR/) de 1.27 x 1014 m2, con el radio terrestre promedio, Rr- 6.367 x 106 m, que equivale a una cuarta parte del total de toda la superficie de la Tierra (véase figura 20), se obtiene que en el tope de la atmósfera se recibirá una cantidad de radiación dada por E,.- S01tR/ 1.748 x 1017 W. Que equivale aproximadamente a 4.5 x 10·9 del total de la energía emitida por el Sol.

Rayos solares

Fipra 20.

rea del disco terrestre que recibe directamente la radiaci6n solar en cualquier momento. Círculo concéntrico alrededor del Sol y a una distancia de 1 U.A.

La constante solar se ha medido con satélites y tiene un valor promedio anual del orden de 1370 Wm·2• Este valor de S0 fluctúa a través de los años y se ha observado que tiene una variación del orden de 0.5 % cuando existe mucha actividad solar, como por ejemplo en los ciclos de manchas solares. Desgraciadamente, estas variaciones son del orden del error de las mediciones y en consecuencia, no se pueden validar estadísticamente. Las manchas solares son regiones "oscuras" (representan áreas más frías) que pueden ser vistas desde la Tierra; su número y posición cambia de una manera regular conocida como el ciclo de manchas solares, con un periodo del orden de 11 años. La radiación solar en el espectro UV muestra una gran variabilidad, particularmente intensa, durante los máximos de manchas solares; mientras que la variabilidad disminuye durante los mínimos de manchas



solares. Aunque se podría pensar que estas variaciones en intensidad estuvieran relacionadas con la variabilidad climática observada en la Tierra, aún no se ha podido comprobar ninguna relación directa

RADIACIÓN TERRESTRE

Teóricamente, la Tierra se encuentra en estado de equilibrio térmico; esto es, a lo largo del tiempo, su temperatura no aumenta ni disminuye. Esto en la práctica no es necesariamente cierto y se puede notar claramente en el transcurso de varias decenas, cientos, miles o millones de años, como un cambio climático natural, o como se ha mencionado recientemente, que este equilibrio térmico, a cono plazo, puede estar variando por efecto de la contaminación del medio ambiente (véase capítulo 9). El balance térmico significa que la cantidad de energía radiada al espacio exterior es igual a la energía que entra al sistema terrestre. En la sección anterior se analizó la cantidad de radiación emitida por el Sol y la que es interceptada por la Tierra; en esta sección se discutirá la emisión de radiación por la Tierra, para lo cual se necesita conocer la temperatura de la superficie y su efecto en el calentamiento de la atmósfera.

TEMPERATURA EFECTIVA DE LA TIERRA

Como se vio en la sección anterior, la Tierra intercepta radiación solar�) a una razón dada por el producto del flujo solar (SJ y el área del disco terrestre (1tR/), equivalente a E, - 1.748 x 1017 W. Sin embargo, no toda la radiación interceptada por la Tierra es absorbida; una fracción de la energía incidente es reflejada de regreso al espacio, principalmente por las nubes{ 20%), por los constituyentes atmosféricos ( 6%) y por la superficie terrestre ( 4%), para un total aproximado de 30%. La fracción de energía reflejada (EJ se conoce como el albedo terrestre (a) la cual depende de la naturaleza de los gases atmosféricos, de las nubes y de la superficie terrestre. El valor promedio del albedo determinado por observaciones astronómicas


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es del orden de a 0.3. Entonces la energía solar absorbida por el sistema terrestre (atmósfera, hidrosfera, criosfera, litosfera y biosfera), E,., será; (2.7) Por otro lado, de acuerdo con la ley de StefanBoltzmann, la cantidad de energía terrestre radiada al espacio exterior por unidad de área y tiempo, es E crr; de tal manera que, para obtener el valor total de energía terrestre emitida al espacio (EJ se debe multiplicar por el área total de la Tierra (ejemplo el área de la esfera • 4nR,.2), obteniendo (2.8) Si ahora se iguala la energía absorbida con la energía emitida, suponiendo un equilibrio térmico perfecto, se obtiene:

(2.9) por lo que la temperatura en que se alcanza este equilibrio será:

(2.10)

La temperatura calculada de esta forma se conoce como la temperatura efectiva de la Tierra (T J la cual sólo depende de la distancia de la Tierra al Sol (por ejemplo de la constante solar) y el albedo. Esto se puede interpretar como si la Tierra, calentada por el Sol, adquiere una temperatura de 255°K (18°C). Si la Tierra no tuviese atmósfera, entonces la temperatura efectiva coincidiría con la temperatura de la superficie terrestre. A medida que la atmósfera se hace más y más densa, la temperatura de la superficie terrestre difiere más de la temperatura efectiva, pues los distintos componentes atmosféricos como el vapor de agua, el dióxido de carbono y otros gases denominados de invernadero, absorben intensamente esta radiación infrarroja, por lo que la atmósfera



será calentada y, a su ves, reemitirá radiación a la superficie terrestre, aumentando la temperatura de esta última a un valor aproximado de 288°K (15°C). Entonces, de acuerdo con la ley de Planck, la Tierra tendrá un espectro de radiación, principalmente en la región del infrarrojo entre los 3 y 50 mm (véase figura 21).

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10

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40

50

60

Longitud de onda (µm) Fig•ra 21. Espectro de rsdiacién terrestre: (a) temperatura de la superficie del suelo, T288°K (1s0q y; (b) temperatura efectiva de la Tierra, Te255°K (·18°C).

ALBEDO, REPLECTIVIDAD Y DISPERSIÓN

La palabra albedo se deriva de la raíz latina albu.s, que significa blanco; de tal manera

que el albedo de un cuerpo es su capacidad de reflejar la luz (o su reflectividad). La radiación solar que llega a la Tierra es intensamente reflejada por los cuerpos claros o "blancos", tales como las nubes, el agua, la nieve, el hielo, los desiertos y las planicies; mientras que los cuerpos opacos o "negros", tales como los bosques, las selvas y las ciudades, son relativamente malos reflectores de la luz. La nieve es quizás el mejor cuerpo natural que refleja la luz, también los topes superiores de las nubes, particu


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larmente las muy profundas, tienen un gran albedo. Las nubes juegan un papel muy importante al reflejar la radiación solar (visible) y absorber fuertemente la radiación infrarroja (terrestre y solar). El porcentaje de la cobenura media de nubes en la Tierra es del orden de 50 %; de tal manera que las nubes y las nieves juegan un papel muy

importante en el albedo terrestre. En el cuadro 5 se muestran algunos albedos estimados para distintos cuerpos naturales. CUADRO 5. REFLEXIÓN Y ABSORCIÓN DE LA LUZ VlSIBLE E INFRARROJA (EN DE ALGUNAS SUPERFICIES.

Tipo de superficie

Reflexión

Absorción

Bosque

410

Campo de pasto verde

1015

Campo de pasto seco Bahías y ríos Agua (10cidencia normal, 90°) AgU2 (incidencia horizontal. 0°) Nieve y hielo Nubes densas (Cu, Se) Nubes ligeras (C.) Superficie seca

15·25 610 25 80.90 4686 5681 3540 1525

9096 8590 7585

Superficie húmeda

10

%)

9094

9598 020 1454 59 <5 7585 90

Cuando se considera el albedo terrestre, el ángulo de incidencia de los rayos solares es un factor muy importante. Usualmente se tiene que la reflecrividad (el albedo) disminuye conforme la altitud del Sol aumenta; por ejemplo, en los polos, durante invierno, donde en general se tiene un ángulo de altitud cercano a cero, entonces se tendrá máxima reflectividad; por el contrario, en las regiones tropicales, en que la altitud es en general cercana a 90°, se tendrá una mínima reflectividad (véase figura 22).



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20

40

60

J.'

80

Latitud FigMra 22. Reílectivicbd (%) de la superficie del aur en reposo en funci6n de la latitud.

El fenómeno de la dispersión de la luz solar producido por las panículas y consti tuyentes de un medio (tal como la atmósfera y el océano), se debe a que parte de la radiación incidente es "desviada" de su dirección inicial; de tal manera que mientras mayor es la energía, mayor será la dispersión. Tanto la dispersión como la absorción de la luz. dan lugar al color azul del cielo y del océano, creando lo que se conoce como la brillantez del cielo. ABSORCIÓN DE RADIACIÓN SOLAR POR LA ATMÓSFERA

Del total de energía solar que penetra al sistema terrestre (70 %), 20 % es absorbido por la atmósfera libre (16 % por los constituyentes atmosféricos y 4 % por las nubes). En la atmósfera libre, los principales constituyentes atmosféricos que absorben la radiación solar (trv y visible) son: 02, N2, O, N y O). El oxígeno y el nitrógeno ató micos, absorben en las bandas de rayos X hasta cerca de 0.085 µm; el oxígeno y el nitrógeno moleculares, absorben en diferentes bandas por abajo de los 0.2 µm, ya que estos gases se encuentran en la atmósfera superior, prácticamente no dejan pasar estas bandas de radiación solar por abajo de los 90 km de altura. El oz.ono presenta algunas bandas de absorción en el UV (0.20.35 µm), el visible (0.450.77 µm) y el


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IR(> 4 µm). En el IR, los principales gases absorbentes en la atmósfera son: �O, C02, 03, N20, CO, 02, CH4 y N2• En particular, son el vapor de agua, en las bandas de 0.72, 0.82, 0.94, 1.1, 1.38, 1.87, 2.7, 3.2 y 6.3 µm, y el dióxido de carbono, en las bandas de 1.45, 1.6, 2.0, 2.7, 4.3, 4.8 y 5.2 µm, los principales absorbentes de la ra diación solar en el infrarrojo, aunque no absorben el total de ella, como se observa en la figura 23.

100

50

o .25

.3

.4

.5

.6 .7

1

1.5

2

2.5

4

A. (µm) Fig11ra 23. Transmisi6n espectral de la atm6sfera (con el Sol en el cenit y un equivalente de 2 cm de agua prccipitable) en el visible y en el infrarrojo. (Reproducido de lvanoff, 1977).

En el cuadro 6 se muestra la proporción de radiación solar absorbida y reflejada en el sistema terrestre.

ABSORCIÓN DE RADIACIÓN TERRESTRE POR LA ATMÓSFERA

En las secciones anteriores, se dijo que sólo 70% de la energía solar logra ser absorbida por el sistema terrestre, dando por consecuencia una temperatura efectiva del orden de TE - 255°K ( 18°C). Este es el valor de la temperatura que se observa a una altura aproximada de 5 km sobre el nivel del mar, mientras que a menores alturas la

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CUADRO 6. ABSORCIÓN DE RADIACIÓN SOLAR POR LA ATMÓSFERA Y POR LA SUPERFICIE TERRESTRE.

Energía {l017W) Energía solar en el tope de la atm6sfcra Energía solar reflejada por gases, nubes y superficie

E,.•

Enecgía (%)

1.748

100

E11. E,. (a)

30

0.524

Energía solar absorbida por el sistema terrestre

Energía solar absorbida por los gases atmosféricos Energía solar absorbida por las nubes Energía solar incidente en la superficie terrestre Energía solar transformada en calor sensible (H) y calor latenre (Q) Energía solar absorbida por la superficie terrestre

E,. • E,. (1a)

70

• 1.049 EAC 0.270

16

EAN • 0.069 �EAS+H+Q �0.874

H+Q• 0535 EAS • 0.339

4

50

30 20

temperatura se incrementa hasta la superficie terrestre con un valor promedio global del orden de T 288°K ( + 15ºC). Por otro lado, de 100% de la radiación solar que llega al tope de la atmósfera") sólo 50% logra penetrar hasta la superficie terrestre, de la cual 20% es absorbida y 30% es convertido en calor latente y sensible, con el que se generan los movimientos atmosféricos. Entonces, si sólo se tomara en cuenta ef 20% de la radiación solar absorbida por la superficie, la temperatura de la superficie terrestre sólo alcanzaría un valor del orden de 186ºK ( 87ºC); es decir, sería aún más fría que la propia atmósfera. Ya que la cantidad de calor proveniente de las distintas fuentes geotérmicas es prácticamente despreciable, en comparación con la radiación solar incidente, entonces se puede concluir que es la atmósfera la que está retroalimentando de energía radiativa a la superficie terrestre, calentándola. Para entender este proceso, considérese que la temperatura observada en la superficie terrestre, de cerca de lSºC ( 288ºK), generará una emisión de radiación en el infrarrojo, principalmente en el rango de 4 a 100 µm


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{véase figura 24). La energía asociada a este espectro de radiación no es suficiente para disociar o ionizar los distintos gases atmosféricos, como es el caso de la energía solar en la alta atmósfera, pero sí es suficiente para incrementar la energía interna de las moléculas y átomos del aire, y que posteriormente es transferida a la atmósfera en forma de energía cinética, por efecto de las colisiones moleculares. Las moléculas más importantes en la absorción de radiación infrarroja son el �O y el C02, de tal manera que mientras mayor sea su concentración, mayor será la absorción de radiación infrarroja y, consecuentemente, mayor calentamiento experimentará la atmósfera. Este es el caso típico de una noche cubierta de nubes en la que la temperatura de la superficie del suelo varía muy poco, como es el caso en las zonas costeras con neblinas; mientras que cuando la atmósfera está despejada de nubes, se pierde una considerable radiación térmica al espacio extraterrestre, disminuyendo drásticamente la temperatura, como es el caso en los desiertos. En la ventana del infrarrojo (de 7 a 12 um), en la que ni el �O ni el C02 son buenos absorbentes, otros gases, como el 03, el CH4, el N20 y los clorofluorocarbonos (CF2C� y CFClJ, logran retener una considerable parte de la energía. En la figura 24 se muestran los espectros de absorción de radiación terrestre (infrarrojo) para los principales gases de la atmósfera. En general todos estos gases, conocidos como gases de invernadero, forman una capa térmica atmosférica, la que impide que el calor escape libremente hacia el espacio abierto. Estos gases de invernadero reemiten en el infrarrojo en todas direcciones y como consecuencia, la superficie terrestre recibe una cantidad adicional de radiación infrarroja proveniente de la misma atmósfera, del orden de EEA 1.661 x 1017 W (que equivale a 95% del total de radiación solar interceptado por la Tierra). De tal manera que la superficie recibe un total de energía, dada por la suma de la radiación solar absorbida, E..s (0.339 x 1017 W), más la radiación infrarroja reemitida por la atmósfera (Eu), para un total de EAS + EEA::: 2.0 x1017W, que finalmente, de acuerdo con la ley de StefanBoltzrnann, equivale a una temperatura del orden de 288ºK ( + 15°C). Es decir, que gracias al efecto de invernadero, los rangos de temperatura se mantienen en niveles favorables para la existencia de la vida como la conocemos en la Tierra.

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18

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Longitud de onda Fig11Ta 24. Espectro de absorción de los gases de invernadero. La linea continua es el espectro de radiación de la superficie terrestre (T - 288°K), en el rango de 2 · 20 mm; las barras indican las bandas en donde los constituyentes atmosféricos son importantes absorbentes de 12 radiación terrestre.

BALANCE RADIATIVO EN LA ATMÓSFERA TERRESTRE

La atmósfera es casi total mente transparente a la radiación visible y a la infrarroja solar, pudiendo pasar gran parte del espectro solar en estas bandas directamente a la superficie

terrestre, excepto cuando la atmósfera está parcial o totalmente cubierta de nubes o por cualquier otro constituyente que impida el paso de la luz, de tal manera que esta energía de onda larga es atrapada por la atmósfera (véase cuadro 7). Esta energía no puede ser permanentemente acumulada por la atmósfera, pues si así fuese, la atmósfera se calentaría continuamente. En lugar de esto, la atmósfera reemite radiación en todas direcciones, hacia afuera del sistema terrestre y de regreso a la superficie de la Tierra, de tal manera que la superficie terrestre es calentada tanto por la radiación solar directamente en el visible e infrarrojo como por la radiación de la atmósfera en d infrarrojo. Por esta razón, la superficie de la Tierra tiene una temperatura mayol(TST :: 288ºK)que la temperatura efectiva (TE :: 255 ºK).


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CUADRO 7. DISTRIBUCIÓN DE LA RADIACIÓN SOLAR AL NJVEL DEL MAR, EN CONDICIONES DE CIELO CLARO Y AIRE SECO. (REPRODUCfOO DE KRAUS, 1977).

uv

Visible

IR

00

3%

42%

55 %

60°

2%

42 %

56%

75°

1%

40%

59%

83°

0%

30%

70%

Ángulosobr

EFECTO DE INVERNADERO

El fenómeno en el que la temperatura superficial de la Tierra aumenta por efecto del paso de radiación visible a través de la atmósfera, y por la absorción de radiación infrarroja por la misma atmósfera, se conoce como el efecto de invernadero. Esto se puede representar gráficamente en el balance de calor terrestre y de la atmósfera, estimado a partir de observaciones meteorológicas (véase figura 25). El lado izquierdo de esta figura muestra lo que sucede con el espectro de onda corta visible, y de onda larga de la radiación solar. Todas las cantidades se expresan en %, de tal manera que la radiación solar que incide en el tope de la atmósfera es 100%. Cerca de 20% del flujo incidente es absorbido por la atmósfera y cerca de 30%, conocido como el albedo terrestre, es reflejado; 4% por el suelo y 26% por la atmósfera y las nubes. Esta energía reflejada se pierde totalmente y no juega ningún papel en el calentamiento de la superficie terrestre ni de la atmósfera. Tanto la atmósfera como la superficie del suelo deberán perder la energía que ganan, pues de otra manera la tempe ratura aumentarla indefinidamente. En el lado derecho de la figura 25 se muestra la radiación terrestre de onda larga. El flujo de radiación infrarroja emitida por el suelo es de 115% (más del doble de la energía solar que incide en la superficie), 10o/o sale directamente al espacio y 105% es absorbida por la atmósfera (por los conocidos gases de invernadero), la cual regresa 95% al suelo y emite 60% hacia el espacio exterior. Ya que 50% de la radiación solar



Balance radiativo ludiaci6n solar (lN,VIS,IR}

en el sistema climático

Radiación terrestre

(IR)

Fipra 25. Balance de calor en el sistema atmosférico (%). En el lado izquierdo se indica 12 distribución de la radiación solar; en el lado derecho se indica 12 distribución de la ndiaci6n terrestre.

incide en el suelo, parecería que el suelo estuviera ganando 30% más de energía de la que emite; sin embargo, el exceso de energía se pierde en forma de calor latente (convección y evaporación) y calor sensible, procesos mediante los cuales se inyecta calor y humedad a la atmósfera, permitiendo la generación de una gran parte de los fenómenos meteorológicos. Si no fuera por estos flujos de calor sensible y latente, la superficie de la Tierra sería considerablemente más cálida (del orden de 340ºK) en comparación con el valor observado (de 288ºK lSºC) para satisfacer los requisitos de balance radiativo y de equilibrio térmico.Junto con la transferencia radiativa, los intercambios de calor latente y sensible tienen una gran importancia como mecanismos que redistribuyen la energía dentro del sistema terrestre atmósfera. Esta redistribución de calor latente y sensible se presenta como un intercambio de moléculas individualmente (conducción) o como el intercambio de parcelas de fluido (convecci6n) que contienen distintas cantidades de humedad por unidad de masa. El principal mecanismo que distribuye la energía en la atmósfera es el proceso de convección; mientras que la conducción sólo es importante en la capa límite planetaria, inmediatamente adyacente a la superficie terrestre, donde la fricción molecular es importante, y arriba de la turbopausa (:::: 100 km de altura), donde 76 Copyriqt-ted material

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la trayectoria media libre de las moléculas es comparable a las dimensiones de los movimientos del fluido. Independientemente de que este proceso de conducción está limitado a unas regiones relativamente pequeñas, la conducción molecular tiene un papel vital en el intercambio de energía entre la atmósfera y la superficie terrestre.

EFECTO DE NUBOSIDAD

Si la cobertura de las nubes es considerable, entonces ésta puede ser una importante barrera para la radiación solar (visible), reflejándola, y para la terrestre (infrarroja), absorbiéndola. La radiación absorbida y reflejada dependerá de la cantidad total de nubosidad presente en la atmósfera (véase figura 26). El efecto de cobertura nubosa también sirve para retener la radiación terrestre, ya que de no existir la nubosidad, gran pane de esta radiación se perdería en el espacio en el transcurso del día a la noche. Este efecto de barrera de la cobertura nubosa significa variaciones menos extremas de la temperatura superficial, pues durante el día las temperaturas no serían tan altas, mientras que durante la noche no serían tan bajas, como sería el caso de no existir una nubosidad que detuviera la radiación solar y terrestre, respectivamente.

(a) Cielo despejado

<,

Mañana

Mediodía

Tarde

Figttra 26. Efecto de la cobertura de nubes en la radiaci6n solar incidente en la superficie terrestre; (a) en una atm6sfera clara, sin nubes y; (b) en una atm6sfera parcialmente nublada.



EFECTO DE LA LATITUD

Como se ha visto, las distintas regiones de la Tierra reciben diferentes cantidades de radiación solar. El efecto de la latitud es un factor importante, pues la posición geográfica determinará principalmente la duración del día con luz solar en la atmósfera; consecuentemente, mientras más oblicuo es el ángulo de incidencia (como por ejemplo en los polos), la radiación solar será mayormente absorbida por la atmósfera, pues ésta tendrá que recorrer una distancia considerable dentro de la atmósfera antes de alcanzar la superficie terrestre, como se puede apreciar en la figura 27.

Rayos solares de verano Rayos solares de invierno

l

Fipra 27. Trayectorias de la luz solar sobre la superficie terrestre. Durante el invierno, los rayos solares forman un ángulo mis oblicuo con la superficie, de tal manera que cruzan una mayor capa atmosférica que los rayos solares de verano.

Por supuesto, estas diferentes distancias recorridas no serán el único factor, sino que también dependerá de la capacidad misma de la atmósfera para absorber radiación; por ejemplo, en las regiones polares la radiación solar recorrerá una mayor distancia que sobre el ecuador, sin embargo, la atmósfera polar normalmente tiene muy poca cantidad de vapor de agua, por lo que en condiciones normales, dada una cantidad de radiación solar en el tope de la atmósfera, ésta penetrará más fácilmente a través


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de la atmósfera polar que a través de la atmósfera tropical, lo cual favorece la mayor penetración de radiación infrarroja en los polos (véase cuadro 7). Una característica especial del efecto latitudinal en la recepción de radiación solar, es que las máximas temperaturas no se alcanzan en la región ecuatorial sino en los subtrópicos. Para entender esto, es necesario tomar en cuenta varios factores; el paso de los rayos verticales del Sol sobre el ecuador es relativamente rápido, mientras que conforme se aleja del ecuador también disminuye su paso, en el rango entre 6 ºN y 6 ºS los rayos verticales del Sol permanecen sólo un total de 60 días {tanto en primavera como en otoño), dando muy poco tiempo para un calentamiento considerable de la superficie terrestre. Por el contrario, en el intervalo de 17.5° 23.5° N y S, los rayos verticales del Sol permanecen por cerca de 86 días en cada hemisferio, obviamente dando un mayor tiempo para el calentamiento de estas regiones más subtropicales. Este efecto, combinado con el hecho de que los días con luz solar en los subtrópicos tienen una mayor duración que en el ecuador, debido a la inclinación del eje terrestre, el resultado es un mayor calentamiento en los subtrópicos y consecuentemente una mayor temperatura promedio que sobre el ecuador. En el hemisferio norte este desplazamiento al norte de la zona de máximo calentamiento, es amplificado por el efecto de continentali dad, el cual hace que los subtrópicos de este hemisferio tengan en promedio una mayor temperarura que en el hemisferio sur. Por otro lado, el efecto asociado de la circulación atmosférica es un factor adicional que contribuye a la cobertura de nubes en la región tropical, por su movimiento convectivo ascendente, pero que en las regiones subtropicales (25°35° N y S) inhiben la formación de nubes por su movimiento de subsidencia. El resultado neto es que las regiones en que se observan las máximas temperaturas están entre los 25° y 30° N y S; sobre los continentes, las temperaturas máximas se observan en los 23ºN y 10°15° S (véase figura 28).

BALANCE DE CALOR EN LA ATMÓSFERA

El Sol aporta aproximadamente 99 .7% del calor que genera los distintos procesos en el sistema terrestre; el resto (aproximadamente 0.3%) proviene de procesos geofísicos como la energía geotérmica (volcanes, aguas termales, etcétera). La radiación solar

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Introducción a la meteorologfa

80 60 40 20

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40 60 80 40

-20

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20

40

Temperarura (Cj Fig,,ra 28. Varw:i6n latitudinal de la temperatura del aire en la superficie terrestre, (a} enero; (b) promedio anual; (c) julio. Los continentes son mí.s cálidos en verano y más fríos en invierno que los océanos.

es la principal fuente de energía que genera los movimientos de la atmósfera, permitiendo un balance de calor en todo el sistema terrestre. La energía se transpona de cuatro formas en la atmósfera: energía cinética, que es la energía asociada al movi miento de la atmósfera, representa los procesos dinámicos como la circulación gen eral, los vientos, el transporte de masa, etcétera; energía potencial, que es la energía que tiene una parcela de aire en función de su posición con respecto a la superficie del suelo y a la fuerza de gravedad; energía latente, que es el calor absorbido o liberado por las parcelas de aire húmedas cuando hay procesos de cambio de fase, para evaporar agua se requiere un calor, para fundir hielo se requiere calor (es decir, el calor que se requiere para cambiar el estado del agua); y finalmente, la energía térmica, que es la energía almacenada dentro de una masa de aire y sólo se manifiesta cuando existe una diferencia de temperatura entre la masa del aire y el medio ambiente, generando un proceso de transferencia de calor sensible. El sistema terrestre puede ser visto como una máquina de calor gigante, recibe una gran cantidad de calor del Sol, utiliza una pane considerable para mantener distintos


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procesos como la circulación de la atmósfera y los océanos, para mantener la vida de la flora y fauna, y refleja al espacio lo que no se usa. En los capítulos 3 y 4 se discutirán con más detalle la energía latente, potencial y cinética.

RESUMEN

La atmósfera tiene un papel muy importante y complejo en el balance de la energía radiativa que entra y sale del sistema terrestre. Independientemente de la gran cantidad de radiación solar que está continuamente entrando y de la radiación terrestre que está saliendo del sistema terrestre, el almacenamiento de esta energía se mantiene casi constante, variando muy lentamente en el largo plazo, es decir, en el transcurso de varias décadas, siglos o miles de años. La radiación solar que llega a la Tierra depende de varios factores, tales como la distancia al Sol, los movinúentos de traslación y rotación de la Tierra y la dirección en que incide la radiación. Debido a que la temperatura de emisión solar es del orden de 5 785 ºK, casi todo el espectro electromagnético solar, de importancia para el calentamiento terrestre, se encuentra en la región de onda corta (ultravioleta y visible); mientras que la Tierra, al encontrarse a una temperatura efectiva del orden de 255 ºK., tendrá un espectro de emisión en la región de onda larga (infrarrojo). Si la Tierra no tuviese atmósfera, la temperatura promedio que se alcanzaría, en un equilibrio entre la radiación solar incidente y la radiación terrestre emitida, sería del orden de 255ºK ( 18°C); sin embargo, gracias a la atmósfera y en particular a los gases de invernadero, la radiación emitida por la superficie terrestre logra ser retenida, retroalimentando a la misma atmósfera y a la superficie terrestre, para así tener una temperatura promedio global del orden de 288°K ( + 15ºC). No toda la radiación solar que llega al tope de la atmósfera logra penetrar hasta la superficie de la Tierra. De ésta, 30% es reflejada directamente sin afectar la Tierra, del 70% restante, aproximadamente 20% es absorbido por la atmósfera (principalmente por el 02 y el OJ. Del 50% restante, que es absorbido por la superficie terrestre, 30% se transforma en movimiento de la atmósfera y de la hidrosfera, las cuales transportan el exceso de calor de los trópicos hacia los polos. El otro 20% es transformado en 81 Ccpyrigrted material


radiación de onda larga, la cual es emitida a la atmósfera, reteniéndola por el efecto de invernadero, para después reemitirla a la superficie y al espacio exterior, manteniendo un balance radiativo en el sistema terrestre. Los principales gases de invernadero son: el vapor de agua, el dióxido de carbono, el metano, el óxido nitroso y los clorofluo rocarbonos, los cuales retienen un gran porcentaje de la radiación infrarroja terrestre.


.. Capítulo3 Termodinámica de la atmósfera

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TERMODINÁMICA DE LA ATMÓSFERA INTRODUCCIÓN El aire en la troposfera es una mezcla de distintos gases, algunos de ellos tienen una concentraci6n constante, como el N2 y el 02, mientras que otros son altamente varia bles, particularmente el vapor de agua, el cual tiene un papel fundamental en la absor ción de radiación infrarroja y en la gran mayoría de los procesos meteorológicos. En este capítulo se discutirán los fundamentos de la teoría termodinámica, así como los principios termodinámicos que rigen los distintos fenómenos meteorológicos. Por termodinámica se entiende el estudio de los procesos de transformación entre el calor y las otras fonnas de energía. En el caso particular de los procesos termodinámicos en la atmósfera, se estudian los cambios entre la energía calorífica y la energía mecánica. Es bien conocido que cuando un gas se comprime, aumenta su temperatura y se calienta; mientras que cuando el gas se expande, disminuye su temperatura y se enfría. Este enfriamiento o calentamiento del gas, puede ocurrir sin un intercambio de calor neto con el medio ambiente que rodea al gas. En efecto, una variación del volumen, dada por una expansión o compresión de un gas, corresponde a un proceso definido de enfriamiento o calentamiento que siempre contiene la misma cantidad de calor, para la misma temperatura inicial. Este proceso de calentamiento o enfriamiento de un gas aislado térmicamente del medio ambiente, se conoce como proceso adiabático. En general, cuando los procesos se desarrollan rápidamente, el intercambio de calor entre las parcelas de aire y el medio ambiente es prácticamente despreciable, por lo que se puede considerar como un proceso adiabático. En el capítulo 1 se discutió la variación de la composición y de la densidad de los constituyentes atmosféricos con la altura. La diferente densidad atmosférica con la altura está asociada a una disminución de la presión atmosférica; si la parcela sube, encontrará una menor presión en el medio ambiente, expandiéndose, mientras que si



la parcela baja, la presión del medio ambiente será mayor, por lo que la parcela será comprimida. Si este proceso es adiabático, entonces un cambio de presión conforme cambia la altura, producirá un cambio en la temperatura.. Dentro de las parcelas de aire húmedo se puede presentar el siguiente proceso: conforme éstas ascienden, se expanden, se enfrían y disminuye su temperatura, por lo que su contenido de humedad en forma de vapor de agua, se puede condensar, de tal manera que se genera una transferencia de calor latente desde el vapor de agua condensado hacia la parcela de aire; si este proceso es suficientemente rápido, se puede decir que se tiene un proceso pseudoadiabático, pues no se presenta intercambio con el medio ambiente. Por el contrario, si el proceso es suficientemente lento, entonces habrá un intercambio de calor entre las parcelas de aire y el medio ambiente, por lo que en este caso se dice que es un proceso adiabático. Conforme la temperatura de las parcelas de aire disminuye, éstas pierden la capacidad de retener la humedad en forma de vapor de agua. Por el contrario, conforme la temperatura aumenta, la humedad se evapora mas fácilmente, por lo que las parcelas de aire podrán contener una mayor cantidad de vapor de agua. En los polos, por ejemplo, donde la temperatura del aire es muy baja, la atmósfera es muy seca; mientras que sobre los trópicos, la elevada temperatura del aire permite que la atmósfera contenga una alta humedad. Los procesos adiabáticos y pseudoadiabáticos se presentan muy frecuentemente en fenómenos meteorológicos, tales como: la formación de nubes y el enfriamiento de las parcelas de aire que causan la precipitación, por lo que es muy importante estudiar estos procesos termodinámicos, entre la temperatura, la presión y la altura, tanto para una atmósfera seca, como cuando está presente la humedad y los cambios de fase. Estas relaciones adiabáticas y pseudoadiabáticas pueden ser derivadas usando la ecuación de estado de un gas ideal y los principios de conservación de energía de las leyes de la termodinámica. Aunque la atmósfera está compuesta por gases reales, se puede considerar que ésta se comporta como gas ideal, bajo las condiciones de temperatura y presión normales en la atmósfera terrestre. En meteorología es tradicional considerar que el aire es una composición de dos gases ideales: gas seco y vapor de agua; mientras que la mezcla de ellos se considera como aire húmedo. Las propiedades termodinámicas del aire húmedo se pueden


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derivar, entonces, al combinar el comportamiento termodinámico clel aire seco con el del vapor de agua.

TERMODINÁMICA DEL AIRE SECO

EcUACIÓN DE ESTADO PARA EL AIRE SECO

Si se consideran la atmósfera y el océano como dos fluidos geofísicos, se observa que ambos están "atrapados" a la Tierra por la fuerza de gravedad; sin embargo, el océano tiene una profundidad bien definida, mientras que la atmósfera se "diluye" lentamente hacia el espacio exterior. Esto se presenta básicamente porque los gases de la atmósfera son compresibles, mientras que el agua de los océanos es prácticamente incompresible, en comparación con la atmósfera. Por compresibilidad se entiende que los cuerpos (sólidos, líquidos o gaseosos) se contraen o expanden (es decir, cambian de volumen) conforme cambia la magnitud de las variables termodinámicas. Para entender este proceso se hicieron muchos experimentos que condujeron a la formulación de la ley del gas ideal. El físico y químico irlandés Robert Boyle (16271691) y el físico y sacerdote francés Edmé Mariotte (16201684), descubrieron, cada uno por su lado, lo que ahora se conoce como la ley de BoyleMariotte sobre la relación entre el volumen (V) y la presión (P), de un gas: si la temperatura se mantiene constante, entonces el volumen de un gas varía en forma inversamente proporcional a la presión del gas:

1 Pa V

que puede ser interpretada, en función de la densidad (p) como: si la temperatura se mantiene constante, entonces la densidad de un gas es directamente proporcional a la presión del gas:

paP Por otro lado, y casi cien años más tarde, el físico francés J acques Charles (17461823), descubrió que los gases se expanden al aumentar su temperatura,



formulando lo que ahora se conoce como la ley de Charles sobre la relación entre el volumen y la temperatura (T), de un gas: si la presión se mantiene constante, entonces el volumen de un gas es directamente proporcional a la temperatura:

V a T que puede ser interpretada, en función de la densidad como: si la presión se mantiene constante, entonces la densidad de un gas varía en forma inversamente proporcional a la temperatura:

1 paT

Estas dos leyes pueden combinarse para formar lo que se conoce como la ley de gas ideal o ecuación de estado, que puede derivarse de la siguiente forma: sea el volumen de un gas ideal, a temperatura (T) y presión (P), V(T ,P); sea la temperatura T0 273ºK y P0 1013 mb, entonces, de la ley de Charles y manteniendo la presión (P constante se puede escribir

J,

V(T,P0)

T

-

V(T0,P0)

T0

y de la ley de BoyleMariotte, manteniendo la temperatura constante, se puede escribir

PV(T, P) = PoV(T, Po) eliminando el término V(f,Pe) entre las dos ecuaciones, se obtiene

PV(T,P) = Po V�o,Po )T o donde la cantidad POV (Ta,Pc)/TO es una constante para cualquier gas, pues PO y TO son constantes, entonces se puede reemplazar esta constante por el valor nR, por lo que se obtiene una relación entre el volumen, la presión y la temperatura del gas definida como la ley general del estado gaseoso: los volúmenes de una misma


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masa gaseosa varían en razón directa a las temperaturas absolutas y en razón inversa a las presiones que soportan (véase figura 29). {3.la)

PV nRT

donde n es el número de moles; R • 8.314 O mol" °K·1) es la constante universal de los gases; las unidades son P (Nm·2), V {m3) y T (ºK).

Fig,,ra 29. Esquema mostrando la ley general del estado gaseoso.

Esta ecuación también se puede representar en función del volumen específico, aV/M,como {3.lb) donde R * - RI m • 286.7 O kg·1 °K·1) es la constante de proporcionalidad llamada constante de los gases; m 28.93 x 10·3(kg mol:') es el peso molecular del aire seco; M (kg) la masa del gas y m MIn. También se puede representar en función de la densidad, p (kg nr') MIV 1/a, como

{3.lc)



PRIMERA LEY DE LA TERMODINÁMICA La primera ley de la termodinámica, formulada con base principalmente en las investi gaciones del químico francés Sadi Carnot (17961832), del físicoalemánJulioMayer (18141878), del físico inglés James Joule (18181889) y del matemático irlandés Lord Kelvin (18241907), establece: a) la equivalencia entre la energía mecánica y el calor; es decir la ley de Joule 1 cal (calor) 4 .186 J (energía) y, b) la conservación de la energía, que se puede representar como:

dE=dQ-dW

(3.2a)

que en palabras dice: todo sistema en un estado de equilibrio posee energía

interna (E), cuyo incremento/decremento (dE), en un proceso termodinámico, queda determinado por la diferencia entre el total de calor (dQ), que entra/ sale al/del sistema y el trabajo (dW), hecho por/sobre el sistema. También puede ser expresada para una masa unitaria de gas, en términos del calor específico, dq dQ/m; la energía interna específica, de dE/ m y el trabajo especifico, dw dW/m,como {3.2b) dq=de+dW Por sistema se entiende un grupo o conjunto bien definido y organizado de átomos, moléculas, panículas u objetos. Un sistema puede ser un cigarrillo, un continente o la misma Tierra; en meteorología se asocia un sistema a una parcela o masa de aire, que es un conjunto de partículas gaseosas, caracterizada por cienos valores de presión, temperatura y densidad. De acuerdo con la primera ley de la termodinámica, si el sistema gana calor (dq > O), entonces se incrementa la energía interna (de > O) y el sistema hace trabajo sobre el medio ambiente (dw > O); y si el sistema pierde calor (dq < O), entonces se reduce la energía interna (de < O) y el medio ambiente hace trabajo sobre el sistema (dw < O). Independientemente de los detalles del movimiento de las componentes internas del sistema, el calor ganado por el sistema puede generar una o dos acciones: 1) aumentar la energía interna y/ o 2) que el sistema haga trabajo sobre el medio ambiente.


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Para entender la función de cada término, considérese una parcela de gas con volumen (V) y una superficie de área (A), como se muestra en la figura 30.

I

I

/

1

\\

,, /

,

... .......

'

V

A

r

.

.......

...

dn

' '\

I

_ � __.,

��

I /

,,/

Fipr11 JO. Expansión de una parcela de aire, con volumen inicial (V), y área superficial, (A). dn represent.a la expansión lineal de la parcela de aire.

Un cambio infinitesimal en el volumen se puede aproximar a dV :::: Adn, donde dn es la expansión lineal; recordando que la presión se define como: fuerza por área, P F/A, entonces, el cambio infinitesimal del volwnen se puede reescribir en términos de la presión y la fuerza (F), como

dV =Adn= F dn

p

6 PdV=Fdn Si ahora se recuerda que el trabajo es simplemente la fuerza por el desplazamiento lineal, dW Fdn, se puede obtener

dW=PdV

(3.3a}

y el trabajo por unidad de masa de gas (trabajo específico) (dw), se puede expresar

como

dW=Pda

(3.3b}

91 Copyngt>ted material


Por otro lado, el cambio en temperatura es proporcional a la cantidad de calor suministrado al sistema

dT= dQ

e

donde C O mol' °K·1) es la capacidad calorífica, definida como la cantidad de energía, en forma de calor, que debe suministrarse para aumentar 1 ºC la temperatura del sistema. La capacidad calorífica depende del comportamiento de la presión y el volumen del gas. La capacidad calorífica y el calor específico, e (Jkg1°K·1), están relacionados por medio del peso molecular como e CI m. Si se agrega calor, sin variar el volumen, se define el calor específico a volumen constante, como

(3.4) o, si se agrega calor sin variar la presión, se define el calor especifico a presión constante, como

e (dq) P dT Pcte

(3.4)

En el caso de un gas ideal, Cv 717 Okr1 °K·1) ::::: 5/2 R* y Cp Cy + R* - 1004 Qkg1 °K·1) ::::: 712 R*. A volumen específico constante, da cte, se tendrá que la cantidad total de calor suministrado al sistema, será igual al cambio en la energía interna, definido como

de= cvdT

(3.6)

Entonces sustituyendo las expresiones 3.3 y 3.6 en la ecuación de la primera ley de termodinámica (ec.3.2), se obtendrá:

dq = cvdT + Pdo

(3.7)


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Ahora, si recordamos que la segunda ley de la termodinámica dice que un proceso natural que comienza en un estado de equilibrio (S), y termina en otro, también en equilibrio (S), ocurrirá en la dirección que haga que la entropía del sistema siempre aumente; es decir

dS = s S1 > O

El cambio en la entropía (dS), puede ser definido como la transferencia de calor a una temperatura dada

dS= dQ = S, S.

T

y para la entropía específica (4>), se obtiene

'

dq

d+==+,+1 T entonces la ecuación de la primera ley de la termodinámica (ecs.3.2 y 3.7) se puede reescribir como:

PROCESOSTERMODil'lÁ.MICOS Siempre que varía una o más de las propiedades de un sistema termodinámico, se dice que ha ocurrido un cambio en su estado, o que se ha desarrollado un proceso termodinámico. Supóngase que una parcela de aire, definida por las variables P, a. y T, experimenta variaciones infinitesimales que se denominan como dP, da. y dT; entonces, la ecuación de gas ideal, Pu • R*T (ec.3.1), se podrá expresar como

(P + dP)( a+ da)= R*(T + dT) de modo que

Pe + Pda + adP + dPda = R*T + R*dT 93 Ccpyrigrted material


despreciando los términos de segundo orden, se puede aproximar a

Pa. + Pdo. + adP

= R*T + R*dT

restando términos iguales, queda como

Pda. + adP

= R*dT

sustituyendo en la expresión (3.7), queda como

dq

= cvdT + R*dT - adP

y dado que C¡, e.. + R*, se puede reescribir la primera ley de termodinámica, como (3.9)

dq = epdT - adP

en términos de la entropía específica se puede sustituir en la ecuación (3.8), para obtener d"'=c dT -R*dP (3.10) '+'

P

T

p

En meteorología se usa mucho la primera ley de la termodinámica para estudiar los procesos físicos en la atmósfera. Cuando una parcela de aire (el sistema) gana o pierde calor, los cambios en la energía interna se pueden representar en función del cambio en la temperatura, mientras que el trabajo hecho por o sobre el sistema, se puede representar en función de los cambios del volumen (ec. 3.8), o de la presión (ec.3.9). Es decir, la temperatura de una parcela de aire puede cambiar al agregar o quitar calor, o por cambiar la presión o el volumen de la parcela. Varios procesos se describen por el hecho de que una propiedad permanece constante; para esto, se utiliza el prefijo griego iso que significa igual. Cuando un sistema en un estado inicial dado sufre determinados procesos y finalmente regresa al estado inicial, se dice que el sistema ha pasado por un ciclo. Por ejemplo, se puede hablar del ciclo del agua, cuando el agua líquida se evapora de los océanos para condensarse y formar nubes; posteriormente, se podrá formar lluvia para regresar finalmente al mar y cerrarse el ciclo. En este ciclo del agua, se pueden presentar los distintos estados de la materia, en la formación del vapor (gas), de las gotas (líquido) y del hielo (sólido) en la atmósfera (véase figura 31). 94 Copyrigtited material

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I

1

solido

I

solidificación

. ., vaponzaaon

congelamiento

evaporización

y ebullición

1

fusión

licuefacción

Ai.

•I

líquido

14

condensación licuefacción

I

��

vapor

...

1

sublimación

Fipra JI. Esq�ma con los distintos estados de 12 materia y los distintos procesos de transfomución de una fase a otra.

Se pueden definir ciertos procesos termodinámicos a partir de las expresiones 3.7, 3.9y 3.10:

a) Procesos isostéricos: da O; de la ec. 3.7 se tiene

=

=

dq cvdT de es decir, el cambio en el calor del sistema en un proceso isostérico, equivale exactamente al cambio en la energía interna del sistema. b) Procesos isotérmicos: dT O; de las ec. 3.7 y 3.9 se tiene dq

= a.dP = Pdn = dw

es decir, el cambio en el calor del sistema en un proceso isotérmico, equivale exactamente al trabajo hecho por el sistema, pues no hay cambio en la energía interna. e) Procesos isobáricos: dP O; de la ec. 3.9 se tiene

dq = epdT

e = -1:. Cv

cvdT = 1.4 de

es decir, el cambio en el calor del sistema, en un proceso isobárico, equivale aproximadamente a l.4 veces el cambio en la energía interna del sistema.

95 Copyriqbted material


d) Procesos adiabáticos: dq O; de la ec. 3.7 se tiene

dq=O=cvdT +Pda oA:iT =Pdo. de=dw es decir, la ganancia en la energía interna del sistema, en un proceso adiabático, equivale exactamente al trabajo hecho sobre el sistema; y significa que al haber un cambio en el volumen específico (da.), también habrá un cambio en la temperatura (dT). El signo negativo indica que al aumentar el volumen (es decir, una expansión) se observará una disminución de temperatura, y viceversa, al disminuir el volumen (compresión) se observará un aumento en la temperatura de la parcela de aire. e) Procesos isentrópicos: del> O; de la ec. 3.10 y con ayuda de la ecuación de estado, se obtiene

epdT = cx.dP que significa que al aumentar la presión, en un proceso isentrópico, también aumentará la temperatura. Los procesos adiabáticos e isentrópicos son de especial interés en la atmósfera, ya que un gran número de fenómenos meteorológicos en los que la temperatura de las parcelas de aire cambia, se deben a variaciones directas de presión o de volumen. Las masas de aire pueden calentarse o enfriarse mediante los siguientes mecanismos: a) absorción o emisión de radiación solar o terrestre; b) por contacto térmico con otras masas de aire; e) por la compresión o expansión o; a) por condensación o evaporación del vapor de agua, principalmente en los movimientos descendentes o ascendentes de las mismas parcelas de aire. Todos estos procesos darán por resultado que la temperatura de la parcela de aire aumente o disminuya. Normalmente los procesos radiativos (a) y térmicos (b) son muy lentos en comparación con los procesos dinámicos (e) y (aJ, por lo que se puede considerar que el intercambio de calor entre las parcelas de aire y el medio ambiente es muy


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pequeño en comparación con los procesos internos de enfriamiento o calentamiento de las parcelas de aire; es decir, los fenómenos dinámicos de una atmósfera seca se pueden asociar a procesos adiabáticos, donde dq - O; o en el caso de una atmósfera húmeda, a procesos pseudoadiabáticos, dq O. Los procesos adiabáticos en la atmósfera se pueden observar en losmovimientos de grandes masas de aire, del orden de varios cientos o miles de kilómetros, de tal manera que su gran tamaño hace que los procesos de mezcla con otras masas de aire o con el suelo, sólo afecten las fronteras, manteniéndose sin perturbar las variables termodinámicas dentro de la masa de aire. Un ejemplo típico de un proceso adiabá tico se observa en el flujo de aire que choca con una montaña, siendo obligado a • ascender por barlovento; conforme la masa de aire (húmeda o seca) asciende, la presión disminuye, se expande y se enfría (las masas de aire húmedas sufren conden sación del vapor de agua, pueden formar precipitación y perder la humedad). En sotavento, el aire (seco) desciende, la presión aumenta, se comprime y se calienta la masa de aire (véase figura 32).

=

. .·��

·ii· ,�

,,�·;:·, �,.··�� · · �·-�

Barlovento

r- -, ... -b"'

e:

r

;��. ;:r, r ,. ' •. ...

.i{ ..{ �'-..' 5 km T • _30 °C

�-¡'IJ"T =r: «"-�·•• JJ

Sotavento

� .....--... ll<'tr "'-.;

.FAireti�,v·:·.....," ·:·��

f..··' enfriamiento; �.a�ndc

/f.

.�65 �C/k.m «r: ..,�... ·.

z • t.skm, °'·> Nivel de condensa · 6n T - 7.7°C.

_,¿ , : .

��

..,.

3km

2 km

lkm Okm

Aire seco, '\, calentamiento a � razón de lOºC/km

;..

·T• 20°C

Fig,,ra 32. Efecto de montaña en el movimiento horizontal de las m� de aire. La masa de aire reducirá/ aumentará su temperatura por procesos adiabáticos, asociados solamente al ascenso/descenso, a la disminución/aumento de presión y a la expansión/compresión de las parcelas de aire.



TEMPERATIJRA POTENCIAL

Experimentalmente se observa que si una parcela de aire es desplazada hacia abajo o hacia arriba, en un proceso adiabático, ésta se calentará o enfriará, solamente debido al cambio en el volumen o en la presión de la misma. De la primera ley de termodiná mica es posible derivar un parámetro que represente el calentamiento o enfriamiento adiabático de una parcela de aire seco; integrando la primera ley de termodinámica (ec.3.10), se puede obtener

•• Jdcp = Acp = CplnT R * lnP +i

Ahora, si se considera un proceso adiabático, dq O, o isentrópico, D� O; es decir, si no hay entrada ni salida de calor en el sistema, pero sí hay un cambio en la energía interna por el trabajo hecho, entonces se puede obtener:

o= In (rpK) de tal manera que el argumento (TPk) es una constante, por lo que se puede escribir Pa11v = cte

6

donde K= R* = 287 =.217 y Cp

1004

t= Cv =1-K= 717 :.517 Cp

1004

Ahora se puede definir la temperatura potencial (0 To), como la temperatura que una parcela de aire seco, a presión (P) y temperatura (T), tendría si fuese expandida o comprimida adiabáticamente a una presión de una atmósfera (Po 1 000 mb 5 10 Pa).

(3.11) La temperatura potencial se usa para comparar las parcelas de aire de diferente origen. En un proceso adiabático, la temperatura potencial siempre permanece constante. La primera ley de la termodinámica se puede escribir en términos de la


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entropía y la temperatura potencial, si se toma el logaritmo de la relación 3 .11; se obtiene

ln9 = lr(T(Pof P)"]

si ahora se diferencia con respecto a la temperatura, se puede obtener

e dln9=c dlnT_R*dlnP P dT P dT dT por otro lado, diferenciando la entropía específica (Ec. 3.10) dq> =C dlnT -R* dlnP dT P dT dT

(J.li)

(3.13)

igualando 3.12 y 3.13, se obtiene

dq> . dina dT = Cp dT

6

Aq>= CpA ln0

(3.l4a) (3.14b)

es decir, en un proceso adiabático, el cambio en la temperatura potencial es proporcional al cambio en la entropía; por lo que una parcela de aire sujeta a un proceso en que se conserva la entropía (D� - O), se moverá a lo largo de una superficie isentrópica (� cte.) en donde la temperatura potencial se mantiene const�te (0cte.).

TERMODINÁMICA DEL AIRE HÚMEDO

En la sección anterior se presentaron algunas variables que describen el comporta miento termodinámico del aire seco. En esta sección se discutirán los correspondientes conceptos para el vapor de agua y para el aire húmedo (es decir, la mezcla de aire seco con vapor de agua), por lo que será necesario incluir subíndices para diferenciar cada uno. El vapor de agua es un gas que está siempre presen¡e en la atmósfera, de tal manera que, en general, se puede hablar de una atmósfera húmeda. De acuerdo


Introducción a la meteoro4ogía

con la ley de la presión de los gases, descubiena por el físico y químico inglés John Dalton (17661814), la presión atmosférica es la suma de las presiones parciales de cada uno de los gases que la constituyen, entonces, la humedad ejercerá una presión que se denomina presión de vapor. Para cualquier valor de la temperatura, la atmósfera sólo puede contener una cierta cantidad de vapor de agua; cuando se alcanza este límite, se dice que la atmósfera {o la parcela de aire) está saturada y se define como la presión de vapor saturada.

ECUACIÓN DE ESTADO PARA EL VAPOR DE AGUA

A diferencia de cualquier otro constituyente atmosférico, el agua puede encontrarse en cualquier fase (sólido, líquido o gaseoso). En la fase gaseosa, el agua se comporta como un gas ideal y, por lo tanto, se puede representar similarmente a la ecuaci6n 3.1

e = PvRv*T = PvRT/mv

(3.15a)

donde el subíndice 'v' indica que se trata del vapor de agua; e (Nm·2) es la presión del vapor de agua; P.(kg m·3) es la densidad del vapor de agua; R.* 461 (Jkg1°K·1) es la constante del gas para el vapor de agua; m, 18 x 103 (kg mol:') es el peso molecular del vapor de agua y; T (ºK) es la temperatura del aire que, mientras no haya cambios de fase, será la misma a la que se encuentra el vapor de agua. Si se define e R*IR.* - 0.622, se puede escribir la ec. 3 .1 Sa como vapor de agua:

e= PvR*T/e

(3.15b)

El vapor de agua tiene un calor específico a presión constante, cpv • 1851 J kg1 °K·1; y un calor específico a volumen constante, eyy - 1390 Jkg1°K·1• Introduciendo el subíndice 'd' para indicar que se trata del aire seco, y dejando sin subíndice para indicar que se trata del aire húmedo, se pueden escribir las correspondientes ecuaciones de estado para el aire seco y el aire húmedo de la siguiente manera:


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aire seco:

aire húmedo:

Pd = PdRci*T = PdRT/rTld

(3.16)

P = pR*T = pRT/m

(3.17)

Con P Pd + e. Si se considera que la proporción promedio de vapor de agua encontrado en la atmósfera es del orden de 1.1 %, se tiene que el peso molecular del aire húmedo se obtiene sumando las concentraciones porcentuales de los distintos constituyentes atmosféricos, es decir

m = N2 {78o/o) + 02 (20.9°/o) + ... + H20 (1.1%) = mN2 + mo2 + ... + mv = md+mv = 28 (.78) + 32 (.209) + ... + 18 (0.011) � 28.96 (g mol") En consecuencia, el peso molecular del aire seco será simplemente md • m m, 28.76; por lo tanto: md » m. Esta aproximación se usará a lo largo de este libro. Si se lograra tener una parcela únicamente de vapor de agua, su peso molecular sería: ll1v }\O (100%} 18 (g mol"). De este resultado, se puede concluir que el aire seco será siempre más pesado y denso que el vapor de agua, por lo que para iguales cantidades de aire, las masas de aire húmedo serán más ligeras que las del aire seco y más pesadas que las de vapor de agua.

CONTENIDO DE HUMEDAD EN EL AIRE

El aire en la atmósfera es una mezcla de aire seco y de vapor de agua, y hay varios parámetros que se usan para definir el contenido de humedad en el aire: a) Presión de vapor, e (mb}, que es la presión parcial debida al vapor de agua contenido en la atmósfera. Como se vio en el primer capítulo (véase cuadro 1), la proporción de vapor de agua a nivel del mar, es siempre menor o igual a 4%; entonces, de acuerdo con la ley de Dalton, de las presiones parciales, la presión del vapor de agua será también � de 4% de la presión atmosférica. En la figura 33 se muestra la presión de vapor de saturación en función de la temperatura del aire.



90

80 70 60 50

1

...

10

o

___, O

10

20

30

40

so

Temperatura del aire� Figura JJ. Presión de vapor saturada y densidad del vapor de agua en función de la temperatura. (Derivada de Keenao et al, 1969).

b) Densidad del vapor, Py, (gm/ m'), también conocida como la humedad absoluta, es la masa total de vapor de agua en un volumen de aire, se define a partir de la relación de estado (ec.3.15), como eE Pv = R.T e) Razón de mezcla (w), (gm/kg), que es la masa del vapor de agua CMv) (gm), por unidad de masa de aire seco (kg)

(MJ

Mv Md

Pv Pd

(3.18a)

W=-=-

entonces, sustituyendo las relaciones 3.16 y 3.17, y recordando que rn= md; pd - M/V y Pv - M, I V, se puede obtener W=

eV/R� T e R� =-PdV/R�T P-eR�

w = E e = 0.622 e P-e

P-e


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d) Humedad específica (q) (gm/kg), definida como la masa del vapor de agua
q = Mv

(3.19a)

M

de la cual se puede obtener que

e

(3.19b)

q = 0.622p

de tal manera que la razón de mezcla y la humedad especifica son prácticamente iguales, pues P > > e, como se vio anteriormente.

w = 0.622

e e � 0.622 P-e P

=q

{3.19c)

e) Razón de meu:la de saturación, {w) (gm/kg), definida similarmente a la ecuación 3.18,como

w. =0.622

°• P-e

(3.20) s

donde e, representa la presión de vapor saturada; es decir, el valor que tendría la presión del vapor cuando la parcela de aire considerada tiene la máxima cantidad de humedad. Se ha comprobado que e, s6lo depende de la temperatura del sistema, de tal manera que en un sistema cerrado, en el que se tiene agua líquida y aire para cualquier temperatura, el aire se encontrará saturado de vapor de agua en el estado de equilibrio térmico. A su vez, e puede ser definida como: 1

_ J a(T273.16)] e, 6 . 1078 exl (T-b) donde: (a 21.8745584 y b • 7.66) sobre hielo; y {a 17.2693882 y b • 35.86) sobreagua. La presión de vapor saturada {e) se presenta cuando una parcela de aire húmedo está en equilibrio sobre una superficie plana de agua o de hielo a una temperatura dada. Mientras más alta la temperatura, mayor será la cantidad de humedad para lograr la saturación de la parcela a una presión dada; similarmente, para una temperatura



dada, mientras más baja sea la presi6n se requerirá una mayor cantidad de humedad para lograr la saturación. f) Humedad específica de saturación (q) (gm/kg), definida similarmente a la ecuación 3 .19, como

Q5 = 0.622

p

e

(321)

g) Humedad relativa (h), definida por el cociente entre la razón de mezcla y la razón de mezcla de saturación, expresada en porcentaje, como

h = w x 1 OOo/o

(3.22a)

= � x100º/o

(3.22b)

ws

es

la humedad relativa varía desde 0% (aire seco, por ejemplo sobre los desiertos a medio día), hasta 100% (aire saturado, por ejemplo sobre las costas con neblina).

TEMPERATURAS RELAOONADAS CON LA HUMEDAD

J

a) Temperatura potencial equivalente (e Si se considera una parcela de aire húmedo (es decir, aquélla donde se pueden presentar cambios de fase en el vapor de agua contenido) que sufre un desplazamiento vertical ascendente, la disminución de presión atmosférica hará que la parcela de aire se expanda y se enfríe, consecuentemente podrá generarse condensación del vapor de agua, liberando calor latente hacia la parcela. Si el desplazamiento es descendente, la parcela sufrirá una compresión y se calentará, pudiéndose generar la evaporación del agua, de tal manera que la parcela de aire pierde calor, mientras que es el vapor de agua el que lo gana. A la temperatura resultante de este proceso se le llama temperatura potencial equivalente, definida como la temperatura potencial que una parcela de aire tendría si es elevada pseudo adiabáticamen te hasta que toda su humedad se condense y salga en forma de precipitación, para posteriormente regresada adiabáticamente a una presión de 1000 mb. La cantidad de calor latente perdido es relativamente pequeño en


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comparación con el que permanece dentro de la parcela. En este caso, la temperatura final, después de haber regresado al nivel de 1000 mb, tendrá un valor superior al que tenía inicialmente. Todo esto se reconoce como un proceso irreversible. Se puede obtener una expresión aproximada para la temperatura potencial equivalente a partir de la primera ley de la termodinámica, expresada en términos de la entropía, Cp dln0 = dq, (ec. 3.14);sepuedeconside.rarentoncesquelatransferencia de calor, al condensarse el vapor de agua en la parcela de aire, está dada por Ldw/ T, donde Les el calor latente de condensación, dw es la cantidad de masa de vapor de agua condensada a una temperatura T; sustituyendo se obtiene

Ldw

cpdlnS+--,=-=dq> si este proceso es suficientemente rápido, se puede considerar como un proceso pseudoisentrópico (o pseudoadiabático), dci. ::::: O, y obtener

Ldw

dln9=-CpT para una parcela de aire saturada, bajo un proceso pseudoadiabático, el cambio en la razón de mezcla {w), es mucho más grande que el cambio en la temperatura o en el calor latente, por lo que se puede escribir

dn9

�d( CpT Lw)

integrando desde el valor (9, w), en que se tiene la parcela saturada de humedad, hasta el valor (0e, O), en que la parcela ha perdido la humedad, se tiene 98

0

Lw)

fdlne�- fd ( e w, Cp T



por lo que se obtiene que la temperatura potencial equivalente (0), será

9

8

�

e exp (Lw

ª)

CpT

(3.23)

b) Temperatura virtual (Tv1) definida como el valor de la temperatura que tendría una parcela de aire seco que fuese elevada hasta tener la misma densidad que el aire húmedo a la misma presión. Una masa de aire con vapor de agua, siempre tendrá una densidad menor que el aire seco, a la misma temperatura y presión y, por lo tanto, la masa de aire húmedo será siempre menos pesada y tenderá a elevarse con respecto a una masa de aire seco. Bajo las mismas condiciones de temperatura y presión, Tv, puede ser derivada de las ecuaciones de estado para aire seco y para el vapor de agua, de tal manera que la ecuación de estado para el aire húmedo será

pR*T = Pd�*T + PvRv*T

aire húmedo

aire seco + vapor de agua

entonces, sustituyendo p - MIV, y arreglando los términos, se puede obtener la ecuación de estado para el aire húmedo:

_-pR*T[M Mv] M d+-E-


Sergio Reyes Coca

pero como M Md + My, se obtiene

= pR * J 1 + w/e: J

'L 1+w

que puede ser aproximado a:

P � pR*T ( 1 + €W)

(3.24}

Este resultado indica que la ecuaci6n de estado para aire seco puede ser aplicada al aire húmedo si se incluye el factor de correcci6n entre paréntesis. Usualmente, este factor define la temperatura virtual

Tv

= T (1 + EW)

{3.25}

Entonces, en general, la ecuaci6n de estado para el aire húmedo será

Pa

= R*Tv

(3.26}

Normalmente, en condiciones de poca humedad, se tiene que Tv:::: T. Una parcela de aire húmedo puede saturarse si es enfriada por procesos térmicos o dinámicos, los cuales pueden describirse con ayuda de las siguientes definiciones: e) Temperatura del punto de rocío (T), definida como la temperatura a la que el aire húmedo alcanza la saturación, manteniendo la presión (P), y la razón de mezcla {w), constantes. El rocío es el agua condensada sobre cualquier superficie; en general se forma durante las noches, por efecto del enfriamiento racliativo, que hace que la temperatura del aire baje hasta el punto de rocío y se condense el vapor. En caso de que esta temperatura esté por abajo de OºC, se formará hielo y entonces se dice que se alcanza el punto de congelamiento (o helada). Nótese que cuando el aire se encuentra saturado, la temperatura del punto de rocío coincide con la temperatura del aire, aunque en general será menor.


ln1roducción a la meteorología

J,

d) Temperatura del bulbo húmedo (T definida como la temperatura que se alcanza cuando una parcela de aire es enfriada hasta saturarla mediante el proceso de la evaporación, manteniendo la presión constante y la razón de mezcla variable. Para medir el contenido de humedad en la atmósfera, se utiliza el psicrómetro, que consiste de dos termómetros ordinarios, uno de ellos se encuentra descubierto (bulbo seco), mientras que el otro se cubre con una muselina o algodón, que se mantiene permanentemente mojado (bulbo húmedo). Cuando el psicrómetro es ventilado, el termómetro del bulbo húmedo empezará a evaporar el agua, reduciendo la temperatura hasta que se alcanza un equilibrio térmico con el medio ambiente. La diferencia entre el bulbo seco y el bulbo húmedo dará la medida de la humedad relativa. Si el aire está saturado. no podrá haber evaporación ni enfriamiento, por lo que en este caso coinciden la temperatura del aire, la temperatura del punto de rocío y la temperatura del bulbo húmedo. Si el aire no está saturado, se tendrá evaporación y enfriamiento del bulbo húmedo, por lo que en general, T h :t: T r·

50

100% 80% 60% 40%

Choque de calor

40

O'

�

u o

20%

30 20

¡..;.]

10

10

..!!

�

1

:i::

�_J

30 40 Tcmperatura del aire (°e)

20

�

·o>

50

Fig11-ra 34. Diagrama de comodidsd del ser humano, en función de la temperarura del aire y de la humedad relativa (%). El rango de comodidad ambiental se localiza entre t.emperatuns del aire de 15 a 25°C y con humedad rebriva de 25 a 75 %.


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En condiciones ideales, el rango de comodidad para las personas está entre 15 y 25 ºC en temperatura del aire (temperatura del bulbo seco), y entre 25 y 75 % de humedad relativa (véase figura 34). Fuera de este rango, las condiciones atmosféricas podrán ser muy incómodas, dependiendo del estado de salud y costumbres del individuo. Cuando la temperatura aumenta a valores de 40°C o mayores (como es el caso de las regiones desérticas, que alcanzan valores máximos promedio del orden de 45 SOºC durante los meses de verano); el organismo humano puede soportarlas siempre y cuando la humedad relativa sea baja, pues la piel puede transpirar con normalidad, evaporando el sudor y reduciendo la temperatura del cuerpo. Por el contrario, cuando el aire se encuentra muy húmedo (como es el caso cuando se presentan las "surgencias" de humedad, los monzones, provenientes de los océanos o de las tormentas tropicales y huracanes), la atmósfera se satura de humedad, impidiendo que la piel transpire libremente, incluso observándose una "condensación" de la humedad sobre nuestros cuerpos (es cuando se siente que las ropas se mojan y se "pegan" al cuerpo), por lo que el sistema termorregulador del organismo no puede enfriar el cuerpo y puede sobrevenir un choque (pérdida del sentido) por calor, y la muerte, si no se trata a tiempo.

CUADRO 9. FACTOR DE REDUCCIÓN DE LA TEMPERATURA DEL AIRE POR EFECTO DEL VIENTO

35 30 25

20

15

16 3 5 10 15 18 20 21 22

12 3 -11 17 22 25 27 29 30

Temperatura del aire (ºf) o 5 10 15 20 25 30 35 -40 45 10 5

MPH (millas por hora) 5 10 15 20 25 30 35 40 45

33 22 16 12 8 6 4 3 2

27 16 9 4 1 2 4 5 6

21 10 2 3 7 10 12 13 14

7 9 18 24 29 33 35 .37 38

o 15 25 31 36 41 43 .45 46

5 10 22 27 31 38 .39 46 44 51 49 56 52 58 .53 60 54 62

15 34 45 53 59 64 67 69 70

21 40 51 60 66 71 74 76 78

26 46 58 67 74 79 82 84 85

31 36 52 58 65 -72 .74 81 81 88 86 93 89 97 92100 93 102

42 64 78 88 96 101 105 107 109

47 52 71 77 85 92 95 103 103 110 109 116 113 120 115123 117 125



e) Temperatura del viento. La temperatura del aire y el viento pueden causar una gran pérdida de calor del cuerpo humano o de cualquier cuerpo. Una combinación de baja temperatura e intensos vientos hace sentir fríos extremos. En el cuadro 9 se muestra, por ejemplo, que una temperatura de 20°F, combinada con un viento de 20 millas por hora, puede causar que el cuerpo pierda calor equivalente al que perdería si la temperatura fuese de sólo SºF, con viento de 5 MPH. DIAGRAMAS TERMODINÁMICOS Los diagramas termodinámicos se forman con la superposición de los distintos procesos termodinámicos en cartas básicas de temperatura y presión (véase figura 35). Los diagramas termodinámicos son muy útiles para visualizar el comportamiento de los parámetros atmosféricos, los cuales son registrados por la red mundial de observación meteorológica. Cada país tiene una red nacional de observaciones meteorológicas, formada por radiosondeos distribuidos estratégicamente, princi palmente con el fin de detectar los fenómenos meteorológicos de escala sinóptica que afectan a cada país o región. En la atmósfera libre, los parámetros básicos observados son: la presión, la temperatura, la humedad y el viento, la cantidad, la frecuencia y el tiempo de estas observaciones, dependen del poder económico de cada país; en general, en los países de primer mundo, se hacen cuatro observa ciones al día {03, 09, 15 y 21 hora Z, referido al meridiano de Greenwich); mientras que en los países pobres, se hacen sólo una o dos observaciones diarias, en el mejor de los casos. Conforme una parcela de aire sufre un proceso, es posible graficar su historia en un diagrama termodinámico. Un proceso reversible aparecerá como una curva cerrada, mientras que un proceso irreversible, será una curva abierta. Los diagramas termodinámicos son útiles no sólo para representar la variación vertical de los parámetros, sino también para representar algunas propiedades hidrostáticas y de estabilidad. Los diagramas termodinámicos más usuales son (a) el de Stüve; (b) el emagrama y (e) el tefigrama.


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!o e:

�

�

-400

7.7

500 600 700 800 900 1000

5.8 -4.3 3.0

1.9

.9

o

l

ª

<

-10

o

10

20 30 -40

Temperarura C'(,') Fipra 35. Composición de un diagrama termodinámico; carta básica con una malla de isolíaeas de presión (eje vertical) y de temperatura del aire (eje horizontal).

a) Diagrama de Stüve (o carta adiabática). Fue desarrollado por el meteorólogo alemán, G. Stüve en 1917; es un diagrama termodinámico basado en la ecuación de la temperatura potencial (ec. 3.11), la cual implica que para cada valorde0 existe una relación lineal entre Ty P"«. Entonces, en un sistema de coordenadas de T (eje hori zontal) y P (eje vertical), las isolíneas de temperatura potencial (0 cte., o adiabatas) son líneas rectas, inclinadas y divergentes, originadas desde el punto P0 mb, TOºK. Este tipo de diagrama se usa mucho para representar procesos adiabáticos en la atmósfera, como se muestra en la figura 36. b) Emagrama. También llamado diagrama termodinámico verdadero. Este tipo de diagrama fue inicialmente propuesto por el meteorólogo alemán, A. Refsdal en 1930; es aquel diagrama en el que el área dentro de cualquier contomo, es proporcional al trabajo (o energía), con la misma constante de proporcionalidad para todo el diagrama. Emagrama es una abreviación de los términos energía por unidad de masa en diagrama. En meteorología, las variable de estado más usadas para describir el comportamiento atmosférico son presión y temperatura; entonces, con la ayuda de las ecuaciones 3.1 y 3.3, se puede obtener

dw

= Pda = R*dT- adP ll1 Ccpyrigrted material


400

7.7

500

5.8

600

4.3

o

700

3.0

�

800

1.9

900

0.9

1000

o

A'

se: ·�

10

o

10

20

Ternperarura fCj

30

l a�

<

40

Fig11ra 36. Diagrama de Srüve. Las lineas horizontales representan isobaras; las líneas verticales representan isotermas y las lineas rectas inclinadas representan adiabatas, o lineas de temperatura potencial constante (O cte.).

integrando en un ciclo cerrado

fdw =fR·dr -fR·rd;

Como el primer término de la derecha es la integral de una diferencial exacta ÍdT • O, entonces el trabajo hecho será:

�w =-R· fTd(lnP)

(3.27)

En un diagrama T vs lnP, las adiabatas secas (0 cte.) están ligeramente curvas, cóncavas hacia arriba y convergen hacia temperaturas y presiones bajas (véase figura 37). Las adiabatas hacen un ángulo cercano a los 45° con las isobaras, las líneas de razón de mezcla de saturaciónson rectas, casi paralelas a las isotermas y las pseudo adiabatas (0e cte.) son curvas. e) Tefigrama. Si las isotermas del emagrama se mantienen fijas y las adiabatas secas son rotadas hasta que alcancen una posición horizontal, se puede obtener el tefigrama. Este diagrama fue desarrolladó ponel físico inglés, sir N. Shaw en 1936; se deriva de las

112 Copyrighted material

Sergio Reyes Coca

400 500

::o'

se

600

o

700

el..

800

•@

900 1000

-19

o

10 20 30 Tempcratun rc.)

40

Piprt137. Em.agrama. Las líneas horizontales representan isobaras; las líoe2s verticales representan isotermas y las líneas curvas incliiwias representan adiabatas, o líneas de temperatura potencial constante (0 • cte.).

palabras temperatura, entropía especifica (6), y diagrama. De la relación de la entropía específica (ec.3.10), se tiene que el total de calor agregado a un sistema es

ahora, de la definición de temperatura potencial (ec.3.11), se puede derivar

d0

dT

dP

0

T

P

-=--K-

por lo qu.e sustituyendo se obtiene que el calor total recibido por un sistema será (3.28) En consecuencia, en un diagrama de coordenadas T vs ln0 ó T vs cf>; la tempera tura está representada por líneas verticales; la temperatura potencial (adiabatas) por líneas horizontales y la presión por líneas curvas, que decrecen en magnitud con la altura, como se muestra en la figura 38.

113 Copyrigt>ted matonal


i

t f �

I-

400 380 360 340 320 300 280 260

-60

-40

-20

o

20

Temperatura� Fipra 38. Tefigrama. Las lineas horizontales representan adiabatas (O cte.); las lineas verticales representan isotermas y las líneas curvas inclinadas representan isobaras.

ESTRUCTURA VERTICAL DE LAS VARIABLES TERMODINÁMICAS

En el capítulo 1 se presentaron las distintas proporciones que mantienen los consti tuyentes gaseosos en la atmósfera terrestre. En este capítulo se tratará de saber cómo están distribuidos en la altura los parámetros termodinámicos bajo distintas condiciones. Para esto, es necesario entender cómo varían la densidad y la presión con la altura, lo que está dado por la ley barométrica o la ecuación hidrostática. BALANCE HIDROSTÁTICO

La ecuación hidrostática se puede derivar del balance de fuerzas que experimenta una parcela de fluido en reposo en la atmósfera. Es decir, el balance que existe entre la fuerza de gravedad (el peso) y la fuerza debida al gradiente vertical de presión (la flotabilidad) en un sistema en equilibrio. De acuerdo con la segunda ley de Newton, la fuerza ejercida sobre una parcela de fluido es igual a la masa de la parcela por la aceleración que tiene esa parcela; entonces, en la dirección vertical, la parcela de fluido estará sujeta a una fuerza de gravedad, hacia abajo, equivalente a su masa, M, por la gravedad, g; es decir: 114 Copyriqt-ted material

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recordando que la densidad se define como p • M/V, entonces se podrá escribir la fuerza de gravedad por unidad de volumen, como F Peso=....!!. = -pg (3.29) V donde el signo () indica que es una fuerza hacia abajo (hacia el centro de la Tierra, modificada ligeramente por la fuerza centrípeta, como se verá en el capítulo 4). Simultáneamente, el mismo aire estará ejerciendo una fuerza de flotabilidad que impide que caiga libremente la parcela, dada por la presión (P), que ejerce el fluido sobre el área de la parcela (A) Fgradiente de presión = FVP = PA

Esta fuerza de flotabilidad, también es conocida como la fuerza del gradiente de presión en la dirección vertical, por unidad de volumen, estará dada por: Fvp PA P FI otabilld II ad =-=-=+V V z

(3.30)

donde el signo (+)indica que es una fuerza hacia arriba (desde el centro de la Tierra). En el caso de que la parcela de aire se encuentre en equilibrio, ya sea en reposo o moviéndose con velocidad uniforme, la fuerza de gravedad se iguala a la fuerza del gradiente de presión, es decir: Peso = Flotabilidad

Para tener una concepción visual de este concepto, considérese una parcela de aire de dimensiones Ax ,sx1; /:J.y y2y1; y éa: - z2 z1, (véase figura 39). En la cara superior, la parcela estará sujeta a una presión (PJ, hacia abajo, y en la cara inferior la presión sen P 1 P2 + AP, hacia arriba, pues la presión disminuye conforme aumenta la altura. La presión en las caras laterales, será igual, pues la parcela de aire está rodeada por aire en las mismas condiciones.



z z2 - ,,:;....+�

,,,,. ...

X

Fipra 39. Balance de fuerzas debidas al gradiente de presión en dirección vertical. Nótese que la presión disminuye conforme la altura aumenta.

La fuerza del gradiente de presión por unidad de volumen, ejercida por el aire, en la direcciónz, estará dada por la resultante entre P1 P2 + Af>, que presiona hacia arriba (+)y P2 que presiona hacia abajo (), dividida por el intervalo de la distancia, es decir: FvP = P1 -P2 = P2 +6P-P2 = 6P Z2 - Z1 Z1 + ÓZ - z1 62 entonces, en el limite cuando el intervalo 6z se hace muy pequeñozíz � Q se tendrá que la fuerza del gradiente de presión, por unidad de volumen, será: Fvp = lim 6P =+ aP &+062

az

donde el signo (+)indica que es una fuerza hacia arriba (dirección positiva en el eje z). Igualando la fuerza de gravedad con la fuerza del gradiente de presión, es decir:

(3.31a) por lo que se obtiene: aP -=-pg

az

(3.31b)


Sergio Reyes Coca

que se conoce como la ecuación hidrostática o balance hidrostático. NÓtese que la definición de los signos ha sido puramente convencional, adaptados al hecho de que conforme aumenta la altura, la presión disminuye. Para tener una mejor comprensión de esta ecuación, considérense los siguientes ejemplos: a) Densidad constante, p p0, como sería el caso de los océanos a una primera aproximación, entonces, integrando la ecuación hidrostática desde la superficie de la Tierra (z O), sujeto a una presión atmosférica P0, hasta una profundidad z h, en la que se tiene una presión P2, se tiene que

!:

dP = -p0Q

fciz

resolviendo entonces se obtiene que:

(3.32)

!

z

o 0.5 � � �

o

2e �

1 1.5 2 2.5 -3

P0• 1ATM10Spa Atm6sfcra

.

: Oceáao

.

:

·----�-----�------�-----�------�----- . .,• . .. - . ·, � · ' 1 1

I

:

t

• 1

1

1

pz •Po+ pgh

•

..• . -----�------�-----1---·-. . -----1------�----.

..

1 1 1

••••• J1 •••••• �---·· 1

··············----�---·· 1 e I

•

•

•

1

'

•

t

•

•

•

•

-----1------�-----�------}----- -----�----O

50

100

•

••

150

200

250

300

50

Presión (ATM) Fipra 40. Perfil vertical de la presión oceánica. A primera aproximación se puede considerar que la densidad del agua de mar es constante (p • pJ por lo que, al integrar la ecuación hidrosútica, se obtiene que la presión aumentará linealmente con la profundidad.

1V Copyr rghted rnatorlat


De tal manera que en el océano, a primera aproximaci6n, la presión aumenta linealmente con la profundidad, como se puede ver en la figura 40. Para fines prácticos, a profundidades menores de 3 500 m, se utiliza el valor de densidad constante, p - 1 025 kg m·3; mientras que para aguas profundas se usa un valor promedio de p - 1 027 kg m". A causa de las presiones tan altas existentes en el océano profundo, la compresibilidad juega un papel muy importante, si el agua no se comprimiera, el nivel medio del mar estaría cerca de 30 m por arriba del valor actual. Por ejemplo, si la profundidad es de 1000 m, la presión aproximadamente será de: P,000 = 105Pa + 1025(kgn3) 9.81(ms2) 1 OOO(m) o

P1000 = 1 (105) Pa + 100.55 (105) Pa = 101.55 (105) Pa

Es decir, la presión en el océano a una profundidad de 1 000 metros equivale a una presión de 101 atmósferas. En general, se tiene que por cada 10 m de profundidad la presión aumenta una atmósfera. b) Densidad variable, p - p(z), como es el caso para la atmósfera, se tiene que emplear una relación que incluya la presión en función de la densidad, tal como la ecuación de estado (ec.3.1).

P=pRT/m

6

p=mP/RT

Ahora, sustituyendo esta relación en la ecuación hidrostática (ec.3.31), se obtiene:

: = -pg = -mPg/RT reacomodando términos y tomando sólo variaciones en la altura (z}, se obtiene:

dP mg -=--dz P RT


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integrando desde el nivel superficial (z • O), a una atmósfera de presión (P - PJ , hasta una altura (z • h), con una presión (P • PJ, se obtiene: PzdP h mg (3.33a)

f-=-f-dz p o RT

PO

recordando que dP/P dlnP, T T(z) y que m, g y R son constantes, por lo que invirtiendo los limites de integración, se obtendrá:

}ci1nP = mg f dz R

PO

O

T(z)

Por lo que finalmente, la presión se puede representar como:

ex{� Jr�:)] 9

P2 =P0

(3.33b)

En esta ecuación se ve que la presión depende básicamente del perfil vertical de la temperatura, por lo que ahora se debe analizar este parámetro atmosférico:

9

8

.

5

3

·r -�------�-----�------:-----

rd 10 •

-----]·--·-·r· ------·------

2

•

J

1

1

t

�------�-----�----'' ' •'

J

;

_

Presión (MB) Fig,ua 41. Perfil vertical de la presión para una atm6sfera isoterma (T0 18°C}; para una atm6sfera con una razón de cambio de la temperatura para el aire seco (f4 • 10 ºC/km) y para una atm6sfera con una ra.z.60 de cambio de la temperatura para el aire húmedo (f11 • 6.5 ºC/km). La linea horizontal gruesa representa

la escala de altura H 8.+i km.



e) Si consideramos una atmósfera isoterma, es decir con temperatura constante en la altura, T{z) To' se puede obtener:

Pz = P0exp[ mgh] RT0

{3.34)

Esto nos indica que en una atmósfera isoterma, la presión disminuye exponencial mente con la altura, como se puede apreciar de la figura 41. La cantidad Rt/mg se conoce como la altura de escala H. Si se considera que la atmósfera está en equilibrio radiativo y que la temperatura se mantiene constante, con T0 288ºK (véase capítulo 2); el peso molecular del aire, m 28.96 (103) kgmol", la aceleración de la gravedad, g 9 .811DS"2y la constante universal de los gases R = 8.314 Omol·1°K·1), entonces, la altura de escala (H), será equivalente a la altura que tendría toda la atmósfera si fuese comprimida a densidad constante: RT {3.35) H=- º=8.44km mg de tal manera que podemos reescribir la ecuación 3.34, en Pz, como:

P. =P ex{ �)=P ex{ B.�) 0

0

si z 8.44 km, entonces:

P8_44 = P0 exp(1) = 0.36P0

es decir, a la altura de 8.44 km la presión atmosférica es simplemente 36% de la presión atmosférica a nivel superficial (PJ, como se puede ver en la figura 41. d) Si la temperatura es variable; de tal manera que T disminuye linealmente con la altura, en la forma siguiente:

{3.36) donde r -dT/dz es la razón de cambio de la temperatura atmosférica en la altura, dada por

r = dT = T1 T0 dz

z, z0

(

3.37)


Sergio Reyes Coca

donde en el nivel Zo, la temperatura tiene un valor TO' y en el nivel z., tiene un valor de T1 como se indica en la figura 42. T(Z)- t +

z

rz

z, . � •• 1

•• •1 •• • 1

z

0

1 1 1 1

T{z)

_.______._ •

Fig,ua 42. Perfil vertical de la temperatura con atmósfera isoterma, T(z) • T0 ,y temperatura variable, T. •

T(z) • T0 +

r, Donde res el gradiente vertical de la temperatura.

Sustituyendo T{z) TO + rz en la expresión de la variación de la presión en la altura {ec.3.33), se obtiene: dP _ mg zJ dz

1 PO

P

R

T(z)

O

dz 1{Pz)=mgJ P R T 0

z

0

(1az)

donde r - - aTo, entonces, ya que To es constante, se puede resolver la integral, para obtener. mg zJd(-az)

- RT0a O (1-az) mg =--lr(1-az)

Rí



para obtener finalmente que la presión varía exponencialmente en función de la distribución vertical de la temperatura:

(3.38a)

o

p =P.o z

T

Jgm/Rr

_z

(T

(3.38b)

o

En el medio ambiente, r representa el cambio natural de la temperatura con la altura. Este valor de r se puede medir por medio de los sensores que llevan los radiosondeos atmosféricos, los cuales registran la temperatura para cada nivel de altura seleccionado. Obviamente este valor natural de r podrá variar en un amplio rango, como se verá más adelante. Por otro lado, cuando se estudia el comportamiento de una parcela de aire que se mueve verticalmente, dentro de un medio ambiente atmosférico, ésta irá modificando su temperatura, a primera aproximación, de acuerdo con dos posibilidades: caso 1) proceso adiabático, en que la parcela de aire no se satura (no hay cambios de fase); en este caso una parcela de aire seco se define como aquélla en que se tiene humedad relativa por debajo de 100 %, sin llegar a la saturación; y caso 2) proceso pseudo adiabático, en que la parcela de aire se satura (sí hay cambios de fase), en el momento en que se presenta condensación o evaporación del vapor de agua; es decir, cuando la parcela de aire se ha saturado, entonces se habla de una parcela de aire húmedo. Veamos con detalle el comportamiento de estos dos casos y derivemos la correspondiente razón de cambio de la temperatura con la altura.

PROCESO ADIABÁTICO

Se ha definido un proceso adiabático, como aquél en el que el intercambio neto de calor entre la parcela de aire seco y el medio ambiente es cero, dq O. Un proceso adiabático típico en la atmósfera se presenta de la siguiente manera: conforme las


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parcelas de aire cálido se elevan, entran en regiones de menor presión, permitiendo que su volumen aumente. El trabajo hecho por el cambio de volumen de las parcelas ascendentes, genera una reducción en la energía interna (es decir, en la actividad mo lecular del gas), lo que a su vez disminuye la temperatura de las parcelas de aire (véase

figun43).

15

10

5

o Fipr11 43. Proceso adiabitico en el ascenso de las parcelas de aire.

Aunque este es un caso ideal, en la atmósfera los movimientos verticales se presentan en tiempos relativamente pequeños, del orden de minutos y horas, mientras que los otros procesos de transferencia de calor, como radiación y mezcla de masas de aire, son muy lentos; por lo que se puede considerar que el proceso adiabático es una buena aproximación en la atmósfera. Si se tiene un proceso adiabático o isentrópico en una atmósfera seca, entonces sustituyendo la energía interna y el trabajo, en la primera ley de la termodinámica (ec..3.10), se obtiene:

123 Copyriqbted matorral


Entonces para un proceso isentrópico, es decir, 04, O:

dT T

R* dP Cp P

Sustituyendo la ecuaci6n hidrostática (ec.3.31) y la ecuación de estado para la atmósfera (ec.3.lc), se puede obtener:

r, = (dT) = _jl = 9.77ºK/km dz d

(3.39a)

cP

(3.39b) es decir, para un proceso adiabático se tiene que la temperatura en una parcela de aire seco disminuye con la altura a una razón de lOºC cada kilómetro. Este resultado se conoce como la razón del cambio adiabático de la temperatura en la altura. Nótese que la pendiente de las isolíneas de temperatura potencial constante, derivadas de un proceso adiabático, coinciden con la pendiente de rd., como se puede apreciar en la figura 36.

PROCESO PSEUDOADIABÁTICO

Se dice que un proceso es pseudoadiabático cuando la transferencia de calor entre el medio ambiente y la parcela de aire es muy lenta, en comparaci6n con los procesos internos de transferencia de calor (evaporaci6n, condensaci6n, licuefacci6n, etcétera). Este proceso pseudoadiabático se puede representar como el cambio de calor que se produce al evaporar o condensar la humedad contenida en la parcela de aire, de tal manera que la parcela intercambia calor internamente, pero no hay transferencia de calor con el medio ambiente. Después que el aire húmedo es enfriado por el ascenso de la parcela por arriba del nivel de condensación, la humedad empezará a formar gotas de agua (condensación) o partículas de hielo (sublimación), dependiendo de la temperatura, liberando calor latente a la parcela de aire (véase figura 44).


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Se hace tnbajo sobre el medio, • disminuye la energía interna, y se presenta condensación del vapor de agua dentro de dq • O la parcela, para formar nubes y precipitación

Presión baja, volumen grande, temperatura baja

t I

Ascenso e la

pueda e aire Presión alta, volumen pequeño, temperatura alta

Fig11Ta 44. Proceso pseudoadiabático en el ascenso de las parcelas de aire.

Este proceso interno puede representarse en la primera ley de la termodinámica (ec. 3.10) de la siguiente forma:

dcp=c dT -R* dP -L dw, P T P T

(3.40)

donde L(dw/T) es el término que se incluye por el proceso interno de condensación (o evaporación); dw, es la masa de vapor de agua condensada (o evaporada), por unidad de masa del aire, a una determinada temperatura (t); Les el calor latente de condensación (o de evaporación). Como el intercambio de calor con el exterior es muy lento (o es muy pequeño, en comparación con los transportes internos de calor), entonces

e dT -R* dP P T P

_!:f dwªJdT =O 1\ dT

El contenido de humedad no es constante en la atmósfera, pues depende fuertemente de la temperatura, como se mostró en la figura 33. En la baja troposfera hay suficiente humedad para liberar calor latente en el momento de condensación; sin embargo, a mayores alturas, la cantidad de humedad es tan baja que la libe.ración de calor es muy pequeña. En promedio general, se estima que la cantidad de humedad



condensada por unidad de temperatura, es del orden de dwJ /dT :::: 0.2 gmkg1ºC1; donde el signo () significa que el vapor de agua al condensarse libera calor hacia la parcela; en el caso de evaporación, dw, /dT sería positivo. En la formación de nieve y lluvia, por la condensación del vapor de agua, se libera calor hacia afuera del agua condensada, aumentando la temperatura del medio ambiente; de tal manera que se "siente" siempre más calor en el momento de entrar a una nube que se está formando; por el contrario, cuando se presenta la precipitación (lluvia o nieve) en la superficie del suelo, la precipitación absorberá calor del medio, "sintiéndose" frío; en caso de que la temperatura del suelo esté por abajo de la temperatura de la precipitación, ésta liberará calor hacia el medio, congelándose el agua y "sintiéndose" calor. Ya que cP 1004 Jkg1°C·1; L = 595 Cal/gm 2 490 J/gm. Entonces, agrupando términos y sustituyendo la relación hidrostática, se puede obtener

fh=(�H = c�[c.{�)] r; =

[1 �r(d;')J

rh � 6.SºC I km

(3.4 la)

(3.4 lb)

es decir, para un proceso pseudoadiabático se tiene que la temperatura en una atmósfera húmeda disminuye con la altura a una razón de 6.SºC cada kilómetro. Este resultado se conoce como la razón del cambio pseudoadiabático de la temperatura en la altura. 1 rh I es siempre menor que I rd 1 , debido al calor agregado a la parcela de aire conforme se presenta la condensación del vapor de agua. Obviamente, conforme aumenta el contenido de humedad disminuye el valor absoluto de rb. En regiones de alta humedad sobre los océanos tropicales, el valor de rb puede ser del orden de 4 "Ckm", pero en la troposfera media, donde se puede tener temperaturas del orden de 40ºC, el valor de rb es del orden de 9ºCkm·t, mu y cercano al valor de d.

r


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EQUILIBRIO TÉRMICO

Los movimientos verticales del aire juegan un papel muy importante en la generación de los fenómenos meteorológicos, tales como las tormentas, la difusión de contaminantes, la formación de turbulencia, etcétera. El equilibrio térmico es la propiedad, asociada a diferencias de temperatura, de las parcelas de aire que permite que éstas se muevan verticalmente en relación con el medio que las rodea. Cuando una parcela de aire se encuentra en balance hidrostático, significa que todas las fuerzas que actúan sobre ella se anulan entre sí; sin embargo, las diferencias de temperatura con el medio ambiente pueden hacer que la parcela de aire inicie un movimiento ascendente, descendente u oscilatorio. Estos casos pueden dar origen a una fuerza resultante que produce una aceleración en dirección vertical. El equilibrio ele la parcela de aire puede ser estable, inestable o neutral. Los conceptos de equilibrio estable, inestable y neutro entre las parcelas de aire, son básicos para el estudio de los fenómenos meteorológicos y constituyen el tema principal en cuanto al movimiento vertical del aire en la atmósfera. Se dice que una parcela de aire está en equilibrio neutro, cuando al hacer que ésta se desplace en dirección vertical, no experimenta ninguna fuerza resultante, ni hacia arriba ni hacia abajo que la obligue a continuar ascendiendo, o a regresar a la posición original. Se dice que una parcela de aire está en equilibrio estable, cuando al hacer que ésta se desplace verticalmente, la fuerza resultante hace que la parcela tienda a regresar a su posición original. Finalmente, se dice que una parcela de aire está en equilibrio inestable, cuando al hacer que ésta se desplace verticalmente, la fuerza resultante hace que la parcela tienda a continuar su movimiento alejándose de su posición original. En la práctica, los conceptos de equilibrio se pueden entender de la siguiente forma: considérese que se tiene una parcela de aire en reposo en el nivel (zj a una temperatura (TJ Cuando por una causa cualquiera hay una diferencia de temperatura con el medio ambiente, de tal manera que, de acuerdo a la ecuación de estado, la densidad de la parcela también será distinta a la del medio ambiente, entonces se producirá un movimiento relativo vertical, hacia arriba (si la densidad de la parcela es menor) o hacia abajo (si la densidad es mayor). Supóngase que la parcela de aire



cambia su temperatura a una razón de 8°C por cada kilómetro, es decir, que r,, 8 º C K.m·1• Ahora, considérense los siguientes casos: a) Equilibrio inestable. Si el medio ambiente tiene un gradiente térmico adiabático rd 10 º C km", para el aire seco, entonces se tiene que:

-BºCkm-1 =rp>rd =-10ºCkm-1 en un movimiento ascendente, la parcela de aire se estará enfriando más lentamente que el medio ambiente, por lo que mantendrá una densidad menor que el medio y permanecerá ascendiendo. En caso de que inicialmente la parcela esté descendiendo, y manteniendo r,, > rd' ésta se estará calentando más lentamente, por lo que el medio ambiente será menos denso y la parcela se mantendrá descendiendo, alejándose de su posición original (véase figura 45). b) Equilibrio estable. Si el medio ambiente tiene un gradiente térmico pseudoadia bático del aire húmedo, de h = 6.5 ° C km", entonces se tiene que

r

-8ºCkm-1 =rp<íh=-6.5°Ckm-1

+1 rp-�s°C/Kin ¡ :

4

3

•••·• ... ·1· .•.••••

;

2 1

. ..

.

,

:

..

¡---····· ···�···········(···

o l

20

¡ JO

_¡ O

_ 10

Temperatura rq

20

Fig,,ra 45. Condiciones de equilibrio inesrable de una parcela de aire que cambia su remperarura a raz.ón de 8 ºC/km, mientras que el medio ambiente cambia su temperatura a raz6n de 10 ºC/km. En este caso, la parcela siempre tended a continuar a.lejindose de su posici6o inici�.


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en un movimiento ascendente la parcela se estará enfriando más rápidamente que el medio ambiente y permanecerá más fría y más densa, por lo que la parcela tenderá a bajar, regresando a su posición original. Si por el contrario, la parcela inicialmente desciende, manteniendo rP < rb' entonces ésta se calentará más rápidamente que el medio, por lo que será menos densa y tenderá a subir, regresando a su posición

original (véase figura 46).

3

....

···:·····. ·····.··············

2

·············�·············

1

................. :.

o -20

10

: ...........•. .

:

o

10

20

Fig,mt 4'. Condiciones de equilibrio estable de una parcela de aire que cambia su temperatura a ra.z6n de 8 ºC/km, mientras que el medio ambiente cambia su temperatura a razón de 6.5 ºC/km. En este caso la parcela siempre tenderá a regresar a su posición inicial.

e) Equilibrio neutro. Si el medio ambiente y la parcela de aire mantienen el mismo gradiente térmico, ya sea el adiabático del aire seco, rd rP o el seudoadiabático del aire húmedo, rp - rh, o simplemente

rp=r donde r pueda tener cualquier valor, entonces la parcela de aire y el medio ambiente siempre se estarán enfriando o calentando en la misma forma, por lo que nunca se podrá observar diferencia de densidades entre ellas y no podrá existir un movimiento relativo entre las mismas (véase figura 47). 129 Copyrigt>tod rnatortat


3 2

tr rd :

·············;

p

.

··¡-·· .. ·····t······· . .

···········�·'l o.••*••·•····

.

.

,. ······-··

.

1

o -20

10

O

10

Temperarura C'Q

20

Fipra 47. Condiciones de equilibrio neutro de una parcela de aire que cambia su temperatura a la misma razón que el medio ambiente. En este caso la parcela siempre tenderá a permanecer en la posici6n que es desplazada, o en su posición inicial, si no es perturbada,

EJEMPLOS

Para saber qué tipo de equilibrio se tiene y si existe una mayor o menor facilidad de que se produzcan movimientos ascendentes o descendentes en una cierta región atmosférica, es Útil conocer la distribución vertical de la temperatura y la humedad. En los siguientes ejemplos, se esquematizan algunos conceptos relacionados con los procesos termodinámicos y el equilibrio de las parcelas de aire en la atmósfera) Considérese una atmósfera de aire seco (aire no saturado), con rd = 1 OºCkm·1 y una parcela de aire que cambia su temperatura a una razón de rp = -8º0
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Fipra 48. Condiciones de inestabilidad de las parcelas de aire en una atm6sfera seca. Cuando la parcela de aire alcanza el nivel z1, ésta se encontrará mis cálida y ligera, por lo que tenderá a seguir ascendiendo indefinidamente.

Considérese una atmósfera de aire húmedo (aire saturado}, con una rb 6.5°Cknr1• Cuando la humedad relativa es menor que 100%, es decir, sin cambios de fase del vapor de agua, las mismas condiciones de equilibrio que para el aire seco son aplicables. Sin embargo, cuando se tiene aire húmedo que es forzado a elevarse, éste se podrá saturar eventualmente y alcanzará el nivel de condensación (véase figura 49).

Fig,,ra 4.9.Condiciooes de inestabilidad de las parcelas de aire húmedo. El nivel de condensación se alcanzará en el punto en que la temperatura del bulbo húmedo (T.), coincide con la del bulbo seco, (T.), (humedad relativa de 100 %); a este valor también se le llama temperatura de condeo.saci6o (TJ



En el nivel de condensaci6n (z), la temperatura del aire húmedo (TJ, coincidirá con la temperatura del aire seco (T Este nivel de condensación también dependerá del medio ambiente y de la concentración de aerosoles higroscópicos (polvos, metales, panículas). Un ejemplo del comportamiento del nivel de condensación se presenta en el cambio del día a la noche: durante el día (las horas de máximo calentamiento) las temperaturas Td y Th al nivel del suelo, se encuentran muy separadas, pues durante el día hay muy baja humedad relativa y, por consiguiente, el nivel de condensación se encuentra muy alto, lo que significa que el ascenso de parcelas de aire deberá ser muy grande para tener formación de nubes. Por el contrario, durante la noche, al enfriarse el suelo y la atmósfera, la humedad relativa aumenta, por lo que estas dos temperaturas se encuentran muy próximas y por ello el nivel de condensación será alcanzado a bajas alturas. Cuando el aire superficial choca contra alguna barrera topográfica, como una cadena montañosa, ésta forzará un ascenso del aire, el cual puede producir varios efectos diferentes, dependiendo del equilibrio térmico y del contenido de humedad en la atmósfera. Si ésta es inestable, el aire cálido y húmedo ascenderá, disminuyendo su temperatura a una razón de cambio pseudoadiabático (rh - - 6.5 ºC/km), se enfriará hasta llegar al punto de condensación, formándose nubosidad y precipitación; al des cender, aumentará su temperatura con una razón de cambio adiabático del aire seco (rd 10 ºC/km); de tal manera que al descender al mismo nivel del otro lado de la montaña, su temperatura será más alta (véase figura 32). Considérese ahora el fenómeno que se genera cuando se tiene una atmósfera en equilibrio estable, de tal manera que la razón de cambio de la temperatura del medio ambiente sea mayor que la de la parcela de aire, si hacemos que una parcela de aire sea elevada, ésta se encontrará en un medio más cálido y menos denso, por lo que tenderá entonces a regresar a su nivel original y después, que pasa por éste y baja aún más, encontrará un medio más frío y más denso, por lo que tenderá nuevamente a regresar a su nivel original, generándose un movimiento vertical denominado oscilación de BruntVaisalla. Este concepto fue inicialmente descrito por el meteorólogo inglés, sir David Brunt {1886 1965) y el meteorólogo finlandés, Vilho Vaisalla (1899 1966).

J.


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Considérese que la parcela de aire está en equilibrio hidrostático con el medio ambiente, de tal manera que pPg pmg; es decir, la fuerza por unidad de volumen, debida al peso de la parcela, Fpucr1a pPg, es de igual magnitud que la fuerza debida a la flotabilidad del medio, Faiedio p $ (véase figura 50). 0

p

1

Fuerza debida al peso de la parcela de aire Fuerza debida a la

flotabilidad del medio ambiente

ñpra $0. Parcela de aire que se encuentra en equilibrio hidrosútico. La fuerza debida al peso de la parcela es igual a la fuerza de flotabilidad dcl medio ambiente sobre la parcela.

Ahora, si existe un movimiento relativo entre la parce.la de aire y el medio, entonces

se tendrá una fuerza resultante (F), sobre la parcela de masa (M), tal que:

d2

F = Mp (az) 2 = Fmedio dt

F

pa,ce&a

d2

=MP 2(oz)=MmgMpg dt

donde dz representa un pequeño desplazamiento de la parcela debido a la fuerza resultante y M pV, entonces

�(oz)= (pm pp) g 2

dt

Pp


lntroduoción a la meteorología

A primera aproximación se tiene que la parcela de aire se encuentra a la misma presión atmosférica que el medio ambiente, es decir: PP P m' lo cual implica que

=

PpR*Tp =pmR*Tm entonces recordando ahora que

=r =:> Tm To =r (6TJ 6z m 6z m m

y

(ºTJ =r. 6z p

por lo que

d2

-

dt

P

=:>

TP T0 6z

=r

P

r -r (6z)= P T m (6z)g 2 m

d2 ::::) dt2(oz)+(rmrp)i (6z)=0 cuyas soluciones son :

6z = Acoscot

m

�{6z) = Acosenc.ot

dt d2 (6z) = AC1>2cosrot dt2 ::::) e.o 2= (rp rm)dl

Tm

que es la frecuencia de BruntVaisalla; para latitudes medias, tiene un valor típico del orden de:

w2:: [(6.5)(10.0)]

10x103 300

= 10

4

s-2


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por lo que el periodo de oscilación natural (t), es del orden de (véase figura 51). -r = 21t w =

6.28 . _2 seg:: 600 seg:: 1 o mm 10

Parcela de aire más tría y pesada, tiende a descender

p

!

La parcela tiende a oscilar alrededor de

1

Nivel"dé esuilibiio · 1 1 1 1

T--+

este punto.

•

Parcela más álida y

ligera, tiende a subir

Fig,,ra 51. Oscilaci6n de BruntVai.salla de las parcelas de aire que se encuentran en un equilibrio estable.

Si existe estabilidad en la atm6sfera, al subir las parcelas de aire y enfriarse a una razón adiabática, encontrarán capas atmosféricas más cálidas y densas, por lo que regresarán a su lugar de origen, formando las ondas de montaña.

REsUMEN

El estudio de los procesos termodinámicos en la atmósfera se basa en dos conceptos principales: primero, que la atmósfera es una mezcla de dos gases ideales, aire seco y vapor de agua, los cuales pueden ser representados por la ecuación de estado del aire húmedo, Pa R*T; y segundo, que el cambio en la energía interna (de), en cualquier proceso atmosférico, está relacionado con la transferencia de calor (dq),



entre el medio ambiente y el sistema, más el trabajo (dw), que el sistema hace sobre el medio, que se puede representar con la ecuación de la primera ley de la termodinámica, dq • de + dw. Se dice que se tiene un proceso adiabático, cuando el intercambio de calor entre el sistema y el medio ambiente es cero (dq O}; de tal manera que un proceso adiabático es aquél en el cual la temperatura potencial se mantiene constante, describiendo un proceso reversible. Por otro lado, se tiene un proceso pseudoadiabático cuando el intercambio de calor entre el medio y la parcela es muy lento o muy pequeño, en comparación con el intercambio de calor asociado a un cambio de fase dentro del sistema, (dq::: O); de tal manera que un proceso pseudoadiabático es aquél que se inicia con una cierta cantidad de calor latente y lo pierde al condensarse y formarse la precipitación, describiendo un proceso irreversible. Para cualquier valor de la temperatura, la atmósfera sólo puede contener una cierta cantidad de vapor de agua; cuando se alcanza este

límite, se dice que la atmósfera (o la parcela de aire) está saturada y se define como la presión de vapor saturada. El aire en la atmósfera es una mezcla de aire seco y de vapor de agua, y hay varios parámetros que se usan para definir el contenido de humedad en el aire: presión de vapor, razón de mezcla, razón de mezcla de satura ción, humedad relativa, humedad absoluta y humedad específica de saturación. Finalmente, para un proceso adiabático se tiene que la temperatura en una parcela de aire seco disminuye con la altura a una razón de 10°C cada kilómetro; este resultado se conoce como la razón del cambio adiabático de la temperatura en la altura. Mientras que para un proceso pseudoadiabático se tiene que la temperatura en una atmósfera húmeda disminuye con la altura a una razón de 6.SºC cada kilómetro; este resultado se conoce como la razón del cambio pseudoadiabático de la temperatura en la altura.


419 Capítulo4 Dinámica de la atmósfera

Copynghtod rnateriat

DINÁMICA DE LA ATMÓSFERA

Hasta hace muy poco, el pronóstico del tiempo estaba basado principalmente en el análisis subjetivo de la información meteorológica; es decir, los expertos observadores extrapolaban, por medio de distintos métodos estadísticos, el movimiento y desarrollo de los sistemas meteorológicos. A partir de esta metodología, se desarrollaron importantes conceptos y modelos empíricos, los cuales se usaron para predecir la evolución temporal de los fenómenos meteorológicos y para anticipar el desarrollo de perturbaciones atmosféricas. Estos métodos subjetivos de pronosticar el estado del tiempo, requieren de una gran cantidad de personal experimentado y de muchas horas de trabajo para la elaboración de las cartas y mapas meteorológicos, pues para tener una idea clara y completa de los fenómenos atmosféricos, es necesario tener una representación tridimensional de la atmósfera y de su evolución en el tiempo. Afortunadamente., con el desarrollo tecnológico, se han mejorado tanto los sistemas de información y recolección de datos, como los sistemas de procesamiento y análisis computacional. A partir de estos nuevos avances en la computación de alta velocidad, se han podido desarrollar técnicas y modelos objetivos de pronóstico del tiempo; es decir, los métodos basados en la solución numérica de las ecuaciones que gobiernan la evolución temporal y espacial de los campos dinámico y termodinámico de la atmósfera, al ser el pronóstico del viento la principal variable a determinar para el estudio de la dinámica atmosférica. Durante el siglo XVII se sentaron las bases teóricas para el desarrollo de la meteorología dinámica como ciencia, las cuales fueron: a) el desarrollo del concepto de fluido, como un medio continuo de gas o liquido, capaz de ejercer resistencia al movimiento de cuerpos sólidos o de parcelas del mismo fluido; b) el desarrollo de las leyes de movimiento, expresando la conservación de masa, momento y energía mecánica; y e) el desarrollo del cálculo integral. El viento es el resultado de la acción de varias fuerzas sobre las parcelas de aire en la atmósfera. El origen principal de estas fuerzas es la energía radiante recibida del



Sol, la cual se transforma en calor y posteriormente en energía cinética, generando el movimiento de la atmósfera y los océanos, para finalmente disiparse por la fricción. Los procesos que intervienen para generar el movimiento son complejos, pero en general, la circulación de la atmósfera es una consecuencia del calentamiento desigual en la superficie terrestre; a su vez, las diferencias en el calentamiento de la superficie terrestre están en función de las características geográficas de la Tierra y los océanos, y de los movimientos de traslación y rotación terrestre. En este capítulo se empezará por definir los sistemas de coordenadas en el plano tridimensional Tierraatmósfera, se continúa con una descripción de las distintas fuerzas que generan el movimiento de las parcelas de aire en el sistema terrestre en rotación, y se finaliza con la presentación de las ecuaciones y principios que rigen la conservación de momento {segunda ley de Newton) y la conservación de la masa (ecuación de continuidad).

SISTEMAS DE COORDENADAS

En el sistema terrestre -el cual a primera aproximación, puede considerarse como una esfera girando a una velocidad angular constante (O)- es importante primeramente definir los sistemas de coordenadas que permitan ubicar un determinado fenómeno en el espacio, par.a posteriormente analizar las leyes que controlan la dinámica atmosférica. Un sistema de coordenadas es básicamente un conjunto de números que sirve para definir la posición de un punto en un espacio tridimensional. El punto en el espacio se puede referir a una parcela de fluido o a un determinado fenómeno y está definido por un vector tal como distancia, velocidad, aceleración, fuerza, etcétera. Los sistemas de referencia pueden ser inerciales o noinerciales. Un sistema de referencia inercial es aquél que está fijo, o se mueve libremente en el espacio y no está acelerado o rotando con respecto de las estrellas lejanas, supuestas fijas en el espacio. Las leyes de Newton son válidas en todos los sistemas de referencia inercial. Por otro lado, la Tierra en rotación con respecto de las estrellas, es un sistema de referencia no inercial. En fenómenos de escala pequeña (por ejemplo, desde cero hasta unos cuantos kilómetros), como el de una manzana que cae, se puede considerar que la Tierra es un


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sistema de referencia inercial, pues ésta prácticamente no se mueve, mientras la maoz.aoa cae; sin embargo, para fenómenos de gran escala (por ejemplo de varios cientos o miles de kilómetros), la Tierra se debe considerar como un sistema de referencia no inercial, en el que su movimiento acelerado de rotación es determinante para la explicación de los fenómenos atmosféricos. En este libro, básicamente se hace uso de coordenadas cartesianas (o rectangulares), esféricas, isobáricas y naturales para explicar los movimientos de la atmósfera. La selección apropiada del sistema de coordenadas dependerá de la escala espacial y del problema que se esté analizando.

COORDENADAS CARTESIANAS O RECTANGULARES

En este sistema, el vector de posición se define con referencia a tres ejes perpendiculares entre sí, dado por los vectores unitarios: i = (1,0,0); j = (0, 1,0); y k = (0,0, 1 ). En la superficie terrestre, este sistema de referencia se define por las coordenadas {x, y, z), en el plano horizontal están el eje x de oeste a este y el eje y de sur a norte; mientras que el eje vertical z está definido por la distancia de la superficie terrestre hacia arriba. Las coordenadas rectangulares, son muy utilizadas en la gran mayoría de los problemas de la vida diaria y en todos aquellos fenómenos meteorológicos en que se pueda suponer la superficie terrestre como un plano recto en reposo con respecto al fenómeno que se está estudiando. Un vector x está definido por {véase figura 52). X=

(4.1)

lx + jy + kz

donde los valores x, y, z, representan la magnitud de la distancia a lo largo de cada eje,

al punto x, respectivamente, y el sentido está dado por los vectores unitarios i, j, y k.

En el sistema de coordenadas cartesianas, el vector de la velocidad, v, se define como dx

. dx

. dy

dz

dt

dt

dt

dt

V=- =1- +J- +k-

v = iu + jv + kw

(4.2a\ 'l

(4.2b)



z

..... �"'

y

. ......................�..,,,..... X

Fipra 52. Sistema de coordenadas cartesiano o rectangular en el espacio. El vector x está definido por los vectores unitarios i (1,0,0), j (0,1,0) y k (0,0,1) a lo largo de cada eje ortogonal x, y, z, respectivamente. Nótese el reaángulo formado por las proyecciones de los correspondientes ejes ortogonales.

Entonces se tiene que las velocidades positivas se conocen como vientos del oeste (x), del sur (y) y hacia arriba (z), respectivamente; mientras que las velocidades negativas son vientos del este, del norte y hacia abajo; como se indica en la figura 53 y el vector de la aceleración, a se define como

dv dt

du dv dw +j- +kdt dt dt

a=- =i-

(4.3a)

. d2x . d2y d2z a=, +J-+k-dt2 dt2 dt2

(4.3b)

a = la, + [a, + ka,

(4.3c)

COORDENADAS ESFÉRICAS

La posición x puede ser definida en un sistema de coordenadas esféricas. En este sistema se pueden usar los siguientes ejes de coordenadas: el radio vector (r), definido como la distancia del centro de la Tierra al punto x; la latitud(�), definida como el 142 Ccpynqr-ted matorral

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Arriba(+) Norte(+) Oeste(·) Este(+) Sur(·) Abajo(·) Fipr11 SJ. Diagrama representando los ejes de coordenadas en la Tierra vista desde la superficie terrestre, para el caso del viento. Por ejemplo, si se dice que el viento es del oeste, se esú refiriendo a que el viento va hacia el este y tiene una direcci6n positiva; mientras que si se dice que el viento es del este, se está refiriendo a que el viento va hacia el oeste y tiene una direccién negativa.

ángulo formado por el radio vector r y el plano ecuatoriali varía desde 90° (cuando x está en la dirección del polo norte) hasta 90° (en la dirección del polo sur), pasando por el ecuador (cp 0°); y la longitud ()..), definida como el ángulo formado por la proyección del radio vector en el plano ecuatorial y el eje imaginario desde el centro de la Tierra hasta el meridiano de Greenwich; A varía desde 0° (en el meridiano de Greenwich) hasta 360°, girando hacia el este (véase figura 54). Se pueden definir los vectores unitarios i, j, k, en la dirección este, norte y hacia arriba, respectivamente, cuyo origen común coincide en el punto x; y donde i es tangente al círculo zonal; j es tangente al círculo meridional y k es paralelo al radio vector r. Entonces, las coordenadas esféricas (l, ,, r) estarán relacionadas a las coordenadas rectangulares (x, y, z) por las fórmulas é

+ y = r sen l sen + z = r cos + x = r cos i sen



k

/

,'

"

Círculozon

Fig,m, 54. Diagrama representando las coordenadas esféricas en la Tierra, considerada como una esfera. � es el radio terrestre; es la latitud, con 0° en. el ecuador y 90º eo el polo norte; >.. es la longitud, con ).. 0° eo el meridiano de Greenwich (Europa) y A 180° en la línea de fecha (océano Pacifico). En el diagrama se muestra como ejemplo, el radio vector x, con>.. • 30° y 50°. Nótese que se forma una esfera al barrer el radio vector x entre 0° S x S 360° y 90° S S 90º.

+

+-

+

+

+•

Nótese que para cada punto x en el espacio de la esfera, los vectores unitarios tendrán una dirección diferente. La distanciar, desde el centro de la Tierra al punto x, está definida por la suma del radio terrestre, R,., más la altura desde la superficie de la Tierra (z), de tal manera que, en general, para los fenómenos meteorológicos se puede aproximar a r � R,., pues R,. > > z. Para movimientos dentro de la troposfera (por abajo de los 20 km) se considera que el radio terrestre medio, R,. ( 6.37 x 106 m), es constante. Si A, 4> y r cambian de manera infinitesimal, los correspondientes cambios en las direcciones de i, j, k serán (véase figura 55).

(4.4) dz » dr


Sergio Reyes Coca

Fipra 55. Elemento de longitud, área y volumen arbitrario en coordenadas esféricas, representando una parcela de aire en la atm6sfera. dxrcosfdl; dyrdf; dzdr; con r Rr·

Con esto, se pueden definir las tres componentes positivas de velocidad en las nuevas coordenadas (x, y, z) o en las coordenadas esféricas (A, ci,, r). De tal manera que el vector de la velocidad estará dado por: v .. iu + jv + kw, o

.dx .dy kdz V=l-+J-+ dt dt dt .

dl dt

.

dq> dt

dr dt

v =, RTcosq> + JRT + k-

(4.5)

Ahora, el vector de la aceleración será

dv = -LIU d ri· + JV • a= + kW ] dt

dt

(4.6a)

Ya que las direcciones de los vectores unitarios no son constantes, sino que dependen de la posición en la esfera terrestre, entonces el vector de aceleración a se definirá como:



. du . dv dw di dj dk a=l-+J-+k-+u-+v-+wdt dt dt dt dt dt

(4.6b)

que puede derivarse a 2

vw)

2

uw) +J. (dv 8=1. (du -- uvtane +-+ u tancp +- + k (dw -- u + v dt RT RT dt RT RT dt RT

2 )

(4

. 6c)

que es la aceleración en coordenadas esféricas. Nótese que en el caso de que se considere una esfera de radio infinito, el vector de aceleración será el mismo que se obtuvo para coordenadas cartesianas, pues en ese caso, la superficie de la esfera sería un plano horizontal infinito.

COORDENADAS ISOBÁRICAS

Si se utiliza la presión, en lugar de la altura, se obtiene un nuevo sistema de coordenadas, en el que algunas de las ecuaciones de la dinámica atmosférica pueden representarse en forma más simple. De la ecuación hidrostática (ec.3.31) es claro que existe una relación entre la presión y la altura en cada columna vertical de la atmósfera; de tal manera que se puede usar la presión como coordenada vertical independiente, en cuyo caso, las derivadas parciales en la dirección horizontal se deben evaluar mante niendo P constante. La derivación de los valores de la aceleración horizontal, en este nuevo sistema de coordenadas isobáricas, se puede hacer similarmente a como se derivó la ecuación de balance hidrostácico en el capítulo 3, pero ahora tomando un gradiente de presión a lo largo del eje x (y análogamente en el eje y), como se indica en la figura 56. Entonces, la fuerza del gradiente de presión por unidad ele volumen, en la dirección (x) , a lo largo de una superficie ele altura (z) constante, F 11, será:

Fx = [Po

(Po + oP)J = ox zcte

(ºp) 6x

2


Sergio Reyes Coca

z

Fipra 56. Diagrama de la variación horizontal y vertical de la presión en un sistema de coordenadas rectangulares. La presión disminuye con la altura y aumenta conforme x 6 y aumenten.

donde los subíndices indican las variables que permanecen constantes al evaluarse la diferencial. Entonces, si se quiere calcular la variación de P en x, siguiendo una superficie de altura (z) constante, se puede aplicar la regla de la cadena y obtener (indicadas por las flechas en la figura 56):

(:a=(- ::u:a

donde el signo() se ha incluido, ya que 6P < O para 6z > O; es decir, conforme la altura aumenta, la presión disminuye. En el límite Sx, Sz � O, se obtiene

y sustituyendo la ecuación hidrostática {ec.3.31):

( :). = (pg).( :). 147 Copynghtod rnatorlal


de tal manera que la fuerza por unidad de masa del gradiente de presión (es decir, la aceleración) en la dirección (x), en un sistema de coordenadas rectangulares será:

a=�=;(:), mientras que en el nuevo sistema de coordenadas isobáricas la aceleración será:

a. Fxm

= -g

(ªz) ax

l

(4.7a) p

similarmente, se puede demostrar que la aceleración en la dirección (y) será:

a, = g (:

(4.7b)

De tal manera que el vector de aceleración horizontal, debido al gradiente de presión, "vi,, en el plano xy, será

Y la componente venical de la aceleración debida al gradiente de presión es

1 aP a=--z

(4.7d)

Paz

que como se vio en el capítulo 3, en caso de existir un balance hidrostático, se tendrá que az. g, pero en general, la fuerza de flotabilidad es diferente a la fuerza de gravedad. La transformación del sistema de coordenadas cartesiano (x, y, z) o del esférico (A, et,, r) al sistema de coordenadas isobárico (x, y, p) es particularmente útil, pues: a) no involucra las variaciones de la densidad (p) con la altura; b) los movimientos atmosféricos de gran escala son hidrostáticos, de tal manera que la presión y la altura están relacionadas por la ecuación hidrostática; y e) las superficies de presión constante


Sergio Reyes Coca

son casi planas; de tal manera que la distribución horizontal del viento y de la temperatura son casi las mismas en superficies de presión constante y en superficies de altura constante (véase figura 57).

z z) 22

p2

21

·p

20

1

xy

Fipra $7. Du.grama representando las superficies isobáricas (curvas) en relación con las superficies de altura co.nstante (paralelas al plano ·xy·). Conforme la altura (z) aumenta, la presión (P) disminuye (P, > P2 > P,... ). Nótese que en escala planetaria, las superficies de altura son casi paralelas a las superficies isobáricas; conforme las escalas se b� más pequeñas, las superficies de altura se diferencian más de las isobáricas.

CooRDENADAS NA11JRALES

Un sistema de coordenadas naturales se entiende como un sistema que se basa en el fenómeno que se estudia, independientemente del marco de referencia externo. En meteorología, el sistema de coordenadas naturales se define en función de la dirección del movimiento de las parcelas del fluido; de tal manera que es relativamente simple obtener la magnitud de las variables involucradas en el movimiento, aunque para obtener la dirección real tendría que usarse un marco de referencia externo al mismo fluido, que puede ser un sistema cartesiano, por ejemplo. Considérese la figura 58, entonces, el sistema de coordenadas naturales está definido por los vectores unitarios t • (1,0,0), n • (0,1,0) y k • (0,0,1), que corresponden a los ejes de coordenadas (s, n, z). tes tangente y paralelo a la dirección del flujo en cada punto, n es un vector horizontal, perpendicular a la dirección del flujo (positivo a la izquierda y negativo a



la derecha del flujo), y k es un vector vertical, perpendicular a la dirección del flujo (positivo hacia arriba y negativo hacia abajo del flujo). Nótese que en este sistema el eje vertical z es paralelo al eje z de un sistema de referencia externo; mientras que los ejes syn pueden tener cualquier ángulo con los ejes x, y del plano cartesiano. Nótese que el vector unitario t, referente a la dirección del flujo, no debe confundirse con el escalar t referente al tiempo. z

Fipra 58. Trayectoria del movimiento de las parcelas del fluido. Los vectores unitarios t, o, k, corresponden a los ejes del sistema de coordenadas naturales s, n, z, respectivamente. El vector unitario (t), es siempre tangente al flujo en cualquier punto (p).

En este sistema, el vector de la velocidad horizontal puede ser representado como V Vt, paralela al eje (s) y perpendicular al eje (n), y donde V ds/dt es la magnitud de la velocidad horizontal. Se debe tomar en cuenta que el flujo puede cambiar de dirección en el tiempo, por lo que para un intervalo de tiempo (St), el eje (s) habrá girado un cierto ángulo (o\V), entonces la aceleración de la parcela de fluido siguiendo el movimiento será

dV dV dt a=-=t-+Vdt dt dt

{4.8)


Sergio Reyes Coca

Para calcular el cambio del vector unitario (t) en el tiempo ( dt/dt), considérese la variación de t siguiendo el movimiento (6t}, que ocurre en el intervalo de tiempo (6t}, y donde se presenta una rotación, en un ángulo (o'V), como se muestra en la figura 59.

z

flujo n

s

Fipra 59. Diagrama de la razón de cambio del vector unitario tangente al movimiento (t). En el primer cfugranu, en el tiempo t to, el flujo es paralelo al eje (s}. En el segundo diagrama, en el tiempo t t1, el flujo ha cambiado de dirección, el e� s se DW1tiene paralelo al flujo, pero la nueva dirección del eje s hace ahora un ángulo (6111} COD la dirección original de s.

Ya que 6'V es muy pequeño y además es también el mismo ángulo entre los vectores t y t + 6t, de la figura 60 se puede observar que

sen 6'11 �

º"' = 6sR = lolttjl

como la magnitud del vector unitario es I t 1 -1, se obtiene

donde R es el radio de curvatura siguiendo el movimiento. R se define positivo cuando coincide con la dirección del vector unitario n. De tal manera que para R > O las parcelas del fluido se dirigen hacia la izquierda del movimiento, mientras que para

151 Copyriqbted matorral


n

Fig,,ra 60. Diagrama representativo del giro del vector unitario (t) en el tiempo, todo en el plano horizontal, con R el radio de curvatura y 6s el arco.

R
dt n -=ds R

(4.9)

usando la regla de la cadena

dt =� ds =�V dt ds dt R entonces sustituyendo en (4.8), la aceleración de la parcela de fluido siguiendo el movimiento sera'

dV dV V2 a=-=t-+ndt dt R

(4.10)

por lo que siguiendo el movimiento del fluido, la aceleración es la suma de la razón del cambio de la magnitud de la velocidad de la parcela de aire (en la dirección del

movimiento), dV/dt, más su aceleración centrípeta, debida a la curvatura de la trayectoria (perpendicular al movimiento), V2/R. Nótese que si el radio de curvatura se hace infinito y si el flujo se mueve a lo largo del eje (x), entonces la aceleración


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coincide con la obtenida en el sistema de coordenadas cartesianas. NÓtese también que el radio de curvatura (R), se refiere a un plano perpendicular al eje (z), por lo que no debe confundirse con el radio terrestre. FUERZAS GENERADORAS Y REGULADORAS DEL MOVIMIENTO

El viento es aire que se ha puesto en movimiento sobre la superficie terrestre por la acción de distintas fuerzas. Normalmente se hace referencia al viento en el plano hori zontal, aunque también el aire se mueve en dirección vertical. El viento está definido en un amplio espectro de escalas temporales y espaciales, desde microescala (del orden de milímetros y segundos), como por ejemplo el humo de un cigarro, hasta las grandes celdas de circulación atmosférica entre el ecuador y los polos {del orden de meses y de varios miles de kilómetros). El viento nace de los gradientes observados en los campos de temperatura, densidad y presión; el viento es el resultado de un proceso natural que trata de hacer un balance para disminuir estos gradientes, aunque este balance nunca se alcanza, ya que continuamente se están generando nuevos gradientes en los campos de los parámetros mencionados. Sin embargo, el viento obedece las leyes físicas, de tal manera que es posible hacer una descripción y un análisis cualitativo y cuantitativo del componamiento del mismo. En un sistema inercial en reposo, se observa que el viento simplemente fluye de la zona donde la presión es alta a la zona de presión baja; sin embargo, en la Tierra en rotación, no sucede así. Si se examinan los patrones de la distribución de presión y del viento en el hemisferio norte en un mapa meteorológico, se podrá apreciar que el viento fluye aproximadamente paralelo a las isobaras (líneas de igual presión), y aproximadamente perpendicular a los gradientes de presión. Con la presión más baja a la izquierda y viendo hacia donde fluye el viento, también se observará que a medida que el gradiente aumenta (por ejemplo, confor me las isobaras se juntan) el viento aumentará en magnitud. En otras palabras, en el hemisferio norte el viento fluye en dirección a las manecillas del reloj en un centro anticiclónico de presión alta, y en contra de las manecillas del reloj en un centro ciclónico de presión baja (véase figura 8). En el hemisferio sur se observará



lo contrario, es decir, el viento sopla a favor de las manecillas del reloj en un centro ciclónico y en contra de las manecillas del reloj en un centro anticiclónico. Para explicar las distintas características del viento se deben considerar todas las fuerzas que están actuando sobre la parcela de aire, éstas pueden ser de dos tipos: fuerzas generadoras y fuerzas reguladoras (véase figura 61). Las fuerzas generadoras existen independientemente de si el aire está en movimiento o en reposo y sólo dependen de las propiedades físicas de los cuerpos que las originan; éstas son:

Fuerza de

flotabilidad

/1

Fuena

r

/

, ceampeta y

wnrífup

�

Fuenadc fricción

1

Fuerza del

gradiente de

.' prCS1on

/

7

•

/Fuerude C.Oriolis

Fuerza de

gravedad

Fipra 61. Diagrama esquemático de las fuenas generadoras y reguladoras que actÚ2n sobre la parcela de aire (ver texto para una. descripción detallad.a). Las flechas indican la dirección en que apunta la fuena. La fuerza del gradiente de presión genera el movimiento horizontal, mientras que la fuerza de fricción se opone al movimiento; en particular, la fuerza de Coriolis es hacia la derecha del movimiento en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur.

l. En el plano horizontal está la fuerza del gradiente de presión, la cual se origina por

las variaciones horizontales en el campo de presión; estas variaciones horizontales de la presión resultan de los gradientes en la temperatura, los cuales son a su vez originados por el calentamiento diferencial del Sol sobre la superficie terrestre.


Sergio Raye� Coca

2. En la dirección vertical está la fuerza de la gravedad, que actúa "hacia abajo"; y la fuerza de flotabilidad (o gradiente vertical de presión) que actúa "hacia arriba" oponiéndose a la gravedad. En promedio global existe un equilibrio entre las dos, de tal manera que a primera aproximación la atmósfera está en balance hidrostático (ver capítulo 3). Sin embargo, en condiciones reales, la mayoría de los fenómenos atmosféricos tienen aceleraciones verticales, que aunque débiles, deben ser consideradas para un estudio completo de la dinámica de la atmósfera, de tal manera que la fuerza de flotabilidad puede ser mayor o menor que la fuerza de gravedad y perderse el balance hidrostático. Por otro lado, las fuerzas reguladoras (o fuerzas desviadoras) resultan del movimiento del aire y dependen de su velocidad, así como del sistema de referencia, por lo que las fuerzas reguladoras serán nulas si la velocidad del aire es cero; éstas son: 3. La fuerza centrípeta (centrífuga) que depende de la trayectoria curva del movimiento horizontal (zcte; ó P •cte, según el sistema de coordenadas); si el viento fluye alrededor de isobaras curvas, entonces se producirá una fuerza que desviará el viento hacia dentro (fuera) del centro de rotación, para balancear el flujo

.

.

giratorio.

4. La rotación de la tierra sobre su eje polar da lugar a la fuerza de Coriolis, la que

desvía todos los cuerpos en movimiento sobre la superficie (incluidos los fluidos geofísicos, como el aire y el agua), hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. Por otro lado, las fuerzas de fricción que dependen de la rugosidad del suelo y de la turbulencia del medio, pueden existir independientemente de si existe o no movimiento. Las fuerzas de fricción tienden a reducir la velocidad del viento. En suelos muy rugosos habrá una gran transferencia vertical de momento horizontal y por consecuencia una gran fricción. En los medios muy turbulentos se generan grandes intercambios verticales de momento. A continuación se hará una descripción de estas fuerzas generadoras y reguladoras, en este proceso se usarán algunos de los sistemas de coordenadas ya discutidos.



FUERZA DEL GRADIENTE DE PRESIÓN

La fuerza del gradiente de presión es causada por la diferencia en la presión atmosfé rica entre dos puntos. Supóngase un cubo de dimensiones infinitesimales, cuyos lados sean paralelos a los ejes del sistema de coordenadas canesianas x, y, z, como se indica en la figura 62. En el capítulo 3 se discutió la fuerza del gradiente de presión en la dirección vertical, en esta sección se hará la discusión para el plano horizontal. Considérese un elemento de fluido atmosférico, sin fricción, que está sujeto a un campo de presión que aumenta conforme x aumenta, de tal manera que la cara de la izquierda está sujeta a una presión Pxt; mientras que la cara de la derecha está sujeta a una presión, P x2 Pxi + Af>. Entonces, si la suma de fuerzas en el eje (x) es distinta de cero, se tendrá una aceleración neta en la dirección de la fuerza resultante, FX FX 1 + Fx2; donde Fxi y F x2 tienen direcciones opuestas. Recordemos que la fuerza se define como la presión, P x, por el área, óyllz, se tiene

Fx =-óP · óy · llZ multiplicando y dividiendo por el volumen del elemento infinitesimal, V = ax · óy · 11z

!1P

F =--·V X i1X ya que la densidad se define como: p = m/V; entonces la fuerza resultante en la dirección (x) será: !1P m F =--·x !1x P en el límite con�X � O ,se tendrá que la fuerza, por unidad de masa, en la dirección (x), será simplemente la aceleración:

a = Fx = - lim !1P _! = _ _! oP X m l\X-+0 !1x p p QX

(4.lla)


Sergio Reyes Coca

z :6z

Pxl

... .

U .

Px2

Fig11ra 62. Diagrama representando la fuerza del gradiente de presión sobre una parcela de aire en la dirección x.

La razón del cambio de presión (clP), correspondiente a un cambio de distancia (dx), se define como el gradiente de presión en la dirección x, por lo que ax será la aceleración debida al gradiente de presión que actúa en la dirección x. El signo () indica que la aceleración estará dirigida en sentido contrario a como la presión aumente. Este resultado se puede generalizar a las otras componentes y obtener: en la dirección y -

a=

1 8P p 8y

(4.11b)

1 8P

(4.11c)

Y

en la dirección z

a= z p f)z.

Si la única fuerza que actúa en dirección vertical es la gravedad, entonces el resultado (4.11c) se reduce al balance hidrostático (ec.3.31); es decir



este resultado también se conoce como la aproximación hidrostática. En lo que respecta a las componentes horizontales: ax y ay son simplemente el cambio de la velocidad en el tiempo y el espacio (derivada total) por unidad de masa, dadas por en la dirección x : en la dirección y -:

du 1 aP x dt P ax dv 1 oP a =-=--Y dt p iJy

a =-=---

Estas ecuaciones se refieren al flujo horizontal, sin rozamiento, en un sistema de coordenadas inercial en reposo. El movimiento resultante sería acelerado y dirigido a lo largo del gradiente de presión, es decir, de la presión alta a la presión baja. Este movimiento de la atmósfera ocurre cerca del ecuador, pero es de poca importancia, ya que en los trópicos los gradientes de presión son muy débiles. Al combinar las componentes en una representación vectorial más general, se tiene que la aceleración (o la fuerza por unidad de masa) debida al gradiente de presión será:

o, en términos de la fuerza del gradiente de presión, por unidad de masa, FVP

en componentes cartesianas

F

Vp

a .a

a)

1 (·1-+J-+ k - P =--

p

0X

ay

¡:

eJZ

(4.13)

En coordenadas isobáricas (ver ec.4 .7), la componente horizontal de la aceleración se puede transformar en

aVP

=g

(¡:

+

)=gVz

(4.14)


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entonces, en un sistema de coordenadas isobáricas y en balance hidrostático, la aceleración debida al gradiente de presión horizontal, está dada por el gradiente de altura a presión constante. Nótese que en esta representación, la densidad no aparece en forma explicita, por lo que con sólo la altura se puede obtener una estimación de

la aceleración horizontal.

FUERZA DE GRAVEDAD La ley de gravitación universal de Newton establece que la fuerza de atracción (F), entre dos cuerpos de masas (M y m), respectivamente, separados una distancia (r), es:

F = - GMm (�) g r2 r

(4.15)

donde G ( • 6.67xl011 N m2 kg ·2) es la constante universal de gravitación; el vector r dividido entre su magnitud, indica la dirección que tiene la fuerza. El signo() indica que la fuerza de atracción tiene sentido contrario a como aumentar. La ley de gravitación establece que a medida que la distancia entre los cuerpos aumenta, la fuerza de atracción entre ellos disminuye y que, si la masa de los cuerpos es muy grande, también será muy grande la fuerza de atracción entre los cuerpos (véase figura 63).

r

X

m

'

Fipra 63. Diagr2.ma representando la fueru de atracción (F) entre dos cuerpos puntuales de masa (M y m), separados una distancia (r). L2 fuerza de atracción para ambos cuerpos es la misma; sin embargo, la acelcnci6n de la masa m hacia M. g•, es mucho mayor que la aceleracién de la masa M hacia m¡ M > > m.



En el caso atmosférico, la fuerza de atracción entre dos cuerpos puede interpre tarse como la fuerza de gravedad que ejerce el cuerpo de masa M {grande y masivo, como la Tierra) sobre el cuerpo de masa m (pequeño y ligero, como una parcela de aire), y estará siempre en la dirección del radio. La fuerza de atracción gravitacional entre las distintas parcelas de aire es demasiado pequeña para ser considerada en comparación con las otras fuerzas dinámicas. Entonces, la fuerza de gravedad por unidad de masa será:

(4.16) pero para distintas alturas (z), en la atmósfera se tendrá que g* disminuye proporcio nalmente a como aumenta el cuadrado de la distancia, entonces sustituyendo r R,. + z, en (4.16) se obtiene:

g•

=

(R::z) m

que puede reescribirse como:

2

•

• 9o Q----2

(1+z/Rr )

donde g� = - G� (�) con R,.

a, r)

(4.17)

radio terrestre;

en general para los fenómenos meteorológicos de interés, z < < R,., por lo tanto:

9• :: 9o• El valor teórico calculado es de &,* � 9 .82 ms·2 y se conoce como la aceleración de la gravedad verdadera. Es muy dificil medirla, pues siempre se superpone el efecto de la rotación terrestre, como se verá en la siguiente sección.


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FUERZA CENTRfi>ETA En el caso de un cuerpo que tiene un movimiento circular uniforme con rapidez constante, 1 v 1 - cte., pero dirección variable, se define una fuerza �e tiende a "jalar" al cuerpo hacia el centro del círculo. Considérese al cuerpo en la posición P 1 en el tiempo t1 con una velocidad v1; un tiempo t2después, estará en la posición P2 con una velocidad v2, como se observa en la figura 64.

Fig,tra 64. Diagrama representaado el movimiento circular uniforme con rapidez constante I v 1, r es el radio del círculo, 9, es el ángulo formado por las dos posiciones, P1 y P1•

La velocidad en cada punto siempre es tangente a la curva en ese punto. Ya que la rapidez es constante, los vectores v1 y v2 son de igual magnitud con distintas direcciones.

La trayectoria recorrida durante el tiempo At t2 t1 será la longitud del arco P ¡P2 que es igual a vAt, con v igual a la magnitud de la velocidad, 1 v 1 1 1 v2 I v. Ahora el cambio de la velocidad de v 1 a v 2 se puede obtener graficando ambas velocidades con un mismo origen, y con el mismo ángulo 0 (véase figura 65). Con Av v2 v1 el cambio de la velocidad en el intervalo de tiempo {At), al moverse el cuerpo del punto PI al punto P2• Entonces, v2 puede obtenerse simplemente como v2 v 1 + Av. Nótese que este vector Av apunta casi hacia el centro del círculo, paralelo al radio. Ahora, el triángulo formado por los vectores de la velocidad



Av

-----.,Q¡ I

a /v1

--1 I I

v

o

FigNra 65. Diagramas representando el movimiento circular uniforme, con rapidez constante v ; r es el

radio del círculo; 9, es el ángulo Cornudo por las dos posiciones, P, y Pz.

(OQ1QJ, es semejante al triángulo formado por las posiciones del cuerpo sobre el círculo (CP¡PJ, pues son isósceles y tendrán el mismo ángulo (0), por consiguiente, se puede escribir

Av

vét

V

r

En el límite cuando At tiende a cero, el arco (definido como el segmento de la circunferencia entre los puntos 1 y 2) y la cuerda (definida como la distancia entre los puntos 1 y 2) coinciden; además el vector Av se hace perpendicular a v y dirigido al centro del círculo; por lo que se puede concluir que:

. Av v2 L1m-=ru-+o At r por lo que la magnitud de la aceleración (a), es:

dv

v2

a=lal=dt= r entonces, el vector de aceleración será:

a= vr2 (

l�I)

(4.18a)


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donde el signo () indica que la aceleración siempre apunta hacia el centro del círculo, en dirección contraria a como aumenta el vector del radio (r). La fuerza que mantiene este movimiento circular se conoce como fuerza centrípeta (Pee), y v2

es simplemente

Fce =ma =m-

r

F�

= ma =m v;

(frÍJ

o en forma vectorial y estará apuntando en la misma dirección que la aceleración, hacia el centro del círculo. Si se recuerda que la velocidad angular (ro}, se define como Ct> • vIr, podemos

Fce

v2

m

r

2

a=-=-=W r

reescribir la magnitud de la fuerza centrípeta por unidad de masa como

;=wr (rJ frl

a= F

2

(4.18b)

o en forma vectorial

El signo () ha sido introducido para hacer notar que la aceleración y la fuerza centrípeta resultante apuntarán en dirección contraria a como crece el radio (es decir, hacia el centro del círculo). Cuando el sentido resultante es contrario, entonces se define la fuerza centrífuga, que tiene la misma magnitud que la fuerza centrípeta, pero dirección contraria (es decir, hacia afuera del centro). En el caso de la Tierra, que está girando alrededor de su eje polar, todas las panículas sólidas estarán sujetas a un balance entre la fuerza de gravedad verdadera (en dirección hacia el centro) y la fuerza centrífuga (en dirección perpendicular al eje polar), por lo que la aceleración de gravedad neta (también conocida como gravedad efectiva) ejercida

g = g• + n2R

(4.19)

por la Tierra en rotación será: donde Res el radio al eje de rotación de la Tierra y O la velocidad angular terrestre (véase figura 66}.



Tierra "achatada"

en los polos

n

R disminuye hacia

los polos

Tierra "abultada" en el ecuador

Fig11ra 66. Tierra girando con velocidad angular O. Visto desde el polo norte, el giro de la Tierra es en dirección en contra de las manecillas del reloj. R es el radio al eje de roracién terrestre. Nótese que R es máximo en el ecuador y disminuye conforme se aproxima a los polos.

Entonces, dado que n 7.292 x 105 rad/s y R,. - 6.367 x 106 m, se tendrá que: O (polos) � íl2R � 0.0338 ms2 (ecuador). Como resultado de esto, la Tierra está "achatada" en los polos, mientras que está más "abultada" en el ecuador. Esto se debe principalmente a que la fuerza de gravedad neta es ligeramente menor en el ecuador que en los polos, por lo que atrae con menor fuerza las masas continentales sobre el ecuador que sobre los polos. Al nivel del mar, la magnitud de ges un 0.33 % más grande en los polos que en el ecuador, pues como se ha visto, el movimiento de rotación terrestre reduce la fuerza de gravedad en forma proporcional a la latitud. De tal manera que se puede obtener un valor promedio para la aceleración de la gravedad aparente en la superficie del mar, del orden de & � 9. 81 ms2, por lo que la variación de g con la altura se puede obtener sustituyendo este valor promedio de & en la ecuación 4 .17 para obtener que conforme aumenta la altura (z), la fuerza de gravedad disminuye: (4.20)

164 Copyngt>ted material

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Si ahora se define el geopotencial como el trabajo que debe ser hecho en contra de la gravedad para elevar una masa de 1 kg desde la superficie del mar hasta la altura z; es decir: z

(4.21}

{z) = Jg(z)dz o

que tiene unidades de J kg1 o m2s2• El geopotencial en la superficie del mar (z0} es por definición igual acero( <1>(0) O)Se puede también definir la altura geopoten cial (2), como

=

(4.22) Si �se expresa como una constante adimensional (con valor de 9.81), entonces Z tiene dimensiones de energía por unidad de masa (no de distancia) y representa la energía potencial que una parcela de masa unitaria ganaría si fuese elevada desde la superficie del suelo a una altura z, en contra de la fuerza de gravedad, es decir z - . Si g, es una constante dimensional ( 9.81 ms'), entonces Z tendrá unidades de altura geopotencial; es decir, metros geopotenciales. Sustituyendo 4.20 en 4.22 e integrando se obtiene:

2=�(1�J 9 o

{423a)

Rr

que sustituyendo la ecuaci6n 4.17, resulta en

2

=

z(1-z/Rr) (1 + z/RT )2

(4.23b)

Dentro de la troposfera z < < R,., y g= � 9.81 ms2, por lo que en este caso la altura geopotencial coincide con la altura geométrica ( Z z ). En el cuadro 10 se muestra la relación entre la altura geopotencial y la altura geométrica. La altura

=



geopotencial se usa como la coordenada vertical para estudiar un gran número de fenómenos meteorológicos, como se verá en los siguientes capítulos. CUADRO 10. RELACIÓN ENTRE ALTURA GEOPOTENCIAL Y ALTURA GEOMtTRICA.

Valores de la gravedad (g), de la altura geométrica {z),

+ {km.)

z (km.)

del geopotencial (4>). g (m/s2)

o

9.80

50 100

49.61

9.65

98.45

9.50

150

146.54

9.36

200

193.89

9.21

250

240.54

9.07

300

286.48

8.94

350

331.73

8.81

400

376.32

8.68

450

420.25

8.55

500

46354

8.43

o

FUERZA DE CORIOLIS

Consideremos ahora los efectos que experimentan los cuerpos en movimiento sobre la Tierra en rotación. Primeramente recordemos que todos los cuerpos en movimiento tienen una propiedad llamada momento. El momento lineal (M,), de un cuerpo que se mueve en línea recta es el producto de su masa (m), por su velocidad (v); es decir, M1 mv, de donde se puede derivar el principio de conservación de momento lineal, de gran importancia en el estudio de los cuerpos en movimiento en sistemas de coordenadas inerciales, que dice: si no hay fuerzas externas que actúen sobre un sistema, el momento lineal total del sistema permanece constante; es decir: dM, dt

= �(mv) = 0 dt

(4.24a)


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que se puede traducir a la primera ley de Newton, con masa constante, que dice: si no se ejerce fuerza externa alguna sobre un sistema, éste permanecerá en reposo o en movimiento rectilíneo y uniforme; es decir: dv m- = ma = F =O (4.24b) dt por lo que el momento lineal permanece constante, mv cte. Por otro lado, si un cuerpo se mueve en una trayectoria circular o curva, se puede definir su momento angular (M), como el producto vectorial entre el radio del círculo (r), por el momento lineal (MJ; es decir, Mª r XM1; (véase figura 67). Ya que todos los vectores son perpendiculares entre sí, se tendrá que la componente vertical del momento angular será simplemente el producto entre la masa del cuerpo, la velocidad lineal y su radio de curvatura; es decir, M mur. Si se define la velocidad lineal en función de la velocidad angular del cuerpo (n), como u lli, entonces se puede reescribir M como: M8= mnr2 (4.25) 2

2

En un sistema conservativo, el momento angular se conservará:

dM8 = d(mnr dt dt

2 )

=

0

(4.26)

M rXmv MaMnr2

n

1

k

.

J Fig11ra 67. Representación gráfiu. de los vectores de la velocidad angular, !l • (kO), el momento lineal, M1 • mv • m(iu), el radio de giro, r • Or), y el momento angular M1 • r x mv • jr x m(iu) • kmru • kmrOr lunnr.



es decir, el producto núlr2 se mantiene constante. Éste es un concepto muy importante y se conoce como principio de conservación del momento angular. Un ejemplo simple de este principio es el siguiente: considérese una pelota de masa (m), unida por un hilo de longitud (r), que se hace girar tomando como centro el extremo opuesto del hilo, entonces la pelota girará a una velocidad tangencial (u.), constante en magnitud, en un círculo de curvatura (r), determinada por la longitud del hilo. Si ahora se reduce la longitud del hilo, a la mitad (rr r/2) también se reducirá el radio de curvatura y en consecuencia se observará que la velocidad aumentará proporcionalmente, manteniendo constante el momento angular, es decir.

mu.r, =mu,r, Sl

r,

= r1/2,

entonces

u,

=2U¡

En un sistema en rotación (noinercial), como la Tierra, el principio de conservación de momento lineal no se conserva; sin embargo, el principio de conservación de momento angular sí es válido. Para entender con mayor detalle la diferencia entre un sistema de referencia inercial y otro noinercial, considérese el siguiente ejemplo: supóngase que se tiene una canica en el centro de un disco en reposo y que se le da un impulso inicial en dirección radial, hacia afuera del disco, como se muestra en la figura

�.

.

En este caso, la canica en movimiento (que representa a una parcela de aire despla zándose sin fricción sobre la superficie terrestre en reposo, desde el polo norte hacia el ecuador) describirá una línea recta del punto O (centro del disco) al punto P (fuera del disco), tanto si es vista por un observador fuera del disco como por un observador fijo en el disco. En este caso, los sistemas están en reposo, por lo que ambos son inerciales y, en consecuencia, ambos observadores registran el mismo movimiento. Ahora considérese que el disco está girando en contra de las manecillas del reloj (como es el caso de la Tierra girando sobre su propio eje terrestre, visto desde el polo norte); si se hace nuevamente que la canica se desplace sin fricción, del centro al punto P, entonces la trayectoria vista por el observador fijo en el disco (sistema


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noinercial) será una curva desviándose hacia la derecha; mientras que el observador fijo fuera del disco (sistema inercial) seguirá viendo una línea recta. Sistema i.ner · (disco en reposo)

centro

o

p

... p

Sistema inercial (fijo en las estrellas) Fig,,ra 68. Disco en reposo, n

- O. La trayectoria de una canica que se desplaza del centro (O), al punto P (fuera del disco), es vista como una línea recta por un observador fijo en el disco y también por un observador fijo fuera del di.seo, de tal manera que la canica llega al punto P' (denuo del disco).

En este ejemplo (véase figura 69), ambos observadores deberán mantenerse fijos y permitir que sólo sea el sistema de referencia el que se mueva. La trayectoria que registra el observador fijo en el disco giratorio parece estar afectada por una fuerza que la canica desvía hacia la derecha. El efecto del movimiento de las parcelas de aire en la Tierra en rotación es análogo al de la canica sobre el disco giratorio. El momento angular absoluto de una parcela de aíre, será la suma del momento angular de la atmósfera en reposo con respecto a la Tierra (por ejemplo, mUr momento angular de la superficie terrestre en una latitud 4,); más el momento angu lar debido al movimiento de la misma parcela de aire alrededor del eje de rotación terrestre (mur). Si la componente de movimiento del aire en dirección zonal (del oeste al este) {u), tiene el mismo sentido que la velocidad tangencial de la superficie terrestre (U), entonces el momento angular absoluto de una parcela de aire será: M8 =mur+ mUr (4.27a)

6 M8 =m(u+U)r

(4.27b) 169 Copyrigt>tod matona!


Sistema inercial (disco en rotaci6n)

Desplazamiento del punto P' con la rotación del disco

.....,� Trayectoria de la canica

vista por el observador fijo en el disco

Sistema inercial (fijo en las estrellas) Pig,,ra 69. Disco girando, O � O: el observador fuera del disco observará que la canica describe una trayectoria recta, independientemente del movimiento giratorio del disco, representada por la linea punteada (OP). Por el contrario, el observador fijo en el disco, que gira con éste, verá que la canica se desvía a la derecha, describiendo u.na trayeetoria curva, representada por la linea coatínua (OP'1·

El principio de conservaci6n del momento angular en la Tierra se puede explicar e� el siguiente ejemplo: la Tierra está rotando, alrededor de su eje polar, a una velocidad angular constante (n), de 360° cada 24 horas (0.00416667 °/s 6 7.272 x 105 rad/s), y con una velocidad tangencial de la superficie terrestre a cualquier latitud, dada por U uecosf, donde ue es la velocidad tangencial de la superficie terrestre en el ecuador (cp O). Supóngase que en el ecuador, las parcelas de aire se encuentran en reposo rotando simultáneamente con la superficie de la Tierra a la misma velocidad angular (O); conforme las parcelas de aire se desplazan al norte (o al sur), disminuyendo el radio hacia el eje de rotación, se ven obligadas a conservar el momento angular, incrementando su velocidad angular, en la misma dirección de rotación de la Tierra, por lo que se intensifica la componente del oeste (vientos del oeste). La distancia más corta desde cualquier latitud (cp), en la superficie terrestre al eje polar, está dada por r rccos�; en el ecuador r re (cos0º1) y en los polos r O (cos90º0); entonces, la velocidad angular de la parcela de aire a cualquier latitud (cp) habrá aumentado al valor de 2 nr n e ro+=--=

r

2

(cosct,)2

(4.28)


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Para un observador fijo en la Tierra, la parcela de aire se desplazará hacia el este conforme viaje del ecuador al norte (de A a B, en la figura 70); es decir, la parcela estará rotando más rápidamente que la propia Tierra desde el momento que salga del ecuador hacia el norte o al sur, siempre y cuando disminuya la distancia hacia el eje de rotación. Un ejemplo numérico que nos permite analizar el principio de la conservación de momento angular absoluto en la atmósfera, es la descripción del viento zonal que se genera como consecuencia del viento meridional asociado a la celda de circulación de Hadley. La celda de Hadley es la circulación convectiva en la atmósfera que nace del calentamiento diferencial entre el ecuador y los polos; es decir: el exceso de calor en los trópicos es transportado a través del viento meridional (v), hacia las latitudes altas. Si se supone que el aire sobre el ecuador no se mueve con respecto al suelo (por ejemplo v = O, u = O en t :s tJ, entonces su momento angular absoluto inicial será el mismo que tiene la superficie terrestre en el ecuador, Ma mutrt, donde ue Ore (21t/24) (6378) 1670 km hr1 - 463 mis, es la velocidad tangencial de la superficie terrestre en el ecuador, en dirección de oeste al este. Conforme el aire se mueve hacia el polo, entonces la distancia radial al eje de rotación terrestre disminuye; para mantener constante el momento angular del aire se necesitará

=

n

Fipra 70. Conservación de momento angular de una parcela de aire que se desplaza, sin fricción, del ecuador, punto A, a u.na latitud mayor, punto B.



que la velocidad tangencial en su componente zonal aumente para compensar la reducción en el radio, por ejemplo: en la latitud el> - 45°, r recosct> 0.707 re, entonces de la relación ur u ere se obtiene:

u = uere = uere r

recos45

ue

0.707

= 1.41

u

= 2 354 km hr-1 e

es decir, las parcelas de aire tendrán que aumentar su velocidad zonal al desplazarse al norte. Ahora, como la velocidad tangencial de la superficie terrestre en et> - 45° es U nr nrecos45° {21t/24){6378){0.707):1180kmhr1,entonces,sielmomento angular del aire se conserva, éste se moverá del oeste al este a una velocidad de 2 354 1180 1174 km hr' 326 mis, relativa a la superficie terrestre. Por supuesto, esta velocidad zonal está muy por arriba de la observada, pero debe tomarse en cuenta que en este ejemplo no se están considerando las fuerzas disipativas (fricción y turbulencia) que reducen considerablemente esta velocidad teórica. La conservación de momento angular absoluto es el principal argumento teórico para explicar la existencia de las "corrientes de chorro" subtropicales en el limite polar de la celda de Hadley, como se explicará más adelante. También existe una desviación debida al movimiento de las parcelas en dirección zonal {oeste este). El viento del oeste se está moviendo más rápido que la superficie terrestre con respecto a un sistema inercial, por consecuencia, el aire es afectado por una fuerza centrífuga mayor que la que está actuando sobre la superficie de la Tierra en esa latitud. Esta fuerza centrífuga, en dirección radial desde el eje de rotación, se puede dividir en dos componentes: una perpendicular y la otra tangente a la superficie terrestre. La componente perpendicular actúa en sentido contrario a la gravedad, disminuyéndola; mientras que la componente tangente tiene una dirección hacia el ecuador. Muy cerca del ecuador, la componente tangente es muy pequeña en comparación con las otras fuerzas atmosféricas. Conforme se aleja del ecuador, la componente tangente se va haciendo cada vez más grande y desviando mayormente a la parcela de aire. Por otro lado, el viento del este se puede ver como si las parcelas de aire se movieran al este, pero más lentamente que la superficie terrestre, por lo que la fuerza centrífuga de la Tierra es mayor que la de las parcelas de aire, de tal manera que las parcelas de aire tendrán una fuerza

=


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centrípeta en dirección hacia el eje polar de rotación, la cual se puede descomponer en una componente perpendicular al suelo, que se suma a la fuerza de gravedad, aumentándola muy levemente y otra componente tangente a la superficie, pero en dirección hacia el polo, por lo que en este caso, a diferencia del movimiento zonal hacia el este, la parcela de aire será desviada hacia el polo. Obsérvese que la deflección continúa siendo hacia la derecha del movimiento inicial en ambos casos en el hemisferio norte. Por el contrario, en el hemisferio sur, la deflección del viento será siempre a la izquierda del movimiento inicial, como puede suponerse de una simple analogía a los conceptos discutidos en el párrafo anterior (véase más adelante la figura 73). En 1835 el matemático e ingeniero francés, Gustave Gaspardde Coriolis (1792 1843) propuso un modelo físico para explicar la desviación en el movimiento sin fricción de un cuerpo sujeto a la fuerza asociada a la rotación terrestre, que se conoce ahora como la fuerza de Coriolis. En 1889, el meteorólogo y geógrafo norteamericano William Ferrel {18171891) resumió el efecto de la fuerza de Coriolis de la siguiente forma: Si un cuerpo se mueve en cualquier dirección sobre la superficie terrestre, existe una desviación de este movimiento debido a la rotación de la Tierra, hacia la derecha de la dirección del movimiento en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. Esta fuerza desviadora puede ser considerada como una consecuencia de la conser vación del momento angular en el movimiento meridional y como una consecuencia de la fuerza centrífuga (centrÍpeta) en el movimiento zonal de los cuerpos libres con respecto a la Tierra. Esta fuerza de Coriolis no se observaría si la Tierra fuese un cilindro que estuviera girando sobre su eje, pues en este caso, los cuerpos que se mueven en cualquier dirección en la superficie estarán siempre girando a la misma velocidad angular, ya que el radio de curvatura se mantiene constante y, por lo tanto, continuarán en su trayectoria reailínea (véase figura 71). Análogamente, si las parcelas de aire se movieran verticalmente hacia arriba de la superficie terrestre, el resultado sería el siguiente: al aumentar el radio desde el eje de rotación, tanto la fuerza centrífuga (u2/r) como la velocidad angular, dismi nuyen, por lo que las parcelas de aire se mueven hacia el oeste y, en consecuencia, serán desviadas hacia el polo sur o norte, ya sea que las parcelas se encuentren en 173 CopyrigMed material


Polo norte ( ·· ·

/r

Or2

..'"'-� ... ..,•

Ecuador

Figura 71. Cilindro gir:a_odo, O � O: una parcela de aire moviéndose sobre la superficie del cilindro mantendrá constante su radio al eje de rotación, por lo que en consecuencia, su velocidad angular también será constante, de tal 1D2.Dcra que la parcela de aire no se desviará de su trayectoria inicial.

el hemisferio sur o norte, respectivamente. Si la parcela de aire permanece en el ecuador (4> Oº) pero es obligada a elevarse, del punto A al punto C (véase figura 72), entonces, la parcela tendrá que disminuir su velocidad angular, rotando más lentamente que la Tierra y en consecuencia, el observador fijo en la Tierra notará que la parcela se mueve hacia el oeste. En este caso, la parcela de aire no se desviará ni a la derecha ni a la izquierda, pues la fuerza centrípeta/centrífuga sólo tiene una componente vertical, mientras que la componente tangente no existe. Ahora, se obtendrá una expresión matemática simplificada de la fuerza de Corio lis, debida a los cuerpos en movimiento sin fricción sobre la Tierra en rotación. Considérese una parcela de aire localizada en la latitud (4>), moviéndose inicialmente hacia el este, a una velocidad (u) relativa a la superficie terrestre, que a su vez se mueve con una velocidad (U). De tal manera que la velocidad total de la parcela será U + u. Como se vio en el inciso de fuerza centrípeta, la parcela de aire sufrirá una aceleración total dada por la ecuación 4.18a.

que equivale a

(U+u)2 (r/r) r 2 2 u-+--+2Uu u } r/r) (r r r

que se puede simplificar a

(n 2r + 2Qu) (r/r)


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donde se ha sustituido U Or y se ha eliminado u2/r, pues es muy pequeño en comparación con los otros dos términos. El primer término representa simplemente la aceleración centrífuga, que por supuesto se incluye en la aceleración de la gravedad aparente (ver ec. 4.19); el segundo término representa la aceleración debida al efecto de Coriolis. La aceleración de Coriolis, 2!lu(r/r), puede dividirse en dos compo nentes, una a lo largo del radio terrestre, perpendicular a la superficie de la Tierra en la latitud (), 2!lucos, (véase figura 73). La componente en dirección vertical es generalmente muy pequeña comparada con la fuerza de gravedad, y se puede despreciar; la componente tangente a la superficie es la desviación a la derecha del viento en el hemisferio norte. Si el viento se mueve inicialmente hacia el oeste, entonces se tiene que la velocidad total sería (U - u) y se puede demostrar que la componente tangente de la aceleración de Coriolis sería 2!lusen$; es decir, el viento se desviaría hacia el polo norte en el hemisferio norte y hacia el polo sur en el hemisferio sur {véase figura 73).

roe

Re e

AC Donde esignifica que la parcela de aire se desvía hacia el oeste, conforme el radio aumenta, disminuye

la velocidad angular.

Fig,aa 72. Conservación de momento angular de una parcela de aire, sin fricción inicialmente en reposo, localizada en el ecuador, que se eleva a una altura mayor. En el ecuador, las parcelas de aire en reposo rotan simultáneamente con la superficie de la Tierra. a la misma velocidad angular (O}; por el contrario, conforme las parcelas de aire se elevan, aumentando el radio desde el eje de rotación, se ven obligadas a conservar el momento angular, disminuyendo su velocidad angular, por lo que se presentan vientos del este que giran más lentamente que la Tierra.



(a)

n'

,vientos del oeste

0 2 nucos+ 1N""

,Wientos del este ---,i---,. 2 O usen 4,

n u {r/r)

0 Desviación a los polos

Fipra 73. Efecto de la fuerza de Coriolis sobre una parcela de aire que se mueve lucia el este {a), generando una desvución hacia el ecuador en ambos hemisferios; si la parcela se mueve hacia el oeste {b}, la fuena de Coriolis genera una desvi�ión hacia los polos {en ambos casos la desviación es hacia la derecha del movimiento en el hemisferio norte y hacia la izquierda, en el hemisferio sur).

Entonces se obtiene que la componente meridional de la fuerza de Coriolis es

eje - y (F00)y = -msen+ u {4.26) Al usar el principio de conservación del momento angular, se puede demostrar que el efecto de Coriolis actúa de la misma forma sobre las parcelas de aire que se mueven en dirección meridional Considérese una parcela de aire que se mueve al norte, sin fricción, de la latitud (el>) (a un radio r del eje de rotación) a la latitud el> + df (a un radio r 6r), con una velocidad (v) relativa a la superficie terrestre. Si no hay torcas externas, el momento angular se conserva, por lo que al disminuir el radio, la velocidad angular deberá aumentar de valor {O), en la latitud(+), al valor n + 60, en la latitud el> + 64>; y la velocidad zonal relativa aumentará correspondientemente de u O, en la latitud(+), al valor u 6u, en la latitud+ + 6+; de tal manera que se tendrá 60 60{r Sr), donde el operador (6), representa incrementos infinitesimales de las variables correspondientes (véase figura 74). Entonces se tendrá que el momento angular en la latitud (+) está dado por mílr2, mientras que en la latitud(+ + 6+), estará dado por m(O + 60){r 6r)2, igualando se tJene

mnr2 = m(n + on)(r or)2


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desarrollando y despreciando términos de segundo orden, se tiene que r6n 20or, sustituyendo el valor de la velocidad relativa, 6u 60 (r 6r), se obtiene

=

6u = 206r(r6r) 206r · r de la figura 74, se puede observar que sen(6q,) 6y/R,., si el incremento del ángulo es muy pequeño, se puede aproximar 6$ � sen(6$) y se tendrá que 6y .... R,.64>.

n + on,u óu t� n,u0 6r

Fig11ra 74. Diagrama representando el movimiento meridional de una parcela de aire desde la latitud (+) hasta la latitud(++ 6+), en donde se conserva el momento angular.

Ahora, de la figura 75 se puede observar que 6r = 6y senó, por lo que finalmente se obtiene ór 1\64> senf, sustituyendo en 6u 206r, dividiendo por el incremento de tiempo (6t), y tomando el límite cuando Ót � O, se tiene

au at

-=20sencp donde se ha definido la velocidad meridional, de la parcela de aire, como V R. (a$/ a t). Entonces, la componente zonal de la fuerza de Coriolis, por unidad de masa será:

eje - x -

(Fco

t = 20vsenq>

(4.29b)


lntroducción a la meteorología

Norte

____ ct,,u0 6r 6r 6y senet, Fig11ra 75. Esquema representando la relaci6n entre el incremento (6r) y el desplszamiemc (6y) de la parcela

de aire en la dirección meridional sobre la superficie terrestre.

y en forma vectorial, la componente vertical de la fuerza de Coriolis será

Fco = -k

X

fv

(4.30)

La expresión f - 2!lsen et, se conoce como parámetro de Coriolis. En el ecuador (et, 0°), por lo que la aceleración de Coriolis tendrá un valor igual a cero. El operador (- k x) indica que la fuerza resultante se aplica en el plano horizontal, dirigida a la derecha de v { • iu + jv) en el hemisferio norte, donde f > O, y hacia la izquierda en el hemisferio sur, donde f < O. Los movimientos verticales también pueden dar lugar a una componente horizontal de la fuerza de Coriolis, proporcionales al viento vertical; sin embargo, los movimientos resultantes son muy pequeños en comparación con las otras fuerzas atmosféricas. La fuerza de Coriolis, quizás mejor conocida como el efecto de Coriolis, es una fuerza aparente que necesita ser considerada para el análisis del movimiento en un sistema de coordenadas en rotación, tal como la Tierra, para explicar la aparente desviación en el movimiento rectilíneo de los cuerpos. Esta fuerza de Coriolis permite


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el uso de las leyes de Newton en la Tierra sin hacer referencia al movimiento de rotación. Las principales conclusiones sobre la fuerza de Coriolis son: a) ActÚa desviando el movimiento de las parcelas de aire hacia la derecha en el hemisferio norte; mientras que en el hemisferio sur la desviación es hacia la izquierda. b) La magnitud de la fuerza de Coriolis es proporcional a la velocidad angular del sistema en rotación. c) La fuerza de Coriolis es proporcional a la velocidad de la parcela de aire. •

• I

FUERZA DE FRICCIÓN

Si toda la energía que genera el movimiento de la atmósfera desapareciera en un momento dado, el aire no podría permanecer en movimiento indefinidamente, sino que finalmente se detendría. Es decir, la atmósfera está sujeta a una fuerza de fricción que se opone al movimiento; esta fricción se relaciona con la viscosidad molecular y la viscosidad turbulenta del aire. La viscosidad molecular del aire (definida como la transferencia de energía por la interacción entre las propias moléculas) es pequeña y no tiene mucha importancia en la dinámica atmosférica, excepto muy cerca del suelo, donde la rugosidad de ésta prácticamente detiene el movimiento del aire, propiciando una conducción de calor y energía entre el aire y el suelo. Por el contrario, la viscosidad turbulenta (definida como la transferencia de energía por el movimiento y la interacción de las parcelas de aire entre ellas mismas) es de mucha importancia para mantener el balance de energía en la atmósfera. La viscosidad debida al esfuerzo (fuerza por unidad de área) entre las distintas superficies de aire que están en contacto, puede ser entendida como el intercambio vertical de la cantidad de momento horizontal entre las capas de aire en contacto. Supóngase que se tiene una corriente de aire, formada por la superposición de varias superficies de aire de igual dimensión, masa y densidad, pero cada una con distinta velocidad horizontal, como se muestra en la figura 76. Si esta corriente de aire está en contacto con el suelo, en reposo en su parte infe rior, y con la atmósfera libre (sin fricción) en la parte superior, la cual se mueve con una velocidad (u), a lo largo del eje x, entonces, la superficie superior estará



comunicando momento horizontal a la superficie inferior, de tal manera que, mientras la de arriba pierde momento, disminuyendo su velocidad, la de abajo gana momento, aumentando su velocidad. Nótese que, como la superficie de aire de hasta abajo está en contacto con el suelo, la transferencia de momento se observará en forma de calor al chocar las moléculas y transferir su energía cinética al suelo. Entonces, de la figura 76 se puede ver que el esfuerzo (t.), entre dos capas de aire separadas una distancia (Sz), moviéndose a velocidades u1 y u2 u1 + Su, respectiva mente, será proporcional a la diferencia entre las velocidades e inversamente propor cional a la distancia de separación, es decir

z

Atmósfera libre (sin fricción

u2u,+ou u,

}oZ - Z 2 -2 l

Suelo en reposo

----------x

Figwra 76. Representación esquemática del esfuerzo entre distintas superficies de aire que están interactuando entre sí. Conforme se aleja del suelo, la velocidad aumenta pues la fricción disminuye.

µ:;

En el limite cuando Sz � O se tiene 'tx

=

(4.31a)

donde el coeficiente de proporcionalidad (µ) es conocido como el coeficiente de viscosidad dinámico, con dimensiones de (kgm·1s·1) y depende de las propiedades y características del fluido; si µ es muy grande, el fluido será muy viscoso. Si µ - O, se


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tiene un flujo laminar, sin fricci6n. Similarmente, si el flujo de aire tiene una componente de viento (v), a lo largo del ejey, el esfuerzo (t), estará dado por t

f)v

y

(4.31b)

=µfjz

y para una componente de viento, w, a lo largo del eje z, el esfuerzo (tj, estará dado por

(4.31c) Estas relaciones indican que el esfuerzo depende de las variaciones en las componentes horizontales y venicales del viento. Usualmente el esfuerzo horizontal es mucho más grande que el vertical (tx y t1 > > tj, por lo que sólo se acostumbra referirse al esfuerzo horizontal del viento. Desde el punto de vista molecular, este esfuerzo resulta de un transporte neto, hacia abajo, de momento debido al movimiento molecular. Ya que el momento horizontal aumenta con la altura, las moléculas que se mueven hacia abajo llevan más momento que las moléculas que se mueven hacia arriba, por lo que se presenta un transporte neto de momento hacia abajo. Ahora, se puede derivar una expresión de la fuerza de fricción, que actúa sobre una parcela de aire debida a las variaciones verticales del esfuerzo horizontal (véase figura 77}. Considérese una parcela de aire sujeta a un esfuerzo dado por tx1, en su cara inferior, y a un esfuerzo en su cara superior dado por

t x2

= (t.,+ �

Oz)

Entonces la diferencia entre estos dos esfuerzos aplicados sobre las caras inferior y superior, de área 6x6y, es



z �-----"'"""

't

X

2

oZ X Fipra

n. Fuerza de fricción debida a la variaci6n vertical del esfuerzo.

que equivale a la fuerza de fricción que actúa sobre el elemento de volumen 6x6y6z

Ffr = at x 6x6y6z f)z

recordando que p m/V, se puede escribir la fuerza de fricción por unidad de masa, o aceleración, a lo largo del eje x como

(4.32a) Similarmente se puede obtener la fuerza de fricción por unidad de masa a lo largo del eje y, como

(a1r)y =

(Frr)y

m

oty

(4.32b)

1 Otz

(4.32c)

l

=--

p

oz

y para el eje z, como =

(Frr)z m

=--

P

az,


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Si ahora se sustituye la ecuación 4.31, suponiendo que el coeficiente de viscosidad molecular es constante, y que vm • µ/ p es el coeficiente de viscosidad molecular cinemático, con dimensiones de (m2s·1), se obtiene 8tr

Ftr = V m -a2 (.IU + JV. + kW) = 2

m

éJz

(4.33)

Estas ecuaciones representan los efectos de la fricción debida a la viscosidad mole cular del medio. En un medio turbulento, tal como la atm6sfera, la fricción puede ser vista como pequeñas "burbujas" de fluido que se mueven independientemente dentro del mismo medio, similarmente a como se mueven las moléculas; de tal manera que se puede definir un coeficiente de viscosidad turbulenta (vT), análogo al movimiento viscoso de las moléculas. Entonces, la ec. 4 .33 puede ser empleada, siempre y cuando se sustituya vT por vm· Nótese que la fuerza de fricción siempre será una fuerza que se oponga al movimiento y que tiende a detener las superficies que se mueven con m.:yor velocidad pero también tiende a impulsar las más lentas. Como por ejemplo en el caso de las superficies de aire en contacto con la superficie del océano, mientras la atmósfera tiende a "impulsar" al océano, éste tiende a "frenar" a la atmósfera. En la atmósfera estas fuerzas friccionales son muy pequeñas y. pueden en general ser despreciadas, con excepción de la región cercana al suelo, denominada capa limite planetaria (aproximadamente el primer kilómetro sobre el suelo).

ECUACIONES DE MOVIMIENTO

Hay tres leyes fundamentales que gobiernan el movimiento de la atmósfera: la conservación de momento (o segunda ley de Newton), la conservación de masa (o ecuación de continuidad) y la conservación de la energía (o primera ley de la termodiná mica). Estas ecuaciones, junto con la ecuación de estado, forman el sistema completo de ecuaciones necesario para estudiar los procesos físicos de la atmósfera. En el capítulo tercero se presentó y discutieron las ecuaciones de estado y de la primera ley de la termodinámica; en este capítulo se presentan las ecuaciones de movimiento, y en el



capítulo 5 se discutirán las diferentes aproximaciones que se pueden hacer para entender los fenómenos más simples que se presentan en la atmósfera.

SEGUNDA LEY DE MOVIMIENTO DE NEWTON

De la segunda ley de Newton se sabe que en un sistema de referencia inercial el cambio del momento en el tiempo de un cuerpo sólido es igual a la suma de todas las fuerzas que actúan sobre ese cuerpo,

(4.34)

mdv =�F =F dT s: I

donde F ma es la suma de todas las fuerzas que actúan sobre el cuerpo de masa (m), con aceleración resultante (a). F incluye todas las fuerzas externas (generadoras y reguladoras) que actÚan sobre una parcela de aire. Como se mencionó, la Tierra en rotación representa un sistema noinercial, de tal manera que si se consideran las fuerzas aparentes (centrÍpeta y de Coriolis), se puede suponer que la Tierra no está moviéndose y, en consecuencia, sería un sistema inercial; así se podrán usar las leyes de Newton para la descripción del movimiento de la atmósfera. Entonces, para un sistema de referencia fijo en la Tierra, las fuerzas que controlan los movimientos de la atmósfera, de interés meteorológico, son: 1. Fuerza del gradiente de presión, (FAP) 2. Fuerza de gravedad, (F ) �.-!.L 3. Fuerza centnpeta o cenuuuga, (FJ 4. Fuerza de Coriolis, (FJ 5. Fuerza de fricción, (Ffr)I

(4.13) (4.16) (4.18) (4.30) (4.33)

Al sustituir estas ecuaciones en la ecuación (4.34), se obtiene la ecuación de la segunda ley de Newton aplicada a los movimientos de la atmósfera:


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En coordenadas rectangulares, se puede obtener que la fuerza por unidad de masa (la aceleración) resultante, será;

F dv 1 a2v - =a= -=--Vp+g-fkxv-vm dt p fJz.2

(4.35a)

en coordenadas isobáricas se tiene que la aceleración será 2 dv a v (4.35b) a= -=-VZ+g-fkxv-v2 dt fJz. donde el término de gravedad (g), (ecuación 4.19) incluye la gravedad efectiva (g*),

(ecuación 4.17) y la aceleración centrífuga (02R), (ecuación 4.18). En coordenadas rectangulares se tiene que la aceleración es (ver ecuación 4 .3):

dv .du .dv dw a=-=1-+J-+kdt dt dt dt y en coordenadas esféricas (ver ecuación 4.6), 2

ta°'

a= dv = ¡ (du _ uvtanp + uw) + j (dv + u dt dt a, Rr dt Rr

+

vw) + k (dw _ u + v a, dt Rr 2

2 );

Recuérdese que en una tierra plana (R, • oo), entonces las coordenadas esféricas coincidirían con las coordenadas rectangulares. Las coordenadas rectangulares se usan comúnmente cuando se analizan movimientos de escala pequeña o local. Mientras que para el estudio de los grandes movimientos planetarios se deben usar las coordenadas esféricas. Es claro que esta ecuación describe todos los tipos y escalas de movimiento en la atmósfera terrestre en rotación. La fuerz.a centrípeta (mcluida en la fuerz.a de gravedad) y la fuerza de Coriolis, se han incluido en la segunda ley de Newton para poder analizar el movimiento de la atmósfera desde la Tierra en rotación. Sin embargo, debe recordarse que estas fuerzas no existirían si la Tierra fuese un sistema inercial. En el siguiente capítulo se harán algunas aproximaciones de estas ecuaciones de movi miento para distintas condiciones atmosféricas ideales y reales.



Figva 78. Paso de un elemento de mas:a (6m). del punto P1 (con volumen 6V1

volumen 6Vl Az6x.J.

•

A16xJ al punto P2 (con

ECUACTÓNDECONTINUIDAD El principio de conservación de la masa, también conocido como la ecuación de continuidad, se basa en que la masa no se crea ni se destruye, sino que sólo se puede transformar. El principio de continuidad puede ser ilustrado usando el concepto de un elemento de fluido que se mueve en el espacio. Supóngase un pequeño elemento de masa (6m), en forma de disco, que se encuentra en la posición (P ¡), en el tiempo {t.). Conforme el disco se mueve y se modifica, éste describirá un rubo de corriente imaginario a lo largo del eje x, como se ve en la figura 78; al pasar por la posición (PJ, el disco habrá cambiado su forma al ser comprimido en la dirección vertical, aumentando su grosor. Entonces la cantidad de masa que pasa por Pl, dada por el producto de la densidad del fluido (p.), la velocidad (u.), y el área (A1), normal a la línea de corriente, en el intervalo de tiempo (ot1), será: 6� = r1A1u16�; similarmente, la cantidad de masa que pasa por el punto P2 será ºIDi = p2Aiu26t2• El principio de continuidad requiere que el elemento de masa que pasa por el punto P1, sea el mismo que el que pasa por el punto P2; es decir: 6m1 = 6� = 6m. Si se recuerda que la velocidad a lo largo del eje ,x, está dada por u = 6x/6t, se tendrá que el elemento de masa será simplemente


Sergio Reyes Coca

om = puAot =

6x p6y6z6t = p6x6y6z

6t

donde A se ha representado por el producto 6y6z; es decir, el elemento de masa 6m será el producto entre la densidad del fluido y el elemento de volumen (6V), 6m p6V. En consecuencia, se puede decir que la variación de un elemento de masa siguiendo el movimiento, será:

_ d(om) l = _I_ d(p6V) = O 6m dt p6V dt

(4.36)

1 dp

(4.37)

de donde se obtiene 1 d(6V)

--=---p dt

6V

dt

expandiendo el término de la derecha, se obtiene

1 d(6V) = 1 d(6x6yoz) = 1 d(6x) +- d(6y) 1 + _ d(6z) l 6V dt 6x6y6z dt Sx dt 6y dt 6z dt reacomodando términos

1 d(6V) 6 6V dt = 6x

(dx) dt

6 (dy) 6 + 6y dt + 6z

(dz) dt

usando las definiciones de u=dx/' dt; v=dyIdt y wdz/dt; y cuando en el límite 6x, 6y, Sz � O, se puede obtener:

[- d(6V)J 1 = éJu + ov + ow Ox.Oy,Oz-+0 oV dt oX fJy 0Z. lim

= V ·V

sustituyendo en la ecuación 4.37, se obtiene finalmente

1 dp

--+V·v=O p dt

(4.38)



Esta relación es la ecuación de continuidad. El término de la izquierda representa la razón de cambio de la densidad de la parcela de aire siguiendo el movimiento; el término de la derecha representa la divergencia de la velocidad. Nótese que el término de la divergencia de la velocidad es igual a la razón de cambio del elemento de volumen de la parcela de aire. Aplicando la definición de derivada total:

d

a

-=-+V·V

dt se puede reescribir la ecuación 4.38, y obtener

at

ap at

(4.39)

V·v=O

(4.40)

-+ V ·(pv) = O

donde el primer término representa el cambio local de la densidad (la razón de cambio de la densidad en un punto fijo); mientras que el segundo término representa la divergencia de la masa. Para un fluido incompresible, es decir, aquél donde a lo largo de las lineas de corriente las variaciones de densidad provocadas por varia ciones de presión son muy pequeñas, por ejemplo p ... constante, se tendrá de la ecuación (4.38) que

REsUMEN

El estudio de los movimientos de la atmósfera se basa en tres principios fundamentales: la conservación de momento (segunda ley de movimiento de Newton), la conservación de masa (ecuación de continuidad) y la conservación de energía (primera ley de la termodinámica). Para describir el movimiento de la atmósfera, se necesita primero definir el sistema de coordenadas en el que dicho movimiento se inscribe. Hay básicamente dos sistemas, el inercial, que está fijo en el espacio o que se mueve a velocidad constante y no está acelerado o rotando con respecto a las estrellas lejanas, supuestas fijas en el espacio, y el sistema noinercial, el cual se encuentra acelerado o rotando, como es el caso de la Tierra. Las fuerzas que actúan sobre las parcelas de aire


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en la atmósfera terrestre., se pueden agrupar en fuerzas generadoras (fuerza del gradiente de presión y fuerza de gravedad) y fuerzas reguladoras (fuerza centrípeta, fuerza de Coriolis y fuerza de fricción). En un sistema de coordenadas inercial (fijo con respecto a las estrellas, por ejemplo), el movimiento de un cuerpo (o de una parcela de aire), puede ser descrito por la segunda ley de Newton; sin embargo, en un sistema de coordenadas noinercial (como la Tierra en rotación, por ejemplo), el movimiento de una parcela de aire sólo puede ser descrito con ayuda de la segunda ley de Newton si se incluyen las fuerzas aparentes, asociadas a la rotación terrestre (fuerza centrÍpeta y fuerza de Coriolis). Para describir el movimiento de la atmósfera, será entonces necesario incluir tanto a las fuerzas generadoras como a las fuerzas desviadoras. Las fuerzas generadoras existen independientemente de si el aire está en movimiento o en reposo y sólo dependen de las propiedades físicas de los cuerpos que las originan. La fuerza del gradiente de presión se origina por las variaciones horizontales en el campo de presión; estas variaciones horizontales de la presión resultan de los gradientes en la temperatura, los cuales son a su vez originados por el calentamiento diferencial del Sol sobre la superficie terrestre; en la dirección vertical está la fuerza de la gravedad, que actúa "hacia abajo"; y la fuerza de flotabilidad (o gradiente vertical de presión) que actúa "hacia arriba", oponiéndose a la gravedad; en promedio global existe un equilibrio entre estas dos fuerzas, de tal manera que a primera aproximación la atmósfera está en balance hidrostáti.co. Por otro lado, las fuerzas reguladoras (o fuerzas desviadoras) resultan del movimiento del aire, y dependen de la velocidad y del sistema de referencia, de tal manera que las fuerzas reguladoras serán nulas si la velocidad del aire es cero; éstas son: La fuerza centrípeta (centrífuga) que depende de la trayectoria curva del movimiento horizon tal según el sistema de coordenadas; si el viento fluye alrededor de isobaras curvas, entonces se producirá una fuerza que desviará el viento hacia dentro (fuera) del centro de rotación, para balancear el flujo giratorio; la fuerza de fricción que depende de la rugosidad del suelo y de la turbulencia del medio, y la fuerza de Coriolis, que desvía todos los cuerpos en movimiento sobre la superficie (incluidos los fluidos geofísicos, como el aire y el agua). La fuerza de Coriolis, mejor conocida como el efecto de Coriolis, es una fuerza aparente que necesita ser considerada para el análisis

'



del movimiento en un sistema de coordenadas en rotación, tal como la Tierra, para explicar la aparente desviación en el movimiento rectilíneo de los cuerpos. Esta fuerza de Coriolis permite el uso de las leyes de Newton en la Tierra sin hacer referencia al movimiento de rotación. Las principales conclusiones sobre la fuerza de Coriolis son: a) actúa desviando el movimiento de las parcelas de aire hacia la derecha en el hemisferio norte; mientras que en el hemisferio sur la desviación es hacia la izquierda; b) la magnitud de la fuerza de Coriolis es proporcional a la velocidad angular del sistema en rotación, y e) la fuerza de Coriolis es proporcional a la velocidad de la parcela de aire.


Capítulos Aproximaciones de las ecuaciones de movimiento en la atmósfera

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APROXIMACIONES DE LAS ECUACIONES DE MOVIMIENTO EN LA ATMÓSFERA

La atmósfera siempre está en movimiento, desde el simple viento que mueve las hojas de un árbol, hasta los grandes sistemas de circulación que controlan el clima terrestre. Estos movimientos que permiten una distribución de las masas de aire, de la humedad y de todos los constituyentes y propiedades atmosféricas, son generados por las fuerzas básicas, derivadas del calentamiento del Sol y la gravedad, y modificados por la rotación terrestre y la fricción. Desde el punto de vista de la física teórica, el movimiento del aire representa principalmente un problema de dinámica de fluidos, que puede ser representado y analizado por medio de la segunda ley de movimiento de Newton y por las Leyes de conservación de la masa y del momento angular. Como se vio en el capítulo 4, la segunda ley de Newton establece que el movimiento de un cuerpo cambia bajo la acción de una fuerza, el cual sufre una aceleración en la misma dirección de la fuerza. Por su parte, la ley de conservación de la masa o ecuación de continuidad, establece que el cambio en el campo de velocidad de un fluido está directamente relacionado con el cambio en la densidad del mismo fluido; finalmente, el principio de conservación de momento angular establece el cambio en el giro de los fluidos (aire y agua) al cambiar su posición en el espacio. Este concepto es conocido como verticidad y sólo se menciona brevemente en este libro. La verticidad es la característica de los fluidos que expresa la tendencia a rotar. Estos tres principios contienen los fundamentos de la dinámica atmosférica, pues con ellos se relacionan la masa, la fuerza y los cambios en la velocidad de las parcelas de aire. No todas las respuestas pueden contestarse con estos principios, sino que para ello se requiere además la primera ley de la termodinámica, en donde se relacionan los cambios de calor con el trabajo y la energía (ver capítulo 3), con los que es suficiente para estudiar los fenómenos meteo rológicos y del viento.



La atmósfera puede ser vista como una inmensa máquina alimentada por el calor solar cuyo producto final serán los fenómenos meteorológicos. La forma de operación de esta máquina depende de la relación entre los mismos fenómenos atmosféricos, las interacciones con la superficie terrestre y oceánica, y de la rotación terrestre. Ya se ha mencionado que el calor solar, en forma de radiación de onda corta de muy alta energía (ultravioleta), afecta principalmente a la atmósfera superior; mientras que la radiación visible e infrarroja, de menor energía, contribuye al calentamiento de la superficie terrestre, la cual a su vez emite calor en forma de radiación de onda larga de baja energía (infrarroja), que afecta principalmente a la atmósfera superficial. La radiación solar llega a la Tierra muy uniformemente; sin embargo, la curvatura terrestre, los océanos, los continentes y el tipo de suelo, ya sean ríos, montañas, desiertos, hielos, etcétera, hacen que la energía terrestre emitida a la atmósfera sea muy inhomogénea. La distribución irregular del calor en la baja atmósfera da por consecuencia la generación de gradientes de temperatura, de densidad y de presión, los cuales inducen las fuerzas que mueven la atmósfera. El efecto neto del movimiento atmosférico es la distribución del calor, la masa y la energía en todo el mundo. Por ejemplo, las masas de aire en los trópicos, transportan el calor de las regiones ecuatoriales hacia las latitudes altas, tratando siempre de hacer un balance de calor entre el ecuador y los polos. Este transporte de calor básico crea las circulaciones meridionales, como la celda de Hadley, la de Ferrel y la polar, que serán discutidas en capítulos posteriores. Es claro que la segunda ley de movimiento de Newton, teóricamente describe todos los tipos y escalas de movimiento en la atmósfera; sin embargo, en la práctica aún no es posible estudiar y analizar simultáneamente todos estos movimientos, por lo que tradicionalmente se simplifica este sistema dependiendo de las escalas de movimientos que se quieran estudiar, es decir, las dimensiones espaciales y temporales del fenómeno a estudiar. Normalmente, las dimensiones básicas de la dinámica y la termodinámica atmosférica son: longitud, masa, tiempo y temperatura, a partir de las que se pueden defmir las escalas del movimiento. Como un ejemplo se puede distinguir la circulación de las brisas típicas de mar y tierra (de escala local) de la celda de circulación meridional de Hadley (de escala planetaria), simplemente por un factor de escala; es decir, mientras que la escala local de las brisas es del orden de 10 a 100


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kilómetros, la escala de la circulación planetaria de Hadley es del orden de 1 000 a 10 000 kilómetros. Tocios los fenómenos atmosféricos pueden ser clasificados por su escala espacial o temporal. En los problemas meteorológicos, la escala espacial varía desde unas décimas de milímetro hasta miles de kilómetros, mientras que la escala temporal varía desde unos cuantos microsegundos hasta varios días o semanas. Debido a la gran complejidad en los fenómenos del movimiento atmosférico, los científicos han intentado separar en partes estos movimientos, dependiendo de sus escalas temporales y espaciales, reconociendo que no siempre la suma del análisis de los movimientos por separado es igual al total observado. Sin embargo, y aún a costa de estos problemas, es de gran utilidad aislar cada una de las escalas de movimiento con el fin de tratar de entender por separado los mecanismos que controlan los fenómenos meteorológicos. Para un observador fijo en la superficie terrestre, la segunda ley de movimiento de Newton puede ser escrita de tal manera que incorpore todas las fuerzas generadoras que actÚan sobre las parcelas de aire, más aquéllas asociadas a la propia rotación terrestre. La aceleración de una parcela de aire debed ser igual a la suma vectorial de todas las fuerzas por unidad de masa que actúan sobre la parcela; entonces, la segunda ley de Newton se puede escribir como (ver ecuación 4.35)

dv 1 a = - = -- Vp + g fk x v + vv2v dt p

(5.1)

donde a es la aceleración de la parcela de aire relativa a la superficie terrestre; v es la velocidad de la parcela de aire; 1/ p Vp es la fuerza del gradiente de presión por unidad de masa; vV2v es la fuerza de fricción, por unidad de masa; ges la aceleración de la gravedad, y fkxv es la fuerza de Coriolis por unidad de masa, como fueron definidas en el capítulo 4. La segunda ley de Newton sirve como un marco general para describir todos los movimientos atmosféricos. Si esta ecuación diferencial pudiese ser solucionada para todas las condiciones iniciales y de frontera, entonces se podría tener una descripción completa de todos los fenómenos meteorológicos. Esto por supuesto no es posible, pues esta ecuación es extremadamente compleja y no se tienen soluciones matemáticas completas de la misma; por lo que en la práctica los meteorólogos la simplifican, desarrollando modelos sencillos para explicar los movimientos atmosféricos. 195 Ccpyriqbted matorral


En el estudio de los fenómenos meteorológicos se puede simplificar la ecuación de la segunda ley de Newton en función de la importancia relativa de las fuerzas involucradas, de tal manera que algunas de ellas pueden ser tan pequeñas que no sería necesario incluirlas para el análisis del movimiento. En meteorología clásica se definen distintos vientos derivados del balance entre las únicas fuerzas importantes que controlan el movimiento; son los vientos que existirían si la atmósfera se comportara de una forma ideal. Quizás el más simple de todos estos balances es aquél que se obtiene cuando no hay movimiento horizontal respecto de la superficie de la Tierra, en este caso se tiene que las fuerzas de Coriolis, centrípeta y de fricción, serían inexistentes. También se tendría un equilibrio entre las fuerzas del gradiente de presión y la fuerza de gravedad, lo que da como resultado el ya discutido balance hidrostático en el capítulo 3, el cual es una buena representación del balance vertical de la atmósfera. Como se verá más adelante, la velocidad horizontal (u, v) es mucho más grande que la velocidad vertical (w), por lo que a primera aproximación se puede considerar que los movimientos en la atmósfera son casi horizontales, en consecuencia, cuando se considera que los movimientos horizontales son importantes; se deben incluir las fuerzas de Coriolis, centrípeta, de fricción y de gradiente horizontal de presión. En la atmósfera se pueden encontrar situaciones donde algunas fuerzas son notoriamente más grandes que otras, por lo que se pueden simplificar las ecuaciones de movimiento, en los planos horizontal y vertical, y analizar el efecto de cada fuerza por separado. Los ejemplos que discutiremos en este libro son: viento inercial; viento geostrófico; viento gradiente; viento ciclostrófico; viento termal y el efecto de la fricción en el viento.

VIENTO INERCIAL

Supóngase que en el hemisferio norte se tiene una parcela de aire que se mueve con rapidez constante y sin fricción, de tal manera que la resultante de las fuerzas del gradiente de presión, de la fuerza de gravedad y de la fuerza de fricción es cero. De acuerdo con la primera ley de Newton, en un sistema inercial y en la ausencia


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de fuerzas generadoras y de fricción, las parcelas de aire tenderán a mantener su inercia desplazándose a velocidad constante o a permanecer en reposo; sin em bargo, en la Tierra en rotación, la fuerza de Coriolis controlará el movimiento horizontal. La fuerza de Coriolis se tiene que balancear con la aceleración, la cual no puede cambiar la magnitud de la velocidad, pero sí su dirección; entonces, la ecuación de movimiento (ecuación 5.1) se puede simplificar para las componentes horizontales, eje- x- :du = fv = fdy (5.2a)

dt

dt

. dv dx eJe-y- :dt =-fu= -fdt

(5.2b)

Ahora, para una latitud($) definida, se tendrá que el parámetro de Coriolis (f 20sen$) es constante, y se podrán integrar las ecuaciones 5.2 para tener un movimiento independiente del tiempo u

eje x:

Jdu = f Jdy, entonces uo

eje y:

y

u-u0 = f(y-y0)

Yo

Jdv = -f fdx , entonces

V

X

Vo

Xo

o simplemente:

u=fy+A, y

V=-fx+B,

dónde As u, -fy0

dóndeB=v0+fx0

dónde A y B son las constantes de integración. Ya que sólo cambia la dirección de la velocidad, entonces se tiene que la magnitud de la velocidad resultante se puede definir como la constante (v), dada por: vi = 2 + 2 (véase figura 79); donde el subíndice "i" indica que se trata de la velocidad

.Ju v

inercial.



y

V

u

Figura 79. Diagrama representando la velocidad 'ti=

U2

+ V �en balance inercial.

Entonces, como la fuerza de Coriolis sólo afecta la dirección pero no afecta la magnitud del viento, se pueden sustituir los valores de u y v en v¡2 = u2 + v2, para obtener 2 V¡ = {fy + A)2 + { fx + 8)2

o

-¡-

A)2 + ( Xf8)2

2

v. ) ( = y+f (

J

que es la ecuación de un círculo de radio (r), dado por: r2 - (x ,y2 + (y- y y y0 como las coordenadas del centro del círculo, definidas por

B

Xo =-;

f

2

,

con "o

A

Yo=-f

y el radio del círculo está definido por

V¡

r=f que puede ser reescrito como

v21

fv, =- r

(5.3)

(5.4)


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Es decir, se tendrá un balance entre la fuerza de Coriolis {que actúa en dirección perpendicular al viento hacia el centro del círculo) y la fuerza centrífuga (que actúa en dirección radial hacia afuera del centro) manteniéndose un balance entre estas dos fuerzas, como F. Coriolis F. centrifuga

=

El movimiento resultante se conoce como viento inercial. En el hemisferio norte el viento inercial gira a favor de las manecillas del reloj, mientras que en el hemisferio sur el viento inercial gira en contra de las manecillas del reloj {véase figura 80).

Hemisferio sur

Hemisferio norte

Fig,¡ra 80. Esquema de la circulaci6n inercial. En el hemisferio norte se tiene circulaci6n anticiclónica, a favor de las manecillas del reloj. En el bemisferio sur, también se tiene circulación anticiclónica, pero en contra de las manecillas del reloj.

El periodo (t) del movimiento inercial se define como la distancia recorrida (perímetro de la circunferencia 21tr} sobre la velocidad, vi:

21tr

2rtV I I f

V¡

v1

't=--=

21t

1t

=-=--f Osen,

{5.5)

Lo que significa que el periodo inercial sólo depende de la latitud(�), y de la velocidad angular terrestre (O). Por ejemplo, en el ecuador, donde sen 0° O, se



tendrá un tiempo infinito para que se presente un movimiento inercial, con un radio infinito. Conforme aumenta la latitud (hacia los polos) el periodo y el radio irán disminuyendo, por ejemplo en 4> 45° se tendrá

r •s =

1t

nsen45º

� 17horas

para un viento de 10 km hr", el radio inercial en 4> 45° será r45

V¡

10

=- = � 27km f 20sen45º

Por supuesto, f no será constante en toda la trayectoria inercial de la parcela de aire, por lo que se describirán trayectorias elongadas. Las observaciones de movimiento inercial en la atmósfera son muy raras, pues difícilmente se podrán mantener periodos tan largos en los que sólo estén actuando la fuerza de Coriolis y la fuerza centrífuga, ya que los vientos son muy variables y relativamente intensos. Por el contrario, en los océanos, se puede observar más fácilmente un movimiento inercial, pues las veloci dades son más pequeñas, por lo que normalmente se dice que el océano tiene una mayor inercia que la annósfera. Nótese que en el movimiento inercial la fuerza centnfuga aparece como una reacción a la fuerza de Coriolis, necesaria para mantener el bal ance. Las corrientes inerciales resultan a menudo de un impulso inicial sobre un cuerpo {de agua o de aire), como el que puede producir una tormenta al pasar por una región. La evolución de las corrientes inerciales, en la realidad, es fuertemente influenciada por efectos friccionales que tienden a reducir la velocidad, por lo que el radio del círculo disminuye, tendiendo a desaparecer la corriente inercial. Cuando la circulación inercial se superpone a un flujo de mayor escala, el circulo inercial se puede deformar y/o desaparecer por efectos friccionales ,

VIENTO GEOSTRÓPICO

Éste es otro ejemplo del flujo de aire en donde se mantiene constante la velocidad y, además, la dirección del viento es el balance geostr66.co. En este caso, la fuerza


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generadora del gradiente de presión estará en balance con la fuerza reguladora de Coriolis, es decir,

F .Coriolis= F. gradiente de presión El movimiento resultante se conoce como viento geostrófico, que se puede derivar de la ecuación de movimiento (ecuación 5.1) para las componentes horizontales,

eje- x-: eje-y-: o en forma vectorial

fvg

1 aP

(5.6a)

-fv=--P ax 1 8P fu=--P ay

(5.6b)

= (1/p) k X v, P

(5.6c}

donde el subíndice "g" indica que es el viento geostrófico y el operador (Vj es el gradiente horizontal aplicado a altura (z) constante. El viento geostrófico se debe básicamente a la rotación de la Tierra, El término geostrófico fue inicial roen te propuesto por sir Napier Shaw en 1916, y se deriva del griego tropos, que significa girar (similarmente a la definición de troposfera, véase capítulo 1). Teóricamente, el movimiento geostrófico resultante es noacelerado, pues una vez que se ha alcanzado el equilibrio entre ambas fuerzas, la velocidad se mantiene constante (véase figura 81).

Presión baja

Feo

Isobaras Presión alta Fipra 81. Diagrama que representa la aproximación al equilibrio geostrófico por una parcela de aire inicialmente en reposo en el hemisferio norte {modificado de Hess, 1959).



Conforme la parcela de aire inicia el movimiento en direcci6n perpendicular a las isobaras por efecto de la fuerza del gradiente de presión, la fuerza de Coriolis comen zará a desviar a la derecha la parcela de aire. Al principio, esta desviación es muy peque ña; conforme la parcela adquiere velocidad, la fuerza de Coriolis también se incrementará desviando con mayor intensidad la parcela, hasta que la direcci6n de la velocidad sea paralela a las isobaras, es decir, cuando la fuerza de Coriolis tiene la misma magnitud pero dirección opuesta a la fuerza de gradiente de presión. Este concepto se conoce como la paradoja geodinámica, la cual establece que en la Tierra en rotación una parcela de fluido no se moverá aceleradamente en la direcci6n de la fuerza generadora, sino en la dirección perpendicular a esa fuerza y con magnitud de velocidad constante. Se puede decir que mientras que F < FVp se tiene un movimiento acelerado, pero en cuanto F • Fv se tendrá un movimiento estacionario. De la :CWci6n 5.6 se puede ver que el vector de la velocidad geostrófica, v, .. iu, + jv,, es perpendicular al gradiente horizontal de presión y proporcional a su magnitud, es decir, a las isobaras. El signo del parámetro de Coriolis, f .. 20 sené, está dado por la latitud geográfica(,); de tal manera que en el hemisferio norte(� > O), un observador que mira hacia donde fluye el viento, tendrá la presión alta a su derecha, mientras que en el hemisferio sur(, < O), el observador tendrá la presión alta a su izquierda. Este efecto se conoce como la ley de Buys Ballot (véase figura 82). 00

_cg}�Ge 4

---.....

�

)1� !( (

Hemisferio sur

8

Fipra 82. Diagrama representando la ley de Buys Ballet. Si un observador csú de pie y de frente hacia donde se dirige el viento, en el hemisferio norte, tendrá la presi6n alta a su derecha; mientras que en el hemisferio sur, la presión alu estará a su izquierda.


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Usualmente en meteorología se usan las coordenadas isobáricas en lugar de las coordenadas cartesianas; es decir, se usa la variación de la altura en función de las superficies de presión constante y no la variación de la presión en función de la altura geométrica, como es el caso en las coordenadas cartesianas. Entonces, el balance geostrófico se puede representar en coordenadas isobáricas como (ver ecuación 4.7). é)z

-fv=-g-

ox sz fu=-gay

(5.7a)

(5.7b)

que pueden ser reescritas en forma vectorial como

f Vg = k X

v'p

(5.7c)

o en términos del geopotencial, , (ver ec. 4.21)

o -fv=--

{5.8a)

o fu=--

(5.8b)

ox

ay

que pueden ser reescritas en forma vectorial como

f Vg

= k X v'p

(5.8c)

donde el operador (V) es el gradiente horizontal aplicado a presión (p) constante. Las ecuaciones del balance geostrófico en coordenadas isobáricas tienen la ventaja de que la variable de la densidad no aparece, por lo que la velocidad geostrófica sólo está en términos de la altura o del geopotencial. En la atmósfera real, raramente se presenta el movimiento geostrófico puro; sin embargo, a escala planetaria, la atmósfera se puede considerar casigeostrófica, de tal manera que el vector real del viento (v r) se puede representar como la suma



de una componente geostrófica (v) (relativamente grande) más una componente ageostrófica, (v,) (relativamente pequeña), es decir:

Vr=Vg+Vag

(5.9)

con I v" 1 < < 1 v, l. El hecho de que el movimiento atmosférico en escala plan etaria sea casigeostrófico es de mucho valor práctico, pues permite tener una buena aproximación del viento a partir solamente del campo de presión (o del geopotencial), el cual es mucho más fácil de medir. El flujo casigeostrófico ocurre cuando las fuerzas externas horizontales son más pequeñas que la fuerza de Coriolis. Se considera que estas fuerzas son despreciables cuando el cociente entre la magnitud típica del viento M, y el producto dado por el parámetro de Coriolis y la longitud típica del movimiento (L), es mucho menor que 1; es decir,

:!_ << 1

(5.10)

fl

El cociente V /fl. se conoce como el número de Rossby. El movimiento casi geostrófico se puede ilustrar en la figura 83, en que se muestra un mapa meteorológico a 500 mb sobre la región del Pacífico norte. Los vectores del viento son casi paralelos a las líneas de igual altura, particularmente cuando son rectilíneas; sin embargo, cercano a los centros de presión alta o baja, el viento se desvía más de la dirección paralela. En este caso, la curvatura de algunas isolíneas implica la existencia de una fuerza centrífuga (o componente ageostrófica del viento). La importancia de esta componente ageostrófica se evalúa con el número de Rossby (como se verá en la siguiente sección). Ahora, como un ejemplo se calculará el viento geostrófico en una región en que las isobaras son paralelas y rectilíneas, donde de acuerdo con lo anteriormente dicho, se tendrá un balance geostrófico, por lo que se puede usar la expresión 5.7. Para simplificar los cálculos, se puede suponer que la altura geopotencial sólo cambia a lo largo del eje y (aumentando del norte al sur), es decir, se tiene solamente la componente y del movimiento, que equivale a un flujo geostrófico a lo largo del eje x (véase figura 84). f)z

fu=-g-

ay


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Fig,tra 8.3.Mapa meteorológico a 500 mb. El viento se considera geostréfico donde las isolineas de altura geopoteacial son rectilíneas. Conforme las isolíneas se curvan, el viento se hace ca.sigeosuófico, par.a ser totalmente ageost.ró6co en los centros de presión alta o baja. Las unidades son en metros geopoteaciales.

Por lo que solamente se tendrá viento geostrófico a lo largo de la dirección x Esta simplificación equivale a usar un sistema de coordenadas naturales, donde el viento geostrófico 0/.), está en la dirección del flujo y el gradiente de altura siempre será perpendicular a la dirección del flujo (n .L V); es decir:

oz.

1 aP

fV =-g-=--g an pan

(5.11)

En el recuadro de la figura 84, se muestra un ejemplo de cómo calcular el viento geostrófico utilizando el valor del gradiente de presión, o su equivalente el gradiente de altura geopotencial, az/ para los valores de f - 20sen4, (2)(7.292x10�(sen38º) 8.9 x 105, y g 9.81 ms". El viento medido se calculó del promedio en la región de estudio, limitada por do {41 ° y 35°N).

on,

VIENTO GRADIENTE Se ha visto que cuando las isolíneas de presión tienden a ser paralelas y rectilíneas, como es el caso en la atmósfera libre, alejada de la superficie terrestre, se tiene un buen balance entre la fuerza del gradiente de presión y la fuerza de Coriolis; sin



ó.n • 6º�66,792m llz • 5580 5400 m - 180 m

Viento medido V

55+40

v.,

2

= 47.5 nudos

Viento geostrófico estimado V, V = II

9 llZ = f ón

53 nudos

Fi1"7'a 84. Sección del m2pa meteorológico de la figura 83, donde se puede ilustrar el cálculo del viento geosrrófico para una región donde las isolíaeas son casi rectas y paralelas al eje x· {este • oeste). El viento

geostrófico es aproximadamente 10% mayor que el viento medido, por lo que a primera aproximación V V _,. 1 nudo > 0.514 ms"

'

. ..

embargo, no siempre las isolíneas se mantienen rectilíneas, pudiendo presentar una curvatura en la que el viento fluye a lo largo de trayectorias circulares. Estas trayectorias curvas de las isobaras pueden ser ciclónicas (movimiento de aire en contra de las manecillas del reloj en un centro de presión baja, en el hemisferio norte) o anticiclónicas (movimiento a favor de las manecillas del reloj en un centro de presión alta, en el hemisferio norte), como se indica en la figura 85. Ciclón

Anticiclón

Centro

de

presión baja • I

Viento

.,

preSton

alta

Viento

Fig1tra 85. Diagrama representando los giros de presión baja (circulación ciclónica) y de presión alta (circulación anticiclónica) en el hemisferio norte.


Sergio Reyes Coca

En cualquiera de estos dos casos, el viento alrededor de un círculo de radio (R), tendrá una fuerza centrífuga, definida por Fce - V2/R, que actúa hacia afuera del círculo en dirección radial (véase figura 86).

V

Fig11ra 86. Diagrama representando la fueru centrffuga, Fce, en un giro ciclónico en el hemisferio norte.

En una situación estacionaria esta fuerza centrífuga deberá estar balanceada con la fuerza del gradiente de presión y con la fuerza de Coriolis, de tal manera que la suma de las tres fuerzas sea igual a cero para obtener un flujo de aire balanceado, es decir,

Fce = Fvp + Feo El viento definido por este balance de fuerzas se conoce como viento gradiente, y queda representado mediante la ecuación 5.1, en coordenadas rectangulares, como

eje -x-

u2 1 aP -=---+fv R p ax

(5.12a)

eje -y-

v2 1 oP -=----fu R P éJy

(5.12b)


Introducción a la meteorofogía

que se puede rescribir en coordenadas naturales, como

v2

1 oP -+fV=---

R

pon

(5.13)

Ya que tanto la fuerza de Coriolis como la fuerza centrífuga actÚan en dirección perpendicular al viento, entonces la fuerza del gradiente de presión deberá estar también en dirección perpendicular al viento para balancear a las otras dos fuerzas. En consecuencia, en el balance gradiente, así como en el balance geostrófico, el viento resultante en el hemisferio norte deberá fluir en dirección paralela a las isobaras, con la presión baja a la izquierda y la presión alta a la derecha de la dirección del viento, y viceversa en el hemisferio sur (véase figura 87).

Centro de presión baja p,
Centro de presión alta ¡>,
Fig1m1 87. Esquema del viento gradiente para (a) flujo ciclónico (presi6n baja) y (b) anticiclónico, (presi6n alta) en el hemisferio norte,


Sergio Reyes Coca

Entonces, la ecuación 5.13 del viento gradiente, tendrá las siguientes soluciones para movimiento ciclónico 01 > O):

fR f2R2 RaP V=--±----

2

4

(5.14a)

ron

y para movimiento anticiclónico 01 < O), las soluciones serán:

fR f2R2 RoP V=-± +-2 4 pon

(5.14b)

Las soluciones físicamente posibles y estables, indican que el radical dentro de la raíz cuadrada siempre deberá ser positivo; es decir, las soluciones físicas existen cuando se tiene que

f2pR oP 11>

4

an

Ahora, recordando que en el hemisferio norte, el radio de curvatura {R), es positivo hacia la izquierda del movimiento (en un centro de presión baja) y negativo hacia la derecha del movimiento (en un centro de presión alta); mientras que el gradiente de presión será negativo alrededor de una presión baja y positivo alrededor de una presión alta. Entonces, se obtiene que las únicas soluciones reales para la ecuación 5.14 están dadas por: R > O y P/ n < O, generando un movimiento alrededor de un centro de presión baja, giro ciclónico (véase figura 87a); y R < O y O P/ o n > O, generando un movimiento alrededor de un centro de presión alta, giro anticiclónico (véase figura 87). Por otro lado, cuando se tiene que la fuerza del gradiente de presión está en balance geostrófico, es decir, si

o a

1 oP ---=fV

Pan

g



entonces podemos comparar el viento geostrófico, V,, versus el viento gradiente, Vv' obteniendo 1 8P

---=fV pan g

por lo que, ordenando términos

para flujo ciclónico

R > O => V9 > Vgr

para flujo anticilónico R < O � V9 < Vgr La aproximación geostrófica será válida cuando Vg Vgr == V; es decir, cuando el

número de Rossby sea muy pequeño

V -=R O <<1 fR ya sea para un flujo ciclónico o anticiclónico, lo que equivale a que: FC.Oriolis > > Focntrlfup En el caso de un movimiento puramente rectilíneo, el radio de curvatura tiende a infinito (R.� ro), entonces se tendrá que la fuerza centrífuga es prácticamente despreciable, en comparación con las fuerzas de Coriolis y del gradiente de presión, por lo que el número de Rossby tiende a cero O). Entonces, la ecuación 5.13 se reduce a la ecuación 5 .11 y se tendrá una buena aproximación geostrófica, de tal manera que el viento gradiente no se presenta. Por el contrario, cuando el radio de curvatura es pequeño, es decir, cuando Ro� 1, la fuerza centrífuga será del orden de la fuerza de Coriolis, entonces se deberán considerar las tres fuerzas de la ecuación 5.13.


Sergio Reyes Coca

VIENTO CICLOSTRÓFICO

En los sistemas de escala pequeña, donde el radio de curvatura es sólo de unas cuantas decenas o centenas de metros, la fuerza de Coriolis se hace muy pequeña, comparada con las otras fuerzas y puede ser despreciada en la ecuación 5.13, dando lugar a un balance entre la fuerza del gradiente de presión y la fuerza centrífuga, conocido como balance ciclostrófico, Cuando la escala es muy pequeña, el viento ciclostrófico es un caso particular del viento gradiente y está dado en coordenadas (5.15) naturales por

(Flujo ciclónico,V > O) } (Flujo anticiclónico,V < O) =

[[[E

V--;:-an

(5.16)

cuyas soluciones son: Ya que el radical deberá ser positivo, para que las raíces sean reales, se tendrá que el viento ciclostrófico resultante podrá ser positivo, en el caso de un giro ciclónico, o negativo en el caso de un giro anticiclónico, pero ambos siempre alrededor de un centro de presión baja (véase figura 88).

1 aP pan

,..._...,....\/2 R

Centro de presión baja

Centro de presión baja

Fig,tra 88. Viento ciclostr6fico, derivado del balance entre la fuerza del gradiente de presión y la fuerza

centrífuga. Tanto en el caso de un giro cicl6nico (a), como en el giro anticiclónico (b), se tiene un movimiento alrededor de un centro de presién baja.



Como se vio d giro normal alrededor de un centro de presión baja en el hemisferio norte, es en contra de las manecillas del reloj; mientras que lo contrario se considera un giro anormal En general, este tipo de movimiento ciclostrófico se puede observar con mayor frecuencia en las latitudes bajas, donde defecto de Coriolis es relativamente pequeño, y donde los fenómenos meteorológicos se generan principalmente a partir de procesos termodinámicos, asociados a movimientos verticales del aire. Sin embargo, en las latitudes medias y altas, la génesis de los fenómenos meteorológicos tiene una importante componente dinámica, asociada al movimiento horizontal del aire, como por ejemplo, los tornados. Los tomados siempre tienen un giro ciclónico, por lo que se puede decir que en la etapa inicial de formación, los vientos horizontales (que son de mayor magnitud) sí son afectados por Coriolis. Otros fenómenos de menor magnitud, como los "diablitos del desierto", muy comunes en las zonas desérticas, se originan a partir del calentamiento de la superficie terrestre, por lo que muy frecuentemente el efecto de Coriolis es depreciable, pudiéndose observar remolinos ciclónicos o

anticiclónicos. VIENTO TERMAL

En una atmósfera donde el gradiente horizontal de la presión no varía con la altura, se esperaría que el viento geostrófico resultante fuese constante a lo largo de una columna vertical. Sin embargo, en condiciones normales, se ha visto que tanto el campo de presión como el de la temperatura varían en función de la altura, por lo que se debe esperar que el viento geosrrófico también varíe con la altura. Esta variación vertical del viento geostrófico se conoce como el viento termal y se puede derivar a partir de las relaciones del viento geostrófico en coordenadas isobáricas (véase ecuación 5.7).

8z fv g =gax. del balance hidrostático (ecuación 3.31)

oP

-pg=-

oz


Sergio Reyes Coca

y de la ecuación de estado (ecuación 3.1)

P = pR*T Al sustituir la ecuación de estado en la relación de la ecuación hidrostática, se . nene 1 oP olnP g (5.17) ---=--=---

p

oz.

sz

R.T

Al diferenciar las relaciones del viento geostrófico con respecto a lnP se tiene,

y sustituyendo la ecuación 5.17, se obtiene

:'n�-i ![ R�T] �· �

(5.18)

similarmente para la componente en u,

aug

R.

er

=--

(5.18b)

olnP f ay Sustituyendo nuevamente la ecuación hidrostática, se puede reescribir la ec. 5.18a, como,

:�= � a�p= � ( R�TJ= �·:

y simplificando queda como

av g

g olnT t ax

=

oz.

(5.19a)

similarmente, para la componente u,

aug

g olnT

= oz. f ay

(5.19b)



Las ecuaciones 5.18a y 5.19a, indican que si la temperatura aumenta hacia el este, la componente meridional del viento geostr6fico (v.), deberá aumentar en la altura; mientras que las ecuaciones 5.18b y 5.19b, indican que conforme la temperatura disminuye hacia el norte, la componente zonal del viento geostrófico (u), deberá aumentar con la altura. En otras palabras, en el hemisferio norte el aumento en la magnitud del viento geostrófico con la altura, estará asociado a masas de aire frío a la izquierda y de aire cálido a la derecha del movimiento, como se puede apreciar en la figura 89.

z

a}

z

T0
T,

/

X

aire

b) T0
z.

TI

cllido

r; X

20

Figxr« 89. Oiagranu.s representando el cambio en la altura de las componentes del viento geoseréfico. (a) la componente (vJ aumenta, conforme la temperatura se incrementa hacia el este, (b) b componente (u) aumenta, conforme la temperatura disminuye hacia el norte.

Ya que el aire cálido tiene una menor densidad que el aire frío, la distancia vertical entre dos superficies isobáricas deberá ser mayor en la regi6n del aire cálido que en la del aire frío (véase figura 90); de tal manera que en una región de aire cálido los cambios de presión en la vertical son más lentos que en una región de aire frío. Las relaciones 5.18 y 5.19 se conocen como las ecuaciones del viento termal, el cual es realmente la razón del cambio del viento geostrófico con la altura {z) o con la presión (lnP). Entonces, se puede referir el viento termal como la diferencia entre el viento geostrófico a dos niveles isobáricos distintos. Es decir, se pueden


Sergio Reyes Coca

z

Po

��¡L:.L--r--:7 P,

__,____,,..____, Po

Fig,mt ,O. Diagrama representando la varixi6n de la separación de las superficies isobáricas. Dz. aumenu

conforme el aire se Mee m2S cálido, altura y está dirigida hacia el norte.

bacu el este. La componente (v) del viento geosu6fico aumenta en b

integrar las ecuaciones 5.18 desde el nivel PO hasta el nivel P 1, para obtener el viento

termal, vT • v,1 vrJ

fooº' dv

= g

f1 [ R. oT dlnPJ

J,o

f oX

de donde se obtiene, para la componente v, VT =Vg1 -Vg0 =7( :) In (::

J

(5.20a)

similarmente, para la componente u, se obtiene que el viento termal será, t1r u,1 ud> Ur =Ug1 -Ug0 =-7( :) In

(::J

(5.20b)

donde se ha tomado a T como el valor promedio de la temperatura en una columna vertical desde el nivel PO hasta el nivel P 1• Como una primera aproximación se puede considerar que la atmósfera libre en las latitudes medias, está en balance geostrófico. En el hemisferio norte, el aire es



normalmente frío hacia el polo norte, mientras que es normalmente cálido hacia el ecuador; entonces, en concordancia con los resultados obtenidos en las ecuaciones 5.20 y los esquemas de las figuras 89 y 90, se deberá observar un viento geostrófico persistente hacia el este, que se incrementa con la altura, para alcanzar valores máximos en la alta troposfera que, como se verá más adelante, se relaciona con las corrientes de chorro.

EFECTO DE LA FRICCIÓN EN EL VIENTO

Cerca de la superficie del suelo los efectos de la fricción en la velocidad y dirección del viento son muy importantes. Para entender cómo afecta la fricción al movimiento del aire, considérese el siguiente caso: una parcela de aire está sujeta a la acción de una fuerza generadora debida al gradiente de presión (FVP), a la fuerza de Coriolis, debida a la rotación terrestre (F), que tiene una dirección a 90° del movimiento, hacia la derecha en el hemisferio norte, y a la fuerza de fricción (F&), que actúa en sentido contrario al movimiento de la parcela de aire, disminuyendo la magnitud de la velocidad de la parcela y por consiguiente, reduciendo la magnitud de la fuerza de Coriolis. Este sistema tiene un equilibrio entre las tres fuerzas

F VP + F 00 + Ffr :

Q

El resultado de este nuevo equilibrio es un viento, con velocidad (v), que está dirigido hacia la zona de presión baja, como se muestra en la figura 91. El efecto friccional depende de la superficie terrestre: en suelos muy rugosos (bosques, montañas, ciudades), la magnitud del viento es reducida considera blemente y su dirección puede hacer un ángulo típico del orden de 30° con las isobaras. En suelos más lisos (océanos, hielo, arena), la magnitud del viento es ligeramente reducida y la dirección puede mostrar un ángulo del orden de 15° con las isobaras. Aun más, ya que la fuerza del gradiente de presión es perpendicu lar a las isobaras, el viento deberá fluir a la izquierda siguiendo el movimiento, cruzando las isobaras de la alta a la baja presión. El ángulo entre las isobaras y la dirección del viento aumenta conforme la fricción aumenta, de tal manera que el


Sergk> Reyes Coca

(a)

fq

poca fricci6n (suek> liso\

(b)

presión baja

f,,•

1004mb

.s� F-

presión atta

presión baja 1004 mb

mudm�;F. fw�Y

1008mb 1012 mb

(suelo rugoso}

1008 mb 1012 mb

presión alta

(Fv,.). de Coriolis (PJ. y de fricción (F&). Nótese que en el caso (a) con poca fricción. el vector del viento es casi paralelo a las isobaras, es decir. se tiene viento casigeostréfico¡ mienuas que en el caso (b) con mue.ha fricci6n. el vector de viento hace un ángulo relativamente grande con las isobaras para generar un viento totalmente ageostrófico.

Fig,,ra 91. Dugrama del balance entre las fuenas del gradiente de presi6n

viento cerca de la superficie terrestre será desviado a la izquierda de la dirección del viento geostrófico. La región atmosférica en la que la fricción es importante se conoce como la capa de fricción. Muy cerca del suelo, esta fuerza es muy importante porque afecta considerablemente el movimiento de las parcelas de aire; a alturas superiores {dentro de la capa de fricción), el viento cambia más lentamente. En la superficie continen tal, el viento es aproximadamente 40% del valor del viento geostrófico, mientras que sobre la superficie oceánica es del orden de 70% del viento geostrófico, Si se observa la presión atmosférica en un número grande de estaciones sobre un área considerable, dibujándose las isobaras, se podrá obtener un número limitado de distribuciones de campos de presión. Básicamente se observan centros de presión alta y presión baja; los centros de presión baja también se conocen como depresiones, ciclones, bajos o vaguadas. Una vaguada puede entonces ser definida como un área en que la presión atmosférica disminuye hacia el centro del mismo sistema. En este sistema de presión baja, se tendrá un balance entre las fuerzas del gradiente de presión de Coriolis, de fricción y la fuerza centrífuga (Fj, debida al movimiento circulatorio alrededor del centro de presión. De tal manera que en este caso se tendrá un balance entre las cuatro fuerzas:



Fvp + Feo + Fce + Ffr = O El resultado de este nuevo equilibrio es un viento con velocidad (v), que es casi paralelo a las isobaras curvas, con una pequeña desviación dirigida hacia dentro del giro ciclónico, o hacia la izquierda de las isobaras, siguiendo el flujo en el hemisferio norte (véase figura 93), o hacia la derecha, en el hemisferio sur.

(b)H. S.

Figura 92. Di:agnim de la circulación ciclónica alrededor de un. centro de presión baja (a) en el hemisferio

norte y (b) en el hemisferio sur. Puede notarse que los vientos (Occhas continuas) están desviadas hacia el centro. Las Ilechas perpendiculares a los círculos concéntricos (ísobaras), representan la dirección de la fucrz.a del gradiente de presión.

Por el contrario, un centro de presión alta es un anticiclón definido como un área en el que la presión atmosférica aumenta hacia el centro del sistema, con los vientos circulando a favor de las manecillas del reloj, en el hemisferio norte, ligeramente desviándose hacia afuera del centro de presión alta, o hacia la izquierda de las isobaras, siguiendo el flujo (véase figura 93), o hacia la derecha de las isobaras, siguiendo el flujo en el hemisferio sur. Los ciclones son sistemas frontales que transportan gran cantidad de nubosidad, lluvias y fuertes vientos. En todos los sistemas ciclónicos en la atmósfera libre, el viento fluye casi paralelo a lo largo de las isobaras, con una ligera desviación hacia la zona de presión baja. De tal manera que los vientos en un anticiclón fluyen espiralmente hacia afuera del centro de presión alta, mientras que en un ciclón,


Sergio Reyes Coca

(a)H� N.

(b) H. S.

Fig1m1 93. Diagrama de la circulación aaticicléaica alrededor de un centro de pre.si6n a.Ju, (a) en el hemisferio norte y (b) en el hemisferio sur. Puede notarse que los vientos (flechas continuas) están desviadas hacia fuera del centro. Las flechas pe.rpe.odiculares a los drculos concéntricos f1SObaras), repmen.wi la dirección de la fuerza del gradiente de presión.

los vientos fluyen espiralmente hacia adentro de la presión baja. En la región central de estos sistemas, el gradiente de presión desaparece, de tal manera que los vientos horizontales se hacen muy débiles o desaparecen, pues no hay una fuerza resultante significativa que los genere. Una gran cantidad de mapas meteorológicos son preparados para mostrar la componente horizontal de los campos de circulación en un nivel atmosférico dado; el aire, sin embargo, también tiene una componente vertical de movimiento. Esto puede ser entendido describiendo el siguiente fenómeno respecto del efecto de la fricción sobre el viento: la fricción tiene el efecto de desviar al viento hacia la zona de presión baja, esta desviación del flujo producirá una convergencia, transportando el aire hacia la zona central. Por el contrario, en un centro de presión alta el viento tiende a ser desviado fuera del centro de presión alta, produciendo una divergencia del flujo de aire. Las condiciones de convergencia y divergencia dan lugar a movimientos ascendentes y descendentes, respectivamente, de las parcelas de aire en la atmósfera. En general, si se tiene una convergencia en la superficie, el aire debe ascender; por el contrario, una condición de divergencia en la superficie está asociada a un descenso del aire (véase figura 94). Si el aire converge en el tope superior de la atmósfera, entonces su movimiento será de descenso, manteniendo la continuidad



de la masa del aire; similarmente, si el aire diverge en el tope superior de la atmósfera, entonces su movimiento será de ascenso. Estos procesos dan lugar a movimientos verticales los cuales tienden a redistribuir las masas de aire en toda la atmósfera. En un sistema en balance gradiente, es decir, en donde el viento es idealmente paralelo a las isobaras, no se podrá tener una zona de convergencia o divergencia, pues el viento solamente estará fluyendo en forma circular. Para que haya conver gencia se necesita que el viento haga un ángulo cruzando las isobaras, de tal manera que el flujo genere un transporte neto de aire hacia adentro del centro de presión baja, esto se lleva a cabo por el efecto de las fuerzas de fricción, que al retardar el movimiento impiden que se presente el balance gradiente perfecto.

C.Onvcrgenci.a

____ ._ M

__.

..

ovmucnto ciclónico

Subsidencia del aire Movimiento __.._ __. anticiclónico

Divergencia .... Movim.icruo anticiclónico Formación de nubes

-..---. +- Movimiento ciclónico

Fig,,ra 94. Diagramas que representan los procesos de convergencia y divergencia en la atm6sfera.. (a) Una divergencia en la nipedicie esti asociada a la subsidencia de aire seco y cálido, y a la formación de una

convergencia en niveles superiores; {b) Una convergencia en la superficie esti asociada al ascenso del aire, la formación de aire húmedo y nubosidad. y a una zona de divergencia en niveles superiores.

Como el aire en ascenso se enfría ad.i.abáticamente (y el aire en descenso se calienta) las regiones ciclónicas estarán, en general, caracterizadas por una condensación de la humedad y formación de nubes, y posiblemente precipitación cuando existan condiciones favorables. Por el contrario, las regiones anticiclónicas estarán, en gen


Sergio Reyes Coca

eral, caracterizadas por cielo despejado y poca humedad. La convergencia y divergencia del flujo horizontal puede ser también el resultado de diversas causas o forzamientos orográficos, como la presencia de montañas, por ejemplo. Conforme la altura aumenta, la fuerza de fricción debida a la influencia de la superficie terrestre disminuye, permitiendo que el viento real se aproxime más y más a la magnitud y dirección del viento geostrófico, acercándose a la dirección de las isobaras. Este fenómeno se conoce como el efecto de la capa de Ekman. La capa inferior de la troposfera, aproximadamente entre los O 1 km. es una zona de transición entre la atmósfera libre (donde el balance geostrófico es una buena aproximación) y la superficie terrestre (donde la Tierra y los océanos hacen una gran fricción sobre el aire en movimiento). La atmósfera libre se comporta como un fluido ideal, es decir, casi en balance geostrófico (fuera de los trópicos) o en balance gradiente (en general), definiéndose el nivel del viento gradiente como el límite superior de la capa donde la fricción es importante, también conocida como la capa límite planetaria. Esta capa límite planetaria se puede subdividir en varias subcapas (véase figura 95): l. la capa superficial de fricción y la capa de Ekman.

Atmósfera libre

z lkm

Capa libre de Ekmao

lOOm lOm ans

suelo

Capa fricciona! dcEkman Suhcapa l

Capa de Ekman �

Capa superficial de fricción

] '§ u �� c'!S

üa

VlSCOsa

Fig"'ª 95. Estructura vertical de la capa limite planetaria



LA CAPA SUPERFICIAL DE FRICCIÓN La capa superficial de fricción, también conocida como capa de flujo constante, se puede

subdividir a su vez en: a) la subcapa viscosa (muy cerca del suelo, usualmente a unos cuantos centímetros del suelo), donde el efecto de la fricci6n molecular debida al suelo es muy importante, y el aire es frenado al chocar con él. En esta subcapa los fenómenos de interacción entre la atmósfera y el suelo son los que controlan la dinámica del aire; en esta región la magnitud del viento disminuye linealmente con la profundidad, haciéndose e.ero al contacto del suelo. b) La subcapa logarítmica (del orden de varios metros por arriba de la capa viscosa), donde los efectos de fricción se relacionan con el movimiento turbulento del aire. En esta capa, las parcelas de aire interaccionan entre ellas, generándose un transporte neto de momento horizontal hacia abajo; las parcelas inferiores reciben ese momento, siendo aceleradas, mientras que las parcelas superiores al transportar ese momento hacia abajo, son frenadas. En esta capa, el viento disminuye su magnitud en forma logarítmica con la altura. LA CAPA DE EKMAN

Esta capa se puede subdividir en: a) la capa fricciona! de Ekman (entre unos 10 y 100 m de altura, por arriba de la capa logarítmica), donde el efecto de Coriolis y de la fricción turbulenta son muy importantes; y b) la capa libre de Ekman (entre los 100 y los 1 000 m). En la capa de Ekman, el balance está dado por la suma de las fuerzas de Coriolis, la fuerza del gradiente de presión y la fuerza de fricción; en la parte inferior (capa fricciona!) la fuerza de fricción es dominante, mientras que en la parte superior (capa libre) es el balance geostrófico el que domina, por lo que se puede esperar que la dirección del viento vaya variando conforme la altura aumenta. Cuando se tienen condiciones ideales, esta variación del viento con la altura forma un giro que se conoce como la espiral de Ekman. Este fenómeno fue inicialmente estudiado por el oceanólogo sueco, V .F. Ekman, en 1902. En la espiral de Ekman, el viento sopla cruzando las isobaras de la alta a la baja presión, mostrando un ángulo máximo ( 45°) cerca de la superficie, girando hacia la derecha, en el hemisferio norte, conforme la altura aumenta (véase figura 96). 222 Ccpynqr-ted matorral

Sergio Reyes Coca

Atmósfera. libre

z

Figura 96. Capa de Ekman. Por arriba de la capa superficial de fricción, la foeru de Coriolis cobra más y

más imponancia; de tal manera que, conforme la altura aumenta, el viento resultante id girando (hacia la derecha en el hemisferio norte} para formar la espiral de Ekman.

Este resultado se puede derivar de las ecuaciones de movimiento, simplificadas para la capa limite planetaria, donde el balance de fuerzas está dado por

Fvp + Feo + Ftr = O 1

2

--VP-fkXV +vV V =0 p y en componentes horizontales, queda como 2 1 aP a u -fv=---+v-

p

ax

(5.21a)

az.2

(5.21b) 1 8P 82v fu=---+vp ay az.2 donde n es el coeficiente de viscosidad turbulenta. Entonces, si se sustituye la relación geostrófica (ecuación 5.6) para cada componente:

18P . fv gpox.'

1 8P fu =--g

p

ay



se tendrá:

oU 2

-fv =-fv g +v-· az.2 '

o2V

fu=-fu +vo az.2

simplificando; se tendrá

2 o U v- 2+f(v-vg)=O az.

{5.22a)

)=0

(5.22b)

2 o v v--f(u-u

az.2

g

Estas relaciones son conocidas como las ecuaciones de la espiral de Ekman. Las condiciones a la frontera en la atmósfera requieren que u y v se anulen en el suelo {z O) y alcancen el valor del viento geostrófico en la atmósfera libre (donde se supone que la fricción desaparece). Algunas observaciones atmosféricas indican que la fuerza de fricción es prácticamente despreciable a una altura de 1 km sobre la superficie del suelo. Para propósitos prácticos, se puede decir que el viento real es aproximadamente igual al viento geostrófico por arriba de los 1 000 m de altura. De esta manera, las isobaras son una buena representación de la dirección del viento. Para obtener las soluciones, se puede hacer lo siguiente: multiplíquese por i ..[::i la ecuación 5.22b y súmese a la ecuación 5.22a

·IV--1 ,J2v 'f(U-U ) = O az.2 g v

02

oz

2

(u+ iv)-if(u + iv) = - if(ug + iv g)

que es una ecuación de segundo orden para el campo de velocidad compleja (u + iv}. Como primera aproximación se puede suponer que el viento geostrófico se mantiene constante en toda la columna vertical de la capa límite planetaria, lo que equivale a suponer que el campo horizontal de presión también se mantiene constante. Si además se supone que el viento geostrófico está dirigido a lo largo del eje -x- (i.e., v O} y además que el coeficiente de viscosidad se mantiene constante, entonces la solución general a la ecuación 5.23 es

'

(u+ iv) = Aexp[(if / v}112z] + Bexp[-(if / v)112 z] + u0


Sergio Reyes Coca

ahora, utilizando la relación,

..[¡ = ( 1 + i)/,/2. y las condiciones de frontera, para el

hemisferio norte, donde f > O, se obtiene A O, B ue; por lo tanto, las soluciones para la velocidad compleja quedan como

(u+ iv) = -u9 exp[-(1 + i)y z] + ug con y (f/2v)112; ahora, aplicando la igualdad exp(i0) cose isen0, se puede reescribir como

(u+ iv) =Ug [1- e<-yz-iyz)]

(u+ iv) =Ug [1- e-1z][cosyz- isenyz] por lo que finalmente se puede escribir para cada componente

u =U9 (1- e-12cosyz] V = U e-yz senvz 9 Este resultado en las componentes de la velocidad del viento da lo que se conoce como la espiral de Ekman. Nótese que en el caso de que se esté sobre el ecuador, f O, entonces y O, por lo que u O v. Conforme se aleja del ecuador, la magnitud de f aumenta, con signo positivo en el hemisferio norte, y con signo negativo en el hemisferio sur. El vector del viento en la capa de Ekman se desvía del viento geostrófico hacia la presión baja, en forma exponencial a la altura. En la realidad, la espiral de Ekman no se presenta tan homogénea, primero porque el gradiente horizontal de presión no es constante con la altura, dando por consecuencia que el viento geostrófico sea variable; y segundo porque el coeficiente de viscosidad también varía con la altura.

REsUMEN

En el cuadro 11 se muestra un resumen de los vientos que se derivan de los principales balances de fuerzas que teóricamente se pueden presentar en la atmósfera, en la ausencia de fuerzas de fricción:



El balance geostrófico y el balance gradiente, son quizás los vientos ideales de mayor importancia en el estudio de los movimientos de las parcelas de aire. Con ellos se puede dar una primera explicación de los distintos fenómenos de escala sinóptica y planetaria en la atmósfera. El balance inercial, aunque se puede presentar en la atmósfera, es muy raro, principalmente debido a la existencia de los gradientes de presión horizontales y a la fuerza de fricción. Por su parte, el balance ciclostrófico sólo es de importancia para explicar los movimientos circulatorios de fenómenos extremos como son los tomados o los huracanes, pero éstos tienen su origen bajo el efecto de Coriolis, por lo que sus vientos giran siempre de acuerdo con el balance de gradiente. Las fuerzas friccionales son de mayor importancia en la superficie terrestre o en las regiones donde se observan fuertes gradientes verticales del viento, de tal manera que por arriba de la capa límite planetaria (aproximadamente por arriba de 1 km de altura), el balance geostrófico (flujo rectilíneo) o el balance gradiente (flujo curvilíneo) son muy buenas aproximaciones. Por otro lado, en la capa limite planetaria {O 1 km de altura) se tiene que las fuerzas de fricción son muy importantes y determinan los vientos resultantes. Muy cerca del suelo, el viento tiene una dirección cercana a la dirección del gradiente de CUADRO 11. VIENTOS DERIVADOS DE LOS PRINCIPALES BALANCES DE FUERZAS.

Balance de fuerzas Viento inercial

F. Coriolis F. centrífuga

Viento geostrófico

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presión; alejado del suelo, se tiende hacia un viento paralelo a las isobaras para formar el balance geostrófico. Cuando el gradiente horizontal de temperatura cambia rápidamente, se observa un viento termal muy intenso, es decir, un fuerte cambio del viento geostrófico con la altura.


Capítulo6 Fenómenos meteorológicos de escala local y de mesoescala

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FENOMENOS METEOROLÓGICOS DE ESCALA LOCAL Y DE MESOESCALA

Dentro de la estructura de la circulaci6n atmosférica, están inmersos un gran número de fenómenos de diferentes escalas, tales como de escala local y de mesoescala, los cuales varían desde unos cuantos milímetros hasta. varias decenas de kilómetros. La actividad atmosférica en estas escalas está directamente relacionada con los procesos convectivos de las parcelas de aire, afectadas por fenómenos térmicos o dinámicos; esta actividad convectiva de la atmósfera está presente en todo momento y en cualquier lugar del mundo. La convección en la atmósfera puede generarse a partir de diferencias en la densidad de las parcelas de aire, las que a su vez se pueden originar del diferente calentamiento o por el esfuerzo del viento sobre la superficie de la Tierra. Por otro lado, se dice que hay advección cuando la transferencia de calor (o de cualquier otra propiedad) se presenta a través del movimiento horizontal del fluido. En este capítulo se discuten los conceptos generales de la convección; en los capítulos siguientes se discutirán los conceptos asociados a la advección. CONVF.CCIÓN

El movimiento vertical del aire puede ser causado por procesos naturales, tal como es el calentamiento de la superficie terrestre por efecto de la radiación solar (definida como convección libre o convección termal), o también puede ser causado por procesos dinámicos, en los que el aire interacciona con distintos cuerpos generando movimientos verticales (definida como convección forzada o convección mecánica). En general se usa el término de convección para denotar la transferencia de calor o alguna otra propiedad por medio del movimiento vertical del fluido, ya sea aire o agua; en consecuencia, los océanos y la atmósfera transmiten calor por medio de los procesos de convección, la cual se observa en forma de turbulencia del viento y de corrientes del mismo fluido. La convección se puede presentar en cualquier


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de mayor densidad tiendan a sumergirse por debajo del aire ligero. Es de esta manera como las corrientes convectivas en el aire y el océano generan y mantienen el movimiento. La fuerza de flotabilidad es siempre en dirección perpendicular hacia arriba, simplemente porque la presión atmosférica en la superficie es mayor que la presión del aire a niveles superiores. Entonces, si el aire recibe una cantidad considerable de calor, su densidad y peso disminuyen, haciendo que la fuerza de flotabilidad sea más grande que el peso de la parcela de aire, dando por consecuen cia un movimiento hacia arriba del aire cálido. Ya que el aire cálido tiende a elevarse, se podría esperar que la atmósfera fuese más cálida a mayor altura; sin embargo, esto no es lo que se observa, por el contrario, conforme se aleja de la superficie del suelo, la temperatura del aire disminuye (al menos dentro de la troposfera). El aire cálido es empujado de una región de mayor presión (abajo) a otra de menor presión (arriba), pero conforme es elevado, el aire entra en regiones de menor presión atmosférica y tiende a aumentar su volumen, es decir, se expande, dando por consecuencia un enfriamiento del aire, como se observa en la figura 98. De manera similar, confonne el aire se comprime, tiende a incrementar su t.emperatura, es decir, a calentarse. Cuando las moléculas del aire interaccionan con otras que tienen una mayor energía cinética, las primeras adquieren parte de esta energía cinética y la parcela tiende a elevar su temperatura; sin embargo, si la presión externa disminuye, el volumen de la parcela de aire tiende a aumentar, de tal manera que el número de moléculas por unidad de volumen también disminuyen reduciendo la energía cinética total pornoidad de área sobre las paredes de la parcela y consecuentemente disminuyendo la temperatura observada. Entonces, en el aire en expansión, la velocidad promedio y la energía cinética de las moléculas disminuyen, enfriándose el aire. Recuérdese que la temperatura es una medida de la energía cinética (masa y velocidad) de las moléculas y no de la frecuencia total de choques entre las moléculas del aire. La temperatura del aire no sería diferente si todas las moléculas se pudieran mover sin chocar que chocando entre ellas; la temperatura sería la misma en cualquier caso.



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Fig,,ra 98. Densidad del fluido en condiciones de cambio de volumen al disminuir la presión de P0 a Pr (a) aire aliente, volumen pequeño, presi6n alta¡ (b) aire Irío, volumen grande, presión baja. Co.nforme la presi6n externa disminuye, las parcelas de aire tienden a expaaderse (aumentan de volumen}, a disminuir su densidad y a enfriarse, aumentando la trayecroria libre de bs moléculas de aire y disminuyendo el número de choques entre ellas por unidad de área; como es el caso cuando las parcelas de aire se elevan en la

troposfera.

CONVECCIÓN UBRE

Se dice que existe convección libre en un fluido (aire o agua) cuando el único mecanismo generador del movimiento vertical es térmico; por ejemplo, cuando la radiación solar incide sobre una superficie húmeda (un lago) y la calienta, propicia la evaporación del agua, la formación de corrientes convectivas en el aire y la formación de nubes en la atmósfera, como se observa en la figura 99. Cuando la atmósfera se encuentra en condiciones de estratificación normal de la temperatura (por ejemplo, con un gradiente vertical de temperatura (r) del orden de10 ºC km") y si se presenta un fenómeno de calentamiento superficial como en el ejemplo anterior, se puede observar lo siguiente: 1) Si existe una gran cantidad de evaporación (sobre el mar o lagos por ejemplo), entonces las parcelas de aire muy húmedo, al ascender, irán disminuyendo su temperatura a una razón de rh 6.5 °C km:'. De tal manera que estas parcelas estarán a mayor temperatura que el medio ambiente y entonces tenderán a flotar

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continuamente (por ser menos densas). Cuando se alcanza el nivel de condensación; es decir, cuando la humedad relativa es de 100 %, el vapor de agua cambia de fase a agua líquida, generándose una liberación de calor latente que aumenta la temperatura del medio ambiente. Entonces, se puede decir que el proceso de convección es un proceso que tiende a distribuir verticalmente el calor, a formar un campo vertical uniforme de temperatura, básicamente al transportar vapor de agua. 2) Si por el contrario no existe evaporación {sobre los desiertos por ejemplo), entonces al calentarse la superficie terrestre ésta transmitirá su calor por medio del proceso de conducción al aire en contacto, que tenderá a elevarse disminuyendo su temperatura a una razón de rd :: 10 °C knr', que es el mismo que el de la atmósfera, rd r.. Esto dará lugar a que exista un transporte de calor sensible desde la superficie hacia mayores alturas, tendiendo a calentar la atmósfera y a homogeneizar la temperatura del medio ambiente.

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u radiación solar es absorbida por la superficie del agua, generando evaporación y corrientes convectiva.s del aire. Las parcelas de aire húmedas al ascender, disminuyen su temperatura a la razón de cambio del aire húmedo (rJ, mientras que el medio ambiente reduce su temperatura a la razón de cambio del aire seco, (r.).

Fipra 99. Formación de convección libre.

Nótese que en cualquier caso, el movimiento convectivo no puede durar indefinidamente, ya que al haber transporte vertical de calor {húmedo o seco) éste tenderá a uniformizar (o calentar) las regiones superiores con las inferiores, 235 Copyriqbted material


reduciendo el gradiente vertical de la temperatura y por consiguiente, reduciendo la inestabilidad térmica del medio. Recuérdese que se dice que la atmósfera o el medio es inestable, no sólo porque la temperatura disminuya con la altura, sino porque las parcelas de aire que ascienden deben tener siempre una menor densidad que el medio, mientras que las parcelas que descienden deben mantener siempre una mayor densidad que el medio (véase capítulo 3). En condiciones de una atmósfera estable, si el aire en la superficie es calentado (como por ejemplo en un incendio o por las chimeneas de las refinerías, o por una erupción volcánica o por una explosión atómica o nuclear), éste tenderá a ascender hasta que su temperatura se equilibre con la del medio ambiente. Este nivel de equilibrio estará indicado por la altura en que se observe que las señales de humo o los gases de la explosión suspendan su movimiento vertical. En meteorología se usa el concepto de termales para identificar a las parcelas de aire que tienen un movimiento ascendente, con velocidades verticales que pueden variar desde unos cuantos centÍmetros por segundo (en experimentos de laboratorio) hasta varias decenas de metros por segundo (en las tormentas severas). En el caso de aire seco, como puede ser la atmósfera sobre los desiertos durante los meses de verano, normalmente se observan temperaturas superficiales en el rango de 40° a SOºC; de tal manera que, el gradiente vertical de temperatura puede ser mucho más grande que el del aire seco (rd .,. 10°C/km). En este caso, se tendrán condiciones ideales para la formación de termales que transporten considerables cantidades de calor a niveles superiores, con intensos vientos vertica les. Un ejemplo tÍpico de la presencia de termales en las zonas áridas y desérticas, son los diablitos del desierto (véase capítulo 5), que consisten de parcelas de aire en rotación que al ser calentadas tienden a formar una zona de convergencia que aumenta su velocidad angular al acercarse al centro. Estos diablitos del desierto pueden tener extensiones horizontales desde unos cuantos centímetros hasta varios metros y periodos de vida de unos cuantos minutos en promedio, aunque en condiciones extremas de calentamiento, estos diablitos pueden extenderse varios cientos de metros en altura, con diámetros de varias decenas de metros y duración de varias horas.


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CONVECCIÓN FORZADA

Cuando existan otros mecanismos, además del térmico, se presentará un forzamiento mecánico adicional en el movimiento vertical ascendente, por lo que la convección será más intensa y se podrán formar fenómenos asociados de mayor magnitud. En la figura 100 se muestra la generación de una componente vertical del viento que se genera conforme el aire, que inicialmente fluye horizontalmente, es forzado a incidir sobre una superficie inclinada, de tal manera que el aire se elevará más rápidamente conforme éste interacciona con la superficie. Lógicamente, el forzamiento ascendente será mayor a medida que la pendiente de la superficie lo sea también. Los efectos son similares a los ya mencionados en condiciones de convección libre; sin embargo, nótese que en este caso, la velocidad del aire en ascenso o descenso, forzada por la pendiente de la superficie, será muy importante para analizar la estabilidad del medio y de las mismas parcelas de aire. Los fenómenos convectivos que se presentan en la atmósfera., dan por resultado los vientos o corrientes de aire. Algunas regiones de la superficie terrestre absorben más radiación solar (en los trópicos} que otras (en los polos), dando por consecuencia un gradiente latitudinal en el campo horizontal de la temperatura, formándose celdas convectivas, las cuales transportan calor del trópico a las latitudes altas, tratando siempre de uniformizar el campo térmico. Un ejemplo sencillo e interesante de la circulación atmosférica que se desarrolla como consecuencia de la convección libre, es el que se presenta en las regiones costeras, durante las horas del día, conocido como la circulaáón de las brisas de mar y tierra.

BRISAS DE MAR Y TIERRA

Es muy conocido que a lo largo de las regiones costeras, en extensiones horizontales del orden de 50 a 100 km, el viento puede soplar del mar hacia la costa durante el día, mientras que durante la noche la circulación de los vientos se invierte, definiendo el fenómeno conocido como brisas marinas (día) y terrestres (noche). La generación de las brisas se basa en el calentamiento diferente entre las superficies del océano 237 Copyriqbted material


Convección ttrmica

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Fig•ra /OO. Convección forz.lda dada por la combinaci6n del movimiento horizontal de una l1l2Sa de aire que interacciona con u02 superficie inclinada, intcnsifidndose el movimiento ascendente del aire.

y de la Tierra, lo cual da por consecuencia que el aire sobre cada región tenga distintas

densidades, generando condiciones baroclínicas en la atmósfera, lo que origina una circulación de los vientos entre la tierra y el océano. El proceso de la brisa marina tiene como acción inmediata transportar aire frío del mar hacia una zona relativamente caliente sobre la tierra, y transportar aire caliente de la costa hacia una zona relativamente fría sobre el mar; es decir, la circulación de las brisas es una respuesta del medio ambiente que tiende a balancear el campo de temperatura y de densidad, consecuentemente disminuyendo las condiciones baroclí nicas. Además, el efecto de la fricción con la superficie terrestre ejerce una acción retardadora en el viento, de tal manera que el resultado final es un viento relativa mente moderado, pero no constante, pues el campo de radiación solar está en conti nuo cambio, calentando la superficie terrestre en función del tiempo. Las principales características observadas sobre la superficie del mar y de la tierra bajo la misma influencia solar, se pueden resumir en los siguientes puntos: 1) En la superficie oceánica, el calentamiento asociado a la radiación solar penetra hasta profundidades promedio del orden de 30 a 50 metros en las latitudes medias y de varios cientos de metros en las regiones tropicales; mientras que en la superficie terrestre el calentamiento solar s6lo penetra unos cuantos centímetros. 238 Ccpyrigrted material

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2) En la superficie terrestre se presenta solamente el proceso de conducción mo lecular del calor, mientras que en el océano se presentan además los procesos de movimiento natural y de convección, los cuales distribuyen el calor en un volumen mucho más grande. 3) La capacidad calorífica del agua ( 1 cal gr1 ºC1) es mucho más grande que la de la tierra ( 0.25 cal gr' ºC1), por lo que se requiere aproximadamente cuatro veces más calor para aumentar la temperatura de un volumen dado de agua que de tierra. Bajo condiciones ideales, las diferencias de temperatura superficial inducen gradientes de densidad y de presión en la atmósfera, los cuales generan las fuerzas que dan lugar a la circulación de los vientos. En términos generales, durante el día, la brisa marina sopla desde el mar hacia la tierra, con vientos de retomo en los niveles superiores; el aire frío del océano se sumerge por debajo del aire cálido sobre la costa, dejando que el aire relativamente cálido de la tierra se dirija hacia el mar en los niveles superiores, como se observa en la figura 101. Durante la noche, la superficie terrestre sufre un enfriamiento radiativo, mientras que el océano mantiene una temperatura más o menos constante, debido a su gran capacidad calorífica; consecuentemente, la circulación de brisa también se invierte para generar vientos superficiales de la tierra hacia el mar, como se observa en la figura 101.

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Fiprt1101. Circulación y formación de la brisa de mar y tierra. (a) Durante el día, sobre la tierra, el aire se

calienta más y más rápidamente, mientras que sobre el mar, el aire se calienta más lentamente. Todo esto favorece a que la densidad del aire sobre la tierra sea menor que sobre el mar, lo que ocasiona una condición baroclinica y se genere la circulación de los vientos. (b) Durante la noche, las condiciones de densidad y circulaci6n se invierten, aunque con menores gradientes horizontales y relativamente débiles circulaciones de vientos.



En las primeras horas del día, en condiciones de calma y libre de nubes, se obser va un campo homogéneo de temperatura y densidad sobre el mar y la tierra, dando por consecuencia que las superficies de presi6n constante (isobaras) sean horizontales y paralelas a la superficie de densidad constante (isopicnas), como se observa en la figura 102. p)

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a)Calma Fipra 102. Condicionesdecalm.a.Sepuede notar que las isobaras{P0> P1 > Pz>P) y lasisopicnas (p0> p1 > Pz> P)

permanecen horizontales a la superficie del suelo, con aire homogéneo durante las horas del día en que no se presenta la circulaci6n de brisas.

Conforme el calentamiento diurno avanza, se van farmando los gradientes de temperatura y densidad, observándose que el aire sobre la tierra es más cálido que el aire sobre el mar; esto favorece el movimiento ascendente del aire sobre la tierra (acoplado con el descenso del aire relativamente más frío sobre el océano), generan do una diferencia de presión y densidad a nivel superficial, los cuales forman un ángulo diferente de cero entre ellos, desarrollándose los vientos de la brisa marina. Debido a que la disminución de la presión del aire con la altura es mayor sobre el océano que sobre la tierra, el gradiente horizontal de presión se dirige hacia la costa, como se observa en la figura 103. A mayores alturas, la presión es mayor sobre la tierra que sobre el océano, por lo que se tendrá un viento resultante de regreso al mar. Esta divergencia en los niveles superiores del aire sobre la tierra, favorece que la presión continúe disminuyendo en la superficie. Sobre el mar, el aire converge en los niveles superiores, descendiendo y

aumentando la presión a niveles inferiores. Nótese que es sobre la frontera entre el 240 CopyrigMod rnatenal


a) Isotermas durante el día

b) Circulaci6n durante el día

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Figura 106. 01agum:i esquernauco de la circu lCIOn e vientos anabáucos {o de valle). :i) Durante el dia y l:i tarde, la temperatura del aire en contacto con las laderas montañosas aumenta. b) El aire cálido y ligero, calentado por efecto de la radiación solar, asciende por las laderas de las montañas, transportando aire húmedo y favoreciendo la Iormación de sistemas convectivos.

La circulación de los vientos de valle y de montaña tiene un patrón similar a la circulación de brisas de mar y tierra. Si las condiciones sinópticas son favorables, con circulación anticiclónica, libre de nubes y vientos superiores débiles, la intensidad de los vientos de montaña dependerá de las siguientes características: l. La orientación de las montañas con respecto de la dirección de los rayos solares. Las laderas que dan la cara al sol, serán mayormente calentadas que las laderas ocultas al sol. 2. La topografía de la pendiente entre los valles y las cimas. Si la pendiente es muy grande, los movimientos de convección forzada serán más importantes que cuando la pendiente es pequeña. 3. El tipo y cantidad de la cobertura de la vegetación. El suelo rocoso y arenoso calienta más rápidamente el aire que el suelo cubierto de vegetación, además de que ésta última evita la erosión y disminuye la intensidad de los vientos. 4. Las condiciones de humedad del suelo. Cuando el aire es muy seco, la atmósfera será relativamente más inestable que cuando el aire es húmedo. En particular si se forman nubes alrededor de la cima de la montaña, éstas disminuirán la entrada de radiación solar {durante el día) o la pérdida de radiación infrarroja (durante la noche), dando como consecuencia que los gradientes de temperatura sean menores y también la intensidad resultante de los vientos de montaña.

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a) Isotermas durante la noche

b} Circulación durante la noche

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Figura 107. 01:agn.rru esquemáuco de la orculscién de vientos k:at.ibíuco� {o Je montaña] :a) Durante la noche disminuye la temper:atun del aire en contacto con las laderas; b) El aire frío y pesado, enfriado por pérruda de raduci6n infr21"1'oja, desciende por las laderas de las montañas, transportando aire frío y estable, favoreciendo la presencia de bel:adas durante la noche y la madrugada.

SISTEMAS CONVECTIVOS DE MESOESCALA

Un sistema convectivo de mesoescala es un conjunto de tormentas y nubes convectivas que se aglomeran en regiones del orden de 10 a 100 km de radio aproximadamente, y donde las condiciones locales del medio ambiente controlan fuertemente los cam pos de temperatura y viento sobre las parcelas de aire. Aisladamente, una tormenta convectiva es muy pequeña para ser localizada en los mapas meteorológicos sinópticos; sin embargo, cuando se tienen conglomerados de estas tormentas convectivas, entonces pueden ser claramente observados por medio de los distintos instrumentos de percepción remota, tales como satélites y radares, siendo entonces muy importantes para el estudio de las condiciones sinópticas de una determinada región. Éste es el caso de fenómenos tales como la zona intertropical de convergencia, de frentes meteorológicos, de huracanes y de circulaciones monzónicas, en donde se pueden observar grandes sistemas convectivos de mesoescala.

TORMENrASCONVECTIVAS

Las tormentas convectivas se desarrollan como resultado del calentamiento super ficial de las masas de aire húmedas, permitiendo que éstas se hagan inestables,


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o -skm-Figwr11 108. Estados de formación de una nube cumulonimbus. Cuando aire húmedo y cálido asciende al nivel de condensación { 1.5 km) se forman estas nubes. En este estado, el calor latente es liberado en la condensación y congelación del agua, permitiendo que el aire se haga mis inestable y favoreciendo el crecimiento de las nubes.

temperaturas entre .5 y· 10°C}; conforme la temperatura desciende, un mayor número

de gotitas de agua se unirán a los cristales de hielo, incrementándose el número y tama ño de éstas y consecuentemente también su peso y volumen. Este proceso continuará hasta que los cristales sean suficientemente grandes y pesados para precipitarse hacia el suelo, en contra de las corrientes ascendentes. Este proceso, llamado de Bergeron y Findeisen, fue propuesto para explicar la formación de la lluvia en las latitudes medias. Sin embargo, en las latitudes tropicales, donde las temperaturas no son tan bajas, se han observado lluvias desde sistemas de nubes de sólo unos pocos kilómetros de profundidad, con temperaturas por arriba de los OºC, donde sería imposible que se formaran cristales de hielo y, por lo mismo, no se presentaría el proceso Bergeron Fmdeisen. La posible explicación para este tipo de precipitación se basa en los procesos de colisión y coalescencia de las gotas de agua, asociados a nubes cálidas. En este caso, la turbulencia y choques entre los pequeños hidrometeoros favorecen la coalescencia (es decir, la fusión de dos o más gotas de agua). Este proceso continuará mientras exista turbulencia en las nubes; cuando las gotas sean suficientemente grandes y pesadas, caerán, independientemente de las intensas corrientes ascendentes típicas de las regiones tropicales. Este estado de madurez se alcanza cuando se inicia la precipita·


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convectivas alcanza la tropopausa y, en caso de que se tengan intensas corrientes de ascenso, entonces podrán penetrar dentro de la estratosfera, la cual por su gran estabilidad frenará el desarrollo vertical, extendiendo horizontalmente la nube y formando una especie de yunque abultado en la parte central (donde las corrientes ascendentes son más intensas), mientras que en los extremos, se observan nubes cirros muy extendidas debido a los intensos vientos horizontales a esas alturas, En los niveles superiores la tormenta está básicamente constituida por cristales de hielo. El estado de madurez está caracterizado por máxima intensidad de las corrientes de ascenso y descenso, intensa turbulencia, máxima precipitación y gran cantidad de truenos, relámpagos y granizo. e) Estado de disipación. Este estado se inicia cuando las corrientes ascendentes en los niveles inferiores desaparecen (véase figura 110). Durante este estado, el tope superior de la tormenta alcanza su máximo desarrollo pero en los niveles inferiores se reduce drásticamente la alimentación ele calor y humedad, quizás influenciado por la precipitación, por lo que las corrientes descendentes son las que dominan; mediante este proceso, la nube sólo pierde agua y energía, por lo que pronto deja de precipitar y se disipa. El calor latente de condensación liberado en una tormenta de éstas, con dimensiones típicas de 100 km2 ele área y unos 5 mm de lluvia, equivalen a unas 50 millones de toneladas de agua.

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km 6 3

o Fig11ra 110. Estado de disipación. El aire frío de los altos niveles desciende, acompañando a la lluvia, En

este estado se suspenden los movimientos ascendentes en los niveles inferiores, inhibiendo la entrMb de calor y humedad desde b superficie. Se observa lluvia ligera.



DESARROLLO Y MOVIMIENTO DE LAS CELDAS CONVECTIVAS

A través de las imágenes de radar se ha podido observar la evolución de una celda convectiva, la cual puede durar entre 30 y flJ minutos, también se ha podido demostrar que las celdas tienden a formarse alrededor de las regiones donde las corrientes frías descendentes son más importantes. Las corrientes frías descendentes tienden a expanderse lateralmente al chocar con el suelo, interaccionando con el aire cálido ascendente, potencialmente inestable, y formándose un pequeño frente frío el cual empuja el aire favoreciendo el desarrollo de una nueva celda convectiva (véase figura 111). Este proceso es particularmente efectivo cuando el aire cálido es atrapado por dos o más frentes fríos, formándose una zona de convergencia alrededor del aire cálido, lo cual puede dar origen a una tormenta formada por la unión de diferentes celdas convectivas. Este tipo de formación de celdas convectivas puede persistir por varias horas, incluso aunque el tiempo de duración de las celdas individuales sea

relativamente pequeño. Cuando las condiciones son propicias, con vientos débiles, la tormenta puede moverse sin una dirección definida, de acuerdo con las condiciones superficiales y con la evolución propia de las celdas individuales. Por el contrario, cuando se tienen condiciones sinópticas con un viento bien definido, la tormenta será canalizada en la dirección del viento, generándose un proceso intenso de mezcla entre las propiedades del suelo y las del sistema de nubes. En el caso de que la tormenta se mueva sobre una superficie húmeda y cálida, ésta continuará alimentándose y ganando energía, mientras que si se mueve sobre una superficie seca, el sistema no continuará recibiendo calor ni energía, debilitándose rápidamente y disipándose.

SISTEMAS DE TORMENTAS CONVECTIV AS

Un sistema de tormentas convectivas es un conjunto de tormentas conformadas por múltiples celdas convectivas en distintas estados de desarrollo. En una tormenta indi vidual, las corrientes ascendentes y descendentes se presentan de una manera más o menos irregular; por el contrario, en un sistema de tormentas, es relativamente común 250 Ccpyrigrted material

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observar un cierto grado de organización en el desarrollo de las celdas convectivas, Los sistemas de tormentas convectivas tienden a ser mucho más intensos y severos que las tormentas aisladas. Se han observado estos sistemas en distintas regiones del mundo, durante los meses ele verano; en panicular, en la región central ele Estados Unidos y el noroeste de México, donde las masas de aire húmedo y cálido del golfo de México, del golfo de California y del Pacífico tropical oriental, convergen sobre las regiones montañosas de las Rocallosas y de la sierra Madre Occidental.

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cálido Aire &ío . Aire frío Convergenaa ; Fipra

111. Corrientes frias descendentes que convergen en el suelo, forzando el ascenso del aire cálido para formar celdas convcctivas.

Durante la tarde y noche de los meses de julio y agosto, la sierra Madre Occi dental (Sonora, Chihuahua, Sinaloa y Durango) se caracteriza por un gran desarrollo de sistemas convectivos, con intensidades de precipitación mayores de 200 mm/ mes (véase capÍtulo 8). Se puede ver que los máximos se localizan a lo largo del costado oeste de la cordillera entre los 500 y 2 000 m de altura. Es interesante notar que las principales regiones con intensas lluvias se localizan en la región montañosa mexicana; mientras que en la parte sur de Arizona y de Nuevo Mexico, se observan pequeñas zonas con lluvias intensas. En particular, para documentar la evolución y características de los sistemas convectivos en el noroeste de México, se requiere de información de imágenes de satélite de alta resolución en tiempo y



espacio, así como una red de radares. Actualmente, la comunidad científica está dedicando grandes esfuerzos a la investigación de la cobertura de nubes mediante percepción remota y observación por satélites.

TORNADOS

Los tomados son sistemas de aire que giran rápidamente alrededor de un centro de presión baja y que dan origen a un gran túnel vertical de viento, en forma de remolino, que destruye todo a su paso por la magnitud de sus vientos y la fuerza del gradiente horizontal de presión tan intensa. Los tomados tienen una forma de embudo, que se origina en la base de las nubes convectivas, extendiéndose hacia abajo hasta la superficie terrestre, con su extremo más angosto en la superficie de la Tierra y su extremo más ancho en la parte inferior de las nubes. El balance de fuerzas que controla el tomado, crea un relativo vacío en el "ojo" o centro del fenómeno, el cual da lugar a una fuerza de gradiente de presión enorme; los tomados son sistemas de viento relativamente pequeños, pero de mayor intensidad y capacidad de destrucción.

CICLO DE VIDA DEL TORNADO

Los tomados más grandes y destructivos siguen un ciclo de vida característico, que consta de cinco partes: a) Etapa de formación. Aparece un remolino en forma de embudo por abajo de un grupo de nubes convectivas (cumulunimbos) que se prolonga hacia abajo. b) Etapa de organización. El embudo toca intermitentemente la Tierra y aumenta rápidamente su tamaño. e) Etapa de madurez. El tomado se encuentra en su mayor tamaño, con vientos de máxima intensidad. d) Etapa de constricción. El embudo decrece hasta formar una columna delgada. e) Etapa de disipación. La columna se fragmenta y contorsiona, hasta desaparecer por completo.



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Fig11ra 112. Registro barográfico mostrando el cambio en la presión al paso de un tomado (a
Teóricamente, la diferencia de presión entre el centro del vórtice y la atmósfera a su alrededor, puede llegar hasta más de 100 mb; sin embargo, en la práctica, las condiciones de viento son tan extremas, que los instrumentos comerciales difícil mente soportarán tal esfuerzo, además de que la mayoría de tales instrumentos no están diseñados para responder a variaciones de presión tan rápidas. TÓmese por ejemplo lo siguiente: un tomado, con un diámetro de 0.5 km, moviéndose a una velocidad del orden de 30 km/hr, tardará solamente dos minutos en pasar total mente por un punto fijo, por lo que la presión bajará a su mínimo valor en un tiempo máximo de un minuto. En la figura 112 se muestra el registro de la presión superficial en el paso de un tomado en el que se observa una reducción de cerca de 40 mb, en relación con la presión normal de 1 000 mb. La rotación en la mayor parte de los tornados en el hemisferio norte es en contra de las manecillas del reloj (giro ciclónico), aunque también se han regis trado algunos que giran anticiclónicamente. Se recordará del capítulo 5 que para que el efecto de Coriolis pueda influir en la dirección del giro de los movi mientos atmosféricos, éstos deben ser de una escala espacial y temporal relativa


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mente grande; es decir, el número de Rossby debe ser > 1. En el caso de encontrar tornados (y en general remolinos atmosféricos) con giros anticiclónicos, en el hemisferio norte, significa que las dimensiones del movimiento de las masas de aire que le dieron origen, fueron relativamente pequeñas. De cualquier forma, el aire se mueve en una espiral hacia el centro del vórtice en los niveles inferiores para levantarse conforme se acerca al centro (véase figura 113). Se han observado velocidades tangenciales del orden de 250 km/hr y hasta de 400 km/hr en las cercanías del centro del vórtice. La altura total desde la punta visible del tomado hasta la superficie, depende de la altura del sistema de nubes y puede variar entre 300 m hasta unos tres km sobre la superficie del suelo. Esta prolongación se da a partir de la rotación de la base de la nube, lo que forma una "pared" por donde saldrá la espiral. Esta pared indica una circulación preexistente al tornado llamada mesociclón y está presente sobre todo en los más fuertes e intensos tornados. El mesocidón puede alcanzar un diámetro de 5 a 10 km. Con frecuencia ocurre que los tornados contienen vórtices más pequeños que giran en su periferia en el mismo sentido que el vórtice principal. A este fenómeno se le conoce por varios nombres como vórtices de succión, vórtices satélites o vórtices secundarios y son de gran importancia, ya que la destrucción más intensa está asociada a estos vórtices. Aún no se sabe mucho sobre la circulación interna de éstos y su relación con la máxima velocidad tangencial que puede alcanzar el tomado. Se han llevado a cabo simulaciones de este fenómeno de vórtices múltiples con el fin de obtener un modelo matemático que describa su comportamiento. Una vez que el tornado se ha formado, las intensas corrientes ascendentes lo mantendrán alimentado de energía mientras se presente la convergencia del aire húmedo, pues éste estará aportando calor latente al condensarse el vapor de agua. Conforme el aire en los niveles inferiores se eleva, es reemplazado rápida mente por el aire vecinal. Como se recordará del capítulo 4, el principio de conservación de momento angular requiere que conforme el aire de los costados se acerca al centro del vórtice (disminuyendo su radio de giro), la velocidad angular se incrementa.



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y espira es en

TRAYECTORIA Y OCURRENCIA DE LOS TORNADOS

El ancho de la ruta que traza un tomado varía desde unos cuantos metros hasta 2 km y, en longitud, desde algunos metros hasta 300 km. En 80 % de los casos, no pasa de 50 m de ancho y de 5 km de largo. Se pueden mover en cualquier dirección y alcanzar velocidades hasta de 50 o 60 km/hr; el movimiento que describen es muy caótico. Los tomados más fuertes y con rutas más largas se presentan en los Estados Unidos, donde se tiene un promedio del orden de 700 por año, con una fluctuación mensual que va de 144 en mayo a 14 en enero. Se dan principalmente en el cinturón de tomados, al oeste de Texas, pasando por los estados de Oklahoma, Kansas, Ne braska e Iowa. También se presentan en Mississippi y Alabama. La mayor actividad se registra para los estados del sur en invierno y principios de primavera. Otros países que también se ven afectados, aunque en mucho menor grado, son: el sur de Inglaterra, norte de Europa, Australia, Nueva Zelanda, el sur de Sudamérica y Japón. Las muertes y daños a propiedades han disminuido desde finales de la década de 1950 gracias a los avances científicos en el área de observación y detección. El radar Doppler ha sido de gran ayuda para detectar mesociclones, mientras se van formando en la nubosidad de las tormentas eléctricas. Basado en el principio del efecto Doppler, se registra en un mapa el movimiento de las gotas de agua que se



REsUMEN

Los fenómenos atmosféricos de escala local y de mesoescala, básicamente se originan a partir de un proceso de convección, ya sea libre o forzada, que a su vez da lugar a una circulación de los vientos. La convección en la atmósfera se puede presentar por diferencias en densidad del aire, derivadas del calentamiento diferencial, o por el esfuerzo entre masas de aire de diferentes características termodinámicas. El caso más simple de este proceso conjunto conveccióncirculación, se da en las brisas marinas y terrestres, donde el calentamiento del Sol sobre la superficie de la zona costera (mar y tierra), genera un gradiente de temperatura y de densidad del aire en contacto que da lugar a una circulación de los vientos sobre el mar y la tierra. Otro proceso conjunto conveccióncirculación se presenta en la formación de las nubes, originadas del calentamiento de la superficie del suelo y del posterior movimiento ascendente de las parcelas de aire húmedo y de la conversión de calor latente en , . ,. energia cinenca, Por otro lado, bajo condiciones de una convección forzada, como puede ser cuando dos masas de aire de distintas características térmicas se superponen, se generan movimientos verticales muy intensos que producirán tomados o trombas definidos como sistemas giratorios de gran intensidad y de dimensiones relativamente pequeñas, que se desprenden de la base inferior de las tormentas hacia la superficie y que siempre están asociadas a una gran destrucción, tanto por los gradientes de presión entre el medio externo y su centro, como por los intensos vientos giratorios.


FENÓMENOS METEOROLÓGICOS DE ESCALA SINÓPTICA

Distintas actividades humanas tales como la agricultura, la pesquería, las comunica ciones y el turismo entre otras, son fuertemente afectadas por fenómenos meteoroló gicos sinópticos que tienen una escala espacial promedio del orden de varios cientos de kilómetros (de 100 a 1000 km) y una escala temporal del orden de varios días (de 3 a 10 días). Estos fenómenos sinópticos también conocidos como ciclones atmos féricos, tienen como principal función transportar grandes cantidades de calor, masa y energía de las regiones de mayor calentamiento a aquéllas en que se tiene un déficit. Los ciclones atmosféricos pueden causar desastres socioeconómicos por las inundaciones y los intensos vientos que se derivan de ellos. Un ciclón siempre está asociado a una región donde la presión atmosférica es baja en la parte central y mayor en la parte extema.Los ciclones en el hemisferio norte son aquellos sistemas atmosféricos que tienen la circulación de sus vientos en dirección contraria a las maneciUas del reloj; mientras que en el hemisferio sur tienen una circulación a favor de las manecillas del reloj. Se llama ciclogénesis al proceso de formación de ciclones en la atmósfera. Para que se forme un ciclón, se deben presentar varias condiciones dinámicas y termodiná micas tanto en la atmósfera como en la superficie del suelo; en principio, la condición más común es la convergencia horizontal de masas de aire que giran por el efecto de la rotación terrestre, adquiriendo el giro ciclónico y el movimiento vertical ascendente característico en todo ciclón. De acuerdo con el principio de conservación de masa (ecuación 4.38), las corrien tes de aire, que convergen en el plano horizontal, desarrollan una componente en dirección vertical. En el caso de dos corrientes de aire en la superficie, éstas estarán obligadas a ascender, favoreciendo el desarrollo de distintos procesos termodiná micos como son la convección, la evaporación, la condensación, la formación de nubes y la precipitación. La convergencia de las corrientes de aire no puede presen tarse simultáneamente en todos los niveles de una columna de aire, es decir, si el



proceso de convergencia se da en los niveles inferiores, se deberá observar un proceso de divergencia en los niveles superiores, de tal manera que en promedio se tenga un balance entre las masas de aire que convergen (entrada) y las que divergen (salida). Hay dos tipos principales de ciclones: los ciclones extratropicales, que se presentan en la región de las latitudes medias y los ciclones tropicales, que se presentan en las regiones tropicales.

CICLONES EXTRATROPICALES

Un gran porcentaje del estado del tiempo en las latitudes medias {30°60° N y S) está determinado por la presencia de los sistemas atmosféricos inmersos en los vientos del oeste, característicos de esas latitudes. Estos sistemas también conocidos como

ciclones extratropicales, frentes, depresiones o tormentas extratropicales, están asociados a condiciones muy inestables, de mucha lluvia y fuertes vientos. Durante el siglo pasado se sugirió que los ciclones extratropicales se formaban en la región de conver gencia (frontera) entre dos grandes corrientes de masas de aire, con propiedades diferentes, como son las masas de aire cálidas y húmedas de los trópicos, y las masas de aire frío y seco de las regiones polares. Es pues necesario entender primeramente el origen y la subsecuente modificación de esas masas de aire para la mejor comprensión de los procesos de formación de un frente meteorológico y de una tormenta extratropical.

MASAS DE AIRE

Cuando el aire permanece por un tiempo prolongado sobre una localidad geográfica, tal como una cuenca oceánica o continental, tenderá a desarrollar un equilibrio termodinámico con su medio ambiente, de tal manera que las características del aire serán modificadas por el suelo, mientras que a su vez las características superficiales se verán afectadas por el aire en contacto. En estas condiciones el aire será relativamente homogéneo en sus campos de temperatura y humedad en varias dece


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nas de miles de kilómetros cuadrados. Algunas regiones caracterizadas por giros anticicló nicos y de mucha estabilidad, son muy propicias para desarrollar condiciones homogéneas, por ejemplo, en las extensas regiones del noreste de Asia (dominadas por el giro de Siberia) y de Canadá (dominada por el giro de Norteamérica) cubiertas por nieve en los meses de invierno, el aire se hace extremadamente frío por efecto del enfriamiento con la superficie y la suave mezcla, formándose las masas de aire de origen polar continental En contraste, el aire sobre las regiones tropicales de los océanos Paáfico y Atlántico (dominadas por el extremo sur de los grandes giros anticiclónicos), gradualmente adquirirán las características de temperatura y humedad de esas regiones. Después de un cierto periodo de tiempo, la humedad y el calor de la capa limite habrán sido transmitidas a los niveles superiores de la troposfera, como resultado de los procesos de convección y mezcla turbulenta, farmándose las masas de aire de origen tropical marítimo. El concepto de masas de aire fue originalmente desarrollado por Vilhelm Bjerknes, Tor Bergeron y otros colaboradores a principios del siglo XX, como parte de su teoría sobre los frentes polares. Una masa de aire cumple con las siguientes características: a) un volumen conside rablemente grande; b) debe permanecer un tiempo suficientemente largo sobre una determinada región (oceánica o continental) para que adquiera las propiedades de temperatura y humedad que caracterizan a esa región; e) conforme se aleja de la región donde se formó, va intercambiando calor, masa y energía con el suelo y otras masas de aire, de tal manera que se va modificando y simultáneamente modifica a otras masas de aire y regula al clima regional; y d') se considera homogénea en el plano horizontal, particularmente en sus parámetros de temperatura y humedad. Las masas de aire pueden ser de origen ártico (A), polar (P) o tropical (T) de acuerdo con la latitud, y pueden ser marítimas (m) o continentales (e) de acuerdo con la superficie donde se formen. Combinando estas características, se pueden obtener seis categorías de masa de aire: (Am, Ac, Pm, Pe, Tm, Te). En las figuras 114 y 115 se presenta un esquema de la región y tiempo de origen de las distintas masas de aire que regulan el clima mundial. En particular, en este libro sólo se presenta un breve resumen de aquellas masas de aire que afectan directamente a la república mexicana {véase figura 116). La región noroccidental de México es principalmente afectada por masas de aire polar marítimo



Fipra 114. Regiones de formación y origen de las masas de aire pan el mes de enero. Ver texto para detalles (reproducido de Willett, 1959).

Fipra 115. Regiones de formación y origen de las masas de aire para el mes de julio. Ver texto para detalles (reproducido de Willett, 1959).


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del Pacífico; la región norte de México recibe una considerable influencia de las masas de aire polar continental de Alaska y Canadá; la región oriental y suroriental de México recibe una fuerte influencia de las masas de aire tropical marítimo del golfo de México; el mar del Caribe y el Atlántico y la región occidental y sur de México, es principalmente afectada por las masas de aire marítimo originadas en el Pacífico tropical. La influencia de estas masas de aire sobre el continente, moduladas por las características fisiográficas, dan lugar a los diferentes dimas dentro del país.

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Aire polar continental

Aire polar marítimo del Pacífico norte

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Aire tropical marítimo

del Pacifico ecuatorial

Fig,tra 116. Esquema del lugar de origen y desplazamiento de las nwas de aire que controlan el clima de la república mexicana.

Masas de aire polar marítimo. Se originan sobre el océano Pacifico del norte y son las masas de aire que más comúnmente afectan el oeste de Estados Unidos y noroeste de México, particularmente durante los meses de invierno. Se caracterizan por tener una temperatura superficial (aire y agua) del orden de 0°lOºC, con contenidos relativamente altos de humedad, siendo masas de aire inestables. Estas masas de aire son fuertemente controladas por el sistema de vientos del oeste de latitudes medias, en el que están inmersos los frentes meteorológicos y las tormentas extratropicales, con densos sistemas de nubes convectivas, las cuales traen generosas precipitaciones en forma de nieve y lluvia a esas regiones. Estas masas de aire de origen polar marítimo, van modificando sus características conforme se desplazan



Hay muchas dificultades para definir el tipo de masa de aire en situaciones reales, esto se puede deber a que: a) las características de las masas de aire varían considerablemente de continente a continente y de océano a océano; b) el concepto de masas de aire fue originalmente desarrollado a partir de datos de superficie, dándose mucho énfasis a la temperatura y humedad superficial, frecuentemente a expensas de caracterÍsticas dinámicas y de estabilidad más importantes; e) las condiciones son, la mayoría de las veces, no uniformes en las regiones donde se originan las masas de aire, dando por consecuencia que no se pueda hablar de una condición pura, sino más bien de una condición promedio; d) muchas masas de aire son transicionales, es decir, se van modificando conforme se trasladan de un lugar a otro; y e) la precipitación está mucho más relacionada a los procesos dinámicos de la atmósfera (inestabilidad, estabilidad, inversiones, convergencia y divergencia) que al tipo de masa de aire.

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� ------------------1� pi � - - - - - - - - - - - - - - - - ª• P: � = = = = = : : : = = = = = = - :J 1 a,ªo � --------------- O.o Po Figura 117. (a) Atmósfera barorrópica, donde las superficies de presión (P), y las de volumen especifico (a),

son paralelas: (b) atm6sfera baroclínica, donde las superficies de presión hacen un ángulo con las superficies de volumen especifico.

Una masa de aire de origen puro es un ejemplo de una atmósfera barotrópica, definida como una atmósfera homogénea, donde las superficies isobáricas y las isostéricas son paralelas en cualquier sección vertical; en contraste, en las regiones de frontera, donde convergen distintas masas de aire, se forman grandes gradientes horizontales de temperatura, humedad, presión, volumen y viento, generándose una atmósfera baroclínica, definida como una condición en la atmósfera donde 268 Ccpyriqbted matorral

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las superficies isostéricas y las isobáricas se intersectan entre ellas en cualquier sección transversal (véase figura 117). Conforme el ángulo entre las isolíneas de presión y las de volumen específico se hace más grande, los movimientos resultantes serán más intensos; esto sucede en las regiones frontales donde se encuentran masas de aire de características muy diferentes. Las regiones de convergencia entre distintas masas de aire se denominan frentes (o sistemas frontales) y se forman principalmente en las latitudes medias, donde interaccionan las masas de aire de origen polar con las de origen tropical. Estos siste mas se desarrollan en el cinturón de vientos del oeste, comúnmente sobre los océanos, donde las condiciones de humedad y temperatura son favorables para alimentar de energía a estos sistemas (véase figura 118).

Frentes de latitudes medias

Tormentas tropicales,

huracanes

Tormentas ext:ratropicales Figura 118. Regiones de origen de los sistemas frontales de latitudes medias. Las B indican regiones de presión baja; las A, regiones de presión alta¡ las líneas gruesas con pequeños triángulos indican frentes fríos y coo pequeños semicírculos indican frentes dlidos; las tormentas tropicales y huracanes están indicadas con giros de Ilechas en las regiones cercanas al ecuador.

FRENTES METEOROLÓGICOS

En términos generales, un frente meteorológico es una región donde interaccionan masas de aire de distintas características atmosféricas y en donde se presenta una marcada transición en los parámetros meteorológicos, tales como temperatura,


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la masa de aire frío tiene una mayor velocidad de desplazamiento horizontal, entonces se formará lo que se llama un frente polar (o frente frío); en caso de que sea la masa de aire cálido la de mayor velocidad, entonces se formará un frente tropical (o frente cálido). El frente polar dará por consecuencia una gran advección de aire frío, disminuyendo la temperatura del medio ambiente conforme éste se desplaza hacia el sur; por el contrario, el frente tropical producirá una gran advección de aire cálido, aumentando la temperatura del medio conforme éste se desplaza hacia el norte. En la fase inicial de la formación de un frente, la zona de interacción entre las masas de aire polar y las masas de aire tropical, en el plano horizontal, será fuertemente influenciada por la rotación terrestre. Es decir, debido al efecto de Coriolis, el movimiento de las parcelas de fluido tiende a ser desviado hacia la derecha en el hemisferio norte, entonces se observará que la zona frontal tiende a deformarse dando origen a una onda de amplitud creciente conforme las masas de aire intensifican su interacción. Como se observa en la figura UO, esta interacción tenderá a generar un movimiento circular en contra de las manecillas del reloj, generándose un movimiento ascendente de las parcelas de aire, lo que a su vez favorece la continua disminución de la presión atmosférica y la formación de sistemas de nubes convectivas. Vientos del oeste �tirudes medias) __,.

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Vientos del este (latitudes tropicales)

Fig11ra 120. Esquema idealizado de la f.ase inicial de un frente meteorológico en el plano horizontal xy. En el caso de una Tierra en reposo, se obtendría un frente recto (línea punteada, a lo largo de una latitud fija), pero en el caso real, con la Tierra en rotación, y recordando que en el hemisferio norte las masas de aire son desviadas a la derecha de su movimiento inicial, entonces este frente tenderá a estar ondulado (línea continua). En el extremo norte se tienen )os vientos del Oeste; mientras que en el extremo sur se tienen los vientos alisios del este.



TORMENTAS EXTRATROPICALES

La condición inicial más frecuente de formación de una tormenta extratropical, se asocia a la evolución de un frente meteorológico; es decir, al movimiento convergente de dos masas de aire de distintas características. De acuerdo con observaciones en fluidos, cuanto mayor sean los gradientes de los parámetros, tales como la temperatura, la densidad, la presión o desfuerzo ele viento, como ocurre en las regiones frontales, se tendrá menor estabilidad y en consecuencia, las regiones frontales serán inestables a pequeñas perturbaciones que puedan ocurrir. Esto quiere decir que cualquier pequeña perturbación que exista en el frente, tenderá a amplificarse, absorbiendo energía del mismo frente. Las tormentas extratropicales de latitudes medias se desarrollan a partir de una inestabilidad baroclínica en las regiones frontales, y dependen fundamentalmente de los parámetros dinámicos (esfuerzo del viento) y termodinámicos (gradientes horizontales de temperatura, densidad y presión). Para entender con mayor detalle el

proceso de ciclogénesis de las tormentas estratropicales, considérese el siguiente esquema de evolución idealizado: Conforme la onda, formada por ambos frentes, se va ampliando, simultáneamen te se va formando un sector cálido, definiéndose como la región limitada entre los dos frentes en la que el aire cálido se eleva, mientras que el aire frío va penetrando por debajo del aire cálido (véase figura 123). En la región del frente cálido, la lluvia se asocia al movimiento ascendente del aire, donde las nubes cambian continuamente de cirroestratos a nimbos. En la región del frente frío, el movimiento ascendente del aire caliente es más intenso, formando cumulonimbus y propiciando lluvias y nubosidad ' intensa, . mas

Si la onda es dinámicamente inestable, entonces podrá crecer en amplitud y ganar energía de los procesos de liberación de calor latente al condensarse el vapor de agua. El aire cálido desarrollará una prominencia en dirección hacia el polo y penetrará en la masa de aire frío, la cual comienza a fluir alrededor de la parte trasera de la onda (véase figura 124). En esta fase, el viento tiene una dirección del aire frío al aire cálido, por atrás de la onda, y del aire cálido al aire frío, por delante de la onda. Este transporte de calor hacia el polo es un proceso de transferencia de energía muy importante en la dinámica de la circulación general de la atmósfera, pues permite



una redistribución de calor, de energÍa y momento, tendiendo hacia un balance termodinámico en la atmósfera. Tocio el sistema tenderá a moverse en una dirección paralela a las isobaras dentro del sector cálido (una característica muy útil para el pronóstico operativo del estado del tiempo). Durante las siguientes 24-36 horas, desde que se inició la perturbación, el frente frío podrá alcanzar al frente cálido, desarrollándose una depresión en el sector cálido, el cual empieza a ser totalmente "atrapado" debido a su menor densidad y peso, favoreciendo flujo ciclónico alrededor de la zona de presión baja, con flujo diver gente en la parte superior. Con el tiempo, el aire frío domina en los niveles superficiales, mientras que el aire cálido se encuentra en los niveles superiores; de esto resulta un cinturón de nubes y precipitación por la convergencia y ascenso de los dos frentes, para formar lo que se conoce como frente ocluido (o vaguada). Este frente ocluido se forma por la superposición del frente cálido sobre el frente frío, mientras que al proceso de ascenso del aire cálido se llama oclusión; esta oclusión se inicia desde el extremo más al norte del sistema, prolongándose hacia el sur, como se observa en la figura 125. Hay dos tipos de frentes ocluidos (o vaguadas): el frente frío ocluido, caracteriza do por aire más frío atrás del frente ocluido, y el frente cálido ocluido, cuando el aire por atrás del frente ocluido es menos frío que el aire delantero. La oclusión cálida tiende a ocurrir sobre zonas continentales durante invierno, donde las masas

y

a)

Baja presión

z b)

X X Fig,ua 125. Frente parcialmente ocluido. El frente frío ha alcanzado al frente d.lido, superponiéndose a él;

de tal manera que en el cnremo norte del frente ocluido (o wguada), el aire cálido se encuentra totalmente por arriba del aire frío. Nótese que las isobaras cercanas al frente ocluido se cierran completamente, formando un giro ciclóaico de grao intensidad, con nubosidad y lluvias muy intensas.


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de aire polar continental se mantienen adelantadas al sistema, mientras que la oclusión fría es más común sobre los océanos, donde las masas de aire polar marítimo provenientes del norte, se aproximan a zonas de temperatura superficial del mar relativamente cálidas. En la fase final del desarrollo del sistema frontal (véase figura 126), donde el frente frío se sobrepone totalmente al frente cálido, la oclusi6n crece en extensión, elevando al sector de aire cálido para desaparecer casi completamente de la superficie del suelo y mezclarse con la tropopausa. Conforme la depresión crece, los procesos de convergencia se van debilitando hasta disiparse. Baja presión

z

(b) Estratosfera

X

X

Fi1,ua 126. Frente totalmente ocluido. En esta etapa el aire dlido se encuentra prácticamente por arriba del aire frío, de tal manera que el frente ocluido cubre toda la regi6n superficial, A partir de t$1C momento, el sistema deja de cxuaer energía del suelo, para iniciar un proceso de esubili.zación, perdiendo continuamente ene.rgía por la precipitación asociada.

Debido al fuerte movimiento vertical, este cicl6n extratropical, en general estará asociado a gran cantidad de precipitación, intensos vientos y estará fuertemente controlado por la corriente de chorro, como se verá en los siguientes capítulos. CICWNFS TROPICALES

Los ciclones tropicales son sistemas atmosféricos de presi6n baja caracterizados por vientos intensos y lluvias abundantes que se originan sobre los océanos tropicales en ambos lados del ecuador geográfico. Las temporadas de formaci6n


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ONDAS DEL ESTE

Se ha podido observar que los principales fenómenos de escala sinóptica en las regiones

tropicales se originan de la evaporación de los océanos, transportando vapor de agua, formando sistemas convectivos y liberando calor latente que sirve como energía cinética para mover la atmósfera. Por ejemplo, el sistema de convergencia intertropical de los vientos alisios, sobre los océanos cálidos, proporciona la humedad para el desarrollo de los sistemas convectivos; a su vez, el calor latente liberado, proporciona la energía para el movimiento de las grandes celdas de circulación (meridional de Hadley y zonal de Walker), que retroalimentan los vientos alisios. El modelo clásico de las ondas del este fue desarrollado por Herbert Riehl y sus colaboradores en la década de 1940, después de la segunda guerra mundial. Una onda del este es un sistema de presión bajo, inmerso en los vientos alisios, entre las latitudes 5 ° 20° N y S, que se mueve hacia el oeste con velocidades del orden de 5 8 mi s. Su paso por un determinado lugar usualmente tarda entre 4 y 5 días. Las ondas del este se forman principalmente en las regiones occidentales de los océanos tropicales, coincidente con las zonas de máxima temperatura superficial del mar y después del medio día, en que los vientos alisios tienen su máxima extensión vertical. Se forman aproximadamente unas 50 ondas/día en cada océano y se estima que una de cada cuatro ondas puede evolucionar a depresión tropical, y de éstas, una de cada diez se desarrolla en forma de tormenta tropical. En términos generales, la estructura de una onda del este tiene las siguientes características: periodos tÍpicos del orden de 3 o 4 días y una longitud de onda del orden de 2 000 a 2 500 km; al este de la onda, los vientos del sureste ascienden, formándose nubes convectivas, con abundantes lluvias; por el contrario, al oeste de la onda, los vientos del noroeste descienden, despejándose los cielos. El giro de los vientos también es muy diferente alrededor de la onda: al oeste, el flujo anticiclónico se intensifica, favoreciendo un proceso de divergencia y una relativa subsidencia del aire, con cielos relativamente despejados, principalmente en los niveles superiores; por el contrario, al este, la circulación es ciclónica, favoreciendo un proceso de convergencia y movimiento convectivo del aire, con cielos cubiertos de nubes cumulonimbos, particularmente cerca del eje de la onda (véase figura 127).



N 200

A

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Este

Oeste 100

200

300

400

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húmedo

(km)

Fipra 127. Esquema idealizado de una onda del este: (a) plano horizontal; (b) plano vertical. La flecha sólida grande indica la dirección de los vientos alisios (del noreste en el hemisferio norte y del sureste en el hemisferio sur). La flecha sólida mediana, indica la dirección de desplazamiento de la onda del este (58 m/gs). Las flechas pequeñas indican la dirección del viento alrededor del eje de la onda del este (también llamada vaguada), indicada por la linea vertical. Las letras A y B indican presión alta y baja, respectivamente [Adaptado de Riebl, 1965).

En general, el modelo idealizado de Riehl se aplica sólo en casos muy particulares. En otros casos se observa que la onda del este se desplaza a velocidades mayores que los mismos vientos alisios, haciendo que se presente una convergencia y convección por delante de la onda (contrario al modelo clásico). En la actualidad, se acepta que la onda del este tiene varios subtipos, con distintas características. Bajo ciertas condiciones favorables, una onda del este puede evolucionar y transformarse en un ciclón tropical o un huracán.

FORMACIÓN Y GÉNESIS DE LOS HURACANES

Las regiones donde se originan los huracanes son usualmente las de mayor número de ondas del este. Bajo condiciones favorables, las ondas del este se intensifican para formar una perturbación tropical, en la que se inicia el movimiento giratorio de los vientos ciclónicos del orden de 4 a 7 mis en la superficie y con vientos más intensos en los niveles superiores. Si continúan las condiciones favorables, la perturbación evolucionará para convertirse en depresión tropical, donde el movimiento circulatorio se organiza, formando un conglomerado de nubes convectivas con 280 CopyrigMed material

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5. Suficiente gradiente vertical de temperatura. En general, en regiones de

convección intensa, en donde se forman nubes de tipo cumulonimbus, se tendrá un gradiente vertical de temperatura entre los niveles troposféricos altos y los bajos del orden de 10ºC, lo cual permite un transporte continuo de calor de la superficie del mar a niveles superiores en la troposfera. Por supuesto que mientras mayor sea este gradiente, significará que la atmósfera estará ganando calor y energía potencial para alimentar el desarrollo del huracán. 6. Alto contenido de vapor de agua en la baja y mediana troposfera. Cuando la región de la troposfera media se encuentra con un alto contenido de humedad (H.R. > 70 %), se favorece la presión baja superficial que, a su vez, favorece el movimiento vertical y la formación de convección. La génesis de ciclones tropicales no sólo depende de las características oceánicas y atmosféricas, sino que también los continentes pueden tener una influencia importante. La interacción del viento con las montañas puede dar como resultado un fenómeno conocido como ondas de sotavento, donde conforme el aire pasa la montaña, se va generando un giro en el viento. Un ejemplo de este fenómeno se presenta cuando los vientos alisios del noreste, provenientes del golfo de México y del mar Caribe, pasan sobre las sierras de Centroamérica y sur de México, generando una mayor vorticidad del viento sobre la vertiente del Pacífico al sureste de México. En esta región se ha observado la mayor generación de tormentas tropicales y huracanes del Pacífico oriental, sugiriéndose la posibilidad de que las características orográficas de la zona afecten los sistemas de viento y sea éste un mecanismo generador de algunos huracanes.

CARACTERÍSTICAS GENERALES DE WS HURACANES

Un huracán es un gran sistema atmosférico que puede extenderse entre 300 y 500 km de radio, con intensos vientos que giran alrededor de un centro de calma relativa. El centro, también conocido como el ojo de la tormenta, tiene un diámetro del orden de 20 a 30 km de forma circular o elíptica, se caracteriza por vientos débiles, aire seco, cielos despejados, altas temperaturas y una presión atmos 283 Copynqbted material


férica muy baja. En el huracán, los vientos pueden alcanzar velocidades mayores de 250 300 km/hr (70 85 mis), incluso en algunos "superhuracanes", se han detectado rachas con vientos mayores de 400 km/hr ( > 110 mis). El huracán puede alcanzar hasta 16 km de altura y llegar a la tropopausa. Su movimiento de desplazamiento horizontal puede alcanzar velocidades del orden de 15 20 km/hr (4 6 mis). Usualmente, cuando se encuentra sobre los trópicos, su trayectoria es hacia el oeste noroeste; conforme se adentra en latitudes subtropicales, puede girar hacia el noreste, siguiendo el patrón de circulación general de la atmósfera y los océanos. Hoy en día, gracias a los satélites, se puede dar un excelente seguimiento a los huracanes y detectar muchas de sus características, como son la velocidad y dirección de desplazamiento, así como las grandes concentraciones de nubes cumulonimbus girando en sentido ciclónico alrededor del ojo. Por su parte, de las imágenes de radar y de observaciones directas se pueden detectar abundantes precipitaciones y la intensidad de los vientos asociados a estos ciclones tropicales. Debido a su gran tamaño, a la intensidad de sus vientos, a sus abundantes precipitaciones y a su duración de varios días, o incluso de varias semanas, los huracanes pueden causar severos desastres socioeconómicos cuando entran a tierra, tales como inundaciones, destrucción de puertos y vías de comunicación, además de la pérdida de vidas humanas. Estos sistemas atmosféricos reciben varios nombres en las distintas regiones del mundo (véase figura 128); por ejemplo, en la región de la India se les conoce como ciclones; en la región oriental de Asia se les conoce como tifones (esta palabra se deriva del vocablo chino "Ti Fun", que significa "gran viento"); en la región de las Filipinas se les conoce como baguios, mientras que en Australia se les llama willy willies; en el resto del mundo el término más usado es de huracán (esta palabra se deriva del vocablo maya "Hunraken", que significa "dios de las tormentas"). Indepen dientemente de los diferentes nombres, éstos sistemas tropicales tienen las mismas causas y propiedades. Se ha observado que dos terceras partes de estos fenómenos se presentan en el hemisferio norte, así como dos terceras partes se dan en el hemisferio oriental (océanos Índico y Pacífico asiático). En promedio se forman aproximadamente 80 ciclones tropicales {tormentas tropicales y huracanes) al año en el mundo; unas


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dos terceras partes de ellos alcanzan fuerza de huracán (véase figura 128). Desde el lanzamiento del primer satélite meteorológico en 1965, el océano Pacífico Tropical Oriental, correspondiente a las costas de México, ha sido reconocido como una región prolífica en generación de tormentas tropicales y huracanes, con aproxima damente 14 como promedio anual, mientras que la región del Atlántico americano tiene solamente unas nueve por año, aunque estos últimos tienen una mayor permanencia sobre los océanos cálidos y normalmente son más intensos y destructivos, mientras que los huracanes formados sobre el Pacífico americano son de menor duración e intensidad. La frecuencia de ocurrencia y la intensidad de las tormentas tropicales y huracanes para cada cuenca oceánica, muestra grandes variaciones año con año (véase figura 129), dependiente de fenómenos de escala planetaria como son El NiñoOscilación del Sur, la circulación monzónica en los continentes asiático, africano, americano y australiano, la circulación de la corriente de chorro en la alta troposfera, la circulación termohalina de 1os oceanos, etcetera. F.structura del viento. Las observaciones del viento en los huracanes, en el hemisferio norte, indican un proceso de convergencia en los niveles superficiales, ron vientos hínnedos muy intensos girando ciclónicaroeote (véase figura 130); mientras que los niveles de la troposfera superior se caracterizan por una circulación divergente, en la que los vientos relativamente mássecos y débiles giran anticiclónica mente. I

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-r-,-Fipra 128. Regiones de origen de los fenómenos tropicales de nuyor imporu.ocia. Los ciclones tropicales de máxima intensidad de los vientos, reciben varios nombres, dependiendo de su localización geográfica. (Modificado de Gray, 1978).

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Tormentas tropicales y huracanes en el Atlántico

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� .: --� -···········11··········· •.• Fig11ra 129. Series de tiempo de las anomalías de valores anuales de los ciclones tropicales (tormentas

tropicales y huracanes) en (a) el océano Pacífico oriental y (b) el Atlánúco. Para obtener el número de ciclones observados para cada año se debe sumar la anomalia al valor del promedio anual.

Dadas las condiciones de génesis descritas en la sección anterior, se tendrá que en una región oceánica de temperatura alta, el aire superficial absorberá humedad y calor del agua disminuyendo su densidad, siendo forzado a ascender formándose una zona de convergencia en la región central, permitiendo que converja alrededor aire relativamente más frío y denso; el aire húmedo al ascender, se enfría y se condensa, liberando calor hacia el medio ambiente, aumentando la flotabilidad e inestabilidad del aire y promoviendo a su vez el movimiento ascendente de las parcelas de aire húmedo. Todo esto favorece una rápida disminución de la presión atmosférica, generándose un fuerte gradiente de presión, haciendo que el aire externo converja hacia el centro, rotando espiralmente en dirección ciclónica por el efecto combinado de vorticidad y de Coriolis, con velocidad creciente hasta llegar a la frontera del ojo de la tormenta. Al intensificarse la componente tangencial de los vientos espirales, la fuerza centrípeta impide que los vientos húmedos convergentes alcancen el centro de la tormenta, entonces éstos ascenderán alrededor del "ojo" permitiendo que el aire frío más pesado y denso de los niveles superiores, descienda y se caliente adiabáti


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Fig1'ra 130. Esquema idealizado en el plano horizontal de la circulación de los vientos en un buracln: (a) En niveles superficiales, con vientos ciclónicos, donde el fuerte gradiente de presión favorece vientos muy

intensos conforme se acerca al ojo; (b) En niveles superiores, con vientos anticicl6nicos, con un gradiente de presi6n más débil y vientos menos intensos que en la superficie. Las flechas indican la magnitud y dirección relativa del viento en ambos niveles.

camente dentro del "ojo". Este proceso de subsidencia no se extiende hasta la superficie, sino que se detiene a una altura aproximada de 1 km, donde se forma una capa de inversión con aire muy caliente en la parte superior y aire menos cálido por debajo. Conforme los vientos húmedos convergen en los niveles bajos y ascienden en la frontera del ojo, forman las columnas de nubes en forma de espirales alrededor del centro del huracán. Cercano a la tropopausa comienza la divergencia, alejando el aire del centro con movimiento anticiclónico; la circulación vertical se completa cuando el viento divergente de los niveles superiores desciende a la superficie en la frontera externa del huracán (véase figura 131). El proceso de convección vertical del aire se mantendrá mientras la temperatura de las parcelas de aire en ascenso sea más alta que la temperatura del medio ambiente. Mientras que la entrada de energía por calor sea mayor que la pérdida de energía por disipación (fricción y precipitación) el huracán continuará intensificándose. Por el contrario, el huracán dejará de recibir las grandes cantidades de calor cuando se mueva sobre corrientes oceánicas frías sobre los continentes o cuando las corrientes atmosféricas inhiban el proceso termodinámico de convección; en estas condiciones el huracán tenderá a disiparse, liberando grandes cantidades de energía y masa en forma de vientos y de precipitación, destruyendo todo a su paso y causando grandes estragos a la población civil.



Gracias a los nuevos sistemas de radar instalados en los aviones de reconocimien to, se ha podido tener una idea más clara de la intensidad y estructura de los vientos horizontales dentro de un huracán. En el caso del huracán Gilbeno, el 14 de septiembre de 1988 (véase figura 132), se observa que entre la superficie y aproximadamente los 6 km de altura, los vientos se incrementan muy rápidamente, haciéndose máximos ( > 60 mis), a una distancia de 10 a 15 km del ojo de la tormenta; a partir de esa zona, los vientos disminuyen lentamente hasta alcanzar los limites exteriores del huracán; también se puede observar que los vientos de la superficie {por abajo de los 6 km) son de mayor intensidad que los vientos superiores {por arriba de los 12 km). Trayectoria. El movimiento de un huracán puede ser visto como el de un "trompo", girando muy rápidamente sobre su propio eje y desplazándose relativa mente lento sobre la superficie oceánica. En sus primeras fases de formación, mientras es aún una pequeña tormenta tropical, se desplaza muy lentamente, aproxi madamente a unos 15 o 20 km/hr, incluso estas tormentas pueden permanecer estacionarias y continuar incrementando la energía de sus vientos al ganar energía de los océanos cálidos. Conforme el huracán madura, moviéndose hacia el norte, aumenta su desplazamiento a velocidades del orden de 30 a 45 km/hr. Cuando llega a latitudes subtropicales (> 25º) y gira hacia el noreste, puede pasar un

15

10

•g•ra 1 I, ructura 1 a e campo e viento y e as an as nu oss a en una seca o transversal de un huracán. La columna ascendente de aire cilido y húmedo dentro del buracá.n se condensa produciendo densas nubes cumulonimbus en forma de espirales con abundante lluvia. La tormenta se nutre del aire convergente en los niveles inferiores, aire relativamente frío desciende por el ojo y es calentado por compresión adiabática.


Introducción a la meteorofogia

transportándolo hacia las latitudes altas, además de formar parte importante en el balance de agua, redistribuyendo el agua dulce sobre los continentes para la recarga de los mantos freáticos. En general, la cantidad promedio de lluvia asociada a un huracán, puede variar entre 8 y 15 centÍmetros en una región particular, aunque estos valores dependerán de la topografía y altura del suelo y del viento; en algunas ocasiones se han observado precipitaciones promedio de 50 cm en un solo evento de huracán. Del total de energía extraída del océano por evaporación, aproximadamente 90 % es liberada como calor latente de condensación al formarse las nubes y la lluvia; sin em bargo, sólo 3 % puede ser convertido en energía mecánica disponible para generar y alimentar los vientos. Este 3 % es equivalente a unos 10 mil millones de KWhr. Para darse una idea esquemática de esta energía, considérese la precipitación observada de un huracán, que puede ser de unos 10 cm en el transcurso de un día; si se tiene un radio aproximado de 300 km, con un área de 280 000 km2, para un volumen total de agua de cerca de 2.8 x 101º rol o su equivalente de 2.8 x 1010 toneladas; de tal manera que al condensarse esta cantidad de agua se liberan unas 2.8 x 1016 calorías a la atmósfera, lo que equivale aproximadamente a 3 x 101° KWhr. Esta energía es equivalente a unas dos bombas de hidrógeno o a unas 2 000 bombas atómicas, como las que fueron usadas en la segunda guerra mundial contra Japón. RESUMEN

Los fenómenos meteorológicos de escala sinóptica, particularmente las tormentas de latitudes medias y los ciclones tropicales, casi siempre están asociados a grandes cantidades de precipitación, fuertes gradientes de presión y vientos muy intensos, por lo que pueden ocasionar desastres hidrometeorológicos y consecuentemente grandes pérdidas económicas y de vidas humanas. Las tormentas o ciclones extratropicales se originan de frentes meteorológicos formados por la convergencia de masas de aire de distintas características; éstas pueden ser de tipo ártico {extremadamente frías), polar (frías), o tropical (cálidas), según la región latitudinal donde se originan, y de tipo continental o marítimo, según la superficie donde se formen. El concepto de frentes meteorológicos fue desarrollado por J. Bjerknes y su grupo de investigadores a principios del siglo XX. Un frente meteorológico básica


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mente es una región atmosférica donde se tienen grandes gradientes de los parámetros físicos que caracterizan las masas de aire. Por ejemplo, un frente cálido es aquél que se mueve en la dirección del aire frío, de tal manera que el aire cálido reemplaza aire frío; por el contrario, un frente frío será aquél que se mueve hacia el aire cálido. Usualmente los frentes fríos se mueven más rápidamente que los frentes cálidos, por lo que los gradientes de temperatura, humedad, presión y viento, serán más intensos en los frentes fríos que en los cálidos. Después de varios días de que el frente se ha formado, éste puede desarrollar un ciclón extratropical, donde las masas de aire cálido se encuentran por arriba de las masas de aire frío, ocasionando un sistema de presión baja, con mucha nubosidad, fuertes vientos y abundantes precipitaciones. Por otro lado, los ciclones tropicales o huracanes, son sistemas meteorológicos con vientos giratorios de gran intensidad, alrededor de un centro de presión baja. Los ciclones tropicales pueden desarrollarse a partir de perturbaciones en la atmósfera cercanas al ecuador geográfico, conocidas como ondas del este que se mueven hacia el oeste en la baja troposfera. Cuando estas perturbaciones encuentran condiciones de viento, humedad y temperatura favorables, entonces pueden evolucionar hasta convertirse en huracanes, con fuertes vientos y enormes sistemas de nubes cumulonimbos, girando alrededor de un centro de presión baja comúnmente llama do ojo, caracterizado por cielos despejados y calmas. En condiciones normales, los ciclones extratropicales y los tropicales tienen una duración del orden de varios días; los ciclones extratropicales usualmente siguen una trayectoria de oeste al este, fluctuando latitudinalmente entre los 30 y 60 ° de ambos hemisferios; por el contrario, los ciclones tropicales pueden seguir una trayectoria curva, casi parabólica, desde los trópicos hasta las latitudes medias, primero en dirección noroeste (latitudes tropicales) y luego en dirección noreste (latitudes subtropicales). Los ciclones tropicales reciben su energía principalmente de la evaporación de la superficie marina; por el contrario, los ciclones extratropicales reciben su energía principalmente de los intensos gradientes horizontales de temperatura entre las distintas masas de aire que los forman. Estructuralmente, los huracanes tienen sus vientos más intensos en la baja troposfera, mientras que las tormentas extratropicales tienen sus vientos más intensos cerca de la tropopausa.


Capítulos Fenómenos meteorológicos de escala planetaria

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circulación de los vientos de ambos hemisferios converge en el ecuador, definiendo lo que se conoce como la Zona Intertropical de Convergencia, ZIC. Por otro lado, en los niveles superiores de la troposfera, los límites entre las tres celdas de circulación definen características muy importantes conocidas como corrientes de chorro: por ejemplo, entre las celdas Haclley y Ferre! se encuentra la corriente de chorro subtropical, entre la celda Ferrel y la Polar se encuentra la corriente de chorro polar (véase figura 135). En las siguientes secciones se discutirán brevemente los aspectos más sobresalientes de las características de la circulación general de la atmósfera.

CAUSAS DE LA CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA

El patrón de vientos cerca de la superficie terrestre ha sido conocido desde hace varios miles de años, particularmente por los hombres de mar que han surcado los grandes océanos. Aristóteles, hace 2 000 años, fue quizás uno de los primeros en sugerir que la circulación de los vientos podría ser una consecuencia del calentamiento asociado a la radiación solar. Cientos de años después, en 1686, el físico inglés sir Edmund Halley, propuso un modelo simple de circulación térmica, en donde el aire cálido se eleva en la región tropical, donde se observa la máxima radiación solar, y el aire frío se hunde en las regiones polares, donde se tiene el mínimo de radiación solar, dando como resultado una celda de circulación con dirección meridional del polo al ecuador en la superficie y del ecuador al polo en los niveles superiores. Posteriormente, en 1735, el físico inglés sir George Hadley, propuso un modelo térmicodinámico en donde se incluye tanto el calentamiento diferencial, debido a la radiación solar, como el efecto de la rotación terrestre, sugiriendo una circulación atmosférica también de una sola celda, pero con los vientos superficiales desviados hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur, de acuerdo con el principio de conservación del momento angular. Basado en el modelo de Hadley, el flujo meridional del ecuador al polo en los niveles superiores, debería incrementar continuamente su velocidad zonal hacia el este; mientras que en los niveles inferiores, el flujo meridional del polo al ecuador deberÍa desviarse continuamente hacia el oeste (véase capítulo 4). Este modelo no explica satisfactoriamente la



Fipr11 137. Esquema de la circulaci6n general de la atm6s:fera para el mes de julio (verano del hemisferio norte),

los alisios de ambos hemisferios en la troposfera baja, los cuales por continuidad promueven el ascenso del aire cálido y húmedo, el que se enfría y condensa para formar densos conglomerados de nubes en la troposfera media y alta; en los niveles superiores de la troposfera ecuatorial, se genera una circulaci6n divergente, dando origen a los vientos contralisios con dirección polar. La zrc tiene un gran desplazamiento latitudinal a lo largo del año; mientras que durante el invierno, se mantiene muy cerca del ecuador geográfico, incluso invadiendo el hemisferio sur, particularmente sobre Sudamérica, África y el océano Índico; durante el verano, se desplaza completamente al hemisferio norte, especialmente en África y el sur de Asia, donde alcanza su máximo desplazamiento latitudinal. Como se verá más adelante, esta flucruaci6n latitudinal de la zona intertropical de convergencia está muy relacionada con las circulaciones monz6nicas de verano e invierno en esas regiones del mundo. Vientos del oeste. Los vientos del oeste de latitudes medias, se extienden en toda la troposfera desde la superficie terrestre hasta la tropopausa, en una banda latitudinal entre aproximadamente los 30° a 60° en ambos hemisferios; este cinturón de vientos del oeste contiene zonas muy extensas de mezcla entre anticiclo nes con movimiento descendente y ciclones con movimiento ascendente; es en esta banda de vientos donde se forman los ciclones extratropicales, los que tienen


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una función importante en el balance de calor y masa del sistema terrestre, pues transportan calor de las regiones subtropicales hacia las regiones de latitudes medias y altas, principalmente de los océanos hacia los continentes. Centros de acci6n de presión, CAP. Dentro de los niveles superficiales de la atmósfera, existen centros de alta y baja presión, los cuales permanecen semiestaciona rios en lugares definidos durante varias semanas o meses; los meteorólogos creen que su existencia se debe al efecto térmico y topográfico de los océanos, continentes y montañas sobre las corrientes de aire. En el henúsferio sur, por ejemplo, con relativa mente pocos continentes, las corrientes de aire de escala planetaria derivadas del calentamiento diferencial entre los trópicos y el polo sur, son débilmente modificadas por la superfcie terrestre, excepto alrededor de Australia y cerca de la cordillera montañoza de Los Andes, en Sudamérica. Por otro lado, en el hemisferio norte, caracterizado por extensas masas continentales y grandes cordilleras montañosas, las corrientes térmicas de los vientos son considera blemente afectadas. Estos centros de alta y baja presión, llamados también centros de acción, tienden a permanecer a lo largo de los cinturones zonales de presión, con un marcado contraste entre invierno y verano, particularmente en el hemisferio norte (véase figuras 138 y 139).

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Fig,mt 138. Cearros de acci6n durante invierno del hemisferio none. A: alta presión, B: baja presión.


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corrientes de chorro son sistemas de vientos que dan la vuelta a toda la Tierra en forma discontinua y ondulada, y están representadas por segmentos de varios miles de kilómetros de longitud (de 3 000 a 5 000 km), de varios cientos de kilómetros de ancho en dirección horizontal (de 100 a 600 km) y por 1 o 2 kilómetros de espesor en la vertical. Una corriente de chorro puede ser vista como un núcleo de vientos muy intensos rodeado de vientos relativamente ligeros; normalmente, con un gradiente vertical de viento del orden de unos 5 a 10 mis por cada kilómetro, y con un gradiente horizontal del orden de 5 a 10 mis por cada 100 kilómetros. Durante el invierno, cuando se observan las mayores intensidades, los vientos, dentro de la corriente de chorro, varían entre los 75 km/hr en los extremos, hasta unos 350 km/hr en la parte central, aunque se han reportado vientos hasta de 500 km/hr. Durante el verano, por el contrario, los vientos en la corriente de chorro son significativamente menos intensos, pues los gradientes de temperatura son más débiles. La corriente de chorro se desplaza hacia el polo durante el verano, cuando las latitudes medias reciben una gran cantidad de radiación solar, disminuyendo el gradiente meridi onal de temperatura entre polo y ecuador y, consecuentemente, permitiendo una mayor influencia de los fenómenos de origen tropical en las latitudes altas. Por el contrario, du rante invierno, el gradiente meridional de t.emperatura awnenta favoreciendo que la corriente de chorro se desplace hacia el ecuador y permitiendo también una mayor in.fluencia de los fenómenos extratropicales en las latitudes bajas.Tanto la velocidad como la posición de la corriente pueden variar día con día en asociación a su movimiento ondulatorio, lo cual tiene una importante relación con la génesis de las tormentas extratropicales y los movimientos de los sistemas de presión superficial. La intensidad de una corriente de chorro también aumenta conforme la altura, ya que la diferencia entre el aire frío y el cálido aumenta (pues disminuye el efecto termorregulador del océano), observándose la intensidad máxima de la corriente de chorro coincidente con la zona de mayor gradiente horizontal de temperatura. CAUSAS DE LA CORRIENTE DE CHORRO

En teoría, y en un promedio de periodo largo, deberían existir dos corrientes de chorro principales (véase figura 135): la corriente de chorro polar, en el limite

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superior entre la celda Ferrel y la celda polar, y la corriente de chorro subtropical, entre la celda Ferrel y la celda Hadley; sin embargo, en la realidad, y para un momento determinado, ninguna de estas celdas de circulación está perfectamente definida, por lo que tampoco se encuentran bien definidas en forma simultánea ambas corrientes de chorro, por lo que lo más común es observar sólo una. Ésta recibe el nombre de corriente polar o subtropical, dependiendo de la banda de latitud y estación del año de que se trate (véase figura 140). En el caso particular de México, se le llama corriente de chorro polar durante el invierno cuando se observa una mayor entrada de frentes de origen polar hacia la vertiente del Pacífico, mientras que se le nombra corriente de chorro subtropical durante el verano cuando se observa una mayor entrada de lenguas de aire húmedo y cálido del Pacífico tropical hacia la parte central y norte de México (véase capítulo 9).

Laútud Fiprt1 140. Circulaci6n zonal promedio del viento y la tempersrura del aire de invierno. Corte transversal a lo largo de un meridiano, desde el ecuador al polo norte y desde la superficie a la estratopausa (Modificado de Hohon, 1976).

Las corrientes de chorro tienen básicamente dos mecanismos de formación. Uno es la relación del viento termal, el cual nos indica que cuando el gradiente horizontal de temperatura de una columna de aire es máximo, entonces también será máximo el gradiente vertical del viento resultante. En la atmósfera terrestre se tiene que el


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Fig"'" 141. Circu

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lo largo de un meridiano, desde el eeusdor al polo norte y desde la superficie a la estrstopausa {Modificado

de Holton, 1976).

gran calentamiento de los trópicos combinado con el gran enfriamiento de los polos, da como consecuencia que los máximos gradientes horizontales (por ejemplo, principalmente meridionales) se localicen a una altura aproximada de 200 mb y alrededor de la banda de entre 300 y 500 de latitud. Entonces de la relación termal se tendrán vientos zonales máximos en esa misma región. La intensidad del flujo será una consecuencia de la altura (alejado del efecto friccional del suelo) y del gradiente meridi onal de temperatura formado por las distintas masas de aire (véase capítulo 5). Se cree que el mecanismo de viento termal es el que da origen a la corriente de chorro subtropi cal,

El otro mecanismo es la conservación del momento angular, el cual indica que conforme el viento se transporta del ecuador hacia los polos, deberá incrementar su velocidad zonal hacia el este para mantener constante su momento angular (véase capítulo 4). Se cree que este mecanismo da origen a la corriente de chorro polar. Como se ha mencionado, durante invierno la corriente de chorro polar tiende a desplazarse hacia el ecuador; si el campo de temperatura y la superficie terrestre fuesen homogéneas, este desplazamiento se daría como un gran anillo zonal que simplemente se recorrería más al ecuador, describiendo una onda sinu 307 CopyrigMed rnaterral


soidal perfecta, siguiendo al sol; sin embargo, existen grandes inhomogeneidades, principalmente de tipo orográfico, que hacen que la corriente de chorro siga una trayectoria irregular, de tal manera que estas ondas se hacen muy inestables, generan do las tormentas extratropicales (véase capítulo 7). ONDAS PLANETARIAS

Debido a la inhomogeneidad de la superficie terrestre asociada al campo de tempera tura y a la distribución entre los océanos y los continentes, la corriente de chorro del oeste sufre perturbaciones en su magnitud y dirección, de tal manera que se pueden presentar desviaciones latitudinales en su movimiento. En comparación, el viento del oeste en el hemisferio sur es poco perturbado pues hay menos continentes, por lo que los vientos del oeste y las corrientes de chorro en ese hemisferio son relativamente más intensos y persistentes que en el hemisferio norte. Estas perturbaciones latitudi oales en la corriente de chorro y en los vientos del oeste, reciben el nombre de ondas planetarias o de Rossby, debido a que fue Carl Gustav Rossby el primer investigador que las descubrió, describió y analizó. Normalmente se observan entre 3 y 6 ondas de Rossby completas en el hemisferio norte (véase figura 142).

Fig,m1 142. Evolución de las oocw planetarias. (a) Conforme las ou.sas de aire de distinto origen convergen

en las latitudes medias; (b) se forman ondas planetarias en la corriente de chorro y los vientos del oeste; (e) la amplitud de las ondas aumema h:a.sta que se hacen inestables. formándose centros de presión baja; (d) posteriormente pueden evolucionar a tormentas extratropicales y frentes mereorolégicos.



figura 146, la temperatura se incrementa desde los primeros meses del año, haciendo una primavera muy calurosa y seca hasta el mes en que se inicia la lluvia (entre los meses de mayo y junio); la temperatura disminuye durante el monzón conforme los cielos se cubren de nubes y se presentan las lluvias; nuevamente, al final del monzón, la tempe ratura se incrementa, haciendo un otoño caluroso y muy húmedo. También existen circulaciones monzónicas en otras regiones del mundo, pero de características menos intensas, principalmente sobre las regiones subtropicales de Australia, África y América, aunque en las dos últimas, la circulación monzónica sólo se presenta en niveles superficiales y relativamente más débiles que en la India, tanto en el transporte de vapor de agua como en la precipitación asociada.. En particular, es interesante analizar algunas de las características del monzón de Norteamérica por ser de mucha importancia en la variabilidad natural de los recursos hidráulicos en la región y por su relativo desconocimiento.

CIRCULACIÓN MONZÓNICA DEL SUROESTE DE NORTEAMÉRICA

En los meses de verano (julio, agosto y septiembre) el desierto sonorense, que comprende la península de Baja California, Sonora y Arizona en el suroeste del subcontinente de América del norte, está caracterizado por un gran calentamiento, una alta temperatura y una baja presión atmosférica superficial, este patrón físico favorece la convergencia de masas de aire húmedo y cálido originadas en el océano Atlántico y en el golfo de México, con las masas de aire provenientes del Pacífico tropical oriental y el golfo de California, siendo limitado al noroeste por aire relativa mente frío y seco originado en el océano Pacífico del norte. El monzón de Arizona, el monzón del suroeste de Estados Unidos, el monzón del suroeste de Norteamérica, o el monzón mexicano, son algunos de los nombres que se han dado a este fenómeno atmosférico. El monzón se relaciona con el inicio de las lluvias de verano, con el flujo de humedad del sur sobre el golfo de California y con la formación de un centro de baja presión centrado en Sonora y Arizona, el cual está a su vez asociado a una convergencia y circulación ciclónica sobre la sierra Madre Occidental y la vertiente del Pacífico mexicano. 314 Copyrigt>tod rnatortat


Fig,,ra 147. Circulaci6o atmosférica media durante julio a 900 mb. (Reproducido de Douglas et al., 1992).

Fig11ra 148. Circulacién atmosférica media durante el mes de julio 700 mb. Las líneas de corriente están indicadas por líneas sólidas; las isolíneas del punto de rodo están indicadas por líneas punteadas (ºC). Se usaron datos del intervalo de 1979 a 1989 a las 1200 Z. (Reproducido de Douglas et aL, 1992}.

En niveles intermedios (700 mb) la circulaci6n del este y sureste domina toda la región central y oriental de México, observándose una considerable humedad en la planicie central y en la vertiente del suroeste de México (véase figura 148), con una circulación anticiclónica centrada en el Atlántico, a la latitud de Florida. Los


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niveles superiores(> 500 mb) muestran sólo componente del este en la vertiente oriental y centro de México, con vientos del sur y sureste sobre el desierto sonorense, indicando que en estos niveles el viento proveniente del golfo de México y el Atlántico, es el principal medio de transporte de humedad hacia el noroeste, aunque con humedades relativamente bajas. Se ha logrado identificar las surgencias de humedad, originadas en el océano Pacífico tropical, con vientos del sur, que transportan una considerable cantidad de humedad hacia el suroeste de Norteamérica a lo largo del golfo de California, y que durante el verano están relacionadas con la lluvia en Arizona, Sonora y Baja Califor nia. Las observaciones regionales de radiosondeo, globos piloto y de avión, documentan la existencia de un jet superficial de vapor de agua penetrando del Pacífico tropical y golfo de California al noroeste de México y suroeste de Estados Unidos, lo cual puede tener un efecto neto en los procesos de intercambio de energía, calor y masa en la zona de interacción mar/aire sobre el golfo de California. Algunos resultados fortalecen la idea de que un considerable porcentaje de humedad proviene de procesos convectivos de transporte vertical sobre el golfo de California. Aún no es claro cuánta humedad proviene de la evaporación del golfo de California y cuánta es transportada desde el Pacífico tropical.

PRECIPITACIÓN ASOCIADA A LA CIRCULACIÓN MONZÓNICA

Las precipitaciones en el noroeste de México son las más variables del país, las lluvias de verano en esta región representan de 60 a 80 % del total anual, aproximadamente. El inicio de la precipitación durante el mes de julio, está en contraste dramático con la sequía de junio (véase figura 149). En trabajos recientes, en las décadas de 1980 y 1990, se ha estudiado la evolución diaria del campo de agua precipitable; el flujo horizontal del vapor de agua; el balance de vapor de agua atmosférico y su relación con el campo de precipitación de verano. Esto muestra que durante junio, el oeste mexicano está dominado por una circulación divergente (evaporación que excede a la precipitación), mientras que durante julio y agosto se tiene una clara convergencia (precipitación que excede a la evaporación).



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Fipra 149. Anilisis de la precipitación de julio menos la de junio (mm) para la regi6o noroeste de México, con histogramas de estaciones seleccionadas que representan el patrón de lluvias en la regi6n monzónica de México. (Modificado de Douglas et al, 1992).


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Durante el verano, la temperatura superficial del golfo de California se eleva considerablemente, generando un gradiente vertical de temperatura en la troposfera baja, haciéndola muy inestable y favoreciendo un flujo neto de calor y humedad hacia la atmósfera, generando convección y formación de sistemas conglomerados de nubes, los cuales son transportados por efecto de las circulaciones locales (brisas y de montaña), hacia las regiones montañosas de la sierra Madre Occidental, de Arizona y de Baja Califomia.

REsUMEN

La circulación general de la atmósfera se puede visualizar en forma esquemática si se

hacen promedios espaciales y temporales de los vientos a lo largo de todo el mundo y para un periodo de un año, de tal manera que se puedan filtrar todas las perturba ciones y fenómenos de menor escala que varían muy rápidamente, tales como los huracanes, los frentes, las tormentas extratropicales, las brisas de mar y tierra, los vientos de montaña, etcétera. Obtenidos estos promedios de los vientos, se pueden detectar en un plano meridional las principales características de la circulación general de la atmósfera, tales como las tres grandes celdas de circulación: celda Hadley, celda Ferrel y celda polar; en un plano horizontal, se pueden detectar los vientos alisios, los contralisios, los del oeste, las corrientes de chorro, etcétera. Si se hacen promedios de menor periodo, como mensual o estacional, entonces es posible detectar distintos fenómenos asociados a las características de la superficie terrestre y al diferente calentamiento que se recibe a lo largo de un año, tales como los centros de acción o giros de alta y baja presión, los desplazamientos latitudinales de las corrientes de chorro, de la zona intertropical de convergencia, y de la existencia de circulaciones regionales de los vientos, también conocidas como circulaciones monzónicas características del cambio de circulación de los vientos entre invierno y verano. Estos fenómenos planetarios son de mucha importancia para la formación y presencia de condiciones extremas meteorológicas, tales como precipitaciones, ondas de calor, tormentas, etcétera. Por ejemplo, cuando la corriente de chorro

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sufre una ondulación muy pronunciada, la parte de la vaguada seguramente estará asociada a condiciones inestables y baja presión favorables a la formaci6n de tormentas extratropicales; por el contrario, la parte de la cresta muy posiblemente esté asociada a condiciones de cielo despejado y vientos subsidentes, de alta presión. Las circulaciones monzónicas tienen una gran influencia en el inicio e intensidad de las lluvias, en panicular, el patrón de lluvias en México es de extrema importancia ya que es un factor que afecta actividades como son la agricultura, la pesca, el turismo, etcétera. Las lluvias en la región norte de México son altamente variables y tienen su fuente en los océanos Atlántico y Pacífico. Durante el verano, las lluvias sobre el territorio mexicano se asocian a la influencia de la circulación monzónica del suroeste de Norteamérica. La circulación rnonzónica en México se inicia durante el mes de mayo, cuando se presentan las lluvias en el sureste de México; posteriormente, la circulación se intensifica y el patrón de lluvias se va desplazando hacia el noroeste, hasta llegar a Sonora con máximos durante los meses de julio y agosto. ·


49 Capítulo9 Variabilidad climática y cambio global de clima

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EL NIÑO OSCILACIÓN DEL SUR

En forma muy general, El Niño es el nombre que se da al fenómeno que se presenta cuando la temperatura superficial del mar sobre la región del océano Pacífico ecuatorial del este, registra valores muy por arriba del valor climatológico. Este fenómeno oceánico está acoplado al fenómeno atmosférico conocido como la Oscilación del Sur, el cual consiste en una fluctuación anormal del gradiente de presión atmosférica superficial entre la región oriental y la occidental del océano Pacífico del sur y que puede dar como consecuencia una inversión en la circulación de los vientos sobre la superficie del océano Pacífico tropical. El acoplamiento entre estos dos fenómenos, definido como El NiñoOscilación del Sur, ENOS, es de grandes consecuencias climáticas en gran parte del mundo. En la figura 150 se muestra el comportamiento invernal {noviembreabril) de los dos principales índices del evento ENOS: la temperatura superficial del mar, TSM, en el Pacífico ecuatorial y el índice de la oscilación del sur, IOS. Estos dos índices tienen un coeficiente de correlación del orden de0.76 ( es decir, uno varía inversamente proporcional al otro). El fenómeno ENOS puede ocurrir cada 2 a 7 años; los primeros síntomas se observan en el océano Pacífico tropical, causando considerables perturbaciones de escala planetaria en el patrón climático mundial.

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Índice de la oscilación del sur (IOS) .4..._�----�----�----��----------� 11 70 75 80 81 to N

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2

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75

�� 80 81 to 116

Fig11ra 150. Series de tiempo de los promedios anuales de: El Indice de la oscilaci6n del sur (1os) y el índice de la temperatura superficial del mar (TSM), para el periodo de 1950 a 1997.



En forma esquemática, el evento ENOS se caracteriza por un calentamiento excesivo de las aguas superficiales y subsuperficiales del océano Pacífico ecuatorial, el cual transfiere una cantidad considerable de energía en forma de calor y humedad a la atmósfera tropical. Conforme el evento ENOS evoluciona, la temperatura del Pacífico ecuatorial aumenta; esto coincide con la disminución del gradiente de presión superficial y el debilitamiento de los vientos alisios, dando lugar a la propagación de ondas oceánicas conocidas como ondas de Kelvin desde Asia hacia América a lo largo del ecuador. Estos dos factores favorecen la formación de una intensa actividad convectiva de la atmósfera con sistemas de nubes cúmulus y tormentas tropicales muy intensas. En condiciones normales {véase figura 151), los vientos alisios tienen una dirección esteoeste, que favorecen el acumulamiento de agua cálida en el Pacífico ecuatorial occidental, contribuyendo a que el nivel del mar en Indonesia se eleve unos SO cm por arriba del nivel medio, mientras que en Ecuador (Sudamérica} está unos 15 cm por abajo del nivel medio. La TSM está cerca de 8°C más alta en el oeste, mientras que temperaturas bajas se observan en el Pacífico oriental debido a las intensas surgencias de aguas frías subsupe.rficiales con altas concentraciones de nutrientes y productividad primaria, haciendo esta región muy rica en pesquerías. Por otro lado, la región occidental recibe considerables lluvias, mientras que el Pacífico oriental es muy árido.

Celda de conveccion • I

121'E

11'0

Figura 151. Condiciones normales del océano y la atmósfera en la región ecuatorial del Pacifico.


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Durante condiciones ENOS (véase figura 152), los vientos alisios se relajan o incluso se pueden invertir, permitiendo un hundimiento de la termoclina en el Pacífico orien tal y una elevación de la termoclina en el occidente. Este proceso reduce drásticamente las surgencias marinas y el aporte de nutrientes a la superficie con el consecuente colapso en las pesquerías en la región sudamericana. Por otro lado, los conglomerados de nubes (o celda de convección atmosférica) se desplazan hacia la vertiente del Pacífico sudamericano, favoreciendo considerables lluvias que son intensificadas por el forzamiento orográfico de la cordillera de Los Andes, propiciando desastrosas inundaciones en la región de Ecuador, Perú y Chile.

121 •E

...o

Fipra 152. Condiciones El NiñoOscilación del Sur del oceáno y la atmósfera en la región ecuatorial del Pacífico.

El océano tropical del este es generalmente un área de surgencias, por lo que anteriormente se creía que el fenómeno El Niño ocurría cuando se debilitaban los vientos locales sobre las costas de Perú, reduciendo el afloramiento de masas de agua frías subsuperficiales a lo largo de la corriente de Perú y consecuentemente aumentando la temperatura superficial del mar, (TSM). Hoy en día, se sabe que este fenómeno oceánico es más complejo y que en realidad es un evento de escala planetaria que está directamente asociado a la variación de las celdas de circulación

327 Copyrlghtod matonal


atmosférica en dirección meridional (Celda Hadley) y zonal (Celda Walker) sobre las regiones tropical y ecuatorial, respectivamente. Como se ha visto en el capítulo 8, la celda de circulación Hadley tiene su origen a partir de la combinación entre las fuerzas del gradiente de presión (por ejemplo, gradiente latitudinal de calenta miento radiativo) y la fuerza resultante de la rotación terrestre. La celda Walker es una circulación atmosférica zonal que se presenta en las regiones ecuatoriales y que debe su formación a los gradientes zonales de TSM, en combinación con la rotación terrestre (véase figura 153). En general, el lado oeste de los océanos tropica les es de mayor TSM, por lo que la circulación atmosférica en la superficie es en dirección esteoeste, mientras que la circulación superior tiende a ser oesteeste, 1 como se discutió en el capítulo 4.

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FigNra 153. Esquema de la circulación Wa.lker en la región atmosférica a lo largo del ecuador: (a) condiciones

normales; (b) condiciones El NiñoOscilación del Sur.


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Cuando estos patrones de circulación zonal (sobre el Pacífico) presentan condicio nes contrarias a las normales (véase figura 153), entonces se dice que se tiene un evento de Oscilación del Sur. Cuando los vientos del este se debilitan por debajo de un cierto valor crítico (o soplan en dirección contraria) las surgencias oceánicas cesan y la TSM aumenta. Simultáneamente, el potencial dinámico del agua que se había acumulado en la región oeste del Pacifico ecuatorial por arriba del nivel medio del mar, excita una onda de Kelvin. Esta onda de Kelvin se propaga hacia el este, produciendo semanas después un aumento del nivel medio del mar en las regiones del Pacifico oriental. La TSM más alta refuerza la convección en la región ecuatorial fortaleciendo la celda de Hadley. Esto a su Vf!:L refuerza los vientos del este y el ciclo se repite una vez más. Con base en esto, se puede decir que el fenómeno de ENOS es cíclico; sin embargo no es periódico ya que la atmósfera y el océano responden de forma diferente a los cambios de una y otro. La atmósfera responde rápidamente a cambios de TSM, mientras que la respuesta del océano a la intensidad del viento es más lenta.

TEI.EcONECCIONES ENOS

Se dice que se tiene un episodio "cálido y húmedo" de El NiñoOscilación del Sur (ENOS), cuando se registran temperaturas muy altas en la superficie del océano Pacífico ecuatorial, desde la región al nordeste de Australia hasta las costas de Perú y Chile, y cuando los vientos alisios en el Pacífico se debilitan o invierten su dirección para soplar del oeste al este, favoreciendo un transporte de calor y humedad de la región del Pacífico central hacia la vertiente occidental de América (véase figura 154). Por el contrario, se dice que se tiene un episodio "frío y seco" del evento ENOS cuando la TSM en el Pacífico oriental está muy por ahajo del valor normal y cuando los vientos alisios provenientes del este soplan con gran fuerza, generando intensas surgencias frente a las costas de Perú y Chile (véase figura 154). Estas anomalías en la generación y movimiento de los fenómenos oceánicoatmosféricos da como consecuencia grandes fluctuaciones en el ciclo hidrológico, con intensas precipitaciones en algunas regiones o dramáticas sequías en otras.

329 Copynqbted matonal

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En la figura 154 se presenta un esquema con las principales teleconecciones relacionadas con un episodio cálidohúmedo del evento ENOS. Las principales teleconecciones con extremos climáticos alrededor del mundo se tienen en la región de Australia e Indonesia, al igual que el nordeste de Brasil, donde se reduce drásticamente la precipitación y sufren sequías; en contraposición, la región de Perú y Chile recibe abundantes lluvias, registrándose desastrosas inundaciones. También se presentan teleconecciones en otras regiones del mundo, de menor extensión territorial e intensidad, aunque no menos importantes y desastrosas. El evento ENOS (usualmente después de las inundaciones) se ha asociado con epidemias de cólera en Bangladesh; tifoidea y hepatitis en Sudamérica; malaria en Pakistán; malaria y dengue en Costa Rica, Brasil y Sri Lanka. Las variaciones interanuales de la TSM en el Pacífico ecuatorial han sido asociadas a intensas y en muchos casos dramáticas anomalías del clima en distintas partes del mundo. Cuando se presentan estas condiciones extremas, los patrones de circulación atmosférica son fuertemente afectados alrededor del mundo. Por ejemplo, durante un episodio cálidohúmedo se pueden presentar las siguientes anomalías en el sistema océanoatmósfera: 1) La corriente de chorro (vientos de gran intensidad localizados aproximadamente entre los 8 y 12 km de altitud, en forma ondulada alrededor del mundo, véase capítulo 8), se intensifica y aumenta su amplitud, favoreciendo una mayor generación de tormentas extratropicales en el Pacífico del norte, permitiendo que éstas se puedan desplazar más al sur de sus trayectorias normales y afectando las latitudes subtropicales. 2) La zona intertropical de convergencia (ZIC), incrementa el tamaño de sus conglomerados de nubes y se desplaza más al norte, favoreciendo que un mayor número de "lenguas" de humedad se desprendan del Pacífico ecuatorial y se muevan hacia latitudes subtropicales y medias del continente americano. 3) Las regiones tropicales del Atlántico, Pacífico occidental e Índico, al ser relativa mente más frías, inhiben la formación de ciclones tropicales. 4) El Pacífico oriental, al ser más cálido, permite una mayor intensidad de las tormentas tropicales y huracanes. 5) Los vientos alisios superficiales disminuyen o incluso pueden adquirir una componente del oeste al este.


Introducción a la meteorologla

6) Se reducen drásticamente las surgencias de agua subsuperficial en las costas de Perú y Chile, disminuyendo el aporte de nutrientes a la superficie, aumentando la temperatura superficial del mar y colapsándose las pesquerías de las principales especies marinas de interés socioeconómico de esa región sudamericana. El impacto del evento ENOS en México es menos intenso que en las regiones tropicales, pero también de grandes consecuencias socioeconómicas como en el resto del mundo. Durante el invierno, la vertiente noroeste experimenta abundantes precipitaciones con temperaturas relativamente altas, ocasionadas por la intrusión de "lenguas de humedad" provenientes del Pacífico central. Cuando estas lenguas de humedad interaccionan con frentes de latitudes extratropicales, se pueden experimentar desastrosas inundaciones en algunas partes del oeste mexicano.

VARIACIONES INTERDECADALES DEL ENOS

Hasta el momento no existe una idea clara y completa para explicar los mecanismos que originan un evento ENOS. Durante los últimos años se han propuesto y estudiado muchos procesos relevantes al ENOS, identificándose algunas relaciones entre la atmósfera y el océano en todas las escalas que podrían estar asociadas a la génesis del ENOS. Quizás el principal problema que se tiene para poder identificar con certeza los mecanismos responsables, es que el fenómeno ENOS es siempre diferente cada vez que se presenta, más aún durante las últimas dos décadas (desde fines de 1970), parece ser que se han hecho mucho más frecuentes e intensos los episodios cálidos que los fríos, asociados a una clara tendencia positiva en la TSM y a una tendencia negativa en el IOS (véase figura 155). Como se verá en las siguientes secciones, son quizás los cambios naturales o la influencia antropogénica los princi pales moduladores del evento ENOS en la escala de varias décadas. El pronóstico del evento ENOS se hace con modelos de interacción océano atmósfera acoplados. Primeramente, se inicia un modelo oceánico con un campo de datos de viento; posteriormente, se alimenta un modelo atmosférico con los datos de temperatura superficial, producidos por el modelo oceánico. En ese momento se acoplan ambos modelos satisfaciendo todas las condiciones de fron


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0.5 . Temperatura del mar

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0.5

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1950

1960

Oscilaci6n del sur 1970 1980

1990

2000

Figva 155. Tendencia de los índices de la temperatura superficial del mar (El Niño) y de la diferencia de presión atmosférica superfici21 entre Tahicl y Darwin (Oscilación del Sur).

tera. Con estos nuevos modelos acoplados y alimentados por datos reales y en tiem po real, se generan pronósticos mucho más confiables de la presencia o ausencia del evento ENOS. Los modelos computacionales de la actualidad, permiten hacer un pronóstico de la presencia y desarrollo del evento El NiñoOscilación del Sur, con bastante certidumbre, con un año de antelación. Ciertos aspectos de el evento ENOS, tales como las anomalías de la temperatura superficial del mar en el Pacífico ecuatorial y algunos patrones de precipitación en distintas regiones del mundo, pueden ser ahora pronosticados con cierta confianza.

CAMBIO GLOBAL DEL CUMA

El cambio global del clima se refiere a cambios sistemáticos de la temperatura, la precipitación y otros elementos del clima durante los últimos o los próximos 100 o 200 años. Por variación climática se entiende específicamente al cambio del clima medio cada 30 años. Cambios de menor periodo se conocen como fluc tuaciones climáticas o variabilidad climática. Los cambios de mayor periodo (de miles de años), se conocen como cambios seculares del clima. Los efectos de estos cambios climáticos, de cualquier escala, son muchos y siempre de importancia socioeconómica. En ellos se incluyen las variaciones en el tamaño y movimiento de los glaciares, la extensión y profundidad de los hielos polares, el nivel medio


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CUADRO 13. Ese.ALAS DE LOS CICLOS CLIMÁTICOS.

Banda tectónica Banda de Milankovitch Banda de milenios Banda dccadal Banda i..nteranual Bandaaoual

> 400 000 años 10 000 a 400 000 años 400 a 10 000 años 10 a 400 años 2.5 a 10 años 0.5 a 2.5 años

Los cambios climáticos pueden ser clasificados de acuerdo con la longitud de sus ciclos (véase cuadro 13): Los cambios en la banda tectónica se atribuyen a la deriva de los continentes, el nacimiento de montañas, etcétera. Este campo de investigación se conoce como tectoclimatología. Los cambios en la banda de Milankovitch se deben a los cambios en los parámetros orbitales. Los cambios en la banda de milenios se pueden atribuir a etapas de intensa actividad volcánica y a la contracción de los glaciares. Los cambios en la banda decadal se pueden atribuir a los distintos procesos de almacenamiento y transporte de calor en los océanos. Finalmente, los cambios en las bandas interanual y anual se pueden asociar a los procesos de interacción entre el océano y la atmósfera y a las pequeñas fluctuaciones de la insolación, como las manchas solares, aunque aún no se ha podido encontrar una relación concluyente entre ellas y el clima. Durante el último milenio el dima mundial ha fluctuado significativamente, modificando completamente la forma de vida de las sociedades; por ejemplo, en el periodo de 1000 a 1200 d.C. se observó un calentamiento en el hemisferio norte (con un incremento en la temperatura del orden de 2 a 3 ºC) en países como Noruega y Groenlandia, los pobladores sembraban cereales y criaban ganado. En el suroeste de Estados Unidos (y probablemente en el noroeste de México), se registró una mayor cantidad de precipitación; se cree que el aire cálido y húmedo del golfo de México, pudo penetrar más fácilmente hacia el oeste de América, pues las celdas de circulación de la atmósfera tropical estaban más extendidas hacia el norte. Este también fue un periodo en el que la cultura mexicana se



extendió hacia el norte, posiblemente facilitado por un clima más tropical lluvioso y menos árido. El nivel medio del mar se estima en cerca de 0.5 m por arriba del actual. De 1200 a 1450, se inicia el descenso de la temperatura, disminuyendo el nivel medio del mar por cerca de 11. 5 m, detectándose condiciones relativamente secas y frías en el suroeste de Estados Unidos (y posiblemente en el noroeste de México). Posteriormente, vino una pequeña era glacial, entre los años de 1450 a 1800, durante la cual algunos ríos del norte de Europa se congelaron, haciendo muy difícil la vida y la economía de esos países, además de que ocurrieron importantes cambios en el desarrollo de los países europeos y americanos. En escala planetaria, los cambios climáticos pueden ser descritos con relativa confianza a partir de mediados del siglo XIX; desde entonces hasta la década de 1880, la temperatura global era menor que ahora, la precipitación era más abun dante en muchas regiones y la circulaci6n atmosférica fue aparentemente más vigorosa. Del periodo de 1860 a 1940 (80 años), la temperatura global aumentó cerca de 0.3ºC, manteniéndose estable entre 1940 y 1970, para después incre mentarse rápidamente de 1970 a fines del siglo XX (30 años), como se observa en la figura 156.

Tendencia de la tamperatun. global

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0.S

1860

1880

1900

1920

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1960

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Figura 156. Tendencia de la temperatura global (aire y superficie del océano). De 1860 a 1940 {80 años) la

temperatura aumentó cuca de 0.3 ºC; de 1970 a 1990 (20 años) la temperatura aumentó también cerca de 0.3 ºC.


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global en una fracción de grado en unos cuantos años. Algunos investigadores han asociado este polvo volcánico a la formación de nubes cirros, aumentando el albedo terrestre y defecto de enfriamiento. Por ejemplo, el calentamiento global observado entre 1920 y 1930 se ha asociado en parte a la ausencia de erupciones volcánicas violentas en ese periodo, mientras que la relativa estabilidad de la temperatura se asocia a varias erupciones volcánicas de importancia. e) Cambios en la radiación solar. Hasta hace unas cuantas décadas, se creía que las variaciones en la radiación solar (ultravioleta y visible), asociadas a las manchas solares, tenían muy poco efecto en el clima terrestre. A partir de las observaciones satelitales y de cohetes de altura, se ha podido detectar que tanto la atmósfera supe rior como la ozonosfera, reaccionan a la actividad solar. Hoy en día, se desarrollan varios proyectos para investigar los efectos en la troposfera y la superficie terrestre de las variaciones en el campo de radiación solar. Algunos resultados científicos recientes han sugerido que la luminosidad solar varía en escalas temporales del orden de 50 a 100 años, y que estas variaciones en radiación solar, pueden ser responsables de una buena parte del cambio de la temperatura en escala global. Otros estudios sugieren que las variaciones del ciclo solar de 11 años, coincide con variaciones en la luminosidad solar. Si el ciclo solar controlad clima terrestre, entonces el cambio en la luminosidad solar deberá preceder los cambios en la temperatura del sistema climático terrestre y se podría calcular el desfase temporal de este efecto retardado. d) Cambios en la composición atmosférica. Algunos de los principales gases, como son el vapor de agua, el bióxido de carbono y el ozono, están directamente relacionados con las causas de un cambio climático. El vapor de agua varía continua mente como resultado de los cambios en la circulación de la atmósfera y de los océanos como procesos naturales, por lo que el cambio de este elemento no se puede considerar como una causa primaria en el cambio del clima, sino más bien como una consecuencia. Por su parte, el contenido de bióxido de carbono en la atmósfera ha estado aumentando continuamente como resultado de la combustión de los hidrocarburos desde principios del siglo XX. Se cree que el efecto neto del aumento de este elemento en la atmósfera, está asociado al calentamiento global desde 1880. También se cree que el calentamiento continuará incrementándose a

339 Copyrig tcd rnatorial

lntroducc•ón a la meteorología

medida que continúe el consumo de los hidrocarburos. Los cambios en la concentra ción del ozono en la estratosfera, causados por productos químicos industriales, tales como los clorofluorocarbonos, pueden ser relevantes para la mayor entrada de radiación ultravioleta al sistema terrestre. Ya se han presentado los conceptos básicos sobre la composición y estructura de la atmósfera (véase capítulo 1) y sobre el balance radiativo del sistema terrestre (véase capítulo 2). En este capítulo nos planteamos la posible relación entre las variaciones de la composición de gases atmosféricos y su relación con el efecto de invernadero, así como su impacto en el cambio global del clima. El clima de la Tierra depende del balance de radiación global, esto es, de cómo la radiación solar incidente es reflejada y absorbida por el sistema terrestre, y de cómo la radiación terrestre es emitida y absorbida por la superficie y la atmósfera terrestres. Existen muchos factores naturales y antropogénicos que están afectando la composición atmosférica: entre los factores naturales se cuentan la actividad solar, la actividad volcánica, los procesos químicos, la erosión del suelo y la actividad biológica de animales y vegetales. Por otro lado, entre los factores antropogénicos (es decir, de origen humano) que están cambiando la composición atmosférica, se encuentra principalmente la quema de materiales fósiles y la deforestación, que contribuyen al incremento de varios gases contaminantes, así como el uso de clorofluorocarbonos que están destruyendo el ozono atmosférico. Además de estos conocidos factores, se cree que hay otras formas de contaminación atmosférica derivada de las actividades humanas. e) Efectos del albedo. Como se discutió en el capítulo 2, el albedo se mide por la cantidad de energía radiante del Sol que es reflejada por las nubes y la superficie del agua y la tierra. Los satélites mantienen un monitoreo continuo de la razón de calentamiento de la superficie terrestre; los instrumentos a bordo, miden la radiación infrarroja de onda cona, la que proviene del Sol y la que sale de la Tierra y la atmósfera. El promedio del albedo terrestre se estima del orden de 29 a 34%. Debido al alto albedo de las nieves, el incremento de éstas afectará considerablemente el clima y la temperatura promedio de la Tierra; la presencia de más desiertos tendrá el mismo efecto; el incremento en la deforestación también tendrá un efecto considerable en el albedo. 340 Ccpyrigrted material

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VARJACIÓN EN LA CONCENTRACIÓN DE LOS GASES DE INVERNADERO Un invernadero se puede definir como un lugar aislado con un techo de láminas de vidrio que permiten que la radiación solar (luz visible) penetre dentro del lugar, pero no permite que la radiación infrarroja (calor) salga del lugar; por lo que el invernadero podrá recibir más calor del que emite y en consecuencia aumentar su temperatura. La atmósfera de nuestro planeta funciona de una forma similar al lugar aislado con vidrios, de tal manera que los constituyentes atmosféricos controlan la radiación solar que entra al sistema terrestre y el calor que sale al espacio exterior. Existe un efecto de invernadero natural (es decir, dado por el conjunto de gases atmosféricos de invernadero) que mantiene "cálido" al sistema terrestre, a una temperatura aproximada de 33ºC, por arriba del valor que tendría en caso de no existir la atmósfera. En una atmósfera perfecta, sin los gases de invernadero y transparente a todas las longitudes de onda de los espectros electromagnético solar y terrestre, la temperatura promedio de la Tierra sería del orden de 255ºK (18ºC); con los gases de invernadero se impide el paso libre del calor, por lo que la temperatura promedio global aumenta aproximadamente a 288ºK (lSºC) [véase el capítulo 2]. Debido a distintas actividades humanas y a los procesos naturales, las concentra ciones de los gases de invernadero han estado cambiando, es más, durante los últi mos decenios, la industrialización ha creado otros gases de invernadero que también están contribuyendo al cambio en el balance de radiación en el sistema terrestre, es decir, al cambio tanto de la radiación solar que entra a la Tierra, como la radiación terrestre que sale del sistema. Obviamente, al cambiar por procesos naturales o antropogénicos, la estructura de la atmósfera, el océano o la tierra, puede romperse este balance de calor y entonces generarse un aumento (o disminución) de la temperatura en el sistema climático. Los constituyentes atmosfé.ricos para aire seco al nivel del mar, se muestran en el cuadro 1 (del capítulo 1). Esta composición es representativa de la atmósfera desde la superficie hasta aproximadamente los cien km de altura; los gases de invernadero más comúnmente identificados son: vapor de agua �O), bióxido de carbono (COJ, metano (CH.), óxido nitroso (N20), ozono (OJ y dorofluorocarbonos (CFC). Cada gas atmosférico, con una estructura molecular definida, es capaz de absorber



Otra característica es que algunos constituyentes atmosféricos son más eficientes que otros gases en la absorción de radiación; el CH4 y el N2 O, por ejemplo, absorben mucha más radiación por cada molécula que el vapor de agua o el C02• Consecuentemente, pequeños volúmenes de CH4 y N20 pueden causar un efecto de invernadero más intenso que considerables volúmenes de C02• Los CFC también son responsables del bloqueo de una parte del espectro electromagnético de radiación solar, que no es afectado por otros constituyentes atmosféricos, y que obviamente no sería afectado si no existieran los CFC en la atmósfera. Los CFC son potencialmente negativos para el efecto de invernadero, pues destruyen las moléculas de 03 que bloquea la radiación UV solar. Este efecto, también se puede aplicar al óxido nitroso (N20), que puede reaccionar en la estratosfera para formar óxido nítrico (NO) que cataliza el rompimiento del 03• Estimaciones recientes sugieren que los desechos de las ciudades modernas (materiales orgánicos e inorgánicos) pueden ser importantes en la generación de gases de invernadero, principalmente en la generación de metano, CH4• A partir de estas estimaciones, unas 70 toneladas/año de desechos urbanos pueden generar cerca de 2.5 veces más metano que el generado por combustión de gasolina; 5 veces más que las fuentes industriales y 1.5 veces más que la deforestación. Con respecto del co2, los desechos de las ciudades son despreciables en comparación a las fuentes de combustión de fósiles; los desechos representan aproximadamente 1 % de la combustión de fósiles y quizás entre 1 o/o y 2% de la deforestación. El CH4 es de 20 a 40 veces más efectivo en absorber radiación que el C02• Hoy en día, 65 % del efecto de calentamiento se debe principalmente al vapor de agua, con 32 % al C02• Estos gases absorben la mayor parte de la radiación de onda larga, con longitudes de onda mayores de 15 mm y menores de 8 mm. Sin embargo, una molécula de CFC es casi 10 000 veces más eficiente para atrapar calor, que una molécula de C02, esto es debido a que los CFC absorben energía de longitud de onda entre los 8 y 12 mm, donde el C02 y el �O son transparentes, por lo tanto, un pequeño incremento en la cantidad de moléculas de CFC, producirá un mayor impacto en la absorción total de calor que un aumento similar en las moléculas de CO2• Las mediciones de concentraciones de aire atrapado en los casquetes polares, indican que las concentraciones de los gases de invernadero se han incrementado cerca de 25 o/o a partir de 1850.


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concentración de ozono estratosférico está afectada por las estaciones del año, la latitud y los distintos fenómenos meteorológicos que pueden entrar a la estratosfera. El 03, además de jugar un papel muy importante en el balance radiativo y de calor en el sistema terrestre, tiene también una gran importancia en la vida, pues impide que una gran parte de radiación ultravioleta logre penetrar hasta la superficie terrestre. El ozono atmosférico tiene un papel muy importante en la fotoquímica de la estratosfera y de la baja troposfera, y también afecta el balance radiativo. En condiciones naturales, este balance se mantiene estable; sin embargo, en los últimos años se ha observado que la influencia del hombre está interfiriendo con este balance natural. Esto se ha manifestado en varias formas, de las cuales la primera se asoció al vuelo de aviones supersónicos en la estratosfera, emitiendo grandes cantidades de NO y N02, y favoreciendo la ocurrencia de las siguientes reacciones químicas: Se ha descubierto, mediante las observaciones satelitales de los últimos años, que la

N0+03 �N02 +02

N02 +O� NO +02 capa de ozono estratosférico está variando. Desde 1970, durante septiembre y octubre, un agujero gigante como del tamaño de los Estados Unidos, se abre en la capa de ozono sobre la Antártida {véase figura 159).

Fipra 159. Esquema de la presencia del hoyo de ozono. Alrededor de 25 km arriba de la superficie de la Tierra, la capa de ozono filtra las radiaciones ultravioletas del Sol, protegiendo la vida terrestre. Se lun observado varios hoyos en la capa de ozono, pero el más importante y significativo es sin duda el que se encuentra sobre la Antártida, por las condiciones meteorológicas paniculares de esa región. Probablemente los gases clorofluorocarbonos son los causantes de la disminución de ozono en la estratosfera.


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trópicos y los subtrópicos, conocido como los vientos alisios, están asociados a un transporte neto del agua superficial hacia el oeste, generándose corrientes oceánicas en dirección del este al oeste, las cuales son progresivamente calentadas por la radiación solar. Para compensar este proceso, se desarrollan corrientes ascendentes en la parte oriental de los océanos tropicales, los cuales llevan agua fría del fondo a la subsuperficie de los océanos. El agua marina es muy salina, por lo que en regiones cálidas de alta evaporación se observa una salinidad relativamente alta, mientras que en las regiones frías con poca evaporación, la salinidad es relativamente baja. Esta distribución espacial de la salinidad y la temperatura del mar, da por consecuencia un patrón de circulación en las profundidades de los océanos muy diferente de la observada en la superficie. Este flujo vertical y horizontal en tres dimensiones se conoce como la circulación termohalina de los océanos, que se deriva de los gradientes de densidad (el agua es más densa, mientras más salina y fría; y menos densa, mientras más cálida y menos salina). El agua muy salina y densa puede descender muy profundo, iniciándose un movimiento horizontal en la profundidad en que se alcanza el equilibrio hidrostático. En la figura 160 se presenta un esquema de la circulación termohalina de los océanos, donde el sistema transporta agua y calor alrededor del mundo. El ciclo puede ser visualizado con un principio en el Atlántico del norte, donde el aire frío y seco del Ártico extrae calor y humedad de la superficie oceánica, incrementándose la salinidad y densidad de las masas de agua. El agua se sumerge y fluye al sur, esta corriente de agua profunda fluye hacia el este, bordeando el sur de África y Australia, surgiendo a la superficie en el Pacifico norte, transportando el calor desde la región índica y asiática hacia el Pacífico americano. Estas aguas, relativamente cálidas y poco salinas, van de regreso hacia el Atlántico en niveles de profundidad de unos cuantos cientos de metros. Es muy posible que las alteraciones interdecadales en la circulación termohalina de los océanos sea una causa importante en el cambio global que se ha observado en el clima de los últimos decenios. Esta variación en la circulación termohalina se ha detectado en el océano Atlántico en la forma de un cinturón de corrientes convectivas; cuando estas corrientes convectivas se intensifican, fluyendo con mayor fuerza que lo normal, se observan variaciones en el campo de temperatura de las


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mar tiende a disminuir, por lo que se presentan condiciones contrarias a las de el fenómeno de El NiñoOscilación del Sur. Un enfriamiento de este tipo parece haber ocurrido durante los periodos de 18701899 y 19431968, cuando se observó que la temperatura superficial global tuvo un decremento. A partir de 1975, ocurrieron otros cambios que posiblemente marcaron el cese del transporte de masas de agua cálida a niveles intermedios en la circulación ter mohalina de los océanos. Otro dato importante es que las aguas intermedias del Atlántico norte y del Pacífico norte, a profundidades de entre 500 a 3 000 m, se han estado calentando a una razón del orden de 0.2 ºC durante el periodo de 1957 a 1981, aunque se cree que el calentamiento empezó alrededor de 1940, coincidente con las anomalías en la superficie del océano. En consecuencia, parece ser posible que el aire superficial no se calentó durante el periodo de 1940 a 1975 (35 años), fue simplemente que la circulación termohalina de los océanos usó ese calor ganado por el efecto de invernadero, para intensificar el cinturón transportador y calentar las aguas intermedias y profundas del Atlántico. Por el contrario, ruando las corrientes convectivas en el Atlántico se debilitan, se crea un enfriamiento de las aguas superficiales del Atlántico norte, disminuyendo drástica mente la evaporación y consecuentemente la precipitación regional y la formación de tormentas y huracanes en el Atlántico tropical. Es durante estos periodos cuando el Sahel africano experimenta terribles sequías y cuando ocurren fenómenos de El NuioOscilación del Sur, pues la temperatura superficial del Pacífico se incrementa, como parece haber ocurrido durante el periodo de 1976 a fines del siglo XX. La consistencia en la variación de los parámetros meteorológicos básicos, que son asociados con cambios globales de la temperatura de la superficie, sugieren una relación efectocausa directa, Es muy probable que la mayor parte del calentamiento global que ha tenido lugar desde fines de 1960, haya sido causado por alteraciones en la circulación termohalina de los océanos, que posiblemente ha siclo causada por el debilitamiento de la circulación convectiva en el océano Atlántico. Se ha observado un drástico incremento en la frecuencia e intensidad en el evento El NiñoOscilación del Sur, desde finales de 1960, coincidente con el debilitamiento de la circulación convectiva en el Atlántico norte, quizás debido a grandes incrementos de agua dulce durante ese tiempo. Debe recordarse que los



eventos ENOS fueron relativamente menos frecuentes y menos intensos durante el periodo de 1943 a 1967, coincidente con una condición intensa de la circulación convectiva en el Atlántico. Por lo tanto, puede ser que el calentamientoglobal de la temperatura superficial del aire, observado desde finales de 1960, no es más que una consecuencia de las alteraciones interdecadales de la celda convectiva en el océano Atlántico del norte y de las teleconecciones naturales de ese fenómeno.

AUMENTO DEL NIVEL MEDIO DEL MAR

Los modelos simples que se están usando en la actualidad para calcular el incremento en el nivel del mar que se espera, asociado al aumento de la temperatura global y al consecuente derretimiento de los glaciares y nieves, estiman un aumento promedio del orden de 6 cm por década durante el siglo XXI. El aumento pronosticado para el año 2030 es de poco menos de 20 cm, y de cerca de 65 cm para el fin del siglo XXI. Las expectativas son de que el aumento del nivel del mar será de 3 a 6 veces más rápido que el observado en los últimos 100 años (véase figura 161). 120 100 80

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Ana. Fig,tra 161. Estimaciones del incremento del nivel del mar debido al calentamiento global esperado. La curva intermedia india la mayor probabilidad, mientras que las curvas superior e inferior indican una estimación muy alta y una muy baja, respectivamente.


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Incluso, con el mejor control posible en la emisión de los distintos contaminantes durante las próximas décadas, tanto la temperatura global como el nivel medio del mar, continuarán aumentando. Todo esto simplemente porque tanto la atmósfera, los océanos, como la criosfera, toman un cierto tiempo para ajustar su balance. Por ejemplo, si el incremento en la concentración de los gases de invernadero fuese suspendido en el año 2030, el nivel del mar continuaría aumentando, desde 2030 a 2100, tanto como habrá aumentado durante el periodo de 1990 a 2030.

COBERTURA DE LAS NUBES

Una de las grandes incertidumbres que afecta las predicciones del cambio global del clima, está asociada al comportamiento de las nubes y a su respuesta al cambio global. Las interacciones nubeclima pueden ser particularmente intensas en las regiones de latitudes tropicales, donde tanto la temperatura del mar como la radiación solar, son muy grandes durante todo el año. Algunos estudios han confirmado la correlación entre la TSM, y la nubosidad (cantidad y altura), notándose en particular una alta correlación en los océanos tropicales. Se puede definir un super efecto de invernadero cuando un aumento de la TSM permite una mayor evaporación y formación de nubes, reduciendo la emisión de longitud de onda larga al espacio y, por consiguiente, incrementándose la temperatura global. Por el contrario, el efecto de termostato se refiere a que una mayor nubosidad aumentará el albedo, reflejando una mayor cantidad de radiación solar y en consecuencia disminuyendo el calentamiento de la superficie

del mar. El efecto de termostato se basa en la comparación de periodos cálidos y fríos

del océano Pacífico tropical; mientras que el super efecto de invernadero puede ser visto como variaciones estacionales y latitudinales del clima actual. Ambos efectos se relacionan con cambios en la insolación neta sobre la superficie terrestre. Los resultados de modelos teóricos sugieren que aunque el efecto de termostato logra ra detener el efecto de super invernadero en un futuro cercano, para ese entonces la TSM de los océanos tropicales se habrá elevado unos 5 o 6 ºC por arriba de su valor actual, lo que implicaría un aumento global del orden de 7 a 9 ºC, debido a la


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(ºC) sobre los océanos tropicales.

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Temperatun de la superficie del mar Figur« 163. Variación de la rad.iaci6n de onda (Wm1 mm1) en funci6n de la temperatura superficial del mar (ºC) sobre los océanos tropicales.



globales del clima, se encuentra que conforme los gases de invernadero aumentan, casi todos los modelos predicen que el campo global de nubes debe disminuir y que la altura de las nubes debe aumentar. Tanto los estudios observacionales, como de modelación, muestran que la cobertura de nieve es un factor importante en el balance radiativo terrestre, principalmente por el efecto que tiene de aumentar el albedo superficial. Algunos modelos globales sugieren un calentamiento en aquellas regiones que se caracterizan por una cobertura de nieve muy efímera. Por lo mismo, se ha sugerido que la cobertura de nieve puede ser un índice útil para la detección y el rnonitoreo del cambio climático. Algunos de los problemas asociados al monitoreo de la nieve con imágenes de infrarrojo, son los siguientes: 1) La imposibilidad de detectar la cobertura de nieve con poca iluminación solar o con cielos nublados; 2) La subestimación de la cobertura de nieve en zonas boscosas; 3) las dificultades para diferenciar la nieve de las nubes en zonas montañosas; y 4) el desconocimiento de la profundidad de la cobertura de nieve.

RE.SUMEN

Durante los últimos años se ha incrementado el interés en el cambio global del clima. De manera similar, también han aumentado los bancos de datos, documentando el cambio global; desgraciadamente, la compilación incluye bancos de datos de distinto origen y formatos, lo cual hace muy difícil para los investigadores la rápida comprensión de los mismos. La concentración de gases de invernadero en la atmósfera ha aumentado rápidamente durante las últimas décadas. La mayoría de las simulaciones y escenarios sobre el cambio del clima, sugieren que los campos de temperatura, precipitación y presión atmosférica, entre otros, estarán asociados a este fenómeno. Muchos investigadores han examinado el registro mundial del clima de los últimos cien años, tratando de detectar el cambio en el efecto de invernadero. En el mejor de los casos, la mayor parte de estos estudios han detectado solamente una pequeña tendencia de largo periodo de tales variables; por lo que la conclusión,


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hasta d momento, es que si el aumento en la concentración de gases ha impactado al efecto de invernadero, esto se ha presentado de una fonna relativamente pequeña. Por otro lado, los registros del clima pueden tener problemas que limiten su confiabilidad y uso en el estudio del cambio del clima. La teoría del efecto de invernadero es bien aceptada y predice que el incremento continuado en los gases de invernadero, dará por resultado un aumento en el calentamiento de la Tierra, Aunque en el presente no hay un modelo del clima que pueda explicar comple tamente este fenómeno, se piensa que éste puede ser mejor entendido si se considera la circulación termohalina de los océanos. Durante muchos años, ha sido aceptado que los océanos tienen un papel muy importante en la regulación de la temperatura superficial del aire. La capacidad calorífica de los océanos es enorme, así como su habilidad de absorber algunos gases de invernadero (principalmente el COJ de la atmósfera. Algunos estudios recientes han sugerido que el calentamiento global, asociado posiblemente al aumento en la concentración del C02 y otros gases de invernadero, pueden inducir el crecimiento de la capa de hielo en el hemisferio norte. El mecanismo para explicar este fenómeno se asocia al hecho de que a mayor temperatura, el aire tiene una mayor capacidad de contener vapor de agua, lo cual podría resultar en un aumento en la precipitación en forma de nieve en el hemisferio norte; sin embargo, resultados obtenidos con modelos acoplados climahielo, muestran que el aumento de la precipitación en forma de nieve durante el invierno, no sería suficiente para sobreponerse o exceder el derretimiento del hielo y nieve durante el verano. Las tendencias de largo periodo y las variaciones interdecadales son fuentes importantes de información para el estudio del cambio global. Estas variaciones interdecadales del clima están aparentemente asociadas a las variaciones del transporte meridional de calor por la circulación termohalina en el océano Atlán tico. El aumento de transporte atmosférico de calor hacia los polos, asociado a una disminución en el transporte oceánico de calor, parece haber dado como consecuencia una fluctuación interdecadal en la circulación atmosférica antes y después de 1970. Algunos ejemplos de esta fluctuación se han reportado en la



literatura: por ejemplo, la temperatura superficial del mar, la circulación atmosférica a los 500 mb en latitudes altas, patrones de lluvia en los trópicos y número y finalmente, frecuencia de los ciclones tropicales.


.. Apéndice A Historia de la meteorología


HISTORIA DE LA METEOROLOGÍA

La historia de la meteorología está muy relacionada con la evolución de las ciencias físicas y químicas, así como con el avance de la astronomía y la tecnología, pues en el caso particular de la investigación de la atmósfera, ésta se ha basado en el registro y observación desde diversas plataformas y sensores remotos, como son la radiosonda, globos, aviones, satélites, etcétera. En este apéndice me concentro en los científicos y sus descubrimientos, prestando menor atención a los complicados inventos e instrumentos que permitieron el avance de la meteorología; no me propongo hacer un análisis exhaustivo de todos los eventos históricos, por lo que el lector encontrará que faltan muchas cuestiones y personalidades que de una u otra manera participaron en la formación de la meteorología. La historia de la meteorología se puede subdividir en tres grandes etapas: 1) la etapa prehistórica, mitológica y de la edad media, en la que el hombre creía que los fenómenos naturales eran mensajes y castigos de los dioses; 2) la etapa de la observación y descubrimientos científicos, en la que el hombre logro superar las creencias religiosas y filosóficas para basar su conocimiento en la observación y análisis detallado de los fenómenos naturales y; 3) la etapa de modernización tecnológica, en la que el hombre se apoya en los avances de la tecnología, para investigar las causas de los fenómenos meteorológicos, así como los posibles escenarios futuros.

Los PRIME.ROS PASOS: PREHISTORIA, MITOLOGÍA Y EDAD MEDIA El hombre prehistórico fue, por necesidad de supervivencia, un observador de su medio ambiente y los distintos fenómenos atmosféricos eran considerados como mensajes o castigos de los dioses. El hombre de aquellos días se conformaba con aceptar los beneficios o perjuicios asociados, pero sin cuestionarse los mecanismos



o las causas de los fenómenos. No se conoce con exactitud cuándo comenzó la observación aplicada de los fenómenos meteorológicos, pero se puede suponer que fue en la misma época en que se desarrolló el cultivo extensivo de la tierra; es decir, cuando la agricultura fue inventada, la que parece haber comenzado en el año 5 000 a.C. El hombre prehistórico de esa época debió haber tomado en cuenta los factores meteorológicos y climáticos, tales como la lluvia y la temperatura, para su producción agrícola y para escoger su hábitat. En la antigüedad, sin las distracciones sociales de la época moderna (cines, teatros, televisión, etcétera), el hombre primitivo sólo podía "divertirse" observando su medio ambiente, el cielo o las estrellas, de ahí que tenía mayores probabilidades de conocer más y mejor los fenómenos naturales que el hombre moderno. El hombre antiguo probablemente atribuyó poderes sobrenaturales a los cuerpos celestes. En el Antiguo Testamento se puede ver a Jehová apareciéndose ante Moisés rodeado de una tormenta de arena y acompañado de relámpagos. Sin embargo, muchos de estos brujos y profetas, observadores y pronosticadores del estado del tiempo, eran continuamente perseguidos hasta la muerte, pues sus conocimientos de la naturaleza atentaban contra las creencias religiosas de esas épocas. El hombre primitivo fue un geógrafo y geólogo práctico y estuvo siempre percepti vo a todo lo que sucedía a su alrededor; no es, pues, ilógico suponer que estuvo muy bien informado de las características de los fenómenos naturales que lo afectaban, de modo que los podía usar para su beneficio, tales como un suelo fértil, agua corriente y limpia, un clima agradable, etc.étera. Antes de que las comunidades humanas, basadas en la agricultura, en el comercio y la industria se establecieron, cada hombre era artífice de todas esas actividades simultáneamente. El hombre primitivo estaba obligado a ser un "milusos" y cada mañana salía de su refugio con la incertidumbre de no conocer el clima que se manifeswía durante el día. El tiempo meteorológico tendría gran importancia para las actividades diurnas y podría haber sido un factor determinante para la alimentación e incluso para la supervivencia de ese hombre prehistórico. Aunque no se tenían instrumentos de observación y registro, pudo predecir con bastante precisión los cambios a corto plazo, dentro del círculo geográfico de su dominio. Fue también un climatólogo empírico que tuvo conocimiento de las características de su región y de las diferencias cíclicas de las estaciones.


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Puede suponerse que el hombre antiguo abrigó pensamientos y temores sobre las fuerzas naturales (geofísicas y atmosféricas) que continuamente afectaban su hábitat. Pudo ver los efectos de los huracanes y de las tormentas e inundaciones sobre la tierra y el mar; el efecto de los terremotos y las erupciones volcánicas, etcétera. Tocio esto lo asociaba a la cólera o buen humor de sus dioses. Las culturas antiguas, como la de los babilonios, buscaron una explicación a los fenómenos atmosféricos en la posición y movimiento de las estrellas y la Luna. Los antiguos gustaban de considerar el proceso del descubrimiento como la inspiración de las musas o la revelación de los dioses del cielo, fue así como nació el mito. Las fuerzas de la naturaleza fueron personificadas y deificadas; los profetas y magos de las culturas primeras, asociaban el tiempo atmosfé rico con el estado anímico de sus dioses. Los griegos y romanos creían por ejemplo Zeus el dios de los cielos y el mundo, que cuando se enojaba desencadenaba las tempestades y lanzaba rayos a sus enemigos o a los mortales. Así también creían que Eolo era el dios que controlaba los vientos y Eos, la diosa de la hermosa aurora. En la mitología escandinava, Torera el dios del trueno y los relámpagos y Frey, el dios de la lluvia y la luz, y ellos eran quienes controlaban las tormentas, el viento y demás fenómenos atmosféricos. En la mitología egipcia, Sati, la diosa del aire y del cielo, creaba los relámpagos. En la mitología inca, Chuychu era la diosa del arcoiris y Humanchuri el dios del trueno. En la mitología maya, Chac era la diosa de la lluvia y Huracán el dios del viento y el trueno. En la mitología azteca, Tláloc era el dios de la lluvia y el rayo. La civilización griega dominó la mayor parte de la región mediterránea durante unos mil años antes del nacimiento de Cristo. Los mitos griegos figuran entre los más bellos y sofisticados de nuestra herencia cultural, pero fueron ellos quienes introdujeron el camino opuesto de la observación cienúfica del universo. Desde el punto de vista de sus pensadores, el universo era una máquina gobernada por leyes inflexibles; así pues, los filósofos griegos se entregaron desde entonces al excitante ejercicio intelectual de tratar de descubrir hasta qué punto existían realmente leyes de la naturaleza.. Fue quizás el poeta Hesíodo {siglo VIII a.C.) quien alrededor del año 750 a.C. publicó las primeras reglas para el pronóstico del tiempo, mientras que el gran médico Hipócrates (460377 a.C.) escribía sobre los efectos



del clima en la salud humana. La palabra meteorología fue inicialmente empleada por los filósofos griegos Platón (427347 a.C.) y muchos años después Plutarco (46120 d.C), dán.dosele el significado de "lo que existe entre el cielo y la tierra". Posteriormente, Aristóteles (384322 a.C.) formalizó esta concepción en sus libros sobre la naturaleza. Particularmente en su Tratado de meteorologla (escrito en el año 340 a.C.) donde estudia los fenómenos atmosféricos. Es a partir de este trabajo que se derivó el nombre de esta ciencia,

Aproximadamente en el año 600 a.C., Tales (624547 a.C.) fue el primero en afrontar este reto, estableciéndose en la ciudad turca de Milete para iniciar profundas observaciones de la naruraleza. Fue el primero en predecir un eclipse de Sol en el año 585 a.c. El filósofo y astrónomo Anaximandro (610547 a.c.) definió el viento como el aire en movimiento y señaló las épocas de los equinoccios y los solsticios. Hacia el año 450 a.C. el centro de la vida intelectual griega se estableció en Atenas, donde alcanzó su mayor nivel. Posteriormente, en el siglo m a.C., con la conquista de Egipto por Alejandro Magno (356323 a.C.), se inició un éxodo de eruditos y profesores hacia la ciudad de Alejandría. Los famosos griegos: Sócrates (470399 a.C.), Platón y Aristóteles, fueron los artífices en el avance de la filosofía, la ética, la lógica y el gobierno. Esto hizo que la descripción y explicación de los fenómenos naturales se basara en la lógica más que en el análisis experimental y científico. Esta nueva forma de estudiar el universo fue denominada por los griegos pbilosopbia (filosofía), voz que significa amor al conocimiento o simplemente deseo de conocer. Los primeros avances en el conocimiento de la naturaleza fueron en la astrono mía; algunos filósofos, como Aristóteles, creían que la Tierra era el centro del uni verso y que todos los cuerpos celestes, considerados como esferas, se movían alrededor de ésta. Tales afirmó que la substancia fundamental del universo era el agua., diciendo que todo nace del agua; Anaxímenes (560500 a. C.) a su vez sostenía que el aire era el elemento básico a partir del cual se formaron todas las substancias. Un siglo después, Heráclito (576480 a.C.) consideró que era el fuego el elemento más importante; Empédocles (485430 a.C.) agregó el elemento tierra y pensó que junto con el agua el aire y el fuego eran los cuatro elementos que constituían el universo. Aristóteles se apropió de la teoría de Empédocles, imaginando el mundo 366 Ccpyrigrted material

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formado por cuatro capas que constituían los cuatro elementos ele la materia: tierra (esfera sólida);.ag\la (océanos); aire (atmósfera) y fuego, atribuyéndoles propiedades fundamentales: húmedo, seco, frío y caliente, más allá de estas cuatro capas, se encontraba el éter. Incluyó la noción de que un elemento podría convertirse en otro, como el agua líquida en vapor al hervirse. El astrónomo Heráclito del Ponto (388 315 a.C.) propuso que la Tierra giraba diariamente sobre su propio eje y que los movimientos diurnos de las esferas celestes eran aparentes y no reales. El astrónomo Aristarco de Samos (siglo m a.C.) adelantó la notable visión de que el universo era heliocéntrico, es decir, que el Sol está en el centro y que todos los cuerpos celestes giran a su alrededor. El filósofo Teofrasto (372287 a.C) escribió el primer libro sobre pronóstico del estado del tiempo, llamado el Libro de los signos, el cual consistió de 200 reglas de observación para apreciar signos en el tiempo atmosférico que sirvieran de base para predecirlo. Estas ideas geniales no prosperaron debido a que los hombres de esos días se negaban a aceptar que no ocupaban el centro del universo. Los griegos se vieron frenados en la comprensión de la naturaleza y la energía por su gran resistencia a la experimentación y por la gran escasez de instrumentación adecuada. La idea de que la materia (sólidos, líquidos y gases) estaba compuesta de panículas invisibles e indivisibles, parece haber sido propuesta por los filósofos griegos Leucipo (siglo V a.C.) y su discípulo Demócrito (460370 a.C.), quienes creían que los átomos de un elemento eran diferentes a los de otros elementos, aunque otros filósofos creían que la materia era un continuo. Demócrito, que no estaba de acuerdo con la idea de los cuatro elementos básicos de Empédocles y Aristóteles, creía que los cambios físicos se producían según la descomposición y recombinación de los átomos de distintos elementos. Aristóteles fue uno de los filósofos que rechazó la teoría atómica, lo cual impidió el avance de la física por varios siglos. Sin embargo, no todos los estudiosos griegos estaban cerrados al progreso de la ciencia. El matemático y físico griego, Arquímedes (287212 a.C.) hizo grandes avances en el conocimiento de la naturaleza, introdujo el concepto de densidad de una substancia, es decir, el peso por unidad de volumen de una substancia es en general diferente al peso por unidad de volumen de otra substancia. Posteriormente, con esta idea se pudo identificar a los distintos elementos.



El principio de Arquímedes dice que "un cuerpo sumergido o flotando en un fluido es empujado hacia arriba o sostenido por una fuerza igual al peso del fluido desalojado". "Dame un punto sobre el cual pueda apoyar una palanca y moveré al mundo", esta frase, junto con la palabra "eureka" son atribuidas al gran sabio Arquímedes. Más tarde, Herón de Alejandría (siglo mn a.C.), ingeniero e inventor griego, al usar el principio de Arquímedes, demostró la compresibilidad del aire, reforzando las ideas atomísticas de Demócrito. Herón es conocido por la invención de la primera máquina de vapor, la "eolípila", que se basa en la evaporación del agua y su fuerza impulsora. La máquina de Herón consiste de una esfera apoyada en su eje, de manera que pueda girar; en el interior de la esfera se tiene agua que se calienta hasta la ebullición, el vapor de agua al salir por dos tubos colocados en costados opuestos de la esfera, hace que gire a gran velocidad. Éste fue quizás el primer invento que relacionó el cambio de fase del agua con la generación de energía cinética. El astrónomo y matemático griego Conón (300 a. C ?) preparó un calendario donde señaló los ortos y ocasos de las estrellas e incluyó algunos pronósticos meteorológicos. Poco tiempo después, el astrónomo Claudio Ptolomeo (siglo II d.C.) escribió libros sobre el estudio de la geograña y el clima. El astrónomo griego, Hiparco de Nicea (190125 a.C.), llamado el padre de la astronomía, descubrió la precesión de los equinoccios. Los antiguos griegos no estuvieron tan acertados en sus conocimientos sobre las ciencias de la Tierra como lo estuvieron en física y en astronomía. No obstante, hicieron observaciones y registraron mucha información referente a la Tierra, los océanos y la atmósfera. Conocieron los efectos de la erosión debida al viento, sobre la superficie de la Tierra, y de los escurrimientos del agua de lluvia en la formación de nos y canones. Los griegos, romanos e hindúes usaron las veletas para señalizar la dirección de los vientos; la lluvia fue medida y registrada por los griegos y los hindúes, aproxima damente cinco siglos a.C. La predicción del estado del tiempo, particularmente para un periodo largo, era más bien parte de la astrología. Pero no todo era esperar los designios y sentencias de los dioses, por ejemplo: los romanos tenían muy claro que cuando se presentaban los truenos y relámpagos hacia el este, podían esperar ser favorecidos por los dioses, mientras que cuando estos fenómenos se I

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observaban hacia el oeste, significaba que los dioses estaban enojados en su contra; ahora, podemos explicar esto, ya que en esas latitudes normalmente los fenómenos meteorológicos se mueven del oeste al este. En realidad las ciencias atmosféricas fueron reconocidas hasta la invención de los instrumentos básicos, tales como el barómetro y el termómetro en los siglos xvn y xvm. Durante la edad media (3001400 d.C.) se dio gran impulso a la alquimia, que era favorecida por los reyes y señores feudales, buscando siempre el enriquecimiento y el desarrollo de la física aplicada a través de las máquinas y la ingeniería de guerra, principalmente por el interés de los distintos reinos y feudos para mantener un dominio sobre los pueblos más débiles. Únicamente los árabes fueron quienes desarrollaron nuevos descubrimientos cientÍficos. El concepto de peso específico (la relación entre el peso y el volumen unitario} fue resultado del trabajo del físico árabe, Al Hasan (9651039), quién además analizó los fenómenos de reflección y refracción de la luz y el efecto óptico del arcoiris. Durante el periodo de 300 a 1400 d.C., florecieron las religiones, particularmente la cristiana; al principio, la Iglesia prohibió la lectura de la filosofía natural de Aristóteles, pero en 1250, los clérigos y escolares habían aceptado las enseñanzas de Aristóteles. Pasaron varios siglos antes de que la Iglesia cesase de decir cómo pensar y qué creer respecto de la naturaleza. El matemático y físico inglés John Peckbam (12201292}, realizó numerosas investigaciones en meteorología y óptica --I' • atmosrenca,

La única voz progresiva que se pudo oir en todo este primer milenio después de Cristo, fue la de Roger Bacon (12141294}, quien fue un pensador inglés del siglo xm. Bacon estaba convencido de que no era suficiente estudiar y aprender de memoria la filosofía de los antiguos griegos, sino que era necesario experimen tar y razonar para descubrir la verdad de las cosas. Desgraciadamente, las ideas de Bacon eran muy radicales y sus contemporáneos lo encarcelaron durante 15 años. Sus libros e ideas sólo fueron aceptados 300 años después de su muerte; fueron Bruno (15481600), Galileo, Copérnico y otros, quienes usando las ense ñanzas de Bacon, pudieron desarrollar el método científico y el estudio sistemá tico de la naturaleza.


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siglo xvm cuando se tuvo la libertad de emplear este método científico por la gran mayoría de los investigadores. La filosofía popular, durmte la primera mitad del siglo xvm fue la de el filósofo ioglés,John Locke (1632V04) quien sostuvo que el individuo era producto de su medio ambiente y que el progreso del hombre solamente se ' por sus meJOras. . alcanz.ana Durante esta época se hicieron los principales descubrimientos de lo que se conoce como la mecánica clásica. El físico y matemático Isaac Newton (16421727) explicó el movimiento de todos los cuerpos (sólidos, líquidos y gaseosos), fundamenudo en los descubrimientos de Galileo y otros. Mediante sus tres leyes de movimiento y la ley de gravitación universal, ya no era necesario imaginar la existencia de fuerzas sobrenaturales para explicar el movimiento de los cuerpos. Hasta los tiempos modernos se consideraba el aire como una substancia simple y homogénea. A principios del siglo xvn, el químico flamenco, Jan Baptista van Helmont, empezó a sospechar que existía cierto número de pses químicamente diferenciados. van Helmont fue el primero en emplear el término gas. La concepción de Demócrito sobre la naturaleza atómica de la materia, no había recibido gran atención o apoyo, hasta que el químico y físico irlandés, Roben Boyle (16271691) investigó la compresibilidad del aire y comprobó que cuando la presión sobre UD gas aumenta, su volumen disminuye proporcionalmente. La ley de Boyle, propuesta en 1662, puede enunciarse así: "el volumen ocupado por una masa de gas, a tempe ratura constante, es inversamente proporcional a la presión que se ejerce sobre ella". Una explicación clara de está propiedad elástica del aire (y de la mayoría de los gases) es suponer que el aire está constituido por panículas materiales que están ampliamente separadas en UD espacio ocupado por la masa gaseosa; cuanto mayor es la presión, menor será el volumen, por lo que las partículas se aproximan más y más entre sí. Este histórico descubrimiento fue el primer paso de una serie de descubrimientos sobre la .materia que condujeron eventualmente al desarrollo de la meteorología como ciencia. La victoria de la ciencia moderna no fue completa hasta que se estableció un principio más esencial, es decir, el intercambio de información libre entre todos los cienúficos. Hoy en día no se considera ningún descubrimiento científico como tal si se mantiene en secreto. Roben Boyle, un siglo después de Niccolo de Tartaglia (15001557) y Jerónimo Cardano (15011576}



subrayó la importancia de publicar con el máximo detalle todas las observaciones científicas. Hoy, la ciencia no es el producto de los individuos aislados, sino de la comunidad científica en su conjunto. En 1640, Galileo inventó un termómetro tosco que evolucionó en uno más preciso producido por el físico alemán, Gabriel D. Fahrenheit (16861736), 75 años más tarde. Al mismo tiempo que Galileo construía el primer termómetro, en 1644, el físico italiano, Evangelista Torricelli (16081647), y el matemático italiano, Vincenzo Viviani (16221703), ambos discípulos de Galileo, inventaban el barómetro de mercurio, con el cual se podía medir la presión ejercida por la atmósfera. Torricelli descubrió que la presión variaba de un día para otro. A los pocos años, en 1648 el físico y matemático francés, Blaise Pascal (16231662) subió una montaña de 1 600 m con un barómetro y descubrió que la presión atmosférica disminuía con la altura, el cual fue un descubrimiento muy importante para el desarrollo de la meteorología. El principio de Pascal dice: "la presión ejercida sobre una parte de la superficie de un fluido se transmite con igual intensidad a toda la masa y en todas direcciones". Debido a la invención de distintos aparatos de medición y a la fiebre de exploración y aventura de esa época, los conocimientos sobre la atmósfera y el clima mundial se ampliaron enormemente. Con estos inventos y descubrimientos se pudieron mejorar los estudios meteorológicos. En 1654, Femando II de Toscana propuso la creación de la meteorología internacional, que desgraciadamente tuvo una duración muy cona. En 1660, el científico inglés Roben Boyle y su joven ayudante, Roben Hooke (16351703), construyeron una bomba de aire mucho más eficaz que la inventada por el ingeniero alemán Otto von Guericke (16021686), con la que efectuaron una serie de experimentos sobre el aire y la combustión. Con este aparato de vacío, Boyle pudo demostrar la hipótesis de Galileo al dejar caer al mismo tiempo un peso sólido y una pluma dentro del aparato, demostrando que en efecto todos los cuerpos caen con la misma velocidad en el vacío; también demostró que el sonido no se propaga en el vacío y que no se puede presentar combustion sin aire. Hacia 1660, el físico y matemático inglés Robert Hooke, señaló que la altura del barómetro de mercurio disminuía antes de una tormenta, con ello se abrió el camino a la predicción del estado del tiempo o meteorología.


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dado por el químico francés Jean Antoine Chaptal (17561832). Posteriormente, el químico inglés Joseph Priestley (17331804), descubrió que el oxígeno era combus tible, pues al hacer experimentos calentando algo de óxido de mercurio obteniendo oxígeno, observó que este gas hada que las cosas ardieran con mucho más brillo y más fácilmente que con ningún otro gas. Simultáneamente, el químico sueco Carl Scheele (17421786), participó en el descubrimiento de distintos elementos y gases como el oxígeno, el cloro, el nitrógeno, el bario, el manganeso y el tungsteno. Priestley descubrió además que los animales (ratones) podían vivir más tiempo en un medio de oxígeno que en cualquier otro gas; de esta manera llegó a combinar otros gases para tener un aire con características muy parecidas al aire atmosférico. Sin embargo, fue el científico inglés Henry Cavendish (17311810), el primero en determinar con precisión la composición del aire seco. El químico suizo Christian Schoenbein (1799 1868), descubrió el ozono. La verdadera naturaleza del calor fue ignorada por los científicos durante miles de años y sólo hasta la época del físico y químico inglés Joseph Black, se intentó algo constructivo para hacer averiguaciones acerca de la naturaleza de esta forma tan común de energía. Durante muchos años se consideró el calor como de naturaleza material, o una forma de materia que podía pasar de los cuerpos calientes a los más fríos; el término calórico fue usado pa.ra designar un fluido peculiar que no era ni pesado ni visible. Black fue el primero en distinguir la diferencia entre intensidad de calor (el valor que se mide con el termómetro) y c.antidad de calor (la cantidad de energía calorífica contenida en los cuerpos). También observó que una cantidad definida de calor desaparece cuando se producen ciertos cambios de estado de la materia (de hielo a agua líquida, por ejemplo) y reaparece cuando se produce el cambio de estado opuesto, utilizando el término de calor latente para definirlo.James Watt aplicó este concepto en su máquina de vapor, aprovechando la ventaja de las grandes cantidades de energía del calor latente absorbidas por el agua cuando se vaporiza. Benjamín Thompson, conde de Rumford (17531814), al hacer investigaciones sobre el calor y la luz, descubrió que la materia contiene una cantidad inagotable de calor; es decir, la materia tiene tanto calor como materia tiene el cuerpo. Esto lo descubrió Thompson al observar el calor producido al taladrar un cañón sumergido en agua.



Cuando quedó establecida la idea de que la energía calorífica podía resultar de un movimiento mecánico (fricción), el físico inglés James Joule (18181889), pudo determinar el equivalente mecánico del calor calculando su valor al medir la cantidad de trabajo que era preciso realizar por un dispositivo mecánico para producir determinada cantidad de energía calorífica, encontrando que 4.186 julios de trabajo mecánico producen 1 caloría de calor. Poco después el químico francés Sadi Camot (179�1832), en su obra Reflexúmessobre lafaerzamotrizde/.fuego publicada en 1824, propuso el ciclo termodinámico ideal y reversible que lleva su nombre. Estos resultados condujeron a la idea de que la energía puede convertirse de una forma a otra sin perderse o crearse. Ésta es la primera ley de la termodinámica o principio de conservación de la energía, que puede atribuirse a los trabajos de Joule, del físico y fisiólogo alemán Hermann Ludwig Helmholtz (18211894), y al físico y médico alemánJulius Roben Mayer (18141878), quien en 1842 descubrió el principio mecánico de la energía y calculó teóricamente el equivalente mecánico del calor, casi simultáneamente con Joule. Finalmente en 1851, el físico y matemático Lord Kelvin (18241907) postuló las leyes de la termodinámica al hacer referencia a los trabajos de Carnot y Joule. En los años 1860, el físico escocés James Clerk Maxwell (18311879), y el físico austriaco LudwigBoltzmaoo(18441906), dejaron finalmente en el olvido el término calórico demostrando ambos, independientemente, que la temperatura de un gas estaba directamente relacionada con la energía cinética de sus moléculas. Después de calcular los efectos del Sol y la Luna sobre las mareas oceánicas, durante ln3, el astrónomo y matemático francés PierreSimón Laplace (17491827), intuyó que también en el fluido atmosférico se deberían presentar mareas. Laplace encontró, después de obtener y analizar registros de la presión atmosférica superficial durante ocho años, que la presión tenía un periodo de 12 horas, posiblemente asociado a una influencia solar. A diferencia de las mareas oceánicas, principalmente influenciadas por la atracción gravitacional de la Luna, las mareas atmosféricas parecen ser afectadas por el efecto térmico de la radiación solar. El matemático suizo Daniel Bernoulli (17001782), estudió la dinámica de los fluidos. El físico suizo Horacio de Saussure (17461799), ideó el higrómetro como se conoce actualmente. El astrónomo J oseph Leverrier (18111877), se dedicó gran parte de su vida a las investigaciones en meteorología.


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John Dalton (17661844), químico y físico inglés, muy interesado en la meteoro logía, estudió las propiedades químicas del aire; en 1800 dio a conocer la ley de las presiones parciales que dice: "en una mezcla de gases, uno, cualquiera de ellos, ejerce la misma presión parcial que la que ejercería sólo ocupando el volumen total de la mezcla". Dalton era conocedor de la teoría atómica de Demócrito y se apropió de la palabra átomo para designar las partículas extremadamente pequeñas. El físico y químico inglésJohn Frederic Daniell (17901845) estudió ampliamente el clima artificial. Poco después de que la teoría atómica de Dalton fue publicada, el físico y químico francés Joseph Louis GayLussac, dio un paso importante en el conocimiento sobre la combinación de distintos átomos para formar moléculas al descubrir la ley sobre la dilatación térmica de los gases. GayLussac descubrió que cuando los gases se combinan para formar nuevos productos, los volúmenes de los gases que reaccionan y el volumen del nuevo producto pueden ser expresados por pequeños números enteros. Por ejemplo, dos volúmenes de hidrógeno se combinan con uno de oxígeno para fonnar dos volúmenes de vapor de agua. Después, en 1811, el físico italiano Aroadeo Avogadro (17761856), que había estado estudiando el comportamiento de los gases, llegó a la conclusión que éstos no estaban constituidos por átomos separados, como lo habían creído Dalton y GayLussac, sino que todos los gases están formados por moléculas de dos o más átomos y que el espacio que ocupa cierta cantidad de ellos depende de la temperatura y presión que soportan, por lo que propuso la hipótesis que establece que "volúmenes iguales de cualquier gas, bajo las mismas condiciones de presión y temperatura, contienen el mismo número de panículas (moléculas)", esta hipótesis se conoce como la ley de Avogadro. El físico alemán Rudolph Clausius (18221888), es uno de los fundadores de la termodinámica y se le deben los principios de la teoría cinética de los gases. En 1746, el matemático francés Jean d'Alembert (17171783), publicó sus estudios sobre las causas de los vientos. El primer intento de conseguir penetrar en la más alta atmósfera libre desde la superficie de la Tierra" fue emprendido en 1804. En ese año, los científicos franceses Jean Baptiste Biot (17741862) y Joseph Gay Lussac, ascendieron en un globo hasta una altura por encima de 3 000 m, bajaron



con muestras de aire rarificado; la falta de oxígeno limitó fuertemente un ascenso mayor de humanos. Hicieron medidas y observaciones de la atmósfera y anotaron los efectos de la altitud sobre los animales que les acompañaban (sólo siglo y medio más tarde, los satélites artificiales terrestres fotografiaban la atmósfera completa desde más allá de la Tierra y transmitían la información a la superficie). En ese tiempo, Dalton encontró que el aire se calentaba cuando se le comprimia y se enfriaba cuando se le permitía expandirse; es decir, había descubierto los procesos adiabáticos en la atmósfera. Hunon, un geólogo escocés, descubrió que podía producir nubes a escala del laboratorio y llovizna por el enfriamiento de una cantidad de aire saturada. Hasta finales del siglo xvm, parecía que lo más cerca que el hombre conseguiría estar en la atmósfera superior, era la cumbre de las montañas; con esta idea, en 1749 el astrónomo escocés Alexander Wilson, acopló termómetros a cometas, con la confianza de poder medir las temperaturas atmosféricas a cierta altura. En 1782, los hermanos Montgolfier consiguieron elevar un aerostato llenándolo con aire caliente. Un año después de esto, el estadounidense John Jeffries, realizó un viaje sobre Londres, provisto de un barómetro y otros instrumentos, así como de un dispositivo para recoger muestras de aire. Al examinar gráficas de modelos de circulación atmosférica, el meteorólogo estadounidense James Espy (17851860), usó los modelos de Franklin de vientos en tormentas para determinar que un centro de presión baja tenía una corriente de aire de flujo en espiral hacia el interior y era arrastrada por la circulación atmosférica general. Espy fue uno de los primeros científicos en proponer que el proceso de convección produciría nubes. En 1850 descubrió que la liberación de calor latente en la condensación del vapor de agua, jugaba un papel muy importante en el crecimiento de las nubes convectivas, también reconoció que algunas nubes dejan de crecer por la ausencia del movimiento ascendente al encontrar capas estables en niveles superiores. En 1735 el meteorólogo inglés George Hadley (16851768), propuso la existencia de una circulación convectiva entre los polos y el ecuador para explicar el origen de los vientos alisios. Un siglo después, en 1835, el meteorólogo estadounidense William Ferrel (18171891), y el matemático e ingeniero francés GustaveGaspard de Coriolis (17921843) dedujeron la causa por la que los vientos eran desviados (aparentemente) hacia la derecha en el hemisferio


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norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur, el llamado efecto (o fuerza) de Coriolis. En 1851, el físico francés JeanBemard Foucalt, colocó un enorme péndulo que se balanceaba colgado de la bóveda de una iglesia de París, pudiendo demostrar que la Tierra giraba en relación con el movimiento del péndulo, que se mantenÍa constante respecto a las estrellas fijas. Poco después, en 1857, el meteorólogo holandés Christo pher BuysBallot (18171890), notó que en el hemisferio norte, un observador mirando hacia donde fluye el viento, tendría la presión alta a su derecha; mientras que en el hemisferio sur, el observador tendría la presión alta a su izquierda. Este efecto se conoce como la ley de Buys Ballot. El físico y meteorólogo francés Henri Bénard (18741939), estudió lascirculacionesconvectivas del aire. El físico inglés Adán Walker (17311821), fue inventor de un anemómetro y del primer pluviógrafo. En 1892 se diseñaron y lanzaron globos no tripulados provistos de instrumentos. El meteorólogo francésLeónPhilippe Teisserenc de Bort (18551913), se dedicó a estudiar la atmósfera con globos equipados con instrumentos, realizando las primeras observaciones sistemáticas de la atmósfera superior; sugirió que la atmósfera podía estar formada por sólo dos capas: la troposfera, desde la superficie hasta unos 12 km de altura, con todos los gases conocidos y conteniendo los fenómenos meteorológicos como tormentas, lluvia, vientos, etcétera, y una segunda capa, la estratosfera, sin fenómenos meteorológicos y compuesta de sólo helio e hidrógeno. De la misma forma en que los trabajos sobre meteorología de Espy habían sido anticipados por Franklin, así había ocurrido en cierta medida con los descubrimientos del oceanólogo estadounidense Matthew Fontaine Maury, pues Franklin ya había estudiado la corriente del golfo. Maury logró el apoyo de muchos capitanes de buques para colectar datos sobre las corrientes y la atmósfera de los océanos; su trabajo le condujo a la creación del Observatorio Naval de los Estados Unidos. El químico inglés sir William Ramsay (18521916), junto con el físico y químico Lord Rayleigh (18421914), descubrieron en 1894 el argón, y al año siguiente, el helio. Poco después, Ramsay y Travers descubrieron los demás gases raros de la atmósfera. Por su parte, Rayleigh explicó el color azul del cielo y los procesos de convección que se forman en las nubes altocúmulus, también derivó una ecuación lineal para los movimientos del flujo calentado en su parte inferior.



Hacia el final del siglo pasado había surgido la idea de acumular datos del tiempo atmosférico y climatológico de muchos lugares de la Tierra para fines de eventual, si no inmediata, predicción del tiempo meteorológico futuro. Leverrier inició la idea de transmitir datos meteorológicos telegráficamente como base para la predicción de las tormentas de las que se sabía seguían una trayectoria con sentido de oeste al este en las latitudes medias. En la última parte del siglo XIX, este plan fue activado por subdivisiones políticas en varios países y pronto empezaron a funcionar oficinas meteorológicas. En 1873 se formó el primer comité internacional, que poco tiempo después evolucionó para convertirse en la Organización Mundial Meteorológica de las Naciones Unidas. A partir de esa fecha, numerosos países crearon sus respectivos servicios meteorológicos. En el caso particular de México, durante 1877 se creó el Observatorio Meteorológico y Astronómico Nacional poco después, en 1901, se forma el Servicio Meteorológico Nacional, bajo la dirección de Mariano Bárcena, quien coordinaba las investigaciones sobre el clima y el tiempo atmosférico. El climatólogo y biólogo rusoalemán Wladimir Kóppen (18461940), dedicó su vida al estudio del clima y su relación con la vegetación; es autor de varios trabajos sobre climatología. Su primera gran clasificación climática en 1900 se basó en las zonas de vegetación. Sus estudios climáticos son fundamentalmente empíricos y basados en los valores medios de la precipitación y la temperatura para cada región del mundo. La importancia de la radiación solar como fuente del calentamiento y energía para los fenómenos atmosféricos fue reconocida desde 1686 con los trabajos de Halley. Hacia 1800, el astrónomo inglés William Herschell (17381822), realizó un experimento tan sencillo como interesante: en un haz de luz solar que pasaba a través de un prisma, mantuvo un termómetro junto al extremo rojo del espectro, observando que la columna de mercurio ascendía. Evidentemente, existía una forma de radiación invis ible a longitudes de onda que se hallaba por debajo del espectro visible, descubierto por Newton en 1666. La radiación descubierta por Herschel recibió el nombre de radiación infrarroja, por debajo del rojo. Aproximadamente por la misma época, el físico alemán Johann Wilhelm Ritter, explor6 el otro extremo del espectro y descubrió la radiación ultravioleta más allá del violeta.


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La naturaleza física de la radiación solar fue entendida a partir de los trabajos del físico alemán Gustav Kirchhoff (18241887), en 1860; del físico inglés James Max well, quien en 1864 elaboró una teoría que predecía la existencia de toda una familia de radiaciones asociadas a los fenómenos eléctricos y magnéticos: la radiación electromagnética; el físico austriaco Joseph Stefan (18351893), quien hizo estudios de la radiación electromagnética, descubrió la ley de Stefan en 1879; de Boltzmann en 1884; de Wilhelm Wien (18641928), físico alemán quien investigó la radiación del cuerpo negro y estableció la ley sobre la repartición de las radiaciones emitidas en función de la temperatura en 1895 y, del físico alemán Max Planck (18581947), quien desarrolló la teoría cuántica a principios del siglo XX. En relación con el desarrollo de la dinámica atmosférica, todos los avances científicos se lograron gracias al trabajo y esfuerzo de muchos investigadores, entre los que destacan: el astrónomo polaco Nicolás Copérnico (14731523); el astrónomo danés Tycho Brahe (15461601); el astrónomo alemán J ohann Kepler (15711630); el físico italiano Galileo Galilei (15641642); y el físico y matemático inglés Isaac Newton (16421727), quien propuso las tres leyes de movimiento de los cuerpos; todos ellos precedidos por los sabios griegos Arquímedes (287212 a.C); Euclides (330275 a.C.) y Pitágoras (582497 a.C.). Aunque las leyes de New ton dan una explicación de la relación entre la masa, la fuerza y la aceleración de los cuerpos, éstas no aclaran mucho sobre la naturaleza, ni las causas de las fuerzas que actúan sobre la atmósfera. Las leyes de Newton (del movimiento), de Boyle y Charles (de los gases) y de Joule (de la conservación de la energía), forman los principios fundamentales para poder dar una explicación de los fenómenos termodinámicos y dinámicos en la atmósfera. Con estos principios se sentaron las bases para el desarrollo de la hidrodinámica y aerodinámica clásicas, iniciadas a mediados del siglo XIX, casi simultáneamente con el desarrollo de los principios de la termodinámica. Algunas de las más importantes contribuciones se debieron a los trabajos del matemático suizo Daniel Bemoulli (17001782); del matemático suizo Leonardo Euler (17071782); del matemático francés José Luis Lagrange (17361813) y del astrónomo francés PierreSimón Laplace (17491827), quienes comenzaron a examinar las consecuencias de las leyes de Newton en el movi miento de fluidos ideales (sin fricción); poco después se hicieron notorias grandes



diferencias con los fluidos reales y el efecto de la fricción, por el ingeniero inglés Osbome Reynolds (18421912), el meteorólogo inglés William Napier Shaw (1854 1945) y el físico irlandés George Stokes (18191903). Posteriormente se estudiaron las propiedades turbulentas de inestabilidad y térmicas convectivas de los fluidos, por el físico y filósofo austriaco Ernest Mach (18381916); el físico inglés John WilliamStrutt lord Rayleigh (18421919); los físicos alemanes V.Ekman (18741954) y Ludwig Prandtl (18751953); por los ingleses 0.Sutton y Geoffrey L Taylor (1886 1975); el físico húngaroamericano Theodore von Karman (18811963) y los rusos A.N. Kolmogorov (19031967) y Aleksandr Obukhov (1918), quienes realizaron valiosas investigaciones sobre la teoría de la turbulencia y su aplicación a la meteorología.

EL DESARROLLO MODERNO Y TECNOLÓGICO DE 1A METEOROLOGÍA En la actualidad aún existen una gran cantidad de fenómenos naturales que no se han explicado e incluso que son prácticamente impredecibles. Cuántas veces se oye decir que los meteorólogos de la radio o televisión pronostican que habrá lluvia y sin embargo, se tenga un cielo completamente despejado de nubes. Es muy fácil decir que los meteorólogos son más bien "mentirólogos", pues parece que la mayoría de las veces no le "atinan" al tiempo. En realidad lo que pasa es que nunca se repiten las mismas condiciones atmosféricas, de tal manera que el pronóstico meteorológico sólo se puede hacer estimando una cierta probabilidad de que suceda tal evento, pero muy difícilmente con una probabilidad de 100 %. La variación de la composición y estructura de la atmósfera en la altura fue inicialmente detectada en el siglo XVII al notarse las variaciones en las montañas, sin embargo, fue a partir del inicio del siglo � con el uso de distintos instrumentos cuando se empezaron a medir los distintos parámetros atmosféricos. En 1900, el meteorólogo francés LéonPhilippe Teisserenc de Bon (18551913), observó por primera vez la atmósfera por medio de globos, descubrió una fuerte inversión de la temperatura a partir de la cual se inicia la estratosfera, donde la temperatura disminuía con la altitud hasta unos 15 kilómetros, para después continuar


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aumentando. A parcir de este descubrimiento se continuó la observación de las otras capas atmosféricas, tanto por medio de globos o cohetes, particularmente para el estudio de la mesosíera y termosfera. Unos años más tarde, Kennelly y Heavyside descubrieron la ionosfera (la región de la estratosfera que contiene una alta concentración de iones). La presencia de capas ionizadas en la atmósfera superior fue muy estudiada por el físico inglés, Edward Appleton (18921965), quien descubrió las capas E y F en la ionosfera. El origen. de la ionización fue descubierto por Hess, quien encontró que la atmósfera estaba continuamente bombardeada por partículas y radiación de alta energía provenientes del espacio exterior y del Sol En 1958, los satélites estadounidenses y soviéticos registraron unos anillos de radiación en forma de dona que rodean la Tierra a una distancia entre 700 y 48 000 km de la superficie terrestre. Fue el físico estadounidense James van Allen, quien descubrió los cinturones de radiación de alta energía que circundan la Tierra. La existencia de la ozonosfera fue inicialmente propuesta por el físico inglés Hartley en 1880 y posteriormente descubierta a principios del siglo XX. Fue el físico inglés Sidney Chapman, en 1930, quien estudió los procesos fotoquímicos para explicar la generación del ozono. El físico sueco Svante Arrhenius (18591927), sugirió que los cambios peque ñisimos en el contenido de C02 de la atmósfera podían originar los cambios climatológicos que varían desde un amplio clima tropical hasta las extensas edades glaciares. Una teoría más reciente expuesta por el oceanógrafo estadounidense William Ewing, supone que cuando el clima llegó a ser bastante caliente para fundir el hielo en el ártico, el vapor de agua entró en la atmósfera y proporcionó nieve para formar los glaciares en las regiones continentales. Los físicos suizos Auguste y JeanFelix Piccard (18841962), fueron de los primeros que ascendieron a la estratosfera en un globo, alcanzando una altitud aproximada de 17 km, en 1931, y de las profundidades submarinas con su batiscafo. En 1938, el globo Explorer //llegó hasta los 20 km, y en 1960, los globos tripulados habían alcanzado ya alturas de más de 34 km, mientras que los no tripulados ascendieron hasta cerca de los 47 km. Con todas estas nuevas formas de exploración se pudo descubrir y explicar la estructura vertical de las distintas variables atmosféricas.



Hacia los comienzos del siglo XX, dos investigadores usaron los cohetes (que habían sido inventados por los chinos en el siglo xm) para estudiar la atmósfera superior y el espacio exterior: ellos fueron el físico ruso Konstantin Tsilkovski (18571935) y el físico estadounidense Robert Goddard (18821945). Con anterioridad, el escritor francés Julio Veme, había imaginado un cañón con un dispositivo de lanzamiento en su libro Vzajede la Tierra a la Luna. Goddard, en los años 1934 y 1935, logró construir un cohete con autopropulsión a base de oxígeno líquido, con una velocidad máxima de cerca de 884 km/hr. El 4 de octubre de 1957, las teorías de Tsilkovsky fueron hechas realidad por la Unión Soviética al poner en órbita el primer satélite: Sputnikl, iniciándose con ello la era espacial. Poco después, el 31 de enero de 1958, el cientlfico alemán Wernher von Braun (1912 ), puso en órbita el primer satélite artificial de Estados Unidos: el Explorer l. Desde entonces ambos países han lanzado cientos de satélites de todo tipo: para comunicación, de televisión, científicos, etcétera. En par ticular, el primer satélite meteorológico, el Tiras 1fue lanzado el 1 de abril de 1960 por los Estados Unidos, con el que se obtuvieron miles de fotografías de la nubosidad terrestre y se pudieron hacer las primeras investigaciones de los fenómenos meteorológicos de distintas regiones del mundo donde aún no se tenía información; por ejemplo, se pudieron hacer observaciones de la zona de generación de huracanes, la evolución de los mismos, etcétera. Hacia fines de la década de los años 1960 los servicios meteorológicos de los distintos países usaban con regularidad las imágenes de satélite para hacer sus predicciones. Por sí solos, los cohetes no hubiesen sido de tanta trascendencia en la investigación de la atmósfera, de no ser por otro invento paralelo, que fue la telemetría, aplicada por primera vez en 1925 a la investigación atmosférica en un globo por el científico ruso, Piotr A. Moljanov. Básicamente esta técnica de "medir a distancia" permitió que los investigadores tuvieran acceso a la información de zonas remotas en la atmósfera, los océanos y el espacio exterior. Con estas nuevas formas e instrumentos de observar la atmósfera superior, el geofísico inglés Sidney Chapman, investigó por primera vez las características de la mesosfera en 1950. Roben Billwiller (18491905), meteorólogo suizo, introdujo el sistema de mensa jes telegráficos rutinarios sobre el estado del tiempo y sobre pronósticos del tiempo


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en Europa. Durante la segunda guerra mundial, tanto los japoneses como los estadounidenses descubrieron la existencia de la "corriente de chorro", localizada en las latitudes medias a una altura promedio de 812 km, donde se observan vientos con intensidades de 800 km/hr, que soplan de oeste al este. La Oscilación del Sur fue descubierta por sir Gilbert Walker, en la década de 1920. Walker fue uno de los primeros meteorólogos en aplicar las técnicas estadísticas para analizar y predecir los fenómenos meteorol6gicos. Más tarde se descubrió la circulación tridimensional esteoeste, relacionada con la Oscilación del Sur, siendo llamada "Circulación Walker". A principios de 1940, los estadounidenses VincentJoseph Schaefer (1906) e Irv ing Langmuir (18811957), fueron de los primeros científicos que trabajaron la modificación del estado del tiempo; en 1946 un avión arrojó anhídrido carbónico (hielo seco) sobre un banco de nubes. Se creé que estos experimentos dieron lugar a la primera precipitación atmosférica ani.6.cial de la historia. Bernard Vonnegut (1914 ?) físico estadounidense, analizó las propiedades del hielo y sus aplicaciones; comprobó que los cristales de yoduro de plata sirven como panículas higroscópicas que pueden producir lluvia artificial, Alfred Wegener (18801930), geofísico y meteorólogo alemán, escribió varios libros sobre la atmósfera, el clima y el origen de los continentes y los océanos. En 1906, Wegener usó por primera vez papalotes y globos para estudiar la atmósfera polar. Publicó en 1915 uno de los libros más controversiales e influyentes de la ciencia moderna! El origen de continentes y océanos, en donde plantea su famosa teoría sobre la deriva continental. A finales del siglo XIX y principios del XX, la comunidad científica le dio gran atención al estudio de los fenómenos atmosféricos, particularmente al pronóstico del estado del tiempo, gracias a la invención de distintos instrumentos y aparatos de observación y medición y por la organización de redes locales de observación. Algunos de los conceptos de mayor impacto fueron, por ejemplo, aquéllos hechos por el grupo de científicos noruegos como el físico Vilhelm Bjerknes (18621951); el físico Jacob Bjerknes (18971975); y Tor Bergeron (18911959) con sus modelos de circulación atmosférica, al demostrar los efectos dinámicos de las variaciones de densidad, tan importantes en el movimiento de la atmósfera y los océanos;


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Los satélites contribuyen también a la oportuna detección y observación del desenvolvimiento de tempestades. Con ayuda de satélites de comunicación, se estableció a nivel mundial un sistema de alarma para alertar la población y así evitar o reducir las pérdidas de vidas humanas y daños materiales. Fue en los comienzos del siglo XX cuando la ciencia de la meteorología sentó sus fundamentos teóricos. A partir del siglo XVII hasta principios del siglo XX, las leyes de movimiento formuladas por Newton, y las leyes de termodinámica, fueron adaptadas para describir el movimiento de la atmósfera en la Tierra en rotación y los procesos del aire y el vapor de agua. Sin embargo, poco avance se logró en el área del pronóstico meteorológico; los pronósticos se hacían en forma intuitiva, los meteorólogos analizaban ejemplos pasados similares para proponer la posible evolución del fenómeno. Sin embargo, este método subjetivo, simple y modesto, no era suficiente para cubrir las necesidades operativas, pues siempre se encontraba un desarrollo diferente en la evolución del fenómeno; el tiempo meteorológico es tan variable que nunca parece repetirse en la misma forma. Los meteorólogos han sabido desde hace mucho tiempo que el método de casos análogos no está basado en principios científicos. En 1901, el meteorólogo estadounidense Clevelan Abbe, propuso cambiar los métodos subjetivos y empíricos del pronóstico del tiempo a métodos matemáticos y científicos. Tres años después, el físico noruego Vilhelm Bjerknes, propuso la misma idea. Sin embargo, estos dos científicos estaban fuertemente limitados por los bancos de datos que en esa época no incluían la atmósfera superiom.i datos sobre los océanos, por lo que no pudieron encontrar un camino para hacer un pronóstico matemático del estado del tiempo. Pocos años después, el matemático inglés Lewis Fry Richardson {18811953), encontró un camino y pudo establecer las bases matemáticas para el pronóstico numérico del estado del tiempo en su libro publicado en 1922; desgraciadamente, sus métodos matemáticos requerían una gran cantidad de horashombre de cálculo (incluso meses) de trabajo, por lo que no pudo lograr buenos pronósticos. Después del invento de las computadoras, se pudo descubrir cuáles fueron los errores que Richardson cometió en esos primeros cálculos. El físico húngaro John von Neumann {18931957), profesor de la Universidad de Princeton, organizó un grupo de trabajo


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Conforme se fueron mejorando las observaciones de la atmósfera a partir de la segunda guerra mundial, se fueron mejorando también las teorías y modelos atmosfé ricos para la comprensión y el pronóstico meteorológico. Durante las últimas décadas, las escuelas americana y europea, principalmente, han logrado un gran avance en el conocimiento de las ciencias atmosféricas, todo lo cual ha revelado la necesidad de cambiar muchos conceptos antiguos sobre la circulación general de la atmósfera. Se ha hecho'posible aplicar los principios de la hidrodinámica y la termodinámica al problema del pronóstico meteorológico y climatológico, generándose distintos mode los computacionales que regularmente proporcionan sus pronósticos a la industria, al comercio, al gobierno y al público en general. Los métodos para hacer la predicción meteorológica han evolucionado a grandes pasos desde la segunda guerra mundial, como consecuencia de los avances tecnológicos: en computación, en observación por radares y satélites, y en teleco municaciones. Se han inaugurado muchas universidades y centros de investigación especializados en la meteorología. En escala local, los datos se transmiten principal mente por teletipo y radio simultáneamente a distintos centros receptores alrededor del mundo; en cuestión de más o menos una hora, se tienen formados los bancos de datos usados para el diagnóstico y la predicción del estado del tiempo. El Sistema Global de Telecomunicaciones de la Organización Meteorológica Mundial tiene la función principal de certificar la calidad y validez de los datos originales (de superficie, de altura, de satélites, de aviones, de boyas, de buques, de radiosondeo). En el término de unas dos horas después de las observaciones, se han dibujado mapas meteorológicos del estado del tiempo en los centros meteorológicos y aeropuertos alrededor del mundo, los cuales son transmitidos a los usuarios. Hasta hace unos pocos años, los mapas meteorológicos eran preparados y dibujados por meteorólogos expertos en pronóstico; en la actualidad, los mapas y pronósticos meteorológicos son preparados en forma automática por grandes sistemas computacionales; no obstante, aún con todos estos avances tecnológicos y computacionales, la última decisión sobre el pronóstico meteorológico la toma el hombre, cuya imaginación, experiencia e intuición aún no logra ser igualada por las máquinas.


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ApéndiceB Glosario de términos meteorológicos


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GLOSARIO DE TÉRMINOS METEOROLÓGICOS

Absorci6n: El proceso en el que la radiaci6n incidente es retenida por un cierto cuerpo (sólido, líquido o gaseoso) y convertida en calor o en cualquier otra forma de energta. Absortividad: Es el cociente entre la energía absorbida por un cuerpo, a una cierta longitud de onda, E11., y la energía absorbida por un cuerpo negro, a la misma longitud de onda, E8, aA• EAI E8• Para un cuerpo negro, aA• l; para un cuerpo gris, O < ClA < 1; para un cuerpo blanco, aA= O. Aceleraci6n: Es el cambio de velocidad producido cuando se ejerce una fuerza sobre un objeto o una parcela de aire. Aceleración de la gravedad (g): La razón de cambio de la velocidad con el tiempo de un cuerpo que cae libremente en la Tierra. Su valor neto cerca de la superficie terrestre es de 9.81 m s·2• Ácido: Componentes que reaccionan con el agua para generar iones de hidrógeno. Acreaci6n (coagulaci6n): Es el crecimiento de panículas de precipitación por la colisión entre panículas de hielo con gotas de agua que se congelan en el momento de la colisión. Acuífero: Es un reservorio de agua subterráneo. Se forma en las rocas porosas. Adiabatas: Líneas de temperatura potencial constante. Adiabático: Dícese de las variaciones de temperatura que se producen en las masas de aire como resultado de las variaciones de presión, que provocan su expansión o compresión, sin que haya pérdida o ganancia de calor. Adsorci6o: La adhesión de una delgada película de líquido o gas a la superficie de una substancia sólida. Advecci6n: La transferencia de propiedades atmosféricas (calor, masa, momento) por efecto del movimiento horizontal del aire. Aerodinámica: Es la parte de la mecánica de fluidos que estudia el comportamiento del aire alrededor de los cuerpos y del movimiento de los cuerpos inmersos en el aire. I



Aeronomía. Es la ciencia de la regiones superiores de la atmósfera en donde los procesos de disociación e ionización son importantes; aproximadamente desde los 30 km de altura hasta los límites superiores. Aerosoles: Son aquellas panículas que se encuentran en la atmósfera, más grandes que las moléculas que componen el aire, pero lo suficientemente pequeñas para que permanezcan dispersas y flotando en la atmósfera, sin precipitarse, en un tiempo suficientemente grande. Aerostato: Aparato lleno de gas más ligero que el aire y que puede elevarse en la atmósfera. Afelio: Es el punto de la órbita en el cual el planeta está a mayor distancia del Sol. En el caso de la Tierra, se presenta durante el día 3 de julio. Afer (También llamado africo, africino, africuo): El viento del suroeste en Italia. Agua atmosférica: Agua presente en la atmósfera en cualquier estado de la mate ria: sólido (nieve y granizo), líquido (lluvia) o gas (neblina). Agua freática: Es el agua, originada de la precipitación, que se filtra al subsuelo y circula bajo la superficie de la Tierra. Agua potable: Es el agua que contiene una cantidad menor de 1 000 miligramos por litro de sólidos disueltos, metales, nutrientes, y en general aerosoles no contanunantes o venenosos. Aire, masa de: Es un extenso volumen de aire cuya distribución horizontal de temperatura y humedad es muy uniforme. Aire polar: Es una masa de aire cuyas características se forman sobre las tundras o terrenos cubiertos de nieve, en latitudes polares. Aire saturado: Aire que contiene la cantidad máxima de vapor de agua a una temperatura y presión dadas. Cuando la humedad relativa es de 100 %. Aire superior: Usualmente se refiere a la región atmosférica por arriba de los 500 mb (> 5.5 km). Aire tropical: Es la masa de aire cuyas características se forman sobre las superfi cies cálidas y húmedas de los trópicos. Aire, corriente de (viento): Es la masa de aire que tiene un movimiento determinado.


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Albedo: La palabra albedo significa la capacidad de reflejar. Aquellas superficies blancas (nieve, nube, hielo, desiertos) tienen un albedo grande; mientras que aquellas superficies negras (bosques, ciudades, etcétera) tienen albedos pequeños. Albedo terrestre: Es la cantidad que representa el poder reflectivo de la Tierra y su atmósfera. Se define como la fracción de la radiación solar que es reflejada al espacio, sin que sea usada para los procesos atmosféricos. Alobárico: Es un término usado en regiones donde el cambio (en tiempo o espacio) de la presión, es de forma constante o igual. Altímetro: Es un barómetro aneroide calibrado para indicar la altura en lugar de la presión atmosférica. Alta: Es una zona atmosférica de presión alta, dentro de un sistema de circulación cerrado, con giros anticiclónicos. Alta estacionaria: Es un centro de alta presión que se mantiene estacionario, bloqueando el avance normal de los sistemas y demás fenómenos meteorológicos. Alto de las azores: Este centro anticiclónico de presión alta es uno de los principales "centros de acción" en el hemisferio norte; está localizado sobre la región oriental del océano Atlántico, en las latitudes subtropicales ( 20 30 ° N), también es conocido como el alto de las Bermudas. Alto de Hawaii: Este centro anticiclónico de presión alta es uno de los principales "centros de acción" en el Pacífico norte; está localizado sobre la región central del océano Pacífico, en las latitudes medias ( 35-45 º N), que se expande durante el verano y se contrae en el invierno. Alto estrato o alto cúmulo: Una forma de nube que se sitúa entre los 2 y 6 km de altura. Anemómetro: Es un instrumento usado para medir la magnitud y la dirección de la velocidad del viento. Aoemoclinómetro: Es un instrumento que mide la inclinación del viento con el plano horizontal. Ángulo de altitud del Sol: Es el ángulo formado por los rayos solares y el plano tangente a la superficie terrestre. Ángulo de incidencia: El ángulo con el que los rayos solares chocan con la superficie terrestre.



Ángulo de inclinación solar: Es el ángulo formado por el plano ecuatorial de la Tierra y la línea que une el centro del Sol con el de la Tierra. Es variable de 23 °26'59" en invierno hasta + 23°26'59" en verano. Ángulo de inclinación terrestre: Es el ángulo formado por el eje polar terrestre y la normal al plano eclíptico solar. Es constante con un valor de 23°26'59". Antártida: Es el continente en el que está el polo sur, con un área de más de 8 millones de kilómetros cuadrados y casi cubierta de hielo en su totalidad. Anticiclón: El área de presión alta donde la circulación es a favor de las manecillas del reloj (anticiclónica) en el hemisferio norte. En el hemisferio sur, la circulación es en contra de las manecillas del reloj. Es la región donde el viento fluye hacia afuera del centro. Antropogénico: Que se deriva de las actividades humanas. Añoluz: Es la distancia que recorre la luz durante un año en el vacío. Aproximadamente 9.46 x1012 kilómetros. Apogeo: El punto más alejado del foco en una órbita elíptica. Arcoiris: Arco de luz que se forma en dirección opuesta al Sol mientras llueve y se debe a la refracción y reflección de la luz en el interior de las gotas y cristales de preciprtacion. Aridez: Es el concepto que se refiere a una precipitación insuficiente para desarrollar la agricultura por medios naturales. Ártico: Es la región que rodea al polo norte. Atmósfera: La capa de aire, vapor de agua y distintas partículas suspendidas, que rodea a la Tierra. La atmósfera terrestre se extiende desde la superficie (PO 1000 mb) hasta una altura aproximada de 400 km (P < 107 mb). Atmósfera, composición: Es una mezcla de gases que rodean a la Tierra: 78.09 % nitrógeno; 20. 95 % oxígeno; O. 9 % argón; 0.03 % variables, y con trazas de otros gases nobles (neón, helio, kriptón y xenón). Atmósfera estándar: Una distribución hipotética, derivada de las observaciones y los promedios, de las características de la atmósfera. Átomo: Es la partícula más pequeña de un elemento; los átomos se combinan entre ellos mismos para formar moléculas. • I


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Aurora boreal: Son bandas luminosas de luces de colores que se ven cerca de los polos debido al bombardeo de radiaciones extraterrestres en la atmósfera superior. Avalancha: Es el movimiento hacia abajo de grandes masas de nieve o hielo. Baja: Es una zona atmosférica de baja presión, con giros ciclónicos. Bajo aleutiano: Es un centro de presi6n baja "semipermanente" centrado sobre las islas Aleutianas en el océano Pacífico del norte. Se intensifica durante el invierno desplazándose al sur y se debilita en el verano desplazándose al norte. Bajo islándico: Es un centro de presión baja "semipermanente" centrado sobre Islandia en el océano Atlántico del norte. Balance de calor: Es el equilibrio promedio que existe entre la radiación solar recibida en la Tierra con la radiación terrestre que sale de la Tierra y la atmósfera. Balance geostrófico: Es la relación matemática derivada de la igualdad entre la fuerza de gradiente de presión y la fuerza de Coriolis. Bar: Es la unidad de presión. Es igual a la presión atmosférica al nivel del mar y equivale a una altura de 750 mm de una columna de mercurio. Barlovento: Es la vertiente por donde asciende el viento o donde pega de frente el viento libre. Baroclínica, condición: Cuando las superficies isobáricas (de igual presión) cruzan las superficies i.sostéricas (de igual densidad). Una condición baroclínica en la atmósfera siempre da como consecuencia la circulación de los vientos. Barógrafo: Es el instrumento que se usa para registrar las variaciones temporales de la presión. Barométrica, tendencia: El cambio de la presión atmosférica en un cierto tiempo. Barómetro: Instrumento usado para medir la presión atmosférica. El barómetro aneroide está basado en la presión ejercida sobre una caja metálica. El barómetro de mercurio se basa en la presión ejercida sobre una columna de mercurio en un tubo de vidrio. Barotrópica, condición: Cuando las superficies isobáricas, isostéricas e isotermas son paralelas entre ellas, de tal manera que no hay fuerzas horizontales resultantes y consecuentemente sin circulación de los vientos. Una condición barotrópica es equiva lente a una baroc.linicidad cero.



Beaufort, escala de: Fue desarrollada por el comandante inglés Francis Beaufort

(1774·1857), en el año de 1806 para medir la fuerza de los vientos; desde "calma", de fuerza igual a cero, hasta "huracán", de fuerza igual a 12. BergeronPindeisen, mecanismo: También conocido como "la teoría de cristales de hielo". Este mecanismo explica la formación de gotas de nube y lluvia a partir de cristales de hielo rodeados de gotas de agua superfría, de tal manera que el agua superfría se condensa sobre el cristal de hielo, permitiendo un rápido crecimiento de las gotas de agua.

Biometeorología: Es la ciencia que estudia los efectos biológicos del clima y el tiempo meteorológico sobre los organismos vivos. Biosfera: La capa formada por las distintas especies vivas (flora y fauna). La biosfera se extiende desde el fondo de los océanos hasta la troposfera, incluyendo la superficie terrestre. Bloqueo: Condiciones meteorológicas de presión alta y de gran escala estacionarias asociadas con la obstrucción de sistemas frontales y tormentas extratropicales. Estas condiciones de bloqueo usualmente están asociadas a escasez de lluvia y sequías, pudiendo permanecer por varios días o semanas. Brisa marina/terrestre: Es el ciclo diurno de los vientos locales que se generan como consecuencia del diferente calentamiento y enfriamiento entre la costa y el mar. Bruma: Es una nube muy fina de gotas de agua, con diámetros del orden de 50 200 micrones, y donde la principal diferencia con la neblina es que la visibilidad en la bruma es relativamente mejor (mayor de 1 kilómetro). Calentamiento global: Es el aumento de la temperatura en la Tierra debida a la intensificación del efecto de invernadero. Se asocia principalmente al aumento de los contaminantes producidos por la combustión de hidrocarburos. Calor: La energía que fluye de un objeto a otro por medio de la diferencia de la temperatura. Es una forma de energía producida por la vibración electromagnética de las moléculas. La cantidad de calor depende de la intensidad de la vibración mo lecular. El calor se mide con calorímetros. Unidades de calorías o Joules. Calor específico: La cantidad de calor por unidad de masa que se necesita para elevar la temperatura de una substancia en 1 °K ó 1 °C. Las unidades en Joules por kilogramo por grado. 398 Ccpyrigrted material

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Calor específico a presión constante,

c.,: El <;, de un gas cualquiera es la

cantidad de calor que se requiere para que un gramo de dicho gas eleve su temperatura 1 º C, manteniendo la presión constante. Para el aire seco se tiene que Cp - 0.240 Cal/gr. Calor específico a volumen constante, e.y: El Sr de un gas cualquiera es la cantidad de calor que se requiere para que un gramo de dicho gas aumente su temperatura 1°C, manteniendo el volumen constante. Para el aire seco se tiene que Cv 0.171 Cal/gr. Puede comprenderse fácilmente que el e, sea superior al<;,, ya que en los gases si el volumen cambia, entonces se podrán comprimir o dilatar, lo cual trae asociado un calentamiento o un enfriamiento respectivamente, por lo que al permitir que el gas cambie su volumen (como el caso de S,) entonces se requiere una cantidad adicional de calor para aumentar su temperatura. El calor específico aumenta al aumentar la temperatura, aunque en la práctica, para los rangos que se manejan en meteorología (OOC ± 2000C}, estos valores de e, y Sr se consideran constantes. Calor latente: Cuando se presenta un cambio de fase del agua (de vapor a líquido, de sólido a vapor, etcétera), también se presenta un intercambio de calor entre el agua y el medio atmosférico. Por ejemplo, para convertir de hielo a líquido, debe haber una inyección de calor del medio hacia el líquido, permitiendo que las moléculas de agua aumenten su energía cinética y se comporten como líquido. Calor latente de fusión: Es el calor necesario para el cambio de fase de hielo a líquido, a la temperatura de fusión ( 80 calorías por gramo de agua a O ºC). Calor latente de vaporización: Es el calor necesario para el cambio de fase de líquido a vapor, a la temperatura de vaporización ( 540 calorías por gramo de agua a 100 ºC). Calor latente de sublimación: Es el calor necesario para el cambio de fase de hielo a vapor, a la temperatura de sublimación ( 680 calorías por gramo de agua a OºC). Calor latente de condensación: Es el calor transferido al medio durante el cambio de fase de vapor a líquido ( 80 calorías por gramo de agua a O ºC). Caloría: Energía necesaria para elevar en un grado centÍgrado la temperatura de un gramo de agua, de 14.5 a 15.SºC, a una presi6n de 1000 mb. 4.186 Joules 1 caloría.


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las manecillas del reloj en el hemisferio sur. En todo el planeta se observan giros anticiclónicos o centros de presión alta de mucha importancia que controlan significa tivamente el clima de las distintas regiones en el mundo, tales como: 1) El giro de los Azores (Atlántico norte) con promedios del orden del 1 019 mb y máximos hasta de 1 0241 028 en verano. 2) El giro de Hawaii (Pacífico norte central) con promedios del orden de 1 0201 022. 3) El giro de Siberia con valores del orden de 1 035 mb, que se desarrolla durante el invierno sobre el noreste de Asia. 4) El giro del Pacifico norte con promedios del orden de 1 020 mb. 5) El giro del Pacífico sur con promedios del orden de 1 020 mb. 6) El giro de Norteamérica, que se desarrolla sobre Norteamérica, durante los meses de invierno. Centros de presión baja: Están constituidos por isobaras cerradas en las cuales la presión disminuye de la periferia hacia el centro. En los mapas meteorológicos se indican por la letra L que proviene de la palabra inglesa "low" que significa bajo. Los centros de presión baja o de giro ciclónico, están caracterizados por viento con circulación en contra de las manecillas del reloj. En la superficie terrestre, los giros ciclónicos se localizan en las regiones de movimiento ascendente en la circulación atmosférica, tales como: 1) El giro ciclónico sobre la India con promedios núnimos de 1009 mb. 2) El giro ciclónico de Arabia y del Súdan con valores promedio del orden de 1009 mb. 3) El giro ciclónico de Groenlandia e Islandia con valores promedio del orden de 1008mb. 4) El giro ciclónico de las Aleutianas con valores del orden de 1 007 mb. Ciertamente, estos valores pueden verse superados en condiciones extremas bajo la presencia de condiciones de tormentas, con valores observados del orden de 950 mb en casos excepcionales. Cero absoluto: La temperatura más baja que cualquier cuerpo pueda tener. La temperatura en la que las moléculas de cualquier cuerpo tengan una energía cinética mínima. El cero absoluto corresponde a O °K ( 273.16 °C 459.67 ºF).


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tormenta tropical o en huracán; (2) un ciclón de mesoescala, que se origina en una zona cercana a la formación de frentes, donde existen intensos esfuerzos del viento, con un radio relativamente pequeño con vientos máximos. El área inicial de estos ciclones no es mayor de 150 km de diámetro. Estos ciclones pueden evolucionar de tener un centro frío a uno cálido; son de vida corta y pueden evolucionar a huracanes o a tormenta extratropical, pero estos mecanismos son aún poco entendidos. Ciclones tropicales: Sistemas de presión baja con giro en contra de las manecillas del reloj y convergencia de los vientos. Se forman sobre las cálidas aguas de los océanos tropicales, donde las temperaturas de la superficie del mar están entre 26 y 27 ° C, generalmente entre las latitudes de 5 20 º en ambos hemisferios. Ciencias atmosféricas: El término de ciencias atmosféricas se refiere a aquellas ciencias que están relacionadas con los fenómenos físicos y químicos de la atmósfera terrestre. Se conocen las siguientes ciencias atmosféricas: química atmosférica, física atmosférica, dinámica atmosférica, meteorología sinóptica y climatología. Reciente mente se han derivado otras ciencias atmosféricas de importancia, tales como: bio meteorología, contaminación atmosférica, interacción océanoatmósfera, hidrometeorología, etcétera. Circulación: Es el flujo o movimiento de un fluido en o a través de cierta área o volumen. Circulación atmosférica: Es la distribución del movimiento del aire alrededor de la Tierra. Circulación general planetaria: Es el movimiento promedio de la atmósfera alrededor de la Tierra Circulación meridional: Una circulación atmosférica en el plano vertical orientada a lo largo de un meridiano, es decir, de sur a norte o norte a sur. Circulación secundaria: Circulaciones de aire de pequeña escala inmersas en la circulación principal o general de la atmósfera. Circulación tennohalina: Son los movimientos de agua que se forman cuando su densidad varía por un cambio en la temperatura o salinidad en una parte consi derable del volumen de agua. Una circulación tennohalina de grandes dimensiones se ha detectado en el océano Atlántico en la forma de un cinturón de corrientes convecnvas.



Clima: Es el promedio espacial y temporal de las condiciones del estado del tiempo para una determinada región. Clima, cambio del: Es el cambio temporal de las características del clima en una región determinada o en todo el planeta. Clima, clasificación: Los dos elementos básicos para la clasificación climática son la temperatura y la precipitación; aunque es necesario considerar todos los demás elementos como humedad, viento, suelos, vegetación, etcétera, para clasificar en forma completa el clima de cada región en el mundo. Clima, clasificación con base en la precipitación: En 1942, el geógrafo inglés Thomas Blair, propuso una clasificación en los rangos de precipitación prome· dio como sigue: 1) árido, poca lluvia (0.250 mm); 2) semiárido (250500 mm); 3) subhúmedo, lluvia moderada (5001000 mm); 4) húmedo, lluvia considerable (1000·2000 mm}; y 5} ( > 2000 mm) muy húmedo, lluvia torrencial. Clima, clasificación con base en la temperatura: En 1923, el biólogo alemán Wladimi.r Koppen (18461940} propuso una clasificación basada en los rangos de temperatura promedio en las diferentes regiones del mundo: 1) cinturón tropical(> 20°C}; 2} cinturón subtropical o templado (50 º68 º F); (10 · 20 º C); y 3) cinturón frío o polar ( < 10°C). Clima continental: Cuando se cumplen los siguientes criterios: 1) una gran variación temporal (día, estacional o anual) de la temperatura; 2) una baja humedad relativa ( 20 50 %) y; 3) débil precipitación ( 100 300 mm). Clima marino: Se refiere a las condiciones y procesos climáticos atmosféricos sobre los océanos. Clima oceánico: Se refiere a las condiciones y procesos climáticos del océano. Clima terrestre: Se refiere a las condiciones y procesos climáticos atmosféricos sobre los continentes. Climatología: Es la ciencia atmosférica que estudia los fenómenos climáticos. Las causas de los diferentes climas son básicamente:



Convergencia; Representa la razón a que el aire se aproxima a un volumen dado. Es la condición en que los movimientos atmosféricos resultan en una entrada neta de masa en una determinada área. Opuesto de divergencia. Coriolis, fuerza de: Es una fuerza aparente que desvía los cuerpos en un sistema en rotación. La fuerza de Coriolis es siempre perpendicular a la dirección de la velocidad de los cuerpos o parcelas de fluido. Es una fuerza que se tiene que incluir cuando se analiza el movimiento de un cuerpo desde un sistema de referencia no inercial, como es la Tierra en rotación. Coriolis, parámetro: El factor f ( ... 2 Osincj>) donde O es la velocidad angular de la Tierra y cj> es la latitud. Corriente de aire: Son los vientos que se observan en la atmósfera. Corriente de chorro: Región caracterizada por una corriente con vientos muy intensos en un plano casi horizontal en la alta troposfera en distintas latitudes. normalmente una corriente de chorro atmosférica tiene miles de kilómetros de longitud, cientos de kilómetros de anchura y algunos kilómetros de profundidad. Las corrientes de chorro se caracterizan por ser muy onduladas. Corriente de chorro subtropical: Localizada a unos 12 km sobre las latitudes de 35 °. La corriente subtropical tiene un espesor del orden de 250 a 200 km en dirección horizontal y una profundidad entre 3 y 8 km. Corriente de chorro ártica: Localizada a unos 7.5 km de altura sobre el Ártico. Corriente del chorro polar: Localizada a unos 5 km de altura al norte del círculo polar Ártico. Corriente inercial: Son las corrientes observadas en la atmósfera o el océano controladas únicamente por la fuerza de Coriolis (rotación de la Tierra). Estas corrientes usualmente se originan por la presencia de fenómenos atmosféricos que le dan un impulso inicial al aire o agua en una determinada región. Cresta: Es el área alargada de presión alta que se extiende en un campo de presión. Criosfera: La capa de agua sólida (hielos, nieves, glaciares). Se encuentra en las zonas de baja temperatura sobre la superficie terrestre (polos, montañas, altas lati tudes) en ambos hemisferios. Cuerpo negro: Un cuerpo hipotético que absorbe toda la energía electromagnética que incide en él.


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Cuerpo negro, radiación del: La radiación EM emitida por un cuerpo negro ideal. Es la cantidad máxima de radiación que puede ser emitida por un cuerpo a determinada temperatura. Cumulonimbus (Ch): Son nubes de origen convectivo (como resultado del forzamiento orográfico, zonas frontales o del calentamiento solar de la superficie terrestre). Alcanzan grandes extensiones en la vertical, incluso pueden llegar hasta la tropopausa donde la cima adquiere farma de yunque. Generalmente con grandes cantidades de precipitación en unas cuantas horas. Cuando están acompañadas de truenos y relámpagos adquieren el nombre de tormentas de trueno. Este tipo de nubes son muy frecuentes en las regiones tropicales. Cumulus (Cu): Son nubes de origen convectivo como resultado del forzamiento orográfico o del calentamiento solar, muy densas y profundas. Con una base hori zontal, planta y cimas en forma de torres o domos, usualmente se desarrollan de media mañana en adelante, precipitando a media tarde. Deforestación: Es la tala de bosques en gran escala. Densidad (p): Es el cociente entre la masa de un objeto y su volumen: p - m/V. Depresión: Es el área de presión baja en la que el viento fluye hacia el centro de la misma. Las regiones cálidas tienden a ser depresiones atmosféricas. Depresión tropical: Es un ciclón tropical en el que los vientos superficiales tienen un valor máximo de 33 nudos (17 mis). Deposición ácida: Constituyentes ácidos depositados sobre una superficie. Deriva continental: Es el movimiento horizontal relativo entre los distintos cono.nentes. Deslave: Es el movimiento de bajada de grandes masas de rocas y Tierra, ocasiona dos por temblores o fuertes lluvias. Diagnosis: Es el conocimiento actual del estado del tiempo meteorológico. Diagrama hipsométrico: Es una gráfica que muestra la superficie de la Tierra en función de su altitud sobre el nivel medio del mar. Diagrama termodinámico: Es una gráfica formada por la superposición de los distintos parámetros termodinámicos; usualmente se representan los parámetros como una función de la altitud.



Difluencia: La razón en que diverge el flujo de aire a lo largo de un eje normal al flujo opuesto de confluencia. Difusión: Es el intercambio de las propiedades de una substancia fluida como consecuencia de los movimientos moleculares o turbulentos del mismo fluido, entre regiones de mayor a menor densidad o concentración. Dióxido de carbono: El dióxido de carbono es liberado a la atmósfera por medio de reacciones geoquímicas y la erosión, y es absorbido por las plantas y los microorganismos. Cantidades muy pequeñas de C02 ( < 0.1 %) es insuficiente para la vida de las plantas. El C02 es un gas de invernadero que contribuye significativamente al calentamiento global. A mayor concentración de C02, mayor será el calentamiento global. Discontinuidad: Es una transición muy rápida en los parámetros atmosféricos a lo largo de una línea o zona frontal. Disociación: Es la separación de una molécula o compuesto químico en sus constituyentes elementales o átomos. Diurna, variación: Acciones o fenómenos que tienen una recurrencia diaria o de 24horas. Divergencia: Representa la razón a que el aire se aleja de un volumen dado. Es la condición atmosférica en la que se presenta una salida neta de masa de un área

determinada. Ebullición: El cambio de fase de líquido a gas que ocurre en la superficie del líquido. Proceso de evaporación muy rápida que se observa al llegar la temperatura al punto de ebullición. El líquido pierde energía mientras que el gas la gana. Eclíptica: Es el plano en el cual la Tierra describe una órbita en su movimiento alrededor del Sol. Eco: Fenómeno de reflección del sonido contra los obstáculos, como las montañas o las nubes mismas, produce el retumbo de los truenos de las tormentas. Ecuador térmico: Es aquella línea imaginaria que resulta de unir los puntos de temperatura más alta en la región cercana al ecuador geográfico. El ecuador térmico no representa una isoterma, pues las temperaturas más altas pueden ser distintas. Eddy atmosférico: Corrientes atmosféricas turbulentas, inmersas en el flujo prin cipal de la atmósfera.


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Efecto de Coriolis: Es la fuerza aparente que desvía al viento o a cualquier parcela

de fluido u objeto en movimiento, a la derecha, en el hemisferio norte, o a la izquierda en el hemisferio sur. Efecto de El Niño: También conocido como fenómeno de El Niño, término originalmente usado por pescadores peruanos, definido inicialmente como un influjo de aguas costeras cálidas, ricas en nutrientes, provenientes del golfo de Guayaquil; este influjo que anunciaba buenas capturas pesqueras usualmente ocurre en diciembre, por lo que los pescadores lo asociaron al nacimiento del niño Jesús (Navidad). Desgraciadamente, a este fenómeno de escala local se le superpone el influjo de aguas cálidas provenientes del océano Pacífico tropical, asociadas a la supresión de las surgencias costeras, pobres en nutrientes, lo cual reduce drásticamente la productividad pesquera en toda la región. Cuando los científicos empezaron a estudiar el fenómeno, fracasaron en diferenciar entre los dos procesos de advección de origen distinto y adoptaron el término "El Niño" para describir el fenómeno de escala oceánica. Está relacionado a un cambio extraordinario de las condiciones del clima, donde la temperatura superficial del mar, a lo largo del Pacífico tropical, se incrementa de 1 a 3 ºC por arriba de su valor normal. En las costas de Perú, las temperaturas del mar alcanzan sus valores máximos durante los meses de diciembre y enero. El efecto oceánico El Niño es muy complejo y está relacionado con distintos fenómenos biológicos y atmosféricos, los cuales ocasionan teleconecciones climáticas a otras partes del mundo, tales como desastres de inundaciones, sequías, colapso de pesquerías, r

etcétera.

Efecto de invernadero: Al pasar la radiación electromagnética solar (alta energía)

a través de la atmósfera, es absorbida por la superficie terrestre, para posteriormente radiar energía infrarroja (baja energía) que no puede pasar a través de la atmósfera, siendo absorbida por ésta y aumentando la temperatura. Eje polar: La línea recta entre el polo norte y polo sur sobre la cual rota la Tierra. Elementos climatológicos: Son los componentes del clima para su estudio. Pueden enumerarse los siguientes: la radiación solar y la irradiación terrestre, la temperatura y la humedad del aire, la temperatura y humedad del suelo, el viento, la nubosidad, las precipitaciones, la composición química del aire.



Emisividad: Es el cociente entre la energía emitida por un cuerpo, a una cierta longitud de onda, y aquella energía emitida por un cuerpo negro, a la misma longitud de onda. Energía: Es la capacidad de hacer trabajo por un sistema. Energía cinética: Energía asociada al movimiento de los cuerpos, descrita por la relación: Ec 1/2 mv2. Energía, conservación de: Es el principio físico que establece que la energía total de un sistema permanece constante. Energía interna: El total de todas las energías moleculares (cinética y potencial) de un cuerpo dado. Los cambios de la energía interna son de principal interés en la termodinámica atmosférica. Energía potencial: La energía almacenada que un cuerpo tiene en función de su posición con respecto a otros cuerpos, o en función a su altura sobre la superficie de la Tierra. Energía potencial gravitadonal: La energía almacenada que tiene un cuerpo en función de su altura en un campo gravitacional. Entropía (S): Es una función de estado termodinámica que indica el grado de desorden de un sistema. La entropía siempre aumenta en todo proceso natural, esto representa que la energía disponible del sistema disminuye, de tal manera que al aumentar la entropía hay una tendencia al equilibrio termodinámico del sistema. Equilibrio: El estado de un cuerpo sobre el que la fuerza neta es cero. Equilibrio hidrostático: Es el estado de un fluido en el que existe un balance perfecto entre la fuerza de gravedad y la fuerza de flotabilidad. Equinoccio: Cualquiera de las dos fechas del año en que el Sol cruza aparentemente el ecuador celeste. Del 20 al 21 de marzo y del 22 al 23 de septiembre. La duración del día es igual a la de la noche en la Tierra. Erosión: Es la destrucción de la superficie por la acción de procesos naturales como son el viento y el agua. También puede ser causada por el efecto de las actividades humanas, tales como la tala irracional de los bosques. Erupción volcánica: Es la liberación violenta de vapor, rocas, polvo y demás panículas del interior de la Tierra a través de la superficie.


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Escala de la presión: Una atmósfera equivale a 760 mm de Hg, 1 013 mb, por lo que la equivalencia entre ambas unidades es: 1 mb 760/1013 • 0.750 mm Hg y 1 mmHg • 1013/760 1.33 mb. Escala de temperatura absoluta: La escala de temperatura que tiene el punto

cero en 273.16 ºC; en punto de congelación en 273.16 ºC y en punto de ebullición de agua de 373.16 °C. Las temperaturas en la escala absoluta se representan en grados Kelvin (ºK). Escala de temperatura centígrado: La escala de temperatura que define el valor O °Cal punto de congelación del agua y el valor de 100 °Cal punto de ebullición del agua a la presión de una atmósfera. Escala de temperatura Fahrenheit: La escala de temperatura definida por el punto de congelamiento del agua en 32 °F y el punto de ebullición del agua en 212 °F. Escarcha: Precipitación acuosa que se origina en la superficie de la Tierra, por sublimación del vapor de agua a la temperatura de congelación, particularmente sobre las plantas en forma de cristalitos de hielo. Escorrentía: Cantidad de precipitación que se evapora, se infiltra en la Tierra y corre por el suelo. . Escurrimiento: Es el agua de lluvia que fluye sobre la superficie de la Tierra. Espectro de luz: Banda de colores resultado de la descomposición de la luz blanca. Espectro electromagnético: El rango de frecuencias en las que la radiación electromagnética se propaga. Las frecuencias bajas se asocian con radioondas, incre mentándose a microondas, infrarroja, visible, ultravioleta, rayos X, y las de mayor frecuencia rayos r. Cubre un gran rango, del orden de kilómetros (radioondas) hasta Angstroms (rayos gamma y rayos X). Espejismo: Fenómeno de refracción de la luz que se observa sobre superficies muy calientes, como sucede en los desiertos y en las amplias avenidas asfaltadas de las ciudades. Estabilidad estática: Es la tendencia de las parcelas de aire a regresar a su estado inicial de reposo (equilibrio estable), a ser aceleradas (equilibrio inestable), o a pennanecer en el punto donde están (equilibrio neutro), después de haber sido perturbadas por una fuerza. Estabilidad: Condición atmosférica en que la distribución vertical de tempe ratura no permite el movimiento vertical indefinido de las parcelas de aire. 411 CopyrigMed rnaterral


Estabilidad condicional (o inestabilidad condicional): El estado de una co lumna de aire en que su distribución vertical de temperatura es tal que puede ser estable para aire seco, pero inestable para aire saturado. Estado, ecuación de: Es la relación matemática que existe entre los parámetros de temperatura, presión, densidad y peso molecular, de una determinada substancia. En el caso panicular de la atmósfera terrestre, la ecuación de estado es la ley de gas ideal PV - nRT. Estado del tiempo: Son aquellas condiciones atmosféricas (temperatura, viento, humedad, lluvia, etcétera) que cambian día con día. Para definir el estado del tiempo que hace en determinado lugar y en un sitio específico, se necesita describir seis factores: ¿Cuánto frío o cuánto calor hace? ¿Hay nubes o está despejado? ¿Está lloviendo o no? ¿Cuánta humedad hay en la atmósfera? ¿Qué velocidad y dirección tiene el viento? Tocios los seres humanos están interesados en el estado del tiempo. El mal tiempo está definido como fuertes vientos, lluvias intensas, temperaturas extremas. Por ejemplo, puede ser muy perjudicial para las actividades socioeconóm.icas de la población y ocasionar grandes desastres. El mal tiempo puede ocasionar perjuicios como la pérdida de siembras, incendios, inundaciones, incluso puede ocasionar enfermedades graves en las personas y animales y en ocasiones llega a derribar casas y poblados enteros. Estelas de condensación: Son nubes producidas por causas no meteorológicas; p.ej: las que dejan los aviones de reacción en su vuelo, cuando la atmósfera, al nivel del avión está suficientemente fría y húmeda. Estratopausa: Es la región fronteriza entre la troposfera y la estratosfera. Estratosfera: Es la capa atmosférica entre troposfera (por abajo de los 12 o 18 km) y la mesosfera (por arriba de los 50 km); se caracteriza por un aumento continuo de la temperatura y es una región de estabilidad en la que no se pueden desarrollar movimientos convectivos en forma natural. Evaporación: El cambio de estado líquido a vapor, como resultado de la separa ción de las moléculas de agua del líquido. Es el proceso por el cual el agua (líquida) es convenida a vapor de agua y transferida a la atmósfera. Es lo contrario al proceso de la precipitación en la superficie terrestre.


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Evapotranspiraci6n: Es el proceso combinado de evaporación del agua de la superficie de los cuerpos de agua y de la transpiración de la materia viva (plantas y animales). Evapotranspiraci6n potencial: Es la cantidad máxima de agua que se podría evaporar si toda el agua necesaria estuviese disponible. Evolución: Es la tendencia de los factores físicos y biológicos a cambiar con el paso del tiempo. Exosfera: Es la capa externa de la atmósfera terrestre localizada entre los 450 25000 km. Facsímil: Aparato que recibe y graba los mapas meteorológicos. Ferrel, celda de: El meteorólogo y geógrafo estadounidense William Ferrel (1817 1891), descubrió el efecto de la circulación terrestre en los sistemas del viento. Fue el primero en sugerir que el momento total del viento terrestre en dirección oeste debe ser igual al momento total en dirección este, pu� de otro modo la Tierra se estada acelerando o retardando. Sugirió la existencia de una circulación meridional en las regiones templadas (30° 60° de latitud), de tal manera que en el hemisferio norte los vientos en la superficie tienen una componente del sur, mientras que en las alturas tienen una componente del norte. Es decir, el aire proveniente del trópico subside a lo largo del cinturón de presión alta con una componente de vientos del oeste. Ferrel, ley de: En el hemisferio none los vientos son desviados a la derecha del movimiento, mientras que en el hemisferio sur son desviados a la izquierda. Flotabilidad: Es la propiedad que tienen los objetos de flotar (no hundirse) en los distintos medios. Es la pérdida de peso aparente que todo cuerpo experimenta al ser sumergido en un fluido. Flotabilidad, fuerza de: Es la fuerza ascensional ejercida por el medio sobre los objetos inmersos en el mismo. La fuerza de flotabilidad se opone al peso del cuerpo. Flujo laminar: Un flujo no turbulento. Foehn: Viento que cruza los Alpes, desde el sur hacia el norte, durante el invierno y principios de primavera. Usualmente es cálido y seco. Formación de ciclones extratropicales: De acuerdo con la teoría del frente polar, los ciclones extratropicales se forman a partir de las penurbaciones de un frente entre diferentes masas de aire. El frente mismo se origina por la interacción 413 CopyrigMod rnatenal


de una masa de aire fría con una de aire caliente en las latitudes medias. La condición inicial más frecuente para la generación de perturbaciones a lo largo de la zona fron tal, es la presencia de corrientes convergentes sobre el frente, una cálida y la otra fría, con diferentes características de densidad, temperatura y viento. La diferencia de viento entre los dos lados del frente es siempre suficiente para poder producir un esfuerzo de viento ciclónico el cual genera una disminución de presión que favorece la convergencia de los vientos y a su vez el movimiento ascendente de las masas de aire.

Forzamiento orográfico: El efecto físico causado por una barrera montañosa en el viento. Fósil: El cuerpo de un animal o una planta que se ha preservado en la litosfera o la criosfera a través del tiempo. Fósil, combustible: Es el término general que se usa para indicar los combus tibles de origen fósil con depósitos de carbono (orgánicos) de origen biológico. Fotodisociación: Es la descomposición causada por la radiación ultravioleta so lar de elementos químicos, tales como el oxígeno o los clorofluorocarbonos. Frente ártico: Es una discontinuidad formada entre las masas de aire ártico muy frías, con vientos del este, y las masas de aire polar con vientos del oeste. Este frente generalmente se desarrolla entre las latitudes de 55 ° N y 70 ° N (en el hemisferio sur también se desarrolla un frente antártico muy similar). Durante el verano, este frente ártico puede desaparecer y ser sustituido por el frente polar, mientras que durante invierno, los dos frentes están mayormente definidos. Frente cálido: Cuando la masa de aire cálido se aproxima a la masa de aire frío. Frente frío: Cuando la masa de aire frío se aproxima a la masa de aire cálido. Frente meteorológico: Es la superficie formada entre dos masas de aire de distintas características. Es la región donde se presentan considerables gradientes de temperatura, densidad y viento. Se pueden extender desde la superficie del suelo hasta la tropopausa, siempre con aire frío por abajo del aire cálido. Frent.e ocluido: En los inicios de la formación de un ciclón extratropical, el frente tiene � cálidas al oieyfrías al oeste del centro del ciclón. C'.onfonne el ciclón evoluciona, el frente frío se mueve más rápidamente, de tal manera que ambos frentes entrarán en contacto con aire frío en los niveles bajos, y aire cálido en las alturas. 414 Ccpyrigrted material

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Frente polar: Es la superficie formada por la interacción de masas de aire de origen polar (al norte) con masas de aire de origen tropical (al sur). Tiene varios cientos de kilómetros de espesor en dirección no nesur, en que el gradiente de temperatura es muy grande. Tanto al sur, como al norte de este frente, la temperatura varía muy poco. Se extiende desde la superficie hasta la tropopausa. Freón: Es el nombre comercial de los fluorocarbonos, utilizados principalmente como refrigerantes. Fricci6n: La fuerza que se resiste al movimiento libre de los cuerpos. Es la fuerza que se genera cuando dos cuerpos se ponen en contacto impidiendo que se muevan libremente. Siempre disminuye el movimiento de los cuerpos, y a menos que se aplique una fuerza externa, todo el movimiento se detiene por efecto de la fricción. Frontogénesis: Es el proceso de formación o nacimiento de frentes meteo rológicos. Front6lisis: Es el proceso de decaimiento o disipación de frentes meteorológicos. Fuego de san Telmo: Son las descargas visibles de electricidad estática del aire, específicamente en los mástiles y aparejos de un barco, durante las tormentas. Fuerza: Cualquier mecanismo que genere una aceleración sobre un cuerpo. Unidades en Newtons. Fuerza centrífuga: Es la fuerza que aparece en todo sistema en rotación dirigida hacia afuera perpendicularmente al eje de rotación. Es la reacción inercial de un cuerpo contra la fuerza que lo obliga a moverse en una trayectoria curva. Fuerza centrípeta: La fuerza generada por un cuerpo que se mueve describiendo una órbita circular. Esta fuerza se dirige hacia el centro del círculo y tiene una magnitud, F dada por: F - mv2/r. Fuerza de flotabilidad: La fuerza ascendente que experimenta un cuerpo flotando o sumergido sobre un fluido, equivalente al peso del fluido desplazado. Fuerza generadora: Es aquella fuerza que no depende del movimiento del aire, sino de las propiedades físicas de los cuerpos que la originan: por ejemplo, la fuerza del gradiente de presión, la fuerza de gravedad. Fuerza reguladora (desviadora): Es aquella fuerza que resulta del movimiento del aire en el sistema de referencia: por ejemplo, la fuerza de Coriolis, la fuerza centrÍpeta, la fuerza de fricción.



Fuerza neta (resultante): La suma de todas las fuerzas que actúan sobre un objeto. Gas: El estado de la materia que permite que las moléculas cubran todos los espacios disponibles. Gases de invernadero: Aquellos componentes atmosféricos (antropogénicos o naturales) que retienen la radiación de onda larga (infrarroja). Los principales gases de invernadero en la atmósfera terrestre son: 8i0, C021 CH4, N20, 03, CFC. Geopotenciak Es la energía potencial de una masa unitaria localizada a una altura z sobre la superficie de la Tierra. Gelisuelo ( o permahielo): Suelo permanentemente congelado. Gradiente térmico del medio ambiente (Iapse rate) ([):Es la variación de la temperatura en la altura. Se dice que el gradiente térmico es positivo cuando la temperatura aumenta con la altura, mientras que será negativo si la temperatura disminuye. Es la temperatura que registraría un radiosondeo atmosférico. Gradiente térmico de la parcela de aire (I'J: Es el cambio de temperatura registrado por una parcela de aire que asciende o desciende en la atmósfera libre. Gradiente térmico adiabático del aire seco (r): Es la disminución de la temperatura con la altura en una atmósfera seca o no saturada: r.::::: 10 °C km ·1• Gradiente térmico casiadiabático del aire húmedo (I'J: Es la disminución de la temperatura con la altura en una atmósfera húmeda o saturada: rh :::: 6.5 ° C km". Granizo: Es la precipitación en forma de hielo, generalmente esféricas con diámetros mayores de 5 mm. El granizo se observa en latitudes medias y es muy raro en los trópicos. Se forma en las nubes convectivas. Granizadas: Es cuando se presenta precipitación con partículas de agua en forma de hielo. El granizo es muy común en zonas templadas y altas, se forman de las nubes convectivas, como las cumulonimbus coincidiendo con tormentas de trueno, altas y con gotas grandes de agua. Las tormentas de granizo normahnente duran unos minutos (5 15 min) y ocurren en la tarde. Gravedad: Es la fuerza de atracción de la Tierra sobre cualquier cuerpo. Es la fuerza que da el peso a los cuerpos de masa m. Gravitación: Fuerza por la que los cuerpos se atraen en razón directa al producto de sus masas e inversa al cuadrado de la distancia que separa sus centros.


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Hadley, celda de: El abogado inglés George Hadley (16911754), propuso en 1735 la existencia de una celda de convección en la atmósfera para explicar la circulación de los vientos alisios. El calentamiento radiativo en los trópicos causa que el aire ascienda y se dirija hacia los polos, para posteriormente descender en los polos y regresar al ecuador en los niveles inferiores. En este modelo no se toma en cuenta la rotación de la Tierra. Posteriormente, el meteorólogo sueco Carl Gustav Rossby (18981957}, al introducir el efecto de rotación terrestre, propuso el régimen de tres celdas, en las que la celda limitada por el ecuador y los 30 °, se le llama celda deHadley. Halo: Es el fenómeno óptico que se presenta por efecto de la refracción y reflección de la luz (solar o lunar) al pasar por cristales de hielo en las nubes altas, formándose una circunferencia con los colores del arcoiris, en cuyo centro se haya el Sol o la Luna. La sucesión de colores en el halo es como sigue! rojo al interior, anaranjado, amarillo, verde y el azul en la parte exterior. Hambruna: Es una condición de escasez de recursos alimentarios en una región, que se prolonga indefinidamente, causando un desastre en las poblaciones humanas y

animales. Helada: Las condiciones meteorológicas que se tienen cuando la temperatura del suelo está por abajo de O ºC. En la agricultura hay dos tipos de heladas muy comunes: a) la helada blanca y b) la helada negra (también conocida como helada asesina). Helada blanca: Las condiciones meteorológicas que se tienen cuando el aire es húmedo: de tal manera que al bajar la temperatura por abajo de los O ºC, el vapor de agua se congelará directamente por el proceso de sublimación, que es un cambio de la fase del agua de vapor a hielo, sin pasar por liquido. Este tipo de helada no es muy severa, pues al formarse el hielo en la superficie de las plantas, se farma una capa protectora que impide que el organismo siga perdiendo calor. Helada negra: Las condiciones meteorológicas que se tienen cuando el aire es seco, de tal manera que al bajar la temperatura por abajo del O ºC, la planta perderá demasiado calor, hasta el momento que esta muere, cambiando su color claro a obscuro. Cuando la atmósfera está relativamente seca y al caer la temperatura a cero grados centígrados, no se forma la capa protectora de hielo y la planta continúa perdiendo calor, congelándose hasta morir. La "estación de crecimiento" en agri



cultura se extiende desde la última "helada asesina" al inicio de la primavera, hasta la primera helada asesina de fines de otoño. Hidrometeoro: Es una partícula de agua condensada en la atmósfera, de tamaño visible, que forma la neblina, las nubes, la lluvia, la nieve, etcétera. Hidrosfera: Es la capa de agua liquida (océanos, mares, lagos, ríos, acuíferos) que rodea a la Tierra sólida, cubre 3/4 panes de la superficie terrestre. Hidr6logo: Es un científico que estudia los movimientos del agua por abajo y sobre la superficie de la Tierra. Higr6grafo: Es el aparato usado para registrar las variaciones temporales de la humedad relativa. Higrómetro: Aparato usado para medir la humedad relativa, consiste de un mechón de cabellos limpios, adaptados a un sistema mecánico que transmite a una aguja marcadora, cuando los cabellos se expanden por aumento de la humedad en el aire, o se contraen por disminución de la humedad. La aguja marca los valores de la humedad relativa en un rango de O a 100%. Hipótesis: Una propuesta científica de la explicación de un fenómeno que aún no es totalmente entendido. Humedad: Es la cantidad de vapor de agua en la atmósfera. Humedad absoluta: Es la razón entre la masa de vapor de agua y el volumen de aire. Hurntdad relativa: Es el cociente entre la cantidad de humedad en el aire y la cantidad de humedad que el aire puede contener a una temperatura dada, se expresa en %. Huracán: Es una tormenta tropical, con centro cálido, que tiene vientos superficiales de intensidad mayor de 64 nudos (33 mis • 118 km/hr). En el hemisferio norte los vientos huracanados giran en contra de las manecillas del reloj. Inercia: Es la resistencia que todo cuerpo tiene al cambiar su estado de reposo o movumento.

Inestabilidad: Es la propiedad de un sistema en estado estacionario donde algunas perturbaciones pueden crecer en magnitud. Inestabilidad convectiva (inestabilidad potencial): Es el estado de una parcela de aire nosaturado que producirá inestabilidad en el momento de ser elevado al nivel de saturación. 418 Ccpyrigrted material

Introduccion a La Meteorologia

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