Índice general 1
la atmósfera
3 4
l.l. Introducción .
I.2. Composición de la atmósfera. 1.3. La estructura de la atmósfera 1.3.1. La temperatura atmosférica 1.3.2. El campo eléctrico Resumen. . . . . . . . . Cuestiones y problemas .
4 8 8 11" 11 13
la Radiación Sol;¡r ~.L El espectro electromagnético La radiación térmi ca . . Las leyes de la radiación 2.3. 1. Ley de Kirchhoff 2.3.2. Ley de Planck . . La radiación sola r . . . 2.4.1. La constante solar La atmósfera y la radiación solar 2.5.1. Absorción .. . . . . . . 2. 5.2. Dispersión. . 2.5.2.1. Dispersión Rayleigh 2.5.2.2. Dispersión Mie . 2.5.3. Refl exión La radiación terrestre . . . . . . . - El equilibrio térmico y la temperatura de la Tierra.
15 16 18 21 21 23 25 26 27 29 30 31 32 34 35 37
V II
ÍNDICE GENERAL
VIII
2.7.1. El efecto invernadero . 2.8. Balance de energía detallado. Resumen . . . . . . Cuestiones y Problemas 3. La temperatura 3.1. La insolación . . . . . . . . . . . . . 3.1.1. Excentricidad de la órbita . . 3.1.2. Inclinación del eje de rotación 3.1.3. La altura solar 3.1.4. Los trópicos . . . . . . . . . . 3.1.5. La atmósfera . . . . . . . . . 3.2. Balance de radiación según la latitud 3.3. Los ciclos de la temperat ura . . . . . 3.3.1. Factores determin antes de la temperatura Resumen. . . . . . . . . Cuestiones y problemas. . . .
42 42 45 47 49 50 50 51 54 55 56 56 60 61 63 65
67 4. La estabilidad atmosférica 68 4.1. La Presión . . . . . . . . 71 4.1.1. Medida de la presión 72 4.2. Gradiente adiabático de temperatura 74 4.2.1. Temperatura potencial 76 4.3. Humedad . . . . . . . . . 76 4.3.1. Presión de vapor .. . 77 4.3.2. Índices de humedad .. 81 4.3.3. Medida de la humedad atmosférica 82 4.4. El aire húmedo .. .. .. . 82 4.4.1. Temperatura virtual . . . . . 84 4.4.2 . Gradiente adiabático saturado 86 4.5. Estabilidad Atmosférica .' . 88 4.5.1. Estabilidad absolu ta .. 90 4.5.2. Inestabilidad absoluta . 4.5.3. Estabilidad condicional. 91 4.6. Modos de alcanzar la saturación en la atmósfera. Nieblas 93 97 4.7. Condensación . 97 4.7.1. :\ucleación de gotas .
l->-,."", GE~ERAL
42 42 45 47 49
50 50 51 54 55
56 56
60 61 63 65
67 68 71 72
74 76 76 77 81 82 82 84 86 88 90 91 ya ~ieb l as 93 97 97
[,DICE GENERAL
4.7.2. Crecimiento de gotas Resumen . . . . . . . . . Cuestiones y problemas.
IX
100 100 103
5. Dinámica atmosférica 5.1. El viento . . . . . . 5.2. Fuerzas en la atmósfera. 5.3. Fuerza bárica . 5.3.1. Concepto de vector gradiente 5.3.2. Fuerza bárica . . . 5.4. Fuerza de Coriolis . 5.4.1. Viento geostrófico . 5.4.2. Viento de gradiente. 5.5 . Fuerza de fricción . Resumen . . . . . . . . . Cuestiones y problemas.
107 108 108 109 109 111 114 118 121 124 128 131
6. La circulación en la atmósfera 6.1. Escalas de la circulación atmosférica 6.2. La circulación general . . . . . 6.2.1. Modelo de una celda . 6.2.2. Modelo de tres celdas. 6.2.3. Corriente en chorro .. 6.2.4. Sistemas de presión semi permanentes 6.3. Circulación mesoescalar . 6.3.1. Monzones . . . . . . . . . . 6.3.2. Vientos orográficos . . . . . 6.3.2.1. Ondas de montaña 6.3.2.2. Efecto Foenh 6.3.3. Circulación térmica. Resumen . . . . . . .. . Cuestiones y problemas.
137 138 138 140 141 145 146 149 150 151 151 152 15-1 15T 15
Masas y Frentes 1.1. Masas de aire 1.2. Frentes .. 7.2.1. Frente cálido 7.2.2. Frente frío ..
159
160 16.3 16-1 165
x
ÍNDICE GENERAL 7.2.3. Frente estacionario 7. 2.4. Frentes ocluidos . 7.3. Borrascas ondulatorias 7.4. Sistemas nubosos . Resumen . . . . . . . . . Cuestiones y Problemas
166 166 167 168 170
172
8 . El Océano y el clima 8. 1. Introducción . . . . 8.2. Estructura del océano. 8.2.1. Salinidad . . . 8.2 .2. Temperatura y densidad 8.3. La circulación general del océano 8.3 .1. Flujo geostrófico .. . .. 8.3.2. Corrientes superficiales .. 8.3.3. Salinid ad y circulación del océano 8.4. Dinámica cerca de la superficie 8.4.1. El Niño .. Resum en . . . . . . . . . Cuestiones y Problemas
173 174 177 177 178 179 180
9. Clasificación climática 9.1. Introducción. . . . . . . . 9.2. Clasificación climática . . . . 9.2.1. Clasificaciones genéticas 9.2.1.1. Factores climáticos 9. 2.2. Clasificaciones empíricas . . 9.2.2.1. Clasificación climática en función de la temperatura . . . . . . . . . . . . . . 9.2 .2.2. Clasificación climática en función de la . . . . . . . . . precipitación 9.2.2.3. Clasificación climática en función de índices . . . . . 9.2.2.4. El climograma 9.3. Sistema de Kiippen . . . . . . 9.3.1. Climas secos (grupo Bl . 9.3.2. Climas templados (grupo Cl
193 194 195 195 196 197
181 182 184 186 187 191
198 198 199 200 201 206 208
GE:\ERAL 166 166 167 168 170 172 173 174 177 177 178 179 180 181 182 184 186 187 191 193 194 195 195 196 197 de la 198 de la
XI
9. 3.3. 9.3.4. 9.3.5. -umen. uestiones
Climas fríos (G rupo D) . El clima polar (E) Climas de montaña y Problemas
Cambio Climático .1. Introducción . .. , .2. El sistema climático. 1 .3. Historia del clima 10.3. 1. Datos . . .. .-l. Causas naturales de la variación del clima 10.4.1. Variaciones de la órbita terrestre 10.4.2. Deriva de los continentes . . . . . 10.4.3. Cambios en la composición de la atmósfera . 10.4.4. Cambios de la actividad solar .5. ~Vlecanismos de realimentación . . . . . . . 10.5.1. Interacción atmósfera-océano . . . 10.5.2. Cambios en la circulación oceánica 10.5.3. Absorción de gases por el océano .6. Calentamiento Global . 10.6.1. Los datos .. 10.6. 2. Las causas .. 10.6. 3. La consecuencias 10.6.4. El IP CC . . -umen . . . . . . . . . tiones y Problemas
211 212 214 214 216 219 220 221 222 222 225 225 227 228 229 232 232 232 233 234 234 235 239 242 2-!3 2-!4 245 247
198 de 199 200 201 206 208
roducción Este libro est á dirigido a los estudiantes de Ciencias del Medio ....·hipn ".p y cubre el material didáctico propio de un semestre. Es con,"",,","'J. e haber cursado previamente un curso de física general, si bien ~sa.m()s que el texto es autosuficiente y que puede ser seguido por _"'IU"~' estudiante con form ación cient ífica a nivel de bachillerato . El cono cimiento de la meteorología y de la climatología es esencial el estudio del medio ambiente, pero es además de interés general ~'.IU~ el tiempo atmosférico y el clima form an parte de la vida en ...,.,,,,,.,Q tan diversos como la seguridad ante catástrofes naturales, !ITicultura o la habitabilidad de nuestro entorno. Este interés ha _,,,nLallO , si cabe, por la importancia del problema que supone el Immdlo calentamiento global. Tierra se puede describir como un sistema dinámico compuesto la atmósfera, la litosfera , la hidrosfera, la criosfera y la biosfera . cinco subsistemas interaccionan ent re sí intercambiando flujos nergía y materia a través de procesos complejos. Este sistema ico es un sistema abierto que recibe la energía en forma de rasolar. El estado del sistema está caracterizado por un conjunto ;ariables que definen el tiempo atmosférico y que promediadas en mpo dan lugar al clima. Por lo tanto , la atmósfera, cuyo estudio es el objeto de la Meteorono se puede entender sino situándola como una capa intermedia la T ierra y el Sol y en continua interacción con el océano y los Este libro está divido en diez capítulos que , tras una introducción at mósfera, tratan sucesivamente de la radiación solar, de la inI!Ikcló>n de la atmósfera con la radiación , la temperatura del aire, la _'",a.U , la circulación general, el océano, las masas de aire, los fren1
2
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOG ÍA
tes y la generación de borrascas. Aunque a lo largo de toda la obra se t ratan cuestiones meteorológicas y climatológicas conjuntamente, al final hay dos temas más propios de la Climatología como son la clasificación climática y el cambio climát ico. Después de especificar los temas incluidos en este libro, mencionamos que en él no se tratan ni la predicción ni la modelización meteorológica, temas que tienen enorme importancia e interés pero que no forman parte de los objetivos de este curso semestral de Ciencias del Medio Ambiente.
Capítulo La atmó
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• Describ" cada un • Entende • Clasific peratu distint • Adquirit
y _,IETEOROLOG ÍA
de toda la obra io::a5 conj untamente, ~.:l;:.otia como son la ""
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pero que no de Ciencias del
atmósfera
OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS • Describir la com posición de la atmósfera y la importancia de cada uno de los gases atmosféricos en la meteorología. • Entender el origen de los gases atmosféricos y su evolución hasta la composición actual. • Clasificar las capas atmosféricas en función del gradiente de temperatura e identificar los mecanismos energéticos que explican las distintas capas. • .-\dquirir unas nociones de la estructura eléctrica de la atmósfera.
3
CLIMATO LOGÍA y METEO ROL OGÍA
1.1.
Introducción
La atmósfera es la capa gaseosa que rodea la superficie de la Tierra, a la que está confinada por la atracción gravitatoria del propio planeta. La meteorología es la ciencia que estudia la atmósfera y los meteoros o fenóm enos tales como el viento, la lluvia, etc. , que en ella suceden. El estado de la atmósfera en un momento dado, caracterizado por la temperatura, la presión del aire, la humedad y el viento, se conoce como t iempo atmosférico. El promedio temporal del estado de la atmósfera en un lugar determinado durante un largo de un periodo de tiempo, decenas de años, es el clima. Pod emos decir que la meteorología estudia el tiemp o atmosférico y la climatología el clima. Es, pues, incorrecto hablar de la climatología o de las condiciones climatológicas para referirnos al tiempo atmosférico en un momento determinado. Una característica esencial y evidente del tiempo y del clima es que están en continuo cambio. Las escalas temporales en las que so produce el cambio son muy distintas, ya que el tiempo puede cambiar en cuestión de minutos o días y el clima lo hace en una escala que va de decenas a miles de años. Esto es consecuencia de que todo el planeta, la tierra y la atmósfera que la rodea, forman un sistema dinám ico en continua evolución.
1.2.
Composición de la atmósfera
Comparada con el radio terrestre la atmósfera es una capa muy delgada. El límite superior no está bien definido porque la densidad disminuye con la altura, pero tomando como espesor de la atmósfera los primeros 30 km, que ya que cont ienen el 99 % de la masa atmosférica, equivale aproximadamente al 0,5 % del radio terrestre. Es, pues. tan delgada que las corrientes de aire son principalmente horizontales. lo que no significa que las corrientes verticales no sean cruciales en ciertos fenóm enos meteorológicos. Hasta que la temperatura de la superficie terrestre no fue suficientemente baja como para que la gravedad pudiera confinar los gases. no se formó la atmósfera. Se cree que el origen de la atmósfera actual se debe a gases expulsados en erupciones volcánicas posteriores. Es razonable pensar que los gases de aquellas erupciones tuvieron una
y :\[ETEO ROLOG ÍA
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permanentes. Vemos que el 99 % de la atmósfera está consuido por N2 y O2 , yen mucha menor medida por Ar y otros traza (que se encuentran en muy pequeña cantidad), como . Rd e H2 . El nit rógeno es con diferencia el gas más abundante ido a que es muy esta ble. Su tiempo de residencia es de 42
5
6
C LI MATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
Cu adro 1.1: Composición media de la atmósfera. Los gases están ordenados por su concentración en volumen y divididos en dos grupos según que su concentración sea constante o variable. En la segunda columna, Aif es la masa molecular en g/mol.
Gas
M
Volumen %
N2
28,0 32,0 39,95
78.08 20,95 0.93
44 48 18
0,02-0,04 0,01 0,0-4,0
O2 Ar CO 2
03 H2 0
millones de años. A pesar de su abundancia no juega un papel rel evante en meteorología1 El segundo gas por su abundancia es el O2 , que juega un papel esencial en casi todos los seres vivos, tanto por la respiración como porque permite la formación del ozono estratosférico. Su tiempo de residencia es 5000 años. La proporción del argón, que es el más abundante de los gases nobles presentes en la atmósfera, es inferior al 1 %. Debido a la bajísima tasa de generación y eliminación nat ural del Ar su tiempo de residencia en la atmósfera es muy largo. Gases variables. Estos gases representan una parte pequeña de la atmósfera. Los tres más importantes se muestran en la parte inferior del cuadro 1.1. A pesar de su poca concentración son esenciales en los procesos meteorológicos. El vapor de agua. El agua está presente en la atmósfera principalmente en forma de vapor , pero también se encuentra en estado líquido y sólido form ando nub es y nieblas. El contenido de vapor de agua varía entre el 0,1 % en desiertos y regiones polares hasta el 4 % en los trópicos. La distribución del vapor de agua es poco uniforme, tanto en superficie como en altit ud . El vapor
de agua juega u por las precipita mayor parte del también un pore El agua en la a por condensació el tiempo de resi Dióxido de car yolcánicas, por l combustión tam quema de comb través de la fo t incremento que desde mediado d continuo de la COI consecuenci as en de residencia del Hay ot ros gases una proporción gan un papel m balance radiati\ también como g nas ind ustrializa osol atmosféri rnósfera el lIam origen tanto nar O, 1 ~m y 1 ~m3 10 000 partículas continuo movi en la form ación - Desde que hay medi
Indirectamente sí es importante porque el óxido nitroso es un potente gas de efecto invernadero. '1
. ) y se estima que '1 ¡un = 1O-6m
~
y ~IETEO ROLOGÍA
están ordenados por que su concentración
l.,,,,,,,,,,, molecular en g/ mol.
LA ATMÓSFERA agua juega un papel muy importante en la atmósfera, tanto r las precipitaciones como porque su t ransporte constituye la yor parte del fluj o de calor en la circulación atmosférica. Es bién un potente gas de efecto invernadero. E agua en la atmósfera se genera por evaporación y se elimina "r condensación y posterior precipitación, con una tasa tal que -iempo de residencia estimado es de 10 días.
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~!~=1>
dante de los gase r al 1 %. Debido a nat ural del Ar su " largo. e pequeña de la
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Dióxido de carbono. Se emite a la atmósfera en las erupciones cánicas, por la vegetación y la respiración animal y por la bustión tanto de origen natural como antropogénico con la ema de combustibles fósiles. Se elimina fund amentalmente a vés de la fotosíntesis, pero a una tasa qu e no compensa el • emento que se ha producido en la emisión. Esto explica que e mediados del siglo XX se esté produciendo un incremento tinuo de la concentración de CO 2 en la atmósfera2 , de cuyas Cl)1l-secuencias en el clima se tratará en el capít ulo 10. El t iempo re idencia del CO 2 es aproximadamente de 150 años. otros gases como CH4 , N2 0 y 0 3 , que están presentes en proporción comparativamente muy pequeña, pero que juepapel muy importante en el clima por su efecto en el lalaIJLce radiativo. Mencionamos el ozono y su presencia en la ~¡rato!;fel:a donde fil tra la radiación UV letal para la vid a, y ~ml)ién como gas contamin ante al nivel de la superficie en zoindustrializadas y en las grandes ciud ades. atmosférico. Además de los gases, forma parte de la at. ).;i"l~ra el llamado aerosol atmosférico. Está formado por paren suspensión, principalmente sales, polvo y cenizas, de .","U tanto natural como antropogénico. Su tamaño varía entre : J.lm y 1 f.Lm 3 y su concentración en el aire, que es del orden de 000 partículas por centímetro cúbico, se mant iene debido al "L~irLUO movimiento atmosférico. El aerosol tiene importancia la formación de las nub es y también porque modifica la transque hay medidas exactas la concentración ha pasado de 0,033 en 1970 se estima que para 2100 se doble la concentración. = W- 6 m
7
8
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
U'ÍTULO 1.
parencia de la atmósfera con efectos en el balance energético. Se elimina de la a tmósfera al ser arrastrado por las precipitaciones y su tiempo de permanencia es del orden de días a sema nas según su tamaño.
1.3.
La estructura de la atmósfera
La atmósfera es un sistema gaseoso muy compresible y sometido a la atracción gravitatoria de la T ierra , por lo que su densidad disminuye rápidamente con la altitud. Como consecuencia de esta estratificación de la densidad están igualmente estructuradas las demás propiedades físicas, como la presión, la temperatura, etc. Según la variación con la altitud de cada una de estas propiedades físicas la atmósfera se puede dividir en capas.
1.3.1.
fre val·lacion .... parte de los • La p
La t emperatura atmosférica
Es bien conocido que en las altitudes en que vivimos la temperatura disminuye con la alt ura. Este es el comportamiento que uno espera si se t iene en cuenta que la superficie de la Tierra está a una temperat ura media de 288 K y el espacio exterior a O K, y que por tanto hay un gradiente negativo de temperatura. Lo que posibl emente no se espere es que este gradiente de temperatura no sea constante y, menos aún . que a lo largo de la atmósfera presente cambios de signo , es decir. que existan zonas donde la temperatura aumente con la altitud. Son precisamente estos cambios de signo en el gradiente de temperat ura los que permiten clasificar la atmósfera en las capas que se muestran en la fi gura 1. 1. • La capa inferior se ll ama troposfera. Se caracteriza porque la temperatura disminuye linealmente con la alt ura con un gradiente aproximado de 6, 5 OC/km. Como veremos más adelante este compo rtamiento es consecuencia del enfriamiento aCtat>atI-l co debido a la disminución de la presión con la altit ud y a I inestabilidad atmosférica. Esta capa contiene aproximadament el 80 % de toda la masa de la atmósfera y, debido a la inestabilidad que la mantiene en continuo movimiento, la composición
por radiación pa constituye mucho menor de los gases no hay UUU V" U"'I
• La mesosfer a. ¡idad de ozono - restabl ece un ponde al flujo de se extiende
RO LOGÍA
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_-\.PÍTULO 1. LA ATMOSFERA aire es bastante uniforme. Se extiende aproximadamente hasta una altit ud de unos 10 km. El lími te superior está limitado por un determinado nivel de presión que depende de la temperat ura y la humedad del aire, siendo en los polos, más fríos y secos, de unos 8 km y en el Ecuador, donde el aire es húmedo y caliente, de 12 km. Por este mismo motivo el espesor de la troposfera sufre variaciones estacionales. En esta capa t ienen lugar la mayor parte de los fenómenos de interés meteorológico. • La estratosfera se extiende desde los 11 km hasta los 50 km. En esta capa la temperatura aumenta con la altura con un gradiente muy pequeño. En valor absoluto, la variación de temperatura en esta región es parecida a la variación troposférica, pero el espesor de esta capa es mucho mayor. Esta inversión térmica se debe a que la concentración de ozono, que absorbe la radiación ultravioleta procedente del Sol, aumenta con la altit ud. Se establece, así, una estratificación estable donde las capas de aire frío, más denso, están situadas debajo de capas de aire más caliente. Inhibida la convección no hay vientos verticales y la transm iión de calor desde la troposfera al espacio exterior se produ ce por radiación infrarroja. La masa de aire contenida en esta capa constituye el 19,9 % del total, de manera que la densidad es mucho menor que en la troposfera. Se observa una dism inución de los gases traza y del vapor de agua por lo que prácticamente no hay nubosidad. • La mesosfera. Según disminuye la densidad y, por tanto, la cantidad de ozono este procedimiento de calentamiento se atenúa y -e restablece un gradiente de temperatura negativo como corresponde al fluj o de calor de la Tierra al espacio exterior. Esta capa "e extiende hasta los 85 km y en su parte superior se alcanzan emperaturas inferiores a los 200 K. La termosfera es la última capa de la atmósfera. Aquí se produce otra inversión térmica debido a la energía liberada en la disociación de átomos y moléculas por los rayos cósmicos y por fotones de alta energía procedentes del Sol. Como result ado de la fotodisociación se forman partícu las cargadas que consriru-
9
r 10
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
1.3. 2.
110
100 ~
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es " .""'
90 80
Termosfera - - - - - - - - - - - - - - - Mesopausa - - - - - - - - - - - - - - - .
70
Mesosfera
60
~
~ 50 - - - - - - - - - - Estratopausa 40
30 20 10
U'ÍTULO 1. LA
--
Estratosfera - - - - - - - - - - - - - - - Tropopausa - - - - - - - - - - - - - - Troposfera -80
- 60
- 40
- 20
O
Temperatura
20
40
(' C)
Figura 1.1: Variación de la temperatura y la presión atmosféricas con la altitud. yen la ionosfera. Se llegan a alcanzar temperaturas muy altas entre los 500 K y los 2000 K, pero la densidad es tan baja en esta zona que todas las partículas no están necesariamente a la misma temperatura. Esta capa tiene poca importancia desde el punto de vista del balance energético global, pero sí es importante como filtro de la radiación solar más energética y por sus propiedades eléctricas y magnéticas. El límite superior depende de la actividad solar y es difícil de definir , pero se extiende más allá de los 200 km. • Más allá de la termosfera, la densidad sigue disminuyendo suavemente y, aunque no está bien definido, se puede situar el límite superior de la atmósfera en los 500 km . • El límite superior de cada una de estas capas es una zona donde el gradiente de temperatura cambia suavemente de signo y, por lo tanto, la t emperatura permanece prácticamente constante. Por esta razón se denominan con el sufijo pausa. Así nos encontramos con la tropopausa, que es la capa que limita la troposfera, la estratopausa que, limita la estratosfera, y la meso pausa que limi ta la mesosfera.
El cam l
Desde un punto Tigantesco conder ¡rico dirigido \'el' V/m, que es apn una densidad de te al nivel del ::1 " electrocutamos. Ha: a 1 500 m es d ·e. A esta altu ra de la atmósfera :ento solar y lo I ~a n las ondas de r-ia)4 Aquí la con< la ionosfera sea Entre esta altu:r _ tencial que pu e :IIÍI!l:I!f''D lugar las auI'O! :\ pesar de que la p<.jlen;i, un cálculo ~ 1Iir'''':!<,i'a de potencia! gera y la super:5 sitivas al suele xos minutos. iD ligeras variacion e _::::f"nt()sa que se de _",e,,, producen la ~ laI)flPI'ficie de la tierra
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lDe=tede signo y, por lo ~:::::e!!r¡¡> constante. Por - nos encontramos ,.:;;;=.... la troposfera, la
:)esde un punto de vista eléctrico la atmósfera se comporta como ~gantesco condensador. En la sup erficie de la T ierra hay un campo rico dirigido vert icalmente hacia abajo de una intensid ad de unos \ -¡m, que es aproximadamente el campo que crearía una superficie una densidad de carga uniforme de unos 10- 9 C/ m2 Afortun adaal nivel del suelo la conductividad del aire es muy baja y no lectrocutamos. El campo eléct ri co disminuye rápidamente con la oIr",r..· a 1 500 m es de sólo 20 V/ m y a 50 km es prácticamente inexis. A esta altura empieza la ionosfera que se extiende hasta el de la atmósfera. La ionosfera está fuertemente ionizada debido ·.. nto solar y los rayos cósmicos (son estas capas ionizadas las que las ondas de radio y hacen posible las comunicaciones a dis. Aquí la conductividad horizontal es muy grande, lo que hace ia ionosfera sea prácticamente un a superficie esférica equi potenEntre esta altura y la superficie de la T ierra hay una diferencia - 'ltencial que puede variar de 300000 a 500000 V. En esta capa lugar las auroras boreal y austral. pesar de que la conductividad eléctrica de la atmósfera es muy un cálculo relativamente simple permite obtener que esa di~nci.a de potencial daría lugar a una corriente eléctrica total entre la 'Íera y la superficie de más de 1 500 A, que transportaría las car_ sitivas al suelo y haría que la diferencia de potencial se anulase ocos minu tos. Sin embargo, la diferencia de potencial se mantiene, !.igeras vari aciones, en el curso del tiempo debido a la actividad ~~lltC)Sa que se desarrolla continuamente en la atmósfera. Las torprod ucen la separación de cargas y traen carga negati va a la _>rtic.ie de la t ierra.
meteorología y la climatología son ciencias que estudian los a':Illen,)s que tienen lugar en la atmósfera, sus causas y efectos. La "'",,~i' entre ambas ciencias es la escala temporal en la que tienen eralmente se est ablece el límite inferior de la ionosfera en la parte alta de 13III""-'oStera, entre los 70 y los 80 km.
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12
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
AP ÍTULO 1. LA Al
lugar los fenómenos que estudian. Mientras que la meteorología estudia fenómenos que duran horas o días, la climatología trata de promedios de variables meteorológicas sobre largos periodos de tiempo que se extienden desde decenas a centenas de años. La atmósfera es una capa gaseosa muy delgada comparada con el radio terrestre. Está formada por una mezcla de gases, agua en sus tres fases y partículas sólidas en suspensión. La atmósfera está estructurada en capas. Según la distribución de temperatura se pueden distinguir varias capas que en orden creciente son la troposfera, estratosfera, mesosfera y la termosfera. La troposfera contiene la mayor parte de la masa de la atmósfera y es la más importante desde el punto de vista meteorológico. La atmósfera actual es producto de la evolución del planeta durante millones de años. En su mayor parte procede de erupciones volcánicas y en su composición actual ha sido crucial el papel de la fo tosíntesis como causa de la generación del oxígeno atmosférico y de la absorción del dióxido de carbono. Atendiendo a las propiedades eléctricas en la atmósfera se puede distinguir la ionosfera, caracterizada por la alta conductividad eléctrica. Entre esa capa y la superficie terrestre hay un campo eléctrico que se mantiene por la actividad tormentosa.
Cuestiones y TI ¿Por qué es difíc , Se podría pensar uperficie terres peratura atm os~ que el gradiente
J. ¿Por qué en la tivo? .,.. ¿ Cómo es posi bl delgada que la atmosférica? - Ordene los prin residencia. Si la atmósfera pi yolcánicas, ¿a q no coincida con - Si la masa de ya el tiempo de r _. de evaporación ¿Por qué no ha"
y :-'IETEOROLOGÍA
LA ATMÓSFERA
y problemas
la meteorología estudia ~::JIO'?ía trata de promedios
¿Por qué es difícil definir el límite sup erior de la atmósfera?
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del planeta durante _ erupciones volcánicas ¡lapel de la fotosíntesis It:!;:::mc,..-i,,·ric·o y de la absorción la at mósfera se puede -a Luoductividad eléctri!i:a. un campo eléctrico que
Se podría pensar que si la radiación solar antes de incidir en la superficie terrestre atraviesa la atmósfera, el gradiente de temperatura atmosférico debería ser positivo. ¿Cuál es la causa de que el gradiente sea negat ivo? ¿Por qu é en la estratosfera el gradiente de temperatura es positivo?
¿Cómo es posible que la troposfera, que es una capa mucho más delgada que la estratosfera, contenga la mayor parte de la masa atmosférica? Ordene los principales gases de la atmósfera por su tiempo de residencia. i la atmósfera procede de los gases expulsados en las eru pciones yolcánicas, ¿a qu é se debe que la composición de la atmósfera 00 coincida con la de los gases volcánicos? i la masa de vapor de agua en la atmósfera es de 12 000 km 3 y ,,1 tiempo de residencia del vapor es de 10 días, estimar la tasa de evaporación en kmJ / año. ¿Por qué no hay atmósfera en la Luna?
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..."-". . . lación Solar
OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS • Entender la naturaleza física de la radiación electromagnética y asificarla por su propiedades y aplicaciones. C.onocer los mecanismos básicos de generación y absorción de la r..ruación electromagnética por la materia . ..\p:render las leyes fund amentales de la radiación y saber utili?aTlas para estudiar la radiación solar. ber comparar el espectro de la radiación solar en las capas [as de la atmósfera con el obtenido en la superficie terrestre. >der identificar los fen ómenos de interacción de la radiación n la atmósfera que explican estas diferencias. ber analizar la radiación que emite la T ierra como cuerpo <'gro y, a partir de la condición de balance radiativo , obtener la mperatura de la superficie terrestre. tender el origen y consecuencias del efecto invernadero. tender los diferentes procesos que intervi enen en el balance ergético de la atmósfera y de la T ierra.
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16
C LI MATOLOGÍA y METEO ROLO G ÍA
2.1.
El espectro electromagnético
Aunque por su origen, efectos y aplicaciones puedan parecer muy diferentes, todas las ondas electromagnéticas están formadas por un campo eléctrico y un campo magnético perpendiculares entre sí, que oscilan con la misma frecuencia v, ver figura 2.1. Se propagan en el vacío con la velocidad de la luz, e = 3 x 108 mis, de manera que las ondas electromagnéticas se pueden caracterizar también por su longitud de onda A ya que e = AI/. Desde un punto de vista cuántico la onda electromagnética está formada por fotones o cuantos de energía E = hl/, donde h = 6,6262 X 10- 34 J s es la llamada constante de Planck. Así pues, lo único que distingue a las distintas ondas electromagnéticas es su energía o, de forma equivalente, su frecuencia o su longitud de onda. Se llama radiación al transporte de energía por ondas electromagnéticas. Naturalmente los efectos que produce la radiación dependen de la energía de la misma. La clasificación de las ondas electromagnéticas según su frecuencia, energía o longitud de onda se conoce como espectro electromagnético. La frecuencia se mide en ciclos por segundo o herzios (Hz), la longitud de onda en metros (m) y la energía en electrón voltios (eV)l Se mantiene esta triple descripción tanto por razones históricas como de uso en los distintos campos de la ciencia. Se usan generalmente las unidades y sus correspondientes múltiplos que dan lugar a números sencillos. Así, para medir la longitud de onda se utiliza, entre otros, la micra ¡.tm = 10- 6 m y el nanómetro nm = 10-9 m. De menor a mayor frecuencia (todas las unidades se dan en Hz) se pueden distinguir los siguientes rangos: • Radioondas (103 < 1/ < 109 ) . Se utilizan en comumcaClOnes especialmente en radio y televisión. En el universo se producen por turbulencia de gases ionizados en las estrellas. En una antena se generan con corrientes alternas. • Microondas (109 < 1/ < 3 10 ll ) . En este rango se encuentran las ondas de radar y las utilizadas en hornos y en comunicaciones ' 1 eV = 1, 6 x 10-
19
J
LA telefónicas. En formación del del espectro.
• Infrarrojo (3 [rarrojo lej anc y cercano 10 1• ximidad al \"ÍE cuerpo ind uce léculas produci cercano tiene el nicas en los át lo que puede se¡ sensores de inh
• Visible (4 x II espectro corres¡ energía suficienl mas y molécula: tales corno la fo la radiación so po de radiación cuando se explo
• U ltravioleta en cercano, mI'<" calientes emite!: produce una de corno ocurre en -uele medir porestán comprendí a rayos UV pr()( cáncer. Son a b de ozono .
• Rayos X (3 x basta 10 18 , y di rango está comI
y ~!ETEOROLOGL-\
ooan parecer muy form adas por un
LA RADIACIÓN SOLAR lRIIo¡ofónica.s. En astronomía, la radiación de fond o que cont iene inlilr.malciéin del origen de universo está comprendida en este rango -pectro. (3 X 10 11 < V < 4 X 10 14 ) . Se suele dividir en inojo lejano , 3 x 10 11 < V < 10 13 , medio 10 13 < v < 10 14 [cano 10 14 < v < 4 X 10 14 , haciendo referencia a la pro_IIJClaa al visible. Al incidir la radiación infrarroja sobre un induce movimientos de vibración y rotación en las mo..-cute", produciendo calentamiento. La radiación en el infrarrojo tiene energía suficiente para causar transiciones electró...s en los átomos. El cuerpo humano emite en este rango por ue puede ser detectada su presencia en la oscuridad mediante .-ml-q¡,res de infrarrojos.
_='0
-u frecuencia o
--tóricas como generalmente 1& lugar a númer -iliza. entre otros. iL-
p-¡.;_~ se dan en Hz) '"
".sit>le (4 x 10 14 , rojo , < 1/ < 8 X 10 14 , violeta). A este rango del _ _ rro corresponde lo que llamamos luz. Esta radiación tiene l!Ib"rna suficiente para producir transiciones electrónicas en áto~- moléculas y produce importantes efectos en los seres vivos, como la fotosíntesis y la visión humana. La mayor parte de radiación solar se produce en este rango y es también el tide radiación que se observa con los telescopios tradicionales r&;l.lldlo se explora el universo. L'trrclv í,oIE~ta (8 x 10 14
<
V
< 10 16 ) . También se suele dividir
rercano, medio y lejano. El Sol, las estrellas y otros obj etos r.ai..:f'ntes emiten rayos UV. A otra escala, un gas en el que se una descarga eléctrica emite radiación UV y visible, ocurre en un tubo fluor escente. Este rango del espectro se medir por su energía en unidades de electrón-voltio, porque comprendidas entre 1 y 100 eVo Una exposición prolongada ra'-os UV produce quemaduras en la piel y puede dar lugar a lklcer. Son absorbidos en la atmósfera, especialmente en la capa
X (3 X 10 16 < V < 3 X 10 19 ), se dividen en blandos , 10 18 , y duros a partir de esa frecuencia. En energía, el está comprendido entre 100 eV y 100 keV . La longitud
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18
CLIMATOLOG ÍA y METEOROLOGÍA
-\PÍTULO 2. LA
Figura 2. 2:
Figura 2.1: Esquema de una onda electromagnética mostrando los campos eléctrico , 2, y magnético, B, oscilando en planos perpendiculares entre si y a la dirección de propagación.
de onda varía entre los 10- 11 m y 10- 9 m, que es la distancia típica entre los átom os en los tejidos anim ales blandos, por lo que se utilizan para identificar cuerpos más densos como huesos y dientes. En astronomía , el análisis de la rad iación X proporciona información de procesos de elevada energía como formación de supernovas o explosiones estelares. En el laboratorio se generan por bombardeo con electrones de una lámina metálica. • Rayos 'Y (v > 10 19 ). Se producen por t ransiciones nucleares en reactores nucleares y explosiones atómicas. De forma natural los materiales radi activos emiten este tipo de radiación, que también se encuentra en el universo. T ienen energías superiores a los 100 keV y son letales para los tejidos vivos.
2.2.
La radiación térmica
Se llama radiación térmica a la que emiten los cuerp os debido a su temperatura. Cuando la temperatura del cuerpo es baja, la radiación emi tida es infrarroja y, por tanto, no visible. Si vemos los obj etos no es por la radiación térmica emitida sino por la luz que reflejan . Sin embargo, al aumentar la temperatura los cuerpos terminan emitiendo luz visible como ocurre. por ejemplo, con un trozo de hierro al rojo vivo o el fi lamento de una lámpara incandescente.
Figura
El espectro d e - observando la
el
nl
"'uémi<:os entre la _<"trn de emisión alumbrado urb porque espectro emitid _- sólidos, es com uencias. En la
P<'llde de su tempe formada por f'm iten energía en un proceso iny pasa a través de
: IETEOROLOGÍA
LA RADIACIÓN SOLAR
ióo de ación
Figura 2.3: Espectro continuo de la luz visible .
es la distanci blandos, por I D!'L..-..", como huesos) n X proporcion o formación d
to<--..:ías superiores
~
'uerpos debido _ baja, la radiaT-pmos los obj et .::;.z que refl ejan. . RIllinan emit iend de hierro al ro-
• pei¡;tro de emisión de un gas se obtiene calentando dicho la radiación emitida. El esp ectro está formado por f'S() se llama espectro discreto , que corresponden a saltos entre las órbitas atómicas. En la figura 2.2 se muestra el emisión del vapor de Na, que emite una lampara típica "'lIIllorcldo urbano . Cada elemento químico t iene un espectro o porque así lo es la estructura electrónica de su átomo. 'ro emit ido por los cuerpos en estado condensado, líqui_ es continuo, es decir, hay emisión en todo un rango ;as. En la figura 2.3 se muestra un espectro continuo en el ,--ible como sería, por ejemplo, el del fil amento incandesbombilla. A diferencia de lo que ocurre con el espectro de ..1 espectro continuo emitido por la materi a condensada es Rl::IoI"D.C1.Ilent;e de la composición química del cuerpo emisor y sólo -u temperatura. En este sentido, la materia se puede coniJ;rmlad.a por un conj unto muy grand e de osciladores cargados pnergía en todas las posibles frecuencias. roceso inverso al descrito para la emisión , cuando la radia.. rrayés de un gas mu estra un espectro d e absorción en . >Servan líneas que corresponden a la radiación absorbida excitarse. Las líneas, en este caso negras, ver figura 2.-1 . a las del correspondiente espectro de emisión del ,-apor ....r'ful" se corresponden con los mismos saltos electrónicos. La las demás longitudes de onda atraviesa el gas in modifi-
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20
CLIMATOLOG ÍA y METEOROLOGÍA
I
_".Plri~.1
Figura 2.4: Espectro de absorción del sodio. Esta imagen y las dos anteriores proceden de http: //herramientas.educa.madrid.ol'g/ tabla/ espectrosj spespectro.html.
que genera
Las ley Para analizar cu a precisar las jllltenl~ia (emitida, a nergía por uni dad lo que medi mo la potencia por ID IiIIltelnsi.da.d lumin itida, al fluj o de I _1<10 la radiación in
~:;.os
F igura 2.5 : Espectro del Sol (Esta imagen es cortesía de la NASA, http: //antwrp .gsfc.nasa.gov/ apod/ ap000815.html)
carse, es decir, el gas es transparente a to da la radiación cuya energía no coincide con algún salto ent re orbitales electrónicos. E n la figur a 2.5 se muestra el espectro solar en el qu e se observan las líneas de absorción de los gases de la atmósfera o corona solar. Se pueden obser var las líneas correspondi entes al H y al He, que es el elemento más abundante. Hay, sin embargo, otras cuyo origen sigue siendo desconocid02 . Entre los efectos que prod uce la radi ación cuando interacciona con la materia mencionamos que puede producir ionización, saltos entre orbitales electróni cos, rot ura de enlaces quím icos y excitación de movimientos vibratorios y de rotación en las moléculas. Cada uno de estos fenómenos tiene una energía asociada. Los espec tros contienen así información sobre los procesos energéticos involucrados en el medio 2De hecho, el He fue identificado antes en el Sol que hallado en la Tierra.
que realmente _ radiación cuya I A y A + dA, Y en ....1Iancia, R). monocl ¡.tm-t, o cualqui también conve la proporción de
<
Ley d e K i sobre la sup erfici
"nci!a que el cuerpo (temperatura ~~~J.aE). igual ala
y :\IETEO ROLOGÍA
2. LA RADIACION SOLAR
21
. .~rilli que genera la radiación y del medio trayés del cual pasa la
Es a imagen y las a.madrid.orgJtablaJ -
Las leyes de la radiación ara analizar cuantitativamente la radiación que emite un cuerpo a precisar las magnitudes que utilizaremos. En primer lugar, la ...·:lCila (emi tida, absorbida o reflejada) por un cuerpo es la cantidad t"[lf'rI!:Íapor unidad de tiempo y se mide en vatios (W). Pero muchas lo que medimos no es la potencia total emitida por un cuerpo la potencia por un idad de superficie , esto es, el fl ujo de potencia iIIIleIlsidad luminosa que se mide en Wm- 2 Cuando la radiación ·tida, al fl ujo de potencia se ll ama radiancia o e mitancia, E y la radiación incide sobre una superficie se ll ama irradiancia,
de la NASA,
~
en el que se observan corona solar. Se .
Lo que realmente se mide con el radiómetro es el flujo de potencia radiación cuya longit ud de onda está comprendida en el inter), y A + dA, y entonces nos referimos a la emitancia, E). y a la _WcLIll:m , R A monocromática o espectral, que se mide en Wm- 3 , 2 ~m - 1, o cualquier otra unidad en la que se mid a la longit ud de Es también conveni ente definir el coeficiente de absorción a). la proporción de energía incidente que es absorbid a por el cuerpo.
.
- - cuyo on gen sIgue interacciona con ~izarión . saltos entre I!'~=.n,fo ~. excitación de mo-";;',.n1as. Cada uno de
u en la Tierra.
Ley d e Kirchhoff - i sobre la superficie de un cuerpo incide una irradiancia R)., la encia que el cuerpo absorbe es a),R)., y si el cuerpo está en equilibrio (temperat ura constante), es claro que tiene que emitir una pncia E). igual a la que absorbe , esto es, se tiene que (2.1)
22
CLIMATOLOG ÍA y METEOROLOGÍA
L.-\.
expresión que se conoce como ley de Kirchhoff 3 . Esta ley indica que , para cada longit ud de onda, la potencia emitida es igu al a la potencia incidente multiplicada por el coeficiente de absorción. El coeficient e de absorción es un número adimensional comprendido entre cero y uno. Si para una determinada longit ud de onda el coeficiente es nulo , el cuerpo refleja toda la radiación, en cuyo caso vemos el cuerpo de ese color, y no emitirá radiación de esa longitud de onda. Si por el contrario , el cuerpo tiene un coeficiente cercano a un o, será un buen absorbente de toda la radiación y, en consecuencia, también será buen emisor. Consideremos varios cuerpos en un recipiente y aislados del exterior como se muestra en la figura 2.6. Todos los cuerpos rad ian y absorben radiación hasta que al llegar al equilibrio todos tienen la misma temperatura. La radiación en el interior del recipiente, res ultado de la emisión de todos los cuerpos, termina siendo isótropa e independiente de las características de cada uno de los cuerpos contenidos en el recipiente. Cada cuerpo emite y absorbe según su valor característico de aJ. Y de EJ. y siempre se cumple que RJ. = ElJ. = E 2J. = E 3 J. a, J. a2J. a3J.
1Iojl!a(:iOlles emi tidas de los propios
Ley de Para este cuerp las posi bIes Er ...,resl·ls cuántica .4 E e es la veloci
Es claro que en un cuerpo con aJ. = 1 se cumple EJ. = RJ. y es un absorbente y emisor perfecto de radiación de longitud de onda .\. Se llama cuerpo negro a un cuerpo que tiene a A = 1 para todo valor de .\. Este cuerpo ideal es un perfecto absorbente y, por lo tanto , no refleja ninguna radiación, de ahí su color negro , y es también un perfecto emisor. Que sea negro y que emita puede parecer una contradicción, pero es claro que si el cuerpo absorbe toda la radiación que recibe y se encuentra en equilibrio a una temperatura T , necesariamente tiene que emitir radiación cuya energía total sea la misma que recibe.
constante de !ti tancia por um . En la figura obtenido para Para lo que sigue ley de Plan
3Lo que realmente estableció Kirchhoff (1824-1887) es que los átomos y las moléculas emiten en la misma longitud de onda que absorben , como se ha ilustrado en las figuras 2.2 y 2.4.
la hipótesis valores discretos de Planck se
23
LA RADIACI6N SOLAR
,R [r,E"
ro re cero y 1o"'fi1,e es nulo, : cuerpo de i por el .rá un buen erá buen
E
(R
,
R
----
E
R/ 2.6: Los cuerpos en equilibrio a la misma temperatura, emiten una E j que depende de su propio coeficiente de absorción a j . La ra-
~"'UU",
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del exterior I=.loi:!lafi y absor..,O~ll la misma -..- Itado de la dependiente - en el reciJI.;:;•.'H~ns 1;I<':u de
R en el interior de la caja es resultado de la combinación de las "ici,)nE~S emitidas por todos los cuerpos y, por tanto, isótropa e independe los propios cuerpos .
Ley de Planck ara este cuerpo negro, formado por infinitos osciladores con toposibles frecuencias en equilibrio a la temperatura T y con la ",",.''''1' cuántica,4 Planck deduj o que la emitancia espectral tiene la (2.2)
= R)..
,
y es un onda A. Se 'odo valor de ..QlU . no reflej a un perfecto "ntradicción. que recibe y :iamente tien recibe.
e es la velocidad de la luz, h es la constante de P lanck y ks de Boltzmann. La emitancia espectral, E¡,(T) es _.",uu." por unidad de longitud de onda y en el SI se mide en . En la figura 2.7 se muestra la emitancia espectral del cuerpo btenido para cuatro temperaturas diferentes. lo que sigue no hay que saberse de memoria la forma funcional ley de Planck , pero sí es importante entender las siguientes _rJa'Jes y leyes que se derivan de la misma. En la figura 2.7 se IIl':nta la ecuación (2.2) . Para una temperatura dada, por ejemplo K, y partiendo de A = O, donde no hay emisión, se observa radiancia aumenta rápidamente según lo hace A hasta alcanzar máximo en longitudes de onda del orden de los 0.5 ¡Lm, valor ~ ns tante
la hipótesis cuántica la energía de los osciladores sólo puede tomar .",uones discretos que son múl tiplos de hv. Precisamente este descubrimiento de Planck se asocia al nacimiento de la Mecánica Cuántica.
24
LA ¡
C LIMATOLOG ÍA y MET EOROLOGÍA 25
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2
La radi
Figura 2.7: Emitancia espectral del cuerpo negro para diferentes temperaturas. Las líneas a puntos señalan los máximos de emisión.
En la sección an del cuerpo I terés puram ent 2.8 el espectro ~ gro a la tempeJ desde el es -mósfera. Las p . el espectro del de la
"~"'~d,
a partir del cual la energía decae según la longitud de onda tiende a a infinito . Vemos así, que la mayor parte de la energía emit ida lo está en un rango más o menos estrecho de longit udes de onda. Si comparamos el espectro emitido a diferentes temperaturas, podemos observar que para cada longit ud de onda la emitancia espectral aumenta fu ertemente con la temperatura T. De hecho, integrando la emi tancia espectral para todas las longit udes de ond a para obtener la emi tancia total se tiene que
(2.3)
donde~ =
5, 7 x 10 8 Wm 2K :;Jes la constante de Stefan 5 . La expresión (2.3) se cono ce como la de Stefan- Boltzmann. Otra importante propiedad que se puede observar en los espectros de la figura 2.7 es que el valor de la longitud de onda Amax para el que se produce el máximo de la emitancia disminuye con la t emp eratura. Para obtener esta relación tenernos en cuenta que en los máximos se tiene que dE), / dA = O lo que da lugar a la siguiente expresión
rey
\ AmaS = 0, 29 cmK ,
J
SEI valor teórico calculado integrando la ley de P lanck es a = 5,676 10-Wm - 2 K- 4 que difiere en menos del 1 % del valor experimental.
....;pclllcle a lu z "i % de la ener fo rma de rad-
LA RADIACIÓN SOLAR _ conoce como la ley del desplazamiento d e Wien. Esta es una jón muy útil para estimar la temperatura de objetos luminosos, _~U"', por ejemplo, a partir del espectro de la luz emitida. _\ continuación veremos la importancia de estas leyes de la radiadel cuerpo negro , porque resulta que tanto el Sol como la propia presentan un espectro muy parecido.
La radiación solar
t.a:oJ)"'rat,ur2oS, podlIcia espectral . integrando la ?"fa obtener la
(2.3) La ex-
- temperatura. _ - máximos se expresión
la sección anterior hemos analizado el espectro de la radiación del cuerpo negro, lo cual pudiera parecer un caso singular terés puramente teórico. Sin embargo, como se muestra en la 2.8 el espectro de la radiación solar es muy parecido al del cuergro a la temperatura de T = 5525 K. Este espectro solar está desde el espacio por satélites antes de que la luz atraviese Las pequeñas diferencias entre el espectro solar med iel espectro del cuerpo negro se deben, por una parte, a que la ilpl€n,tulra de la superficie so lar no es uniforme y, por tanto, emite aaCló,n desde zonas con diferente temperatura; y por otra parte, a <1C 'CLUH de la radiación con la propia atmósfera solar 6.
E máximo de la radiación solar cae en la longitud de onda del claro, aproximadamente O, 55 ~m (ver fi gura 2.8), lo que exel color con el que vemos el Sol. U na gran parte de la emisión at>:, pc)Ucle a lu z visible en cuyo rango O, 4 ~m < ). < O, 7 ~m se emi% de la energía. El resto de la energía se distribuye entre un forma de radiación ultravioleta, ). < O, 4 ~m , y un 53 % en el _ . VJV cercano con longitudes de onda O, 7 ~m < ). < 4 ~m. El Sol emite radiación de más energía, como rayos X y rayos ,y ~~~nc) r energía en el infrarrojo lejano, microondas y ondas de radio . ,on contribuciones poco import antes a la energía total.
(2.4 más información sobre el efecto de los gases en la corona solar ver este http://eureka.ya.com/ astronornia76 / ta4.htrnl y más datos sobre el espectro http:// rredc.nrel.gov/ solar/s pectra/ amO/
25
26
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA UV
Visible
lnfrarrojo
2.0
Irradiancia solar extraatmósferica E
::l 1.5
,
~
I
Radiación del cuerpo negro a 5525 K
E
~
3: ..!«
1.0
c2' 0.5
o ~~~~~~==d 0.5 1.5 2 2.5 3 A(~)
Figura 2.8: Radiación solar que llega a la parte externa de la atmósfera comparada con la de un cuerpo negro a 5525 K.
2.4.1.
La constante solar
A partir del espectro de la radiación solar (figura 2.8) conocemos cómo se distribuye la energía radiada para cada frecuencia y también. integrando para todas las frecuencias, cuánta energía emite el Sol por unidad de tiempo. En esta sección vamos a determinar qué fracció n de toda la energía que emite el Sol llega a la Tierra. La potencia total radiada por el Sol es igual a la emitancia, dada por la Ley de Stefan-Boltzmann, multiplicada por la superficie solar. esto es, W s = 4n R~O"T4, donde Rs = 6,96 X 108 m es el radio y T la temperatura del Sol. Com la radiación se propaga por igual en todas direcciones, cuando lIeg a la Tierra ésta se ha distribuido uniformemente sobre una superfici esférica centrada en el Sol de radio R TS igual a la distancia media d la Tierra al Sol, ver figura 2.9(a). Corno el área de la superficie psf¡'rir:a.. es 4n RJ,s, la potencia por unidad de superficie que llega a la Tierra
s =
Ws
-±n RJ,s
=O"T4 (Rs)2 R TS
La
27
LA RADIACIÓN SOLAR
!~EORO LOG ÍA
Tierra
Sol
,
....
.. , . '
K _
(a)
.................. .... " .
A;';;;:;¡:;i?f
(b)
(a) La radiación solar se distribuye uniformemente sobre una de radio igual a la distancia media Sol-Tierra. (b) Los rayos de sol a la Tierra paralelos y se distribuyen sobre una superficie AT cuatro mayor que la sección transversal A. Las distancias no están a escala. la atmósfera
conocemos F!EDcia y también , ffilite el Sol por Fnar qué fracción -rancia, dada - perfi cie solar,
que se conoce como constante solar. La constante solar medida télites da un valor de S = 1,36 X 10 3 Wm- 2 que corresponde a ' emperatura efectiva del Sol de 5776 K. o mo la distancia R T S = 1,496 X 10 11 m entre el Sol y la T ierra doscientas veces el rad io solar R s , los rayos solares que llegan Tierra son prácticamente paralelos, ver figura 2.9 (a). Conocida la lISt.anl;e solar S se puede calcula r la energía total que por unidad de llega a la T ierra simplemente mul tiplicándola por la sección "'-\'ersal del planeta Po = S7f R}. La potencia total se distrib uye la superficie terrestre de manera que el fluj o de potencia por de área que llega a la superficie terrestre, esto es, la insolación
1 = Po/ 47f R3r
cuando llega una superficie da media de rficie esférica
(2.5)
= S/ 4.
(2.6)
\"eremos a continuación , hay además que considerar que debido rt>flexión y absorción en la atmósfera la energía que realmente a la superficie es a ún menor.
La atmósfera y la radiación solar los t res espectros que se muestran en la figura 2.10 ya hemos del espectro del cuerpo negro y del espectro medido e la
(
28
C LI MATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
'b
2.0
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2: 10 ~
Abso 0.5
O
0.5
15
2.5
3
"(",n )
Figura 2.10: Comparación entre la radiación solar que llega a la atmósfera, en amarillo, y la que llega a la superficie de la Tierra, rojo , mostrando el efecto que ejerce la atmósfera. La línea continua en negro se corresponde con la radiación del cuerpo negro a 5525 K (Esta figura está basada en una de R. A. Rohde, Global Warming Art project. Wikipedia) parte superior de la atmósfera, de cuya comparación hemos obtenido información del Sol. El tercer espectro, en rojo, es el correspondiente a la radiación solar medida desde la superficie terrestre. Por simple sustracción, la zona en amarillo en la figura corresponde, pues, a la radiación solar que ha llegado a la parte alta de la at mósfera y que ha sido fil trada por la atmósfera. Veamos con un poco de detalle la interacción de la radiación con la atmósfera. Hay tres procesos básicos que son transmisión , reflexión y absorción. Dentro de la reflexión se puede distinguir entre la reflexión especular, la que se produce cuando un rayo incide sobre una superficie lisa, en cuyo caso, el rayo se refleja con la misma intensidad con la que incide; y la reflexión dispersiva o dispersión producida por superficies rugosas o partículas pequeñas que descomponen el rayo incidente en numerosos rayos de menor intensidad que son refl ejados en varias direcciones. Otro proceso es la absorción en el que la energía de la radiación queda atrapad a por las moléculas de los gases elevand o su temperatura. El tercer proceso es la transmisión de la radiación a través de la atmósfera sin modificar sus propiedades.
ETEOROLOGÍA
LA RADIACIÓN SOLAR
La cantidad de energía que es respectivamente transmitida, refle,- absorbida en cada caso depende fundamentalmente de la com...¡ón del medio material, de la longitud de onda o energía de la IIIaciém y del ángulo de incidencia. Cada uno de estos comportase puede identificar en el espectro de la radiación solar que a la superficie terrestre.
Absorción
, a la atmósfera,
. mostrando el _ corresponde -r .. basada en una
vrrespondiente Por simple de. pues, a la :;[era y que ha
'~ma
intensidad producida por - nen el rayo in-.• n reflejados en • ~e la energía de - gases elevando la radiación a.
á lo más llamativo en el espectro de la figura 2.10 es la apade rangos de longitudes de onda para los cuales se ha perdido te de la energía, a veces incluso toda, que ha sido absorbida atmósfera. Estos rangos del espectro, llamados bandas, se altern otros rangos, llamados ventanas, para los cuales la energía del no se modifica, esto es, la radiación se transmite a través de IbrlÓSfera. La atmósfera se comporta así como un filtro solar, sienIIGlIlSpa.rellte para ciertas ventanas de longitudes de onda y más o opaca en las bandas. !lanGO un fotón choca con un a molécula de gas con la energía para que la molécula se ponga a vibrar o a rotar decimos que el ha sido absorbido. Al fin al , cuando esta molécula se relaja por con otras moléculas la energía del fotón se emplea en aumentar cinética de las moléculas y, por lo tanto , en incrementar la del gas. Naturalmente esta energía "justa" del fotón que r absorbido depende del t ipo de molécula. En la figura 2. 11 se el espectro de a bsorción de los gases que más contribuyen a atmosférica de la radiación. No incluimos el espectro del gas más abundante en la atmósfera, porque es prácticamente lPiuente a la radiación solar. ~::or,delmc)s que el coeficiente de absorción varía entre cero, cuando tabs
29
30
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
,AAI\IU\ / A ~ ¡ti
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H,O
. persión Rayleigl que se produce I
CO,
03 Y o
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N02
Dispersión Rayleigh
Dispersi teracción de la físico simple
-=Ja~~né,tlca
incide la fuerza con la frecuenci, ''''JilJ'IJorta como U1l "'mc)s que en el el -'"'''''U cuando h~ v es parecida máximo cuand absorbe la e _rn fmp
Figura 2.11: Coeficiente de absorción en función de la longitud de onda de los gases atmosféricos. También se presenta la absorción por dispersión Rayleigh y en la figura inferior el coeficiente de absorción de la atmósfera como suma de todos los anteriores.
formación de ozono. El vapor de agua presenta varias bandas de absorción siendo las más importantes la comprendida entre 4 >Lm y 7 >Lm y en el infrarrojo lejano alrededor de 20 >Lm. El dióxido de carbono, CO 2 , con bandas en 3 >Lm y 4 >Lm, y la comprendida entre 13 >Lm y 19 >Lm. Hay también contribuciones menores de otros gases como CH 4 , N2 0, etc. El resultado total de toda la atmósfera muestra una ventana entre 0,4 y 0,7 >Lm, esto es en el visible, y otras dos entre los 7 ¡.lm y los 14 >Lm en el infrarrojo, para las cuales la atmósfera absorbe poca radiación. La atmósfera es, pues, un absorbente selectivo.
2.5.2.
otra dirección '. fuera del rango d la radiación. 'a las molé cul~
visible y, por [; está más cere en este range es proporcional ; es lo mismo 8 j
Dispersión
Desde la Luna el Sol se ve como un disco sobre un fondo negro en el que se pueden observar las estrellas. ¿Por qué desde la Tierra no se ve así? Cuando la luz del Sol incide sobre la atmósfera las moléculas del aire dispersan la luz y vemos el cielo azul. Hay dos tipos de dispersión ,
que una frecuencia y la 10ll de la luz , e = A
tETEOROLOG ÍA
LA RADIACIÓN SOLAR
31
adispers:ión Rayleigh que es la debida a las moléculas, y la dispersión que se produce por el aerosol atmosférico y las nubes. 03)'
~02
gitud de onda por dispersión de la atmósfera
bandas de ab-re -1 !lm y 7 !lm I-'......,JV de carbono.
k -:;¡e..1:ra una ventana ro re los 7 !lm y
.'.ff" absorbe poca
Dispersión Rayleigh Para explicar la dispersión en la atmósfera, vamos a comenzar con eracción de la radiación con un átomo o una molécula . En un físico simple podemos considerar que el átomo es un oscilacargado, es decir, un sistema en el que cada uno de los electrones con un a frecuencia característica vo. Cuando un a onda elecincide sobre un átomo a la vibración del electrón se le ~rp(me la fu erza que ejerce el campo eléctrico de la onda que osron la frecuencia de la luz incidente. De esta manera, el átomo ICtlmll)O rta como un oscilador forzado por la onda electromagnética . ..-uUU" que en el caso de un oscilador forzado sólo se produce acojlDiellto cuando hay resonancia, esto es, cuando la frecuencia de la v es parecida a la frecuencia propia del oscilador vo, alcanzanmáximo cuando ambas frecuencias son iguales. En este caso el absorbe la energía de la radiación y comienza a oscilar con amplit ud emit iendo nuevas ondas de frecuencia v , pero en cualotra dirección? Cuando v no es parecida a va , esto es, cuando era del rango de resonancia, las moléculas no se excitan y dejan la radiación. las moléculas más abund antes del aire como son las de N2 la frecuencia Vo de los electrones es mayor que la frecuencia de úsibl e y, por tanto, la radiación en el extremo violeta-azul del está más cerca de la resonancia que el extremo del rojo. En . en este rango del visible la intensid ad de la radiación disperproporcional a la cuarta potencia de la frecuencia incidente, o es lo mism0 8 , la intensidad es proporcional a A- 4 :
(2.7) k es una constante de proporcionalidad. que una ca.rga acelerada emite radiación.
de dispersión.
frec uencia y la longitud de onda de los fotones están relacionados con la de la luz, e = AV
32
CLIMATO LOGÍA y METEOROLOGÍA
La dispersión es, pues, un fenómeno por el cual se desvía la dirección de la la luz incidente sin pérdida de energía. La dispersión de Rayleigh es un fenómeno débil y cada molécula dispersa una pequeña cantidad de luz: un haz de luz verde, por ejemplo, puede atravesar 150 km de aire atmosféri co antes de que su intensidad decaiga a la mitad de su valor inicial. Por esta razón se pueden ver montañas a cientos de kilómetros. El color del cielo lejos de la posición del Sol es azul porque vemos la luz dispersada por las moléculas de aire. Los demás colores están presentes pero en menor intensidad. De hecho, cuanto más alejado del Sol más saturado está el color azul del cielo. En el crepúsculo se produce el fenómeno complementario. En primer lugar, cuando el Sol se encuentra sobre el horizonte, la luz solar pasa a través de más aire que durante el día, de manera que sufre una mayor dispersión y termina por desaparecer prácticamente el rango violeta y azul. Además, en vez de fij arnos en la parte del cielo alejada del Sol miramos hacia el Sol, dirección en la que persisten los colores menos dispersados, que son los amarillos y rojos, característicos de las puestas de Sol y los amaneceres.
2. 12: COffiM JJ I · La dispers
es visible p
_¡¡ud de ond a y
La primera -"'rrol lada por G hacia d
que ser o y coefici demás del col
~¡¡nE~S
2.5.2.2.
Dispersión Mie
Ahora bi en, el cielo es azul, pero ¿por qué las nu bes son blancas? Las nubes están constituidas por pequeñas gotas de agua suspendida en el aire. Ya hemos visto que las moléculas aisladas de agua en forma de vap or absorben radiación en el infrarrojo y son invisibles en la, atmósfera. Sin embargo, cuando el vapor de agua se condensa en form de gotas, la dispersión no es individual sino que es producida por todas las moléculas de la gota oscilando acompasadas con el campo eléctri c de la radiación electromagnética. Tengamos en cuenta que un átomo tiene un diámetro del orden d angstrom y que la longitud de onda del visible es de unos 5000 Á, d manera que unos pocos átomos juntos sienten prácticamente el mism campo eléctrico, y dispersan colectivamente una cantidad de enf~n,.jia que crece con el tamaño de la gota. Este efecto acumulativo satur cuando la gota alcanza un tamaño del orden de la longitud de onda.. Para tamaños de gota mayores, la dispersión deja de depender de
sobre las e al polvo. e longitud de
C \PÍTULO 2. LA RADIACIÓN SOLAR de5\'ía la didispersión de 1i:=;::le'1r..... una pequeña r:;;;;:J';o:j.,. aua\'esar 150 Ul
porque vemos tó:mob colores están alejado del ~e'l:Dl"II1.ario,
En pri~·;;.r.:;&te, la luz solar IblUllf'r.. que sufre una J:,;jc;¡=.rme el rango 1 cielo alejada ID"l:;:2E'n los colores J;:¡¡¡;;r,JC;PrístilcOS de las
~,a:.3,.l,~ru;a
en forma .".,-,,~ ..,ida por todas po eléctrico del orden del 5000 Á, de nJl
,gura 2.12: Comparación entre la dispersión Rayleigh, R¡ y la dispersión , M¡ . La dispersión Mie es hacia delante de forma que la dispersión en 1_ no es visible para el observador.
nltitud de onda y el fenómeno se conoce con el nombre de dispersión líe. La primera teoría completa sobre este tipo de dispersión fue - !Tallada por Gustav Mie (1908). Según esta teoría, se produce más _'P\~rSiIÓn hacia delante, es decir, en la dirección de la luz incident e, en ninguna otra dirección y esta direccionalidad de la dispersión ,_,ll"" UL,d con el tamaño de la partícu la dispersora . Esta característica .la que se ilustra en la fi gura 2,12 9. La solución de Mie no es analítica -iene que ser obtenida numéricamente debido al gran número de '_::l"lul.le~ y coeficientes que se deben utilizar. Además del color de las nubes, otro ej emplos de dispersión Mie son :olor blanquecino del cielo alrededor del Sol, la calima y la neblina atenúan el color del paisaje, y el color grisáceo que presenta la at....,.t\~ra sobre las ciudades contaminadas. En estos casos la dispersión be al pol vo, cenizas y, en general, a partículas de tamaño mayor la longitud de onda visi ble, En resumen, a diferencia de lo que sucede en la absorción, donde nergía de la radiación se transforma en energía cinética de las klik: ul:~s. esto es, en calor, en la dispersión la energía de la radiación fleja de forma que el centro dispersor no gana energía. Hay dos de dispersión, la dispersión Rayleigh, que depende de la longit ud nda de la radiación y que se dispersa uniformemente en todas las ....!l."Cllon.es, y la dispersión Mie, que es independiente de la longitud de y se dispersa principalmente en la dirección del rayo incidente. figu ra se ha adaptado de HyperPhysics http:// hyperphysics,phy-
_ u.edujHbasejatmosj blusky.htrnl
33
34
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
2.5.3.
Reflexión 2.1: Albedo
[!
Desde un punto de vista microscópico la reflexión es una dispersión cuando los centros dispersores están muy próximos comparados con la longitud de onda. Esta situación se produce en la interfase que separa dos medios. Se caracteriza porque el rayo se refleja con la misma intensidad y el mismo ángulo con el que llega el rayo incidente. Cuando la superficie es plana y todos los rayos incidentes son paralelos, los rayos reflejados también son paralelos y entonces se dice que la refl exión es especular. Sin embargo, cuando la sup erficie es rugosa los rayos refl ejados no son paralelos entre sí y la reflexión es difusa. Ejemplos de ambos tipos son el reflejo de la luz en un espejo y el refl ejo sobre un a superficie nevada. La radiación refl ejada especularmente junto con la transmitida forman lo que se conoce como radiación directa, que se caracteriza porque los rayos son paralelos; frente a la radiación difusa que está formada por la radiación dispersada y la procedente de reflexión difusa. La fracción de energía incidente que se refleja en una superficie se conoce como albedo. El albedo depende de la superficie reflejante. En general , los cuerpos claros y brillantes tienen un albedo mayor que los de color oscuro y superficie mate. Además de las propiedades de la superficie , el albedo depende del ángulo con el que incide la luz. Así. por ejemplo , el albedo del agua varía entre un 2-5 % (absorción casi total) cuando la incidencia es perpendicular hasta un 25-30 % cuando el Sol está tendido. En el cuadro 2.1 se da el valor del albedo para varias superficies. El albedo planetario es la fracción del flujo de potencia recibida del Sol que la Tierra refleja en su conjunto , que es aproximadam ente a = 0, 3. La contribución más importante al albedo planetario se debe a la atmósfera con un total del 26 %, en la que las nub es representan un 20 % y el 6 % restante corresponde a los gases y aerosol atmosférico. La superficie terrestre tiene un albedo del 4 %. Para calcular el albedo terrestre se tiene en cuenta el albedo de cada t ipo de superficie ponderado por su extensión.
La rad temperatura
unque no es u mediar en!r en el Ecuador . ,ara,r el espectr
m:íc i'8 terrestre
las figuras 2.1 " correspondiel ",ma simplificad mucho m rangos de lo razón, frecuem _oo'n solar y de
LA RADIACIÓN SOLAR
35
2.1: Albedo medio de algunas superficies t ípicas sobre la superficie terres-
- rayos refl e:::jemplos de obre una for-... caracteriza difusa que esde reflexión
Material
Albedo
Nieve polvo Hielo Nube densa Nube ligera Agua (Sol en el horizonte) Agua (Sol en el cenit) Asfalto Bosque Cultivo Terreno seco Superficie terrestre Albedo planetario
80-95 50-60 70-80 20-30 50-80 2-5 5-10 10-20 10-25 20-25 4
30-35
La radiación terrestre
- rción casi -.:,.-..,.., 7c cuando albedo para 1tt¡!!KUl
~~i.ano
recibida
se debe presentan - 1 atmosfécalcular el
La temperatura media de la Tierra es de unos 300 K Y como cualotro cuerpo emite radi ación. De becho, se puede medir el espectro emisión de nuestro planeta igual que se hace para la radiación soAunque no es tan inmediato como en el caso del Sol, porque hay promediar entre otras cosas sobre la latitud (no es lo mismo si se en el Ecuador que en el polo), el día y la noche, etc., se puede iIIllm¡;lar,ar el espectro obtenido con el de un cuerpo negro. El resultado te ajuste es que la Tierra radia al exterior como un cuerpo negro temperatura de 255 K. Temperatura claramente inferior a la de la .pel·ticie terrestre como consecuencia del llamado efecto invernadero. En las figuras 2.13 se compara el espectro de la radiación terrestre el correspondiente espectro solar. A la izquierda se muestra un -'¡iuelma simplificado para ilustrar que la radiación solar tiene longitud onda mucho más corta que la radiación que em ite la Tierra y que limbos rangos de longitudes de onda prácticamente no se solapan. Por razón, frecuentemente se denomina radiación de ond a corta a la IILüalción solar y de onda larga a la terrestre. En la figura de la derecha
36
CLIMATO LOGÍA y METEOROLOGÍA
" " , ~
onda corta
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APÍTULO 2. LA II 100
onda larga
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Radiación solar
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Radiación terrestre
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10
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A(filn)
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20
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0.5
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100
Figura 2.13: Comparación de los espectros de la Tierra y el SoL La figura de la izquierda es un esquema aproximado de la emitancia relativa del Sol y de la Tierra. Nótese que el eje de ordenadas está en escala logarítmica. En la figura derecha se muestra el espectro normalizado de emisión del Sol y la Tierra según la Ley de Planck para temperaturas de 6000 K y de 300 K respectivamente. En este caso, el eje de abscisas está en escala logarítmica.
se representa el espectro normalizado de emisión de un cuerpo negro a la temperatura solar y la de otro a la temperatura terrestre . Ambos espectros están escalados de forma que el área bajo las curvas sea la misma, es decir, de forma que la energía total de la radiación recibida del Sol sea igual a la que emite la Tierra al espacio exterior. Pero la diferencia más importante, por sus consecuencias en el clima, es en la forma en la que interacciona la atmósfera con la radiación de onda corta y con la radiación de onda larga. En la figura 2.14 se muestra la distribución espectral de la radiación solar y la terrestre dibujadas sobre la gráfica del coeficiente de absorción de la atmósfera. Se ve cómo la atmósfera es prácticamente transparente a la mayor parte de la radiación solar, sobre todo en el rango del visible, mientras que absorbe gran parte de la radiación terrestre . La radiación absorbida es de nuevo radiada parte hacia zonas más altas de la atmósfera y parte reenviada hacia la superficie terrestre en forma de radiación difusa. La atmósfera se comporta así como un aislante térmico. Entre 8 ~m y 11 ~m se encuentra la llamada ventana atmosférica por la cual pasa directamente casi toda la radiación de onda larga desde la superficie terrestre al espacio exterior. En la figura 2.15 se muestra la distribución espectral de la energía transmitida por la atmósfera. La figura no contiene información nueva respecto a la mos-
8"' 20 O
0.1
y en verde la emi
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Las nub es absorbe¡ 10 y 12 ~m de; - la ventana atmos:i: .rlffirbentes también, la radiad
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37
LA RADIACIÓN SOLAR 100 onda larga e
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100
2.14: Absorción atmosférica de la radiación. En rojo , la irradiancia y en verde la emitancia terrestre ambas normalizadas. Están super~.esnl.S sobre el coeficiente de absorción atmosférico, azul claro.
.. ·.""0
warítmica.
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F
_mientras ""I()ll absor.a atmósfera radiación
lIalIla atmosde onda figu ra 2.15 ....·,,;,,10 por la a la mos-
P'-'''-'U
en la figura 2. 14 porque el coeficiente de transmisión no es más - a A , pero ilustra con más claridad el fun cionamiento de la ventana Las nubes absorben la radiación de longitud de onda comprendida 10 y 12 flm de form a que cuando el cielo está cubierto de nula ventana atmosférica está prácticamente cerrada. Como buenas Ib.,or·bent,es también son buenas emisoras de radiación en ese rango .nentltnclo la radiación emitida hacia la superficie terrestre.
El equilibrio térmico y la temperatura de la Tierra La temperatura, que indudablemente es una de las variables que caracteriza el clima, es consecuencia del balance energético de Tierra. En general, si un cuerpo de masa m y calor específico c una cantidad de calor Q por unidad de tiempo, su temperatura _'UJ.a según dT Q = mc- . (2.8)
dt
la Tierra sólo intercambia calor con el exterior en forma de el balance de calor por unidad de tiempo es la diferencia
""""''-'UH,
38
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA lOO
A.PÍTULO 2. se absorbe
80 ."
•
tenci a que.
~e 60
:§"
40
Igualando am
20 O
Figura 2.15: Intensidad relativa de la radiación transmitida por la atmósfera. En rojo la correspondiente a la radiación de onda corta procedente del Sol y en azul la radiación terrestre. entre la potencia que recib e y la potencia que emite, esto es,
Q
=
Pabs
-
Perni o
Cuando se cumple que Pabs = Pemi , la T ierra está en equilibrio térmico, en cuyo caso, la ecuación (2.8) implica que la temperatura es constante. Esta última igualdad también se conoce como balance radiativo porque ambas energías, la que llega del Sol y la que emite la Tierra, lo son en forma de radiación. Antes de analizar cuantitativamente el balance energético detallado , en esta sección vamos a considerar unos modelos sencillos que permi ten calcular la temperatura terrestre como consecuencia del equilibrio térmico y determinar la importancia de cada uno de los fluj os. • ¿Cuál sería la temp er atura d e la Tierra si no hubier a t t mósfera? Suponiendo que la radiación solar se distribuye uniformemente sobre la superficie terrestre, la potencia por unidhd de superficie que llega a la T ierra es un cuarto de la constante solar, S/ 4, ver la ecuación (2 .6). De este fluj o, aS/ 4 se refleja directamente al espacio exterior y el resto, P ab'
= (1 -
a~4,
de donde pod rrestre
TO = [S (l Esta es una real. Aunque blemente a pr continuación q delo sino en el • Modelo sim tema climátic fera consiste en por la Tierra 2. 16. Esta capa atm en equilibrio al un cuerpo ne exterior y la caso hay un b para la atmósfe
De este sistema
IETEORO LOG ÍA
LA RADIACIÓN SOLAR
39
se absorbe por el planeta. Como la Tierra está a la temperatura To, radia un fluj o de potencia que, de acuerdo con la ley de Stefan-Boltzmann, es
Igualando ambos fluj os de potencia, tenemos que
8(1 - a) = 4aT~ ,
1c=1da por la atmósfera. Al
procedente del Sol
de donde podemos despejar la temperatura de la superficie terrestre
ro = [8(1 - a)]
1/ 4
= [1 , 37
es,
emite la Tierra, ~IIX,(,
energético detai1lS encillos que ~ ...,-......... 'uencia del equio de los fluj os.
distribuye unipncia por unid ad a::ca.n~o de la constante jo. a / 4 se refleja
3
1/4
= 255 K.
4 x 5, 7 X 10- 8
4a
10
x10 (1 - 0, 3)]
(2.9) Esta es una temperatura claramente inferior a la temp eratura real. Aunque se podría pensar que este es un resultado razonablemente aproximado dada la sencillez del modelo, veremos a continu ación que el problema no estriba en la sencillez del modelo sino en el hecho de que este carece de atmósfera. ~lode lo simple de atmósfera. Consideremos ahora que el sistema climático tiene atmósfera. El modelo más sencillo de atmósfera consiste en una capa que absorbe toda la radiación emitida por la T ierra y es transparente a la radiación solar, ver figura 2.16.
E ta capa atmosférica t iene su capacidad calorífica y, por tanto , en equilibrio alcanza una temperatura Ti' Emite radiación como un cuerpo negro pero la mitad del fluj o está dirigido hacia el exterior y la otra mitad hacia la superficie terrestre. En este caso hay un balance radiativo para la superficie terrestre y otro para la atmósfera, que se escriben como
+ aTt = aT~4 2Tt = T~4
~( 1 - a)
De este sistema de ecuaciones se despeja la temperatu ra de equi-
40
CLIMATO LOG ÍA y METE ORO LOGÍA
T,
S( I - a ) 4
To
Figura 2.16: La atmósfera es transparente a la radiación solar y absorbe toda la radiación terrestre. Radia como un cuerpo negro a la temperatura TI . ....orhp
librio de la superficie terrestre
T¿
T¿ = 21/4To = 303 K = 30 oC
(2.10)
iSs
y la temp eratura de la atmósfera TI
= JBí
K.
La diferencia ent re las temperat uras de ambos modelos T¿ - T o = 48 oC es consecuencia del efecto de la atmósfera. Este resultado pone de manifiesto que la atmósfera juega un papel importante en la temperatura superficial de la T ierra, actuando de aislante térmico. Sin embargo, es claro que la temperatura obtenida es demasiado alta comparada con la temperat ura media real. ¿En qué falla el modelo? • Atmósfera absorbente selectivo. Un caso intermedio y más realista es una atmósfera que fil tra selectivamente parte de la radiación infrarroja, tanto solar como terrestre, es decir, que tiene un coeficiente de absorción as para la radiación solar y un coeficiente ay para la radiación terrestre 10 En este caso, para hacer los balances radiativos de la lO Los coeficientes aT Y as son in dependientes en el sentido de que representan respectivamente la fracción de energía solar y terrestre que es absorbida por la atmósfera, es decir, el resultado de integrar la radiación para toda longitud de onda J E (T , A)a" dA , donde a" es el único coeficiente de absorción atmosférico.
selectivam
atmósfera y la que se muest • El procedimie! deja com o pr temperatura
donde f es un la emisión de valores aproxill aT = 0, 8, se rí ficie terrestre aproximado al
infrarroja de la radiación terr temperatura de cantidad de en camente es un cantidad de ene
:::TEOROLOGÍA
41
APÍTULO 2. LA RADIACIÓN SOLAR Fs = 5 (1 - a) ! 4
Fr(1 - ar)
1.1- - 1 T,
t Fs( l - as)
yab_ 0
FT
= a'T3
10
a la Modelo del efecto invernadero en el que la atmósfera selectivamente radiación de onda larga.
",~.-'I"....",
(2.10)
atmósfera y la T ierra hay que considerar los fluj os de potencia que se mu estran en la figura 2.1 7.
T6- To =
El procedimiento es similar al caso anterior y su desarrollo se deja como problema al fin al del capítulo. El resultado es que la temperatura de la superficie terrestre está dada por la expresión
-::-.;re resultado b re· importante de aislante ubtenida es ~a real. ¿En
representan
- rbida por la •
¡s( 1 -
a ) = taTo4
donde € es un coeficiente que depende de &r y as Y que co rrige la emisión de la Tierra como cuerpo negro (cuerpo gris). Para valores aproximados de los coeficientes de absorción as = O, 1 Y aT = 0,8, se tiene que € = 0, 6 y la temperatura de la superficie terrestre es To = 28B K = 15 oC, que es un valor bastante aproximado al valor real. En el caso de que as = O Y aT = 1 este modelo atmosférico se reduce al modelo simple, en el que la at mósfera no absorbe la parte infrarroja de la radiación solar, pero absorbe completamente la radiación terrestre. Ambos fluj os tienen efectos opuestos en la temperatura de equilibrio de la atmósfera, el primero reduce la cantidad de energía que recib e del Sol y el segundo, que básil camente es un bloqueo de la ventana atmosférica, aumenta la cantidad de energía que absorbe procedente de la superficie te-
CU~IATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
42
rrestre. Por tanto, el bloqueo de la ventana es responsable de un incremento de la temperatura de 15 oC, lo que pone de manifiesto la import ancia de la ventana atmosférica en el efecto invernadero.
2.7.1.
El efecto invernadero
Por efecto invernadero se entiende el incremento de temperatura de la superficie terrestre debido a que la atmósfera se calienta y emite radiación. Hemos visto en la sección anterior que por este efecto la temperatura media de la superficie terrestre es 33 oC mayor que la que le correspondería a su balance energético en ausencia de atmósfera. El efecto invernadero es, pues, un fenómeno beneficioso que hace nuestro planeta habitable. Sin embargo, el efecto invernadero se ha convertido en un problema tan importante en la actualidad , porque en los últimos 50 años, debido a la actividad humana, se ha producido una intensificación del mismo , que está dando lugar a un rápido incremento de la temperatura media de la superficie t errestre. De este fenómeno, que se conoce como calentamiento global, trataremos con más det.alle en el capítulo 10. Los gases causantes del efecto invernadero son principalmente el CO 2 , CH 4 , 0 3 y el vapor de agua, por lo que se les denomina gases de efecto invernadero. Hay otros gases presentes en la atmósfera en proporciones mucho menores que absorben radiación en el rango de la ventana atmosférica, por lo que su importancia en el efecto invernadero se ve amplificada.
2.8.
Balance de energía detallado
En la sección anterior hemos revisado los flujos de calor principales y la importancia de los mismos. En esta sección daremos una descripción cuantitativa y más detallada de los distintos flujos de energía que constituyen el balance radiativo global, y también de los flujos de calor a través de los cuales interacciona la superficie terrestre con la atmósfera. Recordemos previamente que hay tres procesos de transmisión del calor que son: conducción , radiación y convección. De la radiación
CAPÍTULO 2. L
hemos hablado ex energía en form a d La conducció moléculas vecinas. contacto. La cony de una corriente d emperatura y de G ícales. Cuando el -érmino adveccióI -ransporta el calor :orríentes oceánica 1 calor.
Para hacer má.; _' ticos, considerare -ación solar que 1 Fo = 8/4 = 345 \ ergía por unidad
De las 100 unid¡ Tierra en form a de - ectamente refleja - erentes formas.
La contribución rresponde a las n asoles y gases et perficie terrestre. el visible y a ella ian eta visto desde La radiación qU€ ósfera y la superfi des, repartidas en e absorben 16 uni - 51 unidades res •
Con esto se COill] n a procedente del La superficie ten e de la cual es
.- ~IETEORO LOG í A
: responsable de que pone de maF:x.-f';I"lca en el efecto
"i'lIlIlO!'I~:,o
de temperatura calienta y emite r e te efecto la e ma\-or que la que k:O"'Dna de atmósfera. El que hace nuestro ,,.'_or:ldo en un problema
'" 50 años, debido ~:2C5i:J.~'Cló,n del mismo , temperatura mee se conoce como ....::'~'r en el capítulo 10. principalmente el - denomina gases ""''''P-' PD la atmósfera en ItCl':ao:i a en el rango de la el efecto invern adero
1==5c:.- de calor principales mos una descripflujos de energía u.mbién de los fluj os de lm~rli,e¡e terrestre con la ~0,:e."l5 de transmisión del
De la radiación
_-\PÍTULO 2. LA RADIACIÓN SOLAR mos hablado extensamente en este capítulo y con ella se transfiere ergía en forma de ondas electromagnéticas. La conducción de calor se produce a través de choques entre léculas vecinas , de manera que requiere que los cuerpos estén en Ct.lnt'lctO. La convección consiste en el transporte de calor a través una corriente de materia fluida. Es consecuencia de gradientes de y de densidad que en la atmósfera generalmente son verCuando el transporte de calor se debe al viento se utiliza el ¡lPlmilUO advección o convección forzada. En la atmósfera el fluido que Ir:a.nspolrta el calor es el aire, pero también se habla de advección por ~Ti€~ nt,es oceánicas, en cuyo caso el agua es el fluido que transporta Para hacer más fácil la comparación de los distintos fluj os ener~icos, consideraremos promed ios anuales. Tomaremos el fluj o de rasolar que llega a la parte exterior de la atmósfera, que es 5 / 4 = 345 Wm- 2 , como 100 unidades arbitrarias de flujo de iftltia por unidad de tiempo, ver la figura 2.18. De las 100 unidades arbitrarias de flujo de potencia que llegan a la en forma de radiación solar, aproximadamente 30 unidades son ....·talTIelrJte reflejadas al espacio y las 70 restantes son absorbidas de hent,es formas. contribución más importante a la reflexión, con 20 unidades, "'''P,)ncle a las nubes y el resto se reparte entre 6 unidades de los _01'''' y gases en la atmósfera, y 4 unidades qu e se reflejan en la ...... m; le terrestre. Esta radiación reflejada lo es en su mayor parte ,-isible y a ella se debe el aspecto brillante que presenta nuestro visto desde el exterior. radiación que no se refleja directamente es absorbida por la aty la superficie terrestre. En la atmósfera se absorben 19 unirepartidas entre las nubes, 3 unidades, y los gases atmosféricos taihs
43
44
C LI MATOLO GÍA y METEOROLOG ÍA
30
100
\
19
26
/
""
Atmósfera
1 96 117
Figura 2.18: Esquema de los fluj os radiativos en la Tierra y en la atmósfera. En amarillo la radiación de onda corta procedente del Sol y en naranja la radiación de longitud de onda larga que emite la tierra y la atmósfera. En verde los flujos de calor por convección (calor sensible) y por evaporación/ condensación (calor latente).
las nubes, 111 unidades, y sólo 6 unidades escapan directamente al exterior a través de la ventana atmosférica. Además de radiación , entre la superficie terrestre y la estratosfera hay un fluj o de calor debid o a corrientes convectivas, o térmicas, que arrastran aire caliente desde la superficie hacia las capas más altas de la atmósfera y aire frío en sentido contrario. A este flujo de calor, llamado calor sensible l l , corresponden 7 unidades. Estas corrientes de aire también transportan vapor de agua, que al evaporarse refresca la superficie absorbiendo calor latente, que posteriormente cede al condensarse en forma de nubes. Este flujo de calor debido al cambio de fase del agua equivale a 23 unidades , que es una cantidad sustancial del flujo total, puesto que es tres veces mayor que el fluj o de calor sensible y aproximadamente igual a la mitad &1 flujo de calor recibido del Sol. 11
El fluj o de calor sensible incluye dos términos. Una pequeña parte de calor
transmitido al aire por conducción, el aire puede estar en reposo y se calienta por contacto con la superficie, y otra parte por advección, que es el calor que se transporta por el viento.
APÍTULO 2. LA lb .omo el balance de e i be de la atmósfera La atmósfera, por y 111 de radiació erior y reenvía ot es es el origen del 19+ 7+ 23+111 = 64 El sistema tierra-a rio puesto qu e reci ·dades. Como co temperatura COI y una temperatu
Prácticamente to 01y llega en far el espacio. Todos los cuerpos :tromagn ética. La
lk·rlOI1:iolGal a la cu· y el valor aJ:lD1a emisión es in rien). la energía por uni ...aClon solar es igu 'le balance radiati m.""rf'. Aunque am ·uerdo con las ley -
:.I ETEOROLOGÍA
omo el balance de energía en la superficie de la t ierra es cero. ésta 'ibe de la atmósfera un flujo de 96 unidades (51 + 96 = 7- 23-'-117). La atmósfera, por una parte, absorbe 19 unidades de radiación sor y 111 de rad iación terrestre. Por otra parte, em ite 64 al espacio _ terior y reenvía otras 96 a la tierra. Este fluj o devuelto de 96 unides es el origen del efecto invernadero. El balance de la atmósfera 19+ 7+23+ 111 = 64+96. El sistema tierra-atmósfera conjuntamente también esta en equirio puesto que recibe 100 unidades y emite otras 100 (30+ 6+ 64) idades. Como consecuencia de este triple balance energético, hay temperatura constante distinta para la sup erficie, para la atmósy una temperatura efectiva para el conjunto tierra-atmósfera.
.. T:~,_~ V
~
APÍTULO 2. LA RADIACIÓN SOLAR
en la atmósfeI y en naranja
'tiJe:Ta ,-
la atmósfera.
y por evapora-
- la estratosfera
rllp(lrarse refresca la . :,trIDffil:E' cede al canal cambio de
"",,P'¡;-13 parte de calor - y se calienta e:¡, el calor que se
Prácticamente to da la energía que que llega a la Tierra procede Sol y llega en form a de radiación electromagnética que se propaga r el espacio. To dos los cuerpos emiten y absorben energía en forma de radiación romagnética. La radiación electromagnética se caracteriza por su Imf'nda que es proporcional a la frecuencia y, por lo tanto , a la inversa la longitud de onda. Mientras que los átomos y las moléculas en gaseosa emiten en determinadas longitudes de onda, la materia IUll
S¡;re. Aunque ambos flujos de energía sean iguales en intensidad , ac uerdo con las leyes de la radiación, el rango de longitudes de onda
45
46
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
de la radiación procedente del Sol (visible) y el de la radiación emitida por la T ierra (infrarrojo) prácticamente no solapan. La atmósfera se encuentra entre el Sol y la superficie terrestre de manera que la radiación entrante y saliente t iene que atravesarla. La atmósfer a es un filtro selecti vo que deja pasar la radiación procedente del Sol, pero absorbe la que emite la Tierra. Así pues, la superficie terrestre se calienta por efecto de la radiación solar y es ésta la que calienta la atmósfera. Este efecto de aislante térmico es el llamado efecto invernadero responsable de la que la temperatura terrestre sea unos 30 oC superior a la temperatura de equilibrio en ausencia de atmósfera. Además de por radiación, la superficie terrestre intercambia calor sensible con la atmósfera por conducción y convección, y también calor latente por el transporte convectivo de vapor de agua.
1. ¿A qué nos refeJ de cuerpo negr
¿Qué es la co depende? ¿Cuál es la má.x1 en la superficie - De la radiación persa, parte se ¡ tribuyen al calen Defina radiació - Utilizando la dispersión del \ 700 nm.
Sabiendo que la dio Rs = 696 emitid a por el _ Si la temperat que emite como onda del máxim emitida. c) Si 1 aumentaría la Determinar co media al Sol es ::l
ETEOROLOGÍA
APÍTULO 2. LA RADIACIÓN SOLAR
uestiones 1. ¿A qué nos referim os cuando decimos que la temperatura efectiva de cuerpo negro del Sol es T s ? ~n
procedente ~ _ la superficie ésta la que - el llamado 1Prl"rli:::lcra lerrestre sea _ ausencia de ~ercambi a
calor también calor
2. Al igual que el Sol, la Tierra también radia como un cuerpo negro, pero ¿en qué se diferencia de la emisión solar? Compare el color, intensidad, rango de emisión.
3. ¿Qué es la constante solar? ¿Es realmente constante? ¿De qué depende? .1. ¿Cuál es la máxima energía solar que se puede obtener por m 2
en la superficie terrestre? 'J.
De la radiación solar que incide sobre la atmósfera parte se dis~ persa, parte se absorbe y parte se transmite. ¿Qué partes con~ tribuyen al calentamiento de la atmósfera?
6. Defina radiación directa, reflejada y difusa. l. Utili zando la ecuación (2.7) estime la intensidad relativa de la dispersión del violeta de longi tud de onda 400 nm y el rojo de 700 nm.
L Sabiendo que la temperatura del Sol es T = 5700 K y su radio Rs = 696000 km, calcular: a) La potencia luminosa total emitid a por el Sol. b) La energía que emite el Sol diariamente. -1
Si la temperatura media de la Tierra es de 27 oC y suponemos que emite como un cuerpo negro , determinar: a) La longitud de onda del máximo de la emitaneia. b) La potencia de la radiació n emitida. e) Si la temperatura media se elevara 10 K, ¿cuánto aumentaría la potencia de la radiación em it ida?
J. Determin ar constante solar en Marte sabiendo que la distancia
media al Sol es 2, 25 x 10 11 m (Sol.
1:i':'Í Wm- 2 ) w 'l
47
48
CLIMATO LOGíA y METEOROLOGíA
4. En el modelo simple de atmósfera descrito en la sección 2.7 se supone que la atmósfera es t ransparente a la radiación solar y absorbe toda la radiación emitida por la T ierra. Se ignoran , por tanto , la cantidad absorbida de energía solar en el infrarrojo y la transmitida a través de la ventana atmosférica. Con los datos de la figura 2. 18, estime la importancia relativa de ambos flujos. L
5. ¿C uál sería la temperatura de la Tierra si estuviera completa-
mente cubierta de agua y no hubiera atmósfera? Considerar que la temperatura del Sol es de 6000 K , el radio del sol R B = 7 X 108 m, la distancia media Sol-Tierra RTs = 1,5 X 10 11 m y el albedo terrestre a = 0, 02. 6. Un modelo más realista del efecto invernadero considera la atmósfera como una capa de temperatura uniforme que fi ltra selectivamente la radiación infrarroja, tanto solar como terrestre. En el modelo se considera que la atmósfera tiene un coeficiente de absorción as para la radiación solar y un coeficiente ar para la radiación terrestre , ver figura 2. 17. a) Deduzca las ecuaciones del balance radiativo de la atmósfera y de la T ierra. b) Obtenga la temperatura de equili brio de la atmósfera y de la Tierra. c) ¿Para qué valores de los coefi cientes de absorción la temperatura de este modelo se reduce a las ecuaciones (2 .9) y (2 .10)?
a temper
OBJET • Comprend latit ud. • Entender la • Adquirir del movimi • Conocer la • Entender la peratura. • Comprende
·ón 2.7 se .gIloran, por infrarrojo y n los datos IEt......de6IDbos fl ujos .
Capítulo 3
.-r:mn"ra complet a-
-
·derar que sol Rs = X 10 11 m y
La temperatura
OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS
" ecuaciones T~._. b Obtenga la Tierra. c)
• Comprender el origen de la vari ación de la insolación con la latit ud . • Entender la causa de las estaciones. • Adquirir unas nociones de las características más importantes del movimiento astronómico de la T ierra. • Conocer la distribu ción global de la temperat ura. • Entender la causa de las variaciones diarias y anuales de la temperat ura. • Comprender los factores que influyen en la temperatura.
-19
50
CLIMATOLOG ÍA y METEOROLOGÍA
3.1.
La insolación
En el capítulo anterior hemos tratado la radiación globalmente y hemos deducido también globalmente la temperatura de la superficie de la Tierra. Sin embargo, todos sabemos que la temperatura de la superfi cie terrestre depende de la latitud: no es lo mismo el clima en el polo que en el Ecuador. En esta sección vamos a ocuparnos de la energía que en form a de radiación llega a la superficie terrestre. Concretamente , la cuestión que abordaremos es el cálculo de la insolación, I , que es la energía solar por unidad de t iempo que llega a una superfi cie unidad situada so bre un lugar concreto de la superficie terrestre. Sabemos que la constante solar, S, es la energía por unidad de t iempo que llega a una sup erficie unidad situada fuera de la atmósfera y p erp endic~armente a los rayos solares. En la figura 3.1 se ilustra cómo la potencia radiativa SA que pasa a través de la superficie A es la misma que pasa a través de las superficies Al y A z , es decir, que SA = IIAI = I zA 2 . Es claro que la insolación, que es el flujo que llega a Al o Az, es menor que la constante solar, porque la misma cantidad de potencia se tiene que repartir sobre un área mayor. La insolación depende en primer lu gar del ángulo de incidencia a según la relación
Ii = SA j A i = Ssen ai.
(3 .1)
El ángulo de incidencia es igual a la altura angular (o elevación) del Sol sobre el horizonte, y depend e de la hora del día, la estación anual y la latitud del lugar , lo que explica que la distribución de la energía sobre la superficie de la Tierra no sea uniforme. Veamos a continuación cada uno de los factores que influyen en la insolación.
3.1.1.
Excentricidad de la órbita
La insolación depende de la excentricidad a través de la constante solar. La Tierra, en su movimiento de traslación alrededor del Sol. describe una órbita en forma de elipse de poca excentricidad en uno de cuyos focos está el Sol. El plano de la órbita se llama eclíptica. La distancia mínima de la Tierra al Sol es de 147 millones de kilómetros. punto de la órbita llamado perihelio, por el que la Tierra pasa alre-
del 3 de ener millones de km. ulio. Debido a la rihelio la radiac elio. Es evident del Sol y, por [
Inclina la causa de las Tierra respecto al El eje de rotación - o con la norm al .-¡>encllC11Jar al plan también un ~naClO· n no cambi Tierra alreded Desde un punto d n su movimient
LA TEMPERATCRA.
_...balmente y ia superficie , ?'!atura de la el clima en
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_--_._--_._----_._-_ .. _---_._-
~;;:::::::::1 .41 ::~~::::=::::::::~::::~::::::.
51
A
A
F"ruJ'" 3.1: La radiación solar incidiendo sobre la superficie terrestre. La _ <>12LClcm Ii = S ~ exi depende del ángulo de incidencia, es máxima cuando = 90° Y mínima cuando ex = O
t iene que ;-rimer lugar
(3.1) "\ación) del "':"- ación anu al de la energía "Ontinuación
del 3 de enero. La distancia máxima de la T ierra al Sol es de millones de km , cuando pasa por el afelio aproximadamente el 4 ~ ulio. Debido a la variación de la distancia de la Tierra al Sol, en rihelio la radiación que recib e la Tierra es un 7 % mayor que en elio. Es evidente que si en invierno, qu e es cuando estamos más :a del Sol y, por tanto , recibimos más radiación, la temperatura es _':l{)r que en verano (en el hemisferio norte) , la excentricidad de la ~u.,,' no es la causa de las estaciones.
.2 . ~
k :"::::.'.lrlr:ida,d en uno eclíptica. La ~e kilómetros, ITa pasa aIre·
Inclinación d el eje de rotación
causa de las estaciones es la inclinación del eje de rotación de \erra respecto al plano de la eclíptica, ver fi gura 3.2. El eje de rotación de la Tierra form a un ángulo de inclinación de ~ ' con la normal al plano de la eclíptica. Como el eje de rotación es ~)('nd l(:uj:1r al plano del ecuador, este plano y el plano de la eclíptica también un ángulo de 23, 5°. Es claro pues, que el ángulo de ~W~.CjlHl no cambia a lo largo del movimiento anu al de traslación Tierra alrededor del Sol. de un punto de vista situado en el Sol , ver figura 3.2(a l. la Tic· su movimiento pasa por un punto llamado solsticio de ,-erano.
111111111111111111111111111111"
52
C LIMAT O LOG ÍA y METEOROLOG ÍA
/
- Equinoccio
I
O.
1
CAPÍTULO 3. LA TI
d~av~: = O
(
Solsticio dI;: verano
f9
11
= 23 , 5
Perihelio "
.
solsti .
'0)
'y.~~-- '" "~o Afeli o
Solsticio
• Ó8
d~
in viern o
=O
Equi noccio de: otoño
(a ) Movim iento de la Tierra
(b)
Figura 3.3: Orbita del Movimi ento aparente de l Sol
Figura 3.2: La órbita terrestre y el plano del ecuador celeste ilustrando la posición de los equinoccios (EP, EO) y los solsticios (SV, SI). El ángulo de inclinación es constante pero la declinación solar 155 varía entre ± 23, 5 en los solsticios y cero en los equinoccios.
en el que el eje de rotación alcanza la máxima inclinación respecto a Sol (21 de junio). Esta incli nación respecto al Sol va disminuyendo hasta llegar a otro punto, el solsticio d e invierno , en el que es el Polo Sur el que mira hacia el Sol (2 1 de diciembre) . Entre ambos puntos hay otros dos puntos llamados equinoccios (21 de marzo y 21 de septiembre) en los que el eje no está inclinado hacia el Sol. l Visto desde la superficie terrestre, figura 3.2 (b), lo qu e se observa es que la declinación solar varía a lo largo del año. Recordemos que la declinación solar Ss es el ángul o que forma la línea que une los centros de la T ierra y el Sol y su proyección sobre el Ecuador, es decir, la alt ura angular máxima del Sol, a mediodía, medida desde el Ecuador. Desde su valor máximo en el solsticio de verano, donde Ss = 23, 5°, la declinación solar disminuye continuamente hasta llegar su valor míni mo, Ss = -23, 5°, en el solsticio de invierno. En función de la declinación , los equinoccios son los puntos de la órbita en los que Ss = O°. Cuando la declinación pasa de positiva a negativa se 'Como veremos en el capítulo 10, al tratar del cambio climático, la inclinación del eje de rotación terrestre varía con un periodo de 25 000 años.
es de aproximadamente 9"" totalmente iluminado con en los equinoccios el día y
denomina equinoccio a positiva, equino ccio Es posible qu e sea nes y la inclinación en rotación está inclinado rbita, ver figura 3.3. ado hacia el Sol de mpleta mente ilu m' e en todo el hemisferi .:ual que ocurre en la día y la noche tienen El cas o de Mercurio aproximadamente' eta y durante todo
-En la dirección
más detalle las estacion
lIETIOROLOGÍA
...
CAPÍTULO 3 LA TEMPERATURA
53
~ .. . solsticio
solsticio
equi noccio
l.e del Sol
-"'" ilustrando la El ángulo de -::- =23 , 5 en
Figura 3.3: Orbita del planeta Urano con una inclinación de 90 0 , (en realidad es de aprox imadamente 98°) mostrando que en los solsticios un hemisferio queda totalmente iluminado con un día sin noche, mientras que al igual que en la Tierra en los equinoccios el día y la noche tienen la misma duración.
denomina equinoccio de otoño y en el paso de declinación negativa a positiva, equinoccio de primavera. Es posible que sea más fácil entender la relación entre las estaciones y la inclinación en el caso extremo del planeta Urano, cuyo eje de rotación est á inclinado casi 90 respecto a la normal al plano de su órbita, ver figura 3.3. En cada solsticio, uno de los polos queda orientado hacia el Sol de manera que el hemisferio correspondiente queda completamente il uminado durante todo el día, mientras que es de noche en todo el hemisferio opuesto. Sin embargo, en los equinoccios. al igual que ocurre en la Tierra, el Sol pasa por el plano del Ecuador y el día y la noche tienen la misma duración 2 El caso de Mercurio es el otro extremo, en el que la inclinación es aproximadamente igual a Oo. En este caso, en cualquier lugar del planeta y durante todo el año , los días y las noches tienen la misma duración . La Tierra, con una inclinación de 23,5°, presenta una situación intermedia entre los casos extremos de Mercurio y Urano. Alrededor del polo norte hay una región limitada por el círculo polar ártico tal que, para latitudes superiores no se pone el Sol durante el solst icio de ,-erano y no sale el Sol durante el solsticio de invierno. Igualmente, 0
observa rdemos que a que une los Ecuador, es t>dida desde .....rano. donde , ,_ _~t' basta llegar En función rbita en los .._ilu .. negativa se la inclinación
2En la dirección http://w\V\V.astrogea.org/ divulgacio/ urano.htm se puede ver ron más detalle las estaciones en Urano.
54
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA Cenit local
CAPÍTULO 3.
Cen it. local
Ocaso O
s ~,~~--~~------~ ....... del ho'; zo
~.lano
le
O,t:;o~+---~;
E
E
(a) La alt ura solar i crece desd e el orto hasta alcanzar un máximo al mediod ía y post eriormente disminuye hasta hacerse nula en el ocaso.
(b) La t rayectoria solar en el solsticio de invierno (az ul), en los equinoccios de primavera y otoño (verde), y en el solsticio de verano (rojo).
Figura 3.4: Movimiento aparente del Sol desde un lugar del hemisferio norte de latitud media. en el Polo Sur se define el círculo polar antártico como el paralelo tal que para latitudes superiores el Sol no se pone durante el solsticio de invierno y no sale en el solsticio de verano. Los círculos polares son paralelos de latit ud 65, 5° N y S. Como la declinación solar cambia a lo largo del año pasando de ±23, 45° en los solsticios a 0° en los equinoccios, en cualquier otro día del año se puede aproximar por la ecuación
Os = 23, 45° cos ( 211"
n
-173) 365 '
La altura máJ la declin ación 001
Para un lugar d máxima del Sol hasta alcanzar ese día, la al t ura 3OIsticio de inú!'l ocurre en el hemi
(3.2)
donde n es el día del año. Dado que el solsticio puede ocurrir el 21 o 22 de junio, n se elij e de manera que el día n = 173 coincida con el solsticio de verano.
3.1.3.
Figura 3.5: La ma la declinación so
La altura solar
En la figura 3.4 se muestra la trayectoria del Sol a lo largo del día vista desde un lugar de la superficie terrestre. La alt ura solar, 'Y , cambia a lo largo del día desde el orto al ocaso pasando por un valor máximo 'Ym a las 12 horas solares .
3. 1.4.
Los
La declinaciól os rayos de Sol 1 ".errestre, como SE latitud del p ;a recorriendo ntre los paralel trópicos. El el paralelo en rano , y el Trópi 1 paralelo en el ql
CAPÍTULO 3 LA TBIP EILnCRA
55
Sol
Figura 3.5: La máxima altura del Sol 1m en un punto de latitud y la declinación solar ver figura 3.5, por la relación
o.,
(3.3)
pasando de 'C'lIIllIII:¡>r~_~er otro día DIG
Para un lugar determinado del hemisferio norte ( constante) la alt ura máxima del Sol aumenta desde el equinoccio de primavera (8 s = O) hasta alcanzar un máximo en el solsticio de verano (6 s = 23,5°). Desde ese día, la altura máxima decae hasta alcanzar un valor mínimo en el solsticio de invierno como se muestra en la figura 3.4(b). Lo mismo ocurre en el hemisferio sur pero al revés.
(3.2)
3.1.4. ,;rrir el 21 o 'OJ.'" .,.
~
da con el
lo largo del -UTa solar, 1 , 1Ii-¿. . por un valor
Los trópicos
La decl inación solar coincide con la latitud del paralelo en el que los rayos de Sol llegan a incidir perpendicularmente sobre la superficie terrestre, como se sigue de hacer 1m = 90° en la ecuación (3.3). Así, la latit ud del paralelo sobre el que el Sol pasa por el cenit del lugar va recorriendo oscilatoriamente la franja de latitudes comprendidas entre los paralelos sit uados en 23 , 5° N y S. Estos dos paralelos son los t rópicos. El Trópico de Cáncer, situado en el hemisferio norte, es el paralelo en el que el Sol pasa por su cenit durante el so lsticio de '·erano, y el Trópico d e Capricornio, sit uado en el hemisferio sur, es el paralelo en el que el Sol pasa por el cenit en el solst icio de invierno.
56
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO 3. L
En la figura 3.6 se muestra la posición del globo terrestre relativa a la incidencia de los rayos solares en los equinoccios y solsticios.
3.1.5.
La atmósfera
El efecto de la atmósfera sobre la insolación 1 en un determinado lugar depende en cada momento de la transparencia de la propia atmósfera, que a su vez depende de factores tales como la nubosidad , aerosoles, etc. Lo que se suele hacer es tomar valores medios anuales y considerar así la atmósfera con propiedades medias constantes propias del lugar. Otro efecto es el debido al espesor de la capa de atmósfera que atraviesa la radiación solar para llegar a la superficie, que depende de la latitud del lugar, como se ilustra en la figura 3.7.
3.2.
Balance de radiación según la latitud
Según la insolación media anual el globo terrestre se puede dividir en las zonas que se muestran en la figura 3.8. La zona ecuatorial, centrada en el Ecuador, se extiende entre los 10° de latitud norte y latitud sur. En esta zona la insolación es intensa y uniforme con días y noches de parecida duración. Hay dos zonas tropicales que se extienden entre los 10° y los 25° de latitud norte y sur. A continuación, se encuentran las dos zonas subtropicales (25°_35° N y S), las zonas de latitudes medias (35°_55° N y S) , las zonas subártica y subantártica (55°_60° N y S), las zonas ártica y antártica (60°_75° N y S) , y las zonas polares (75°_90° N y S) . El balance global de energía no se cumple lo calmente. En la figura 3.9 se muestra el flujo de energía medio anual en función de la latitud. Se observa que mientras que el flujo energético incidente depende de la latitud, el flujo energético emitido por la Tierra es prácticamente uniforme. El resultado es que en la zona intertropical hay un ganancia neta de energía y que en latitudes mayores hay déficit energético, encontrándose el balance energético cero aproximadamente en los paralelos de latitud ±37°. El equilibrio térmico, caracterizado por la temperatura a la que se establece el balance energético, es un estado al que tienden todos los sistemas aislados. En efecto, la temperatura de las zonas donde
"...
SOL
Figura 3.6: Altura solar delimi tan la zona en la es de 90°, Y los círcul no che de 24 horas y UJl
1111
57
CAPÍTULO 3. LA TDIPERATURA üya a la 6(i,5N
23.S N
' ..rminado ?ropia atbosidad, anuales y - propias a mósfera depende
90
SOL
23.55
66.55
( a ) Solsticio de verano
66¿
33.SN
SOL
90
O
e dividir
23,55
66,5
(b) Equ inoccios
que se inuación , - zonas de _ bantárt ica ), y las
66.5 SOL
2.\.5"
90
0"
En la figura la latit ud. !'pende de ricamente , un ganan- energético, . . . .IlIIel!l.T¡> en los pa_ _lite
a la que nden todos zonas donde
_.gt'1U3
23.55
(e) Solsticio de invierno
Figura 3.6: Altura solar a mediodía sobre los paralelos notables . Los trópicos delimi tan la zona en la que en algún día del año la altura máxima del Sol es de 90°, Y los círculos polares que delimitan las zonas en las que hay una noche de 24 horas y un día sin puesta de sol.
58
C LIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
APÍTULO 3. L
5
•
'-
N
I
...,E Cl
I
90' Polo X
Figura 3.7: En la figura se muestra que el espesor de atmósfera que la radiación encuentra en su camino a la superficie terrestre depende de la inclinación de los rayos solares.
"gura 3.9: Balance ta el flujo de ene -tida por la super da en azul hay
polar norte
90" ártica
subártica
600
------~~==================~~ latitudes medias septentrional
55 °
)C--------------------------------\
35°
subtropical norte
tropical norte
ecuatorial
tropical sur subtropical sur _____________________________ --1 latitudes medias austral subantártica . . _ antártica
60°
~;;,,¿=====~ 75" polar sur
Figura 3.8: Zonas de latitud en función de la insolación. discontinuas indican los paralelos notables.
un sup erávit d haría la intensid entrante y el ó la superfi cie que también equilibrio depen .....-"-' IUllU energétia I!ím¡¡daluente 25 oC 14 oC más ah .
35°
i la temperatur que le COlTffip neto de calor ( principalmel menor medida , a ca pítulos 6 y 8. \ entender el tiel '0
IE:TEOROLOG ÍA
CAPÍTULO 3. LA TEMPERATURA
E
90° 60° Polo Norte
¡.¡:nósfera que la ~--_ depende de la
1----'-
E
0° Ecuador
60° 90° Polo Sur
Figura 3. 9: Balance radiativo en función de la latit ud . La línea roja representa el flujo de energía solar absorbida y la línea azul el flujo de energía l'Illitida por la superficie terrestre, en función de la latitud. En la zona sombreada en azul hay enfriamiento neto, porque se emite más energía de la que se recibe, y en la zona rosa hay superávit energético. Los puntos de equ ilibrio se encuentran aproximadamente a los 37°de latitud.
y un superávit de energía debería aumentar y, por tanto, también
35°
I----- - - ¡
\
59
10°
_ Las líneas rojas
haría la intensidad de la radiación emitida hasta que se iguale el ujo ent rante y el saliente. Y por el contrario, en las zonas donde hay -ficit la superficie se enfriaría disminuyendo así la energía emitida, ta que también se alca nzara el equilibrio térmico. La temperat ura equilibrio dep endería de la latitud. Se puede estimar que habría uilibrio energético si la temperatura de la zona polar fuera aproadamente 25 oC menor y la tem peratura de la zona intertropical os 14 oC más alta. Si la temperatura sobre la superficie de la T ierra es más uniforme .. lo que le corresponde por su bala nce radiativo , es porque hay un jo neto de calor desde la zona ecuatorial hacia las regiones pola res ido principalmente a la llamada circulación general atmosférica y, menor medida, a las corrientes oceánicas, de lo que trataremos en capítulos 6 y 8. Veremos que este flujo neto de calor es fund amental entender el t iempo meteorológico y el clima .
60
C LI MATO LOG ÍA y METEOROLOGÍA
3.3.
CA.PÍTULO 3.
d
Los ciclos de la temperatura
La temperatura de la superficie terrestre varía siguiendo aproximadam ente dos ciclos, uno de periodo diario y otro anual. De la ecuación -" (2.8) se deduce que la variación de la temperatura es consecuencia de la variación del fluj o neto de calor o balance de potencia por unidad de superficie local. Cuando el flujo neto es positivo la temperatura crece y viceversa, pero lo hace con un cierto retraso que depende de la capacidad calorífica. Cuanto menor sea la capacidad menos ca.lor es necesario para aumentar la temperatura y en consecuencia más rápidamente sigue la variación del flujo de calor. En la figura 3.10 se muestra el ciclo diurno de temperatura y de los flujos de potencia radiativa. El rango o variación diaria de la temperatura es la diferencia entre la temperatura máxima y la mínima de cada día. Este rango también se conoce como oscilación térmica diaria 3 . La temperatura media diaria se calcula promediando la temperatura a cada hora durante las 24 horas del día. La temperatura máxima diaria tiene lugar a media tarde y la mínim a aproximadamente al amanecer, mostrando un retraso respecto al flujo neto radiativo. El segundo ciclo de temperatura tiene un periodo de un año. Calculando la temperatura media mensual y representándola en función del mes del año, se observa una oscilación en la que también se puede definir el rango u oscilación térmica a nual como la diferencia entre la temperatura del mes más frío y el más cálido. La temperatura máxima en el hemisferio norte se alcanza en julio con casi un mes de retraso respecto al máximo de insolación que se produce en el solsticio de verano. La mínima temperatura se alcanza a fin ales de enero o en febrero cuando el mínimo de insolación se produce en el solsticio de mVlerno. La temperatura media anual se calcula promediando la temperatura mensual durante los doce meses del año. En climato logía, la temperatura media anual se promedia sobre periodos de 30 años y al valor medio se denomina temperatura normal. Se llama anomalía a la diferencia entre la temperat ura media anual y la temperatura normal. Según que la anomalía sea positiva o negativa, el año se califica 3 Aunque
en un ciclo la amplitud es la mitad del rango, a veces se utiliza am-
plitud térmica como oscilación térm ica.
potencia emitido ,"erde, crece cuan decrece cuando ha.
cálido o frío. En I
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. IETEORO LOG ÍA
61
C..\.PÍTULO 3. LA TEMPERATURA M
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Figura 3.10: Ciclo diario de temperatura en un lugar cualquiera de la surficie terrestre. El fluj o de potencia solar absorbido (línea roj a) y el fluj o potencia emitido (línea azul) por la superficie terrestre. La temperatura, verde, creCe cuando hay superávit de energía (zona sombreada en rosa) decrece cuando hay déficit (zona sombreada en azul claro).
cálido o frío. En la fi gura 3.11 se muestran las anomalías de la temratura media anual para la España Peninsular , que en el periodo de fereneia 1971-2000 es de 15 oC .
Factores determinantes de la temperatura Las variaciones de temp eratura dependen del balance energético al, y este balance depende de la latitud y también de otros factores mo la altitud , el tipo de suelo, la cercanía a grandes masas de agua .11110 lagos o mares y las corrientes oceánicas. La latitud influye básicamente a través de la duración de día y la altura del Sol a mediodía. De esta manera, cuanto menor sea latit ud , menor será la amplitud térmica anual porque menor es la .ación estacional de la insolación. En cambio , a lo largo del día ,.un-e lo contrario, la amplit ud diaria es mayor cuanto menor sea la : _ u uu porque según nos acercamos al Ecuador aumenta la altura solar mediodía y, por tanto, la insolación máxima diaria. El tipo de suelo es un factor importante de la temperatura del
II
\1
62
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA 14
1.2 1 0.8 0.6 0.4 0.2
11
O -0.2 -0.4 -0.6 -0.8 -1
-1.2 -1.4
1961
1965
1970
1975
1980
1985
1990
1995
2000
2005 2008
Figura 3.11: Anomalías de temperatura media anual en la España Peninsular y Baleares desde 1961 a 2008. Datos obtenidos del Resumen Anual Climatológico 2008, AEMET. aire, porque el suelo absorbe el 50 % de la radiación total solar (ver figura 2.18) , y es el suelo el que calienta el aire que está sit uado sobre él. La temperatura que alcanza el suelo depende del calor específico y de la conductividad térmica. El calor específico de una sustancia es la cantidad de calor necesaria para elevar la unidad de masa un grado. Para un determinado fluj o de calor, la conductividad térmica nos dice la profundidad a la que se alcanza una determinada diferencia de temperatura. Así , cuanto mayor sea la conductividad, más profunda es la capa de suelo en la que se producen variaciones de temperatura. Por ejemplo, las arenas del desierto. tienen poca conductividad y poca capacidad térmicas, lo que da lugar a que sólo una delgada capa del suelo se caliente rápidamente durante el día y se enfríe también con rapidez durante la noche. La vegetación, a través de la fotosíntesis y sobre todo de la transpiración, absorbe energía solar que disminuye el calor disponible para elevar la temperatura del suelo. La vegetación, por tanto, tiene un efecto amortiguador de la amplitud térmica. La altitud o elevación sobre el nivel del mar del suelo influyen en la t emperatura media debido a la variación de la densidad de la atmósfera con la altitud. Cuanto más denso es el aire más efectivo es el efecto invernadero, porque mejor absorbe la radiación de onda larga tanto incidente como la emitida por la superficie. Por lo tanto,
actúan como la ampli tud t IIpr¡Jxirnac!arrlenlte tr transparencia d mayor. Este ~;ierlde también a l
depende del tipo d la nube. Así, nu ~~l a.n a la temperat Finalmente, el e~ las montañas res
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CAPÍTULO 3. LA TEMP ERATURA
E5paña PeninResumen Anual
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Así, cuanto suelo en la que ~m¡"'J. las arenas del ts~:au -pnnicas, lo que a.:.='1' rápidamente ,c::t::nl~;-P la noche. 0<10 de la transr disponible para ~ (anto , t iene un
la temperatura disminuye con la altitud. Sin embargo, al aumentar la altitud aumenta la amplit ud térmica diaria: de noche hay menos efecto invernadero y de día, al ser el aire menos denso, hace falta menos calor para elevar la temperat ura del aire. Las grandes masas de agua experimentan menores variaciones de temperat ura. El agua por un lado t iene un albedo muy bajo y, por tanto, absorbe práct icamente toda la radiación incidente, y por otro lado, sobre la superficie de la misma se produce evaporación en la que se emplea una parte importante de calor incidente. Si las masas de agua actúan como un regul ador térmico, en el sentido de que disminuyen la ampli t ud térmica, es porque el calor específico del agua es aproximadamente tres veces mayor que el del suelo y porque debido a la transparencia del agua el calor se distribuye sobre una capa de pesor mayor. Este efecto amortiguador de la amplitud térmica se extiende t ambién a las regiones cercanas a las masas de agua. La nubosidad, al reflejar la radiación, tiene un doble efecto sobre la ampli tud térmica de la superficie. Por un lado , durante el día refleja parte de la radiación solar que de otra forma llegaría a la superfi"ie (refresca), y de noche refl eja la rad iación infrarroja emitida por a superficie terrestre (calienta). Además, las propias nubes se calien-an y emiten parte de su radiación hacia la sup erficie terrestre. En :onsecuencia, la nubosidad disminuye la amplit ud térmica. Este efec-o depende del tipo de nube, siendo más acusado cuanto más espesa a la nub e. Así , nubes al tas y delgadas, tipo cirros, prácticamente no $ictan a la temperatura del aire en superficie. Finalmente, el efecto de la orientación de las laderas o vertientes las montañas respecto al sol. En el hemisferio norte, las laderas rientadas al sur reci ben más insolación y por eso se llama solana, en mparación con las orientadas al norte o umbría.
&>1 suelo influyen
densidad de la aire más efectivo la rddiación de onda li:r.:;;»!lrtX~e. Po r lo tanto,
La insolación local muestra variaciones estacionales debidas a la linación del eje de rotación terrestre y a que éste no varía en su bita alrededor del Sol. En el hemisferio nort e entre el equinoccio de . avera y el de otoño la insolación es mayor que en el hemisferio sur.
63
64
CLIMATOLOGÍA y MET EOROLOGÍA
Por el contrario, en el hemisferio sur la máxima insolación se alcanza en el solsticio de invierno. En los solsticios las insolación media es igual en ambos hemisferios. La máxima diferencia de insolación es la que se produce diariamente entre el día y la noche y, por lo tanto, a lo largo del año la insolación depende del número de horas del día. En el Ecuador la duración del día es durante todo el año de 12 horas. En cualquier otro punto del globo el día dura 12 horas en los equinoccios 4, pero cambia a lo largo del año alcanzando un máximo, en el hemisferio norte, en el solsticio de verano y un valor mínimo en el solsticio de invierno. En el hemisferio sur ocurre lo contrario, es decir , el día más largo tiene lugar en el solsticio de invierno y el más corto en el solsticio de verano. La máxima variación de la duración del día se produce en el interior del círculo polar dond e se pasa de un día de 24 horas a una noche de 24 horas. Como la radiación que emite la superficie terrestre es prácticamente constante, localmente el balance de energía no es nulo , lo que da lugar a que la temperatura de la superficie de la tierra no sea uniform e ni en el tiempo ni en el espacio. La temperatura muestra variaciones cíclicas diarias, estacionales y anuales. En cuanto a la variación espacial de la temperatura, ésta es debida en primer lugar a la latitud , pero hay otros factores que influyen en la temperatura, como son la altitud , el tipo de suelo, la proximidad a grandes masas de agua y la nub osidad .
CAPÍTULO 3. L\
Cuestiones 1. ¿Qué es la iIb y la insolació 2. Defin a las si es la relaci ón 3. En alta mar la posición del latitud? ¿Qué del barco y, IX' 4. ¿Q ué son los
5 ¿Qué relaci ón 6. ¿Cuán tas vec en el Ec uador'.' 7. ¿Cuántas veces . en la Península 8. Calcule la varia. de la Tierra al solar. 9. ¿Por qué en el E
el año ? 10. ¿Dónde están Sil
11. ¿Dónde están si 12. Comparar la ah el cielo de Cád iz 43,24° N. 4 Equinoccio
significa igual noche.
y ~IETEO RO LOGÍA
CAPÍTULO 3. LA TEMP ERATURA
Cuestiones 1. ¿Qué es la insolación? ¿Qué relación hay entre la consta nte solar
produce diari aa largo del año la En pi Ecuador la duEn cualqui er otro ~:¡,,:t.'hlS ~ . pero cambia ;":<"..l=-ferio norte, en el • im"ierno. En el -- largo tiene lugar Isr.kol.¡"¡·o de verano. La k::xe en el interior del una noche de 24 - prácticamente " lo que da lugar a uni for me ni en ... -aciones cíclicas t;¡¡¡;nao:i¡')n espacial de la la. latitud. pero hay n la altitud , el y la nubosidad.
y la insolación? 2. Defina las siguientes magnitudes: declinación solar, latit ud y altura solar máx ima. Para un punto de la superficie terrestre ¿cuál es la relación entre estas tres magnitudes? 3. En alta mar se mide la altura del Sol a mediodía para determinar la posición del barco . ¿Cómo se determina a part ir de este dato la latit ud? ¿Qué otro dato necesitamos para determin ar la longitud del barco y, por tanto, su posición? 4. ¿Qué son los equinoccios y los solsticios? ¿Cuál es su relación con las estaciones, y la duración del día? 5. ¿Qué relación guardan el afelio y el perihelio con las estaciones? 6. ¿Cuántas veces al año pasa el Sol por el cenit de un lugar situado en el Ec uador? 7. ¿Cuántas veces al año pasa el Sol por el cenit de un lugar situado en la Península Ibéri ca? 8. Calcule la variación anual (en t anto por ciento) de la distancia de la Tierra al Sol y la correspondiente variación de la constante solar. 9. ¿Por qué en el Ecuador las noches son de 12 horas durante todo el año? 10. ¿Dónde están situados los t rópicos y los círculos polares en Mercurio, suponiendo que la inclinación de su eje es de 0°? 11. ¿Dónde están situados los trópicos y los círculos polares en Urano , suponiendo que la inclinación del su eje es de 90°? 12. Comparar la alt ura solar máxima en el solsticio de verano sobre el cielo de Cádiz cuya latit ud es 32° N y el de A Coruña a 43,24° N.
65
Capítulo 4 La estabilidad atmosférica
OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS • Conocer la variación de la presión con la altitud: utilizar las ecuaciones hidrostática e hipsométrica. • Saber leer los mapas de la atmósfera. • Calcular las variables termodinámicas de una masa de aire en un proceso adiabático. • Saber deducir el valor del gradiente adiabático del aire seco y calcular la temperatura potencial del aire. • Saber expresar la humedad según los diversos índices que se utilizan para medirla. • Entender el efecto de la humedad en la termodinámi ca del aire. Saber calcular la temperatura virt ual del aire húmedo. • Dado un perfil de temperatura, saber determinar la estabilidad atmosférica. • Identificar los principales tipos de nieblas y nubes, y las condiciones necesarias para su formación.
67
68
CLü1ATOLOGÍA y METEOROLOG ÍA
4.1.
CAPÍTULO 4.
I
La Presión
La presión atmosférica en un punto es el peso de la columna de aire de sección unidad que hay sobre ese punto. En el SI la unidad de presión es el pascal (1 Pa = 1 Nm- 2 ), pero en meteorología se utiliza con más frecuencia el hectopascal , hPa, por su equi valencia con el milibar, (1 mbar = 1 hPa) , que es la unidad utilizada históricamente en meteorología 1 De la definición de presión se deduce inmediatamente la ecuación de la hidrostática dp = -p(z)gdz (4. 1) donde p(z) es la densidad del aire, que en general depende de la altitud, y 9 es la aceleración de la gravedad. La ecuación de la hidrostática establece que la diferencia de presión, dp = PI - P2, entre dos puntos, que se encuentran separados una altura dz , es el peso de la columna de aire de sección unidad que los separa. En el caso de los líquidos, la densidad es constante y la ecuación se integra inmediatamente para dar
p(z) = pgz,
(4.2)
donde hemos tomado como origen de alturas, z = O, la superficie del líquido y hemos cambiado el signo de z que ahora es la profundidad. Pero la atmósfera es gaseosa y, por tanto, muy compresible, de manera que la densidad del aire varía con la altura. El aire se comporta en buena aproximación como un gas ideal. Si consideramos una determinada masa m de aire que ocupa un volumen V a la presión p y temperatura T, por la ley de los gases ideales se tiene que
pV = nRT,
(4.3)
de gases, pero es capítulo) la mezc molecular Md. En masa, se u tiliza la específico v = VI forma donde
es una constante d.. Despejando la escribir la ecuación aU'e como
En general, la tem la altitud, que es n Sin embargo, para peratura cambie p temperatura media. (4.6) para obtener
Esta es la ecuación de una capa de aire
donde n = m / Md es el número de moles y Md = 28,96 g/ mol, la masa molecular equivalente del aire seco. En realidad, el aire es una mezcla lOtras unidades son la atmósfera, y el milímetro de mercurio, 1 atm = 101325 Pa = 1013, 25 mbar = 760 mm Hg, que es la atmósfera estándar o valor medio de la presión atmosférica a nivel del mar. También se utiliza mb como símbolo de milibar.
En particular, si Po hipsométrica nos pe
69
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA de gases, pero es fácil demostrar que (ver problema 1 al final de este capítulo) la mezcla también se comporta como un gas ideal de masa molecular Md. En la práctica, en lugar del número de moles o de la masa, se utiliza la densidad del aire p = m/V o su inversa el volumen específico v = V / m , y la ecuación de los gases ideales se escribe de la forma -tóricamente
la ecuación
donde
(4.5)
(4.1) es una constante de los gases esp ecífica del aire seco.
Despejando la densidad de (4.4) y sustituyendo en (4.1 ) podemos cribir la ecuación de la hidrostática en función de la temperatura del llire como \" la ecuación
(4.2) ..a
~uperficie del profu ndidad. presible, de
dp
p
( 4.6)
En general, la temperatura de la atmósfera T( z) es una función de altitud, que es necesario conocer para int egrar la ecuación anterior. ~i n embargo, para un determinado rango de altitudes en el qu e la temratura cambie po co, podemos integrar la ecuación anterior con una Temperatura media T constante. Con esta aproximación, integramos -1.6) para obtener que
(4.7)
(4.3) ?;
....
ta es la ecuación hipsométrica, que nos relaciona el espesor Ll.z una capa de aire entre los niveles de presión Pl y P2
mol, la masa - una mezcla
mf'rCUrio, 1 at m
toC.·siB:a estándar
=
o vautiliza mb como
En particular, si Po es la presión al nivel del mar, en z = 0, la ecuación ·psométrica nos permite calcular la presión en función de la alt it ud
p(z) = poe- z / H
(4.9)
-
I~II 70
CLIMATOLOG ÍA y METEOROLOGÍA _
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(a) Mapa de superficie con isobaras cada 4 hPa.
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(b) Mapa de altura de 500 hPa con isohipsas cada 40 m.
F igura 4.1: Mapas obtenidos de la AEMET.
donde H = RdT / 9 es una constante llam ada altura d e escala. El valor de H nos indi ca la altura a la que hay que elevarse para que la presión decaiga un factor l /e, es decir, aproximadamente a un 38 %. Así pues, en una atmósfera isoterma la presión decrece exponencialmente con la altura. Esta ecuación es una buena aproximación en muchas situaciones prácticas 2 , pero hay que tener en cuenta que para obtener con precisión la presión en función de la altura hay que conocer T (z) . Hay también que recordar que en este cálculo hemos considerado que el aire está seco. Como veremos a continuación, la humedad del aire modifica el valor de H , porque la masa molecular equivalente y, por tanto, el valor de la constante específica del aire Rd dependen del contenido de vapor de agua. La ecuación hidrostática o la ecuación hipsométrica, que es su equivalente en forma integral, est ablecen una relación entre la altitud y la presión, de manera que ambas variables se pueden ut ilizar para trazar los mapas de la atmósfera.
LA E Para elaborar _ dida simultáne los observatori terrestre, cada nivel del mar res la temperatm mapas se obse presiones o bom Pero también. ve, se pueden idel y vaguadas, que a un valle.
.....<1]J'", de altura. mósfera es fij ar fijos como 850 hjj líneas de igual similar a lo que los mapas de su ponden a zonas d o elevaciones y la altura refleja del aire. En este de la extrapola humedad realizad la figura 4.1 se mu .zados con el model b www.aemet.es se
Medida Mapas d e superficie. Cuando se fija la alt ura, generalmente la del nivel del mar, se puede representar el campo de presión mediante el trazado de las líneas de igual presión, llamadas isobaras. Esta representación es lo que se conoce como mapa de superficie. 2De hecho, algunos altímetros que se utilizan en aviación son barómetros calibrados con esta ley.
Los instrumentos metros. El primer b 3Para una explicació os de M. Palomares .... ht tp:// www.meteored .. marj http:// www.me
- ... y ~I ETEORO LOGÍA
de 500 hPa con iso-
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD AD!O FÉRICA Para elaborar estos mapas se utilizan lo datos de la presión medida simultáneamente en los distintos obsen ·atorios. Pero como los observatorios est án situados generalmente sobre la superficie terrestre, cada uno a su altit ud , hay que reducir las medidas al nivel del mar mediante la ecuaci6n (4.9) tomando como valores la temperatura y humedad del propio observatorio . En estos mapas se observan lineas cerradas que definen zonas de bajas presiones o borrascas y zonas de altas presiones o anticiclones. Pero también, como ocurre con los mapas topográficos de relieve, se pueden identificar estructuras como dorsales anticiclónicas y vaguadas, que se corresponden respectivamente a una loma y a un valle. ~Iapas
:arse para que la p llad:a:ln'l'me a un 38 %.
r"o..A.~
a :ominuación, la m a molec ular -ífica del aire Rd
d e altura. La otra forma de representar el estado de la atmósfera es fij ar un nivel de la presión, generalmente en valores fijos como 850 hPa, 700 hPa, 500 hPa, 300 hPa, etc. y trazar las líneas de igual altura, las isohipsas o curvas de nivel, de forma similar a lo que se hace en los mapas topográficos. Igual que en los mapas de superficie, también hay líneas cerradas que corresponden a zonas de altas y bajas , pero ahora son altas de altitud o elevaciones y bajas de altitud o depresiones. La variación de la altura refleja cambios de la temperatura y de la humedad del aire. En este caso, la alt ura representada se obtiene a part ir de la ext rapolación de las medidas de presión, temperatura y humedad realizadas mediante radiosondas3.
En la figura 4.1 se muestra un ejemplo de ambos tipos de mapas. Están al izados con el modelo numérico HIRLAM por la AEMET, de cuya eb www. aemet.es se han obtenido.
4_1. 1. pr ión mediandas isobaras. pa de superficie. a:"
lI!:l! - .
barómetros cali-
Medida de la presión
Los instrumentos con los que se mide la presión se llaman barómetros. El primer barómetro que se utilizó es el barómetro de tubo. 3Para una explicación detallada de los mapas de altura ver los ar. los de M. Palomares en RAM, que se puede encontrar en este enla~. http: //www.meteored.com/ ram/ 1120/ mapas-de-superficie-Ia-presion-al- nivell-mar/ http:f / www.meteored.com/ ram / 1177/ mapas-de-altura-generalidades/
71
CLl~ IATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
72
Consiste en un tubo lleno de líquido. con el extremo superior cerrado y el otro extremo abierto y sumergido en un recipiente también abierto y lleno del mismo líquido. La altura del líquido en el t ubo es tal que la presión que ejerce el peso de líquido en el tubo iguala a la presión atmosférica, de manera que la propia altura de la column a de líquido es una medida de la presión. Como líquido se puede utilizar cualquiera de densidad conocida: el clásico es el mercurio , cuya altura en mm aún se utiliza como unidad de presión, pero además de caro es tóxico. Otra posibilidad es el agua, pero tiene el inconveniente de que hace falta un t ubo de más de 10 m de longitud para medir la presión atmosférica. Otro tipo de barómetros están basados en la deformación de cuerpos elásticos y huecos en los que se ha hecho un cierto vacío. Las variaciones de presión deforman la snp erficie del cnerpo y esta deformación se amplifican por medios mecánicos o electrónicos para transformarla en la medida de la presión.
CAPÍTULO 4. misma presión y desplaza vertical atmósfera exterio ción hidrostática. presión con la ex ..o una cant id ad En este proceso. pnergía interna e -ífico del aire a \. :antidad de calor e la termodiná
A veces _ ra el aire, ecu ad
4.2.
Gradiente adiabático de temperatura
Los movimientos verticales en la atmósfera son pequeños comparados con los horizontales. La ecuación hidrostática (4.1 ) es, de hecho , una ecuación de equilibrio entre la fu erza de la gravedad y el gradiente vertical de presión, lo que explica que cuando la atmósfera es tá en equilibrio no hay movimiento en la dirección vertical. Sin embargo, hay circunstancias en las que esta situ ación de equilibrio puede alterarse y se producen movimientos verticales de masas de aire, que dan lugar a importantes fenóm enos meteorológicos. Como veremos a continuación, entender cómo se comporta una masa de aire cuando cambia de altit ud es fund amental para analizar la estabilidad atmosférica. Vamos a considerar la termodinámica de una porción o burbuja de aire de masa unidad 4 que tiene una densidad p y se encuentra a una determinada presión p y temperatura T. Esta burbuj a está inmersa en una atmósfera exterior cuyo estado está determinado por una presión, densidad y temperatura que son funciones de la altitud. Inicialmente la burbuja se encuentra en equilibrio con su entorno, es decir, a la 4En meteorología es conveniente referir todas las magnitudes a la unidad de masa.
onde Cp es el cal enta la relaci ón ndo en (4.10) n
Como el aire ación consider despreciable, dq ecuación (4.1 0) -
>ta ecuación no e realiza la burb rgía interna o. e la burbuj a se el .-\lternativamen
·.IETEOROLOGÍA
73
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA
rior cerrado y también abierto • ' ubo es tal que a a la presión :=a de líquido -ilizar cualquiera 1ura en mm aún ffi tóxico. Otra hace fal ta un at mosférica. ,"oomació,n de cuero ío. Las varia· .. .,...-a deformación pan uansfo rmarla
misma presión y t emperatura. Supongamos ahora que esta burbuja se desplaza vert icalmente una pequeña distancia dz . En esta posición la atmósfera exterior está a una presión p' = p - dp, dada por la ecuación hidrostática, y un a temperat ura T' . La burbuj a, para igualar su presión con la exterior, se expande aumentando su volumen específiro una cantid ad dv y modifica su temperatura en una cantidad dT . En este proceso, la burbuj a realiza un trabajo dW = pdv, cambia su energía interna en una cantidad du = Cv dT , donde Cv es el calor esperífi co del aire a volumen const ante, e intercambia con el exterior una antidad de calor dq, que están relacionados por el primer principio de la termodinámica (4 .10) dq = CvdT + pdv .
Jel!Il¡:lerat ura
pdv + v dp = RddT = (Cp - Cv)dT,
el gradien' m' . fera está en _ID f'mbargo , hay ~ede alterarse ~ que dan lugar 1E~;a:::., - a cont inua~:~au
p::;1ed;,oJ y
A veces conviene calcular el calor en función de dT y dp. Para f'liminar el término en dv, diferenciamos la ley de los gases ideales para el aire, ecuación (4.4) ,
donde Cp es el calor específico a presión constante, y hemos tenido en .-uenta la relación de Mayer Cp - Cv = Rd. Despejando pdv y sustit uyendo en (4.10) nos queda que el flujo de calor es dq = CpdT - vdp.
.",,,.¡,~
(4.12)
Como el aire es muy mal conductor del calor, es una buena aproximación considerar que el fl uj o de calor entre la burbuj a y el exterior ffi despreciable, dq "" O. En est e caso, el proceso se ll ama adia bático y a ecuación (4.10) se reduce a pdv = -CvdT.
decir, a la
(4.11)
(4. 13)
Esta ecuación nos dice que en un proceso adiabático, el trabajo que realiza la burbuj a para expandirse es igual a la disminución de su energía interna o, dicho en términos de las variables termodinámi cas, que la burbuj a se expande disminuyendo su t emperatura .
a la unidad de
Alternativamente, podemos utilizar la ecuación (4.12) y tenemos
74
CLl~l.nO LOGÍA y METEOROLOGÍA
que en un proceso adiabático se cumple que c"dT = v dp.
(4. 14)
Por la ecuación de la hidrostática (4.1 ) tenemos que dp = - p'gdz, que nos permite escribir la ecuación (4.14) como , p' T c"dT = -vp gdz = -¡;gdz = - T ,gdz,
(4. 15)
donde hemos tenido en cuenta que si p = p', por la ley de los gases ideales, también se cum ple que pR dT = p' RdT'. Si el pro ceso es suficientemente lento para que la temperatura de la burbuja T se iguale a la temperatura T' del exterior, de esta última ecuación podemos despejar el llamado gradiente adiabático seco de tem peratura f= _ dT = /L
dz
c"
Para obtener una que se encuentra a adiabático llega a un En un proceso adia
donde hemos elimi los gases ideales pr queda
Integrando entre (O,
(4. 16)
Para el aire seco, c" = 1005 JK-1kg- 1 y 9 = 9,8 ms- 2 , se tiene que f d = 9,8 K/ km, es decir, una masa de aire que asciende en la atmósfera se enfría aproximadamente un grado cada 100 m. Todo este pro ceso es reversible de manera que si la burbuja en vez de ascender desciende, se calienta con el mismo gradiente.
4 .2.1.
CAPÍTULO 4. LA
tue en form a expon
tituyendo valor temperatura pot
Temperatura potencial
La diferencia de temperatura entre dos masas de aire puede ser crucial para determinar la estabilidad atmosférica. Pero si las masas de aire, cuya temperatu ra queremos comparar, se encuentran a distinta alt it ud , hay que calcular primero la temperatura que ambas masas tendrían cuando se llevasen a la misma altura. Por esta razón , es conveniente tomar una altitud de referencia, que suele la del nivel del mar a la presión de Po = 1000 hPa, y referir la temperatura del aire a ese nivel. Se define t emperatura potencial () de una masa de aire como la temperatura que tendría si se llevara adiabáticamente a la presión de 1000 hPa. Así, podemos comparar la temperatura de dos masas de aire, sea cual sea su posición, comparando sus respectivas temperaturas potenciales.
encial se mant ie = O, la presión p " fiulsra,gan (4.2 1) co Para calcular la \ la deri" ada
_'Wa.UHJ'
~ {ETEOROLOGÍA
(4.14) = -p'gdz,
que
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA Para obtener una expresión de O, consideramos una burbuja de aire que se encuentra a temperatura T y presión p , y que por un proceso adiabático llega a un est ado de temperatura Oy presión Po = 1000 hPa. En un proceso ad iabático, ecuación (4. 14), tenemos que CpdT
(4.15) ..a
. de los gases
. , mperat ura de e esta última adiabático seco
e tiene que 100000=f"D!le en la at~ m. Todo este T"'Z de ascender
= vdp =
Rd T - d p,
p
(4. 17)
donde hemos eliminado el volumen específico despejando de la ley de los gases ideales pv = RdT. Ordenando términos, la ecuación anterior queda Cp dT
dp
Rd T
p
(4. 18)
Integrando entre (O,po) y (T, p) se tiene Cp
(4.16)
75
T
p
- In - = In Rd O Po
+ cte.
(4. 19)
que en forma exponencial se escribe como (4.20) -ustituyendo valores para el aire seco, Rd/ cp = 0,28 Y Po = 1000 hPa, temperatura potencial queda
1000) °'28
aire puede ser p,. i las masas b:"=~:::tJ·an a dist in~
O=T ( p
(4.21 ) -:.>
ta ecuación establece que en un proceso adiabático la temperatura tencial se mantiene constante. Es decir, en un proceso en el que = 0, la presión p y la temperat ura T tienen que variar de forma que tisfagan (4.21) con O constante. Para calcular la variación de la temperatura potencial con la alt ura, ·mamos la derivada logarítmica de (4.21)
respectivas
1 EJO
OEJz
1 [JI'
Rd EJp CpP EJz
-----
T EJz
76
CLl~L\TO LOG ÍA y METEOROLOGÍA
que con las ecuaciones (4 .1) y (4.16 no q ueda
donde r = flT/ 8z es el gradiente vert ical de temperatura. En los diagramas termodinámicos utilizados en meteorología la curva que representa un proceso adiabático se llama adiabática seca y se referencia con la correspondiente temperatura potencial.
4.3.
Humedad
La atmósfera está formada por una mezcla de gases de proporciones constantes, el aire seco, y vapor de agua, cuya concentración es muy variablé de un lugar a otro. El vapor de agua se comporta como un gas ideal y, por lo tanto, el aire húmedo, que es la mezcla de aire seco y vapor de agua, se puede tratar también como un gas ideal. Sin embargo, esta aproximación presenta la dificultad de que la masa molecular específica del aire húmedo no es constante, porque depende de la cantidad de vapor de agua. Se define humedad como la cantidad de vapor de agua que contiene el aire. Para medir la humedad se utilizan varios índices, pero a ntes de describirlos conviene repas ar algunos conceptos básicos de la evaporación y condensación del agua.
4.3.1.
Presión de vapor
Consideremos en primer lugar el caso de un volumen cerrado que sólo contiene agua, tanto en fase líquida como en fase gaseosa. Si en un momento dado hay n moles de agua en forma de vapor que ocupan el volumen V disponible , la presión e que ejerce este vapor viene dada por la ley de los gases ideales _ nRT _ mv .!!:....T _ DT e- Pv' '''' V V Mv
(4.22)
CAPÍTULO 4. U. donde Mv = 18 g¡ a constante de los La presión de , moléculas que se e 'ase gaseosa. Las con la superficie ti líquido cond ensán - gún aumenta la moléculas que se e e moléculas que : ntre el liquido y saturado y la pr presión de vap or La presión de la temperaturas. -hoques de moléc umenta la energí I número de mol" '·apore tiene que barrera que supo J.ll aumento de T I neta y, por el con -aturado y hay e, ntre evaporación La curva E (T figura 4.2. Para t an algunos valo
4 .3.2.
ÍndicEl
Hay varias fon ,·aporación se p p. En este caso. l "Esto es para
5Hemos visto que también forman parte de la atmósfera otros gases variables, pero su proporción es tan pequeña que en este caso se pueden ignorar.
:ondensación E t de la concentración
icE7EO ROLOGÍA
,1!rn.
mI' eorología la , bática seca y -al.
mporta como mezcla de aire as ideal. Sin
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA donde M v = 18 g/mol es la masa molecular del agua, R., = R / Mv es la constante de los gases para el vapor y mv es la masa de vapor. La presión C1e vapor e va aumentando según aumenta el número de moléculas que se evaporan, esto es, que pasan de la fase líquida a la . e gaseosa. Las moléculas que forman el vapor terminarán chocando :on la superficie líquida y algunas de ellas quedarán atrapadas en el 'quido condensándose. Es claro que los choques son más frecuentes -egún aumenta la presión del vapor. Al final , cuando el número de moléculas que se evaporan por unidad de tiempo se iguala al número e moléculas que se condensan se alcanza una situación de equilibrio ntre el liquido y el vapor. En este caso se dice que el vapor está turado y la presión del vapor toma un valor e = E denominado presión de vapor saturante o presión de saturación. La presión de saturación E es una función que sólo depende de temperatura6 Si aumenta T aumenta e y, por tanto, el número de d!oques de moléculas de vapor contra la superficie, pero igualmente aumenta la energía cinética de las moléculas del líquido y, por tanto , ] número de moléculas que se evaporan. Para que una molécula se vapore tiene que tener una energía cinética suficiente para saltar la rurera que supone la tensión superficial. El resultado es, pues, que aumento de T implica un aumento de la presión de saturación E. Para una temperatura dada, si e < E(T) se produce evaporación ta y, por el contrario, si e > E(T) se dice que el vapor está sobrerurado y hay condensación neta. Cuando e = E(T), hay equilibrio He evaporación y condensación y se dice que el vapor está saturado. La curva E(T) se obtiene experimentalmente y se muestra en la gura 4.2. Para facilitar la obtención de datos a partir de la figura se algunos valores en la tabla 4.1.
Índices de humedad
(4.22)
Hay varias formas de expresar la humedad del aire . En general, la poración se produce en presencia de aire a la presión atmosférica En este caso, la presión del vapor de agua e es una presión parcial
...;; gases variables. .:gnorar .
6Esto es para una interfase líquido-gas plana. Como veremos al estudiar la densación E también depende del radio de curvatura de la interfase (gotas) y la concentración de salutos, si no es agua pura .
77
78
C LIMAT OLOGÍA y METEOROLOG ÍA
donde e se lumen de la es un men de una que haya c preferible U[
'"
.o.
CAPÍTULO 4.
9()
70
6 "l so 30
sada en g y Figura 4.2: Presión de vapor saturante del agua en funci ón de la temperatura. Cuadro 4.1: Presión saturante en hPa y razón de mezcla saturada en gjkg para diferentes temperaturas en oC. T oe E(T)hPa
-10 2,59
r,g/ kg
1,62
o 6,09 3,82
5 8 ,7 5,47
10 12,3 7,76
15 17,1
10,84
20 23,4 14,92
25 31 ,6 20,32
30 42,5 27,65
35 56,1 37,02
que está relacionada con la presión total del aire por la Ley de Dal ton P = e + Pd
(4.23)
donde Pd es la presión parcial del aire seco. La presión de vapor es, pues, un indicador de la humedad de la atmósfera. Otros índices son: • La humedad absoluta que se define como la masa de agua contenida por unidad de volumen de aire, es decir, como la densid ad del vapor de agua Pv
=
(4.24)
m v/\f.
Ten iendo en cionar la raz ev y del aire
donde E = j, masas mol ee de mezcla qu razón de m~ La humedad a • La humedad unidad de m
donde la masa aire se mide e de mezcla con
Generalmente se expresa en g/m3. La humedad absoluta se puede relacionar con la presión del vapor e utilizando la ecuación de estado (4.22) Pv
mv
eJv!v
e
V
RT
' T
= -- = - - = 216 5-
(4.25)
En la atmósfer en consecuenci
y ~IETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA
79
donde e se mide en hPa. La humedad absoluta depende del volumen de la masa de aire y, por tanto, de la temperatura. Esto es un inconveniente porque si cambia la t emperatura o el volumen de una masa de gas, se modifica la humedad absoluta sin que haya cambiado la masa de vapor de agua. Por esta razón es preferible utilizar índices relativos.
..
• La razón de mezcla es el cociente de la masa de vapor expresada en g y la masa de aire seco expresada en kg , esto es,
mv md
II1rn"1:""·,,,n de la tempera-
:::rla saturada en g/kg
30 .12.5
,
~
Teniendo en cuenta la ecuación de estado (4.22 ), se puede relacionar la razón de mezcla con las presiones parciales del vapor e" y del aire seco Pd = P - e por la expresión
35 56,1 37,02
la Ley de Dalton (4.23)
·ón de vapor es, TOS índices son:
(4.26)
r=- .
\
Pv
r= Pd
=
E-
e
Pd
=E -
e
(4.27)
-
P- e
donde E = M,,/ Md = 18/ 28, 96 = 0, 622 es la razón entre las masas moleculares del agua y del aire seco. La máxima razón de mezcla que puede alcanzar el aire , cuando e = E, se llam a razón de mezcla saturada rs . La humedad atmosférica está comprendida entre O y 30 g/kg • La humedad específica se define corno la masa de vapor por unidad de masa de aire húmedo
la masa de agua
(4.28)
d<>cir. como la den-
(4.24)
,!:id absoluta se puen.;;:zando la ecuación
(4.2 5)
I
I
donde la masa de vapor se mide en g mientras que la masa de aire se mide en kg. Es pues, un índice muy parecido a la razón de mezcla con el que se relaciona por la expresión
( ~ ~ m" + md = 1 + ~ ~ l+~ , q
mv
r (
r-~
(4.29)
En la atmósfera generalmente se tiene que m v « md Y P » e, y en consecuencia la razón de mezcla y la humedad específica son
I
80
C LI MATOLOGÍA y M ETEORO LOG ÍA
CAPÍTULO 4. L
casi iguales r "'" q "" Ee/ p. Tanto q como r son buenos índices para medir la hu medad. porque no dependen de la temperat ura y sólo varían cuando hay condensación o evaporación neta de agua.
temperatura.. fenómeno de rante la no más rápida en meteorolo
La máxima humedad específica que puede alcanzar el aire se llama humedad específica de saturación qs. • La humedad relativa, h, se define como el cociente, expresado en tanto por ciento, entre la masa m v de vapor de agua contenido en un volumen dado de aire y la masa mvs de vapor de agua que contendría ese mismo volumen si estuviera sat urado mv h= x 100, mvs
(4.30)
e h = mv x 100 = E x 100 = !!.- x 100. m V$ qs
(4. 31)
que es equivalente a
Cuando h = 100 % el aire está saturado y este valor defin e los dos casos siguientes:
La diferencia temperatura disminuye h te descenso ambas tempe Como se mu saturación para el vapor satura la temperatura escarcha. La congeladas, qu forma brillam _ se depositao
• h < 100 %, aire no saturado, puede producirse evaporación. • h > 100 % aire sobresaturado, habrá condensación.
La humedad relativa depende de la temp erat ura, porque tanto e como E son funciones de T. Así, manteniéndose la cantidad de vapor de agua constante a lo largo del día, se puede pasar de sobresaturación, en las primeras horas de la mañana con formación de rocío, a un ambiente relativamente seco al mediodía. simplemente por el cambio diurno de temperatura. A pesar de este inconveniente h es un índice muy utilizado. • La temperatura de rocío , TT> de una masa de aire es la temperatura a la que tendría que bajar el aire a presión constante para que se llegue a la saturación. Es, pues, la temperatura a la cual se tiene que E (T,) = e. Es un índice que a primera vista puede resultar extraño. porque expresa la humedad en form a de
od as los índices me el contenido de \ es necesario
Medida d Medir con exactir a sencillo. Un proc a se basa en la di fe ,ja~~o:scópi ca antes r d en un determinad
_- :-'IETEORO LOGÍ A
el aire se oYiente, expresad o de agua contenido .-apor de agua que
(4.30)
100.
(4.31)
l e yalor define los
~i>Jlilcirse
evaporación .
ensación. t:::;)>'r.uura. porque tanto 1Ic:~~wnd015e la cantid ad se puede pasar la mañana con [oreco al mediodía. . A pesar de
- de aire es la tem- a presión constante . la temperatura a la que a primera vista humedad en forma de
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRlCA temperatura, pero es un concepto que procede directamente del fenómeno del rocío o condensación que a veces se produce durante la noche sobre la superficie de los obj etos que se enfrían más rápidamente que el aire. Este es un índice muy utilizado en meteorología, porqu e no depende de la temperatura del aire, sino del contenido de vapor de agua. La diferencia entre la temp eratura real del aire, T, y la temperatura de rocío, Tr , es una medida de la humedad relativa. La temp eratura T del aire es siempre mayor o igual que Tr . Si T disminuye hasta que T = T,. se alcanza la saturación , y si este descenso continúa se produce condensación, de manera que ambas tempera turas siguen siendo iguales. Como se muestra en la figura 4. 2, hay un rango de presiones de saturación para el que Tr es menor que O°C, en cuyo caso, cuando el vapor satura form a directamente cristales de hielo. Cuand o la temperatura de rocío es negativa se llama temperatura de escarcha. La escarcha no se trata, pues, de gotitas de rocío congeladas, que tienen el aspecto de diminu tas perlas, sino que forma brillantes cristales del hielo sobre la superficie en la que se depositao odos los índices mencionados, excepto la humedad rel ativa , especifiel contenido de vapor de agua en el aire. En el caso de la humedad es necesario conocer además la presión y la temperatura.
Medida de la humedad atmosférica :-'Iedir con exactit ud la humedad del aire no es siempre un problesencillo. Un procedimiento directo para medir la humedad absose basa en la diferencia de pesada de una sustancia fuertemente llí,gro,;cópic:a antes y después de haber absorbido toda el agua conteen un determin ado volumen de aire. Indirectamente, se utilizan tipos de instrumentos llamados respectivamente higrómetros y El higrómetro de cabello se basa en la propiedad que tienen los "ellc.s de que su longitud dependa de la humedad.
81
82
LA
CLl)'L-\TOLOGÍA y METEOROLOGÍA
El higrómetro de condensación mide la temperat ura de rocío. Consiste en una superficie lisa cuya temperatura, medida con un termómetro adosado a la misma, se puede controlar para que baje lentamente. Se toma como punto de rocío la temperatura a la que empiezan a aparecer gotitas de condensación sobre la superficie. Actualmente se utilizan este tipo de higrómetros, pero la medida es electrónica basándose en la variación de la cond uctividad eléctrica o de la capacidad del sensor cuando se depositan gotas condensadas . Otro aparato de medida es el psicrómetro. Consiste en dos termómetros, uno seco y otro en contacto con una gasa o muselina mojad a. La temperatura T ' del termómetro húmedo es menor que la temperatura T del aire que mide el termómetro seco, porque el agua al evaporase baja la temperatura como consecuencia del calor latente. Es claro que, la llamada diferencia psicrométrica, T - T' será mayor cuanto mayor sea la evaporación, que, a su vez, depende de la humedad relativa. La humedad relativa se obtiene a partir de una tabla que contiene los pares de valores de T, T' y la presión atmosférica. La diferencia psicrométrica, además de la humedad relat iva, depende de la ventilación del termómetro húmedo , por lo que si el psicrómetro está al aire libre, hay qúe corregir la med ida según la velocidad del viento.
4.4.
El aIre húmedo
El comportamiento termodinámico del aire húmedo depende de que el vapor de agua cambie de fase. Si no hay cambio de fase, esto es, cuando el aire no está saturado , el vapor es un componente más en la mezcla de gases que constituyen el aire seco. En este caso, el vapor implica básicamente un cambio en la masa molecular específica de la mezcla. En el segundo caso, cuando el aire húmedo se satura y se produce condensación de vapor, hay que tener en cuenta el calor latente. Vamos a tratar ambos casos separadamente.
4.4.1.
Temperatura virtual
El aire húmedo es una mezcla de aire seco y vapor de agua y, cuando no está saturado, es una buena aproximación considerarlo como un gas
nde Ph es la de - gases ideales es aciona la presi ón Para determinar la presión del ciales del aire s P = Pd+ e =
hemos sustit eales) del vapor y 'o.'Sp, eJ <~r la "constan
• _>llCl ~
nde hemos sustit El problema es q ad específica q. temperatura virtUl
·ótese que la constan e--pecífica del aire s Comparando (4.3~ ad q, a la temper a masa de aire sece . Expresado de otr
lrrEOROLOGÍA
!e:¡,;.eora;wra de rocío. :!!lIi!'ldi·,da con un ter=-a que baje lentaa que empiezan bdr.__-\ctualmente se .... ekt:-rónica basánla capacidad '" en dos termó::l."elina mojada. ~ que la tempeque el agua al calor latente. - - T' será mayor I cle'Df'Dde de la hume- - ; una tabla que -mosférica. La dir.3.. depende de la - psicrómetro está -idad del viento. TI'
t:fuJnedo depende de =bio de fase, esto ~m ponente más En este caso, el lecular específica roo se satura y --n cuenta el calor
- de agua y, cuando rarJo como un gas
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA
83
ideal, para el que podemos escribir una ecuación de estado de la forma (4.32) donde p" es la densidad del aire húmedo y R" es la constante de los gases ideales específica para el aire húmedo. Esta ecuación nos relaciona la presión P y la temp eratura T del aire húmedo. Para determinar p" y R" aplicamos la ley de Dalton , que establece que la presión del aire húmedo es igual a la suma de las presiones parciales del aire seco y del vapor, esto es, que
P = Pd+ e =
(:L + ;;J RT = (Pd Rd + PvRv)T,
(4.33)
donde hemos sustituido la ecuación de estado (ecuación de los gases ideales) del vapor y del aire seco. Igualando (4.32) y (4.33) podemos despejar la "constante" de los gases específica para el aire húmedo
donde hemos sustituido el coeficiente E: = Mv/ Md = 0, 622. El problema es que Rh no es constante porque depende de la humedad específica q. Para evitar este inconveniente podemos definir la temp er at ura virtual del aire húmedo (4.35K:: . así, la ecuación de estado para el aire húmedo (4.32) nos queda (4.36) qu e la constante de los gases que aparece, Rd , es la const ante e<¡>ecíti<:a del aire seco. Comparando (4.32) con (4.36), se ve que una masa de aire con hu~JaU q, a la temperatura T y densidad Ph tiene la misma presión que masa de aire seco que t uviera la misma densidad y temperatura . Expresado de otra manera, la temperatura virtual Tv de una masa
Cu_ LUOLOG ÍA y
84
P2
METEOROLOGÍA
de ese momento. de la burbuja condensación se portante de calor. del agua es Lv _ humedad atrno¡ifér~
= 500 hPa
T,
PI
=
1000 hPa
Figura 4.3: Un esquema mostrando que el espesor entre dos superficies isobáricas depende de la temperatura virtual del aire. El aire seco, en azul, es comparativamente más denso y, por tanto, el espesor entre las superficies menor, que el aire húmedo , en rojo, aunque la temperatura real en ambos casos sea la misma. de aire húmedo es la temperatura a la cual una masa de aire seco, a la misma presión, tendría la misma densidad que el aire húmedo . Con es ta defini ción podemos tratar el aire húmedo a la temperatura T como si fuera aire seco a la temperatura Tv . Por ejemplo, podemos utilizar la ecuación hipsométrica (4.8) para el aire húmedo sustituyendo T por Tv . Así, el espesor de una capa de aire 6.z entre dos niveles de presión 6.p a la presión p es proporcional a Tv , ver figura 4.3 . Como a igual presión y temperatura la densidad del aire húmed o es menor que la del aire seco, la diferencia Tv - T es lo que habría que calentar el aire seco para que su densidad disminuyera hasta igualar la del aire húmedo. En general , la temp eratura virtual es parecida a la temperatura real, siendo la diferencia de temperaturas en condiciones de aire caliente y húmedo de aproximad amente 2 ó 3 oC.
4.4.2.
CAPÍTULO 4.
1 km.
Para discu tir reversible, en la burbuj a de aire, de fa el proceso; y saliendo U".u u."". au!JII ambos casos sólo el proceso de llamado proceso En cualquier emplea en calentar nfriamiento de la iabática seca. El
Y (T
Gradiente adiabático saturado
Hasta ahora hemos tratado el aire húmedo no saturado como nn gas ideal. Si la burbuja de aire, que al ascender se enfría por expansión adiabática, continua el ascenso, puede llegar a la saturación. A partir
deducción de esta y Pérez reseñadú
METEO ROLOGÍA
,/
des superficies iso~ seco, en azul) es .. """ re las superficies
de aire seco, a aire húmedo . ..d a la t emperatuejemplo, podemo edo sustituyen_=entre dos nivel , '9'r figura 4.3. 1..d del aire húmed "" lo que habría qu .-era hasta igualar ~~ es parecida a l , -mas en condicion 3 oC.
!ll&<>S3
~
saturado como . o:'Dfiia por "3ruración. A
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA
85
de ese momento , se produce condensación y se forman en el interior de la burbuja gotas de agua o cristales de hielo. En este proceso de rondensación se libera calor latente, que representa una cantidad importante de calor. Recordemos que el calor latente de vaporización el agua es Lv = 2,5 X 106 J j kg 7 . Para la distribución media de la umedad atmosférica la saturación se alcanza en ascensos inferiores a Para discutir este pro ceso podemos distinguir dos situaciones: una 'ersible, en la que el agua condensada permanece suspendida en la buja de aire, de manera que pueda volver a evaporarse si se invirtieel proceso; y otra, irreversible, en la que las gotas líquidas precipitan lIillleuuu definitivamente de la burbuja. En la nat uraleza se producen lIDlbc)s casos simultáneamente, pero por sencillez vamos a considerar el proceso de expansión adiabática saturada irreversible, también ~jmlUU proceso pseudoadiabático. cualquier caso, el calor latente cedido en la condensación se ~pIE,a en calentar el aire de la propia burbuja , por lo que la tasa de afriamiento de la burbuja saturada es menor que durante la expansión lIil!ab,átLca seca. El gradiente adiabático saturado está dado por la lI:Py'esiém 8 (4.37)
Y(T )
=
(1 + ~:~ ) (1 + Cp~~2) -1
a función positiva que tiende a uno cuando T t iende a cero la humedad (r s ) tiende a cero. Por lo tanto , el gradienadiabático saturado es siempre menor que el gradiente adiabátio y, a diferencia de r d, que es constante, r s depende de la A temperaturas altas y aire húmedo puede llegar hasta = 0.35 r d = 3, 5 K j km, mientras que a bajas temperaturas y aire ambos valores son parecidos rs = 0,92 r d = 9 K j km. Esta últicalores latentes son el de fusión del agua es L ¡ = 3,3 x 105.J / kg y el latente de sublimación es L s = L v + L f = 2,8 X 10 6 J / kg. ded ucción de esta expresión se puede encontrar, por ejemplo) en el libro de y Pérez reseñado en la bibliografía.
86
CLI~ IATO LOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO 4. L
Equili brio inestable
2 Equilibrio indi ferente
v
"
'.0
1 -
<:
Equilibrio estab le
Figura 4.4: Los estados de equilibrio se caracterizan por la reacción del sistema a pequeñas perturbaciones, en este caso, de la posición. En el caso de equilibrio inestable el sistema reacciona alejándose del estado inicial, mientras que en los otros dos casos el sistema es estable porque vuelve o permanece en el estado inicial.
ma situación es la que se da en las capas altas de la atmósfera donde ambos gradientes tienden al mismo valor.
4.5.
Estabilidad Atmosférica
La estabilidad es una propiedad del equilibrio. Recordemos en primer lugar el concepto de equilibrio mecánico , para lo cual nos vamos a ayudar del esquema de la figura 4.4. Tenemos una bolita en tres posiciones que se corresponden con tres posibles estados de equilibrio: estable, inestable e indiferente o neutro. Decimos que un sistema es estable si se encuentra en un estado de equilibrio estable o indiferente, que son estados en los que el sistema sometido a una perturbación reacciona de manera que vuelve al estado inicial o permanece en él. Por el contrario, un sistema es inestable cuando al ser sometido a una perturbación reacciona alejándose del estado inicial. En la atmósfera, además de la estabilidad y la inestabilidad a bsolutas, hay un tercer tipo de inestabilidad llamada condicional. Pero
Figura 4.5: Gradien' gradiente adiabático: del mar. El gradient<> 1000 m.
antes de continu ar o. {)S distintos gradien;
En primer lugar, ue es el gradiente terminado y que s ·co. El gradiente ID , 6, 5 OC/ km.
El gradiente adi temperatura del ai seco nos referim( temperatura su .,
El gradiente a di !""" "" Jle y está com p~ ~lp E~ratUl,a del aire
En la figura 4. 5 ~
ETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA \
\
2 \
,
,,
. te
\ \
\
\
... .. ...
-- .~
. - ~.
: \ ;' \
:\
\
\
.\ \
:
,
\ \
\
... reacción del ."".]0",..0. En el caso f'S ado inicial, rque vuelve
lO
20
30
40
50
Temperatura (OC)
° Figura 4.5: Gradiente ambiental, verde, gradiente adiabático seco, azul, y gradiente adiabático húmedo, rojo , trazados desde un punto a 30°C al nivel del mar. El gradiente ambiental presenta una inversión térmica entre 500 y
",..."n'-lSfera donde
1000 m .
antes de continuar con el estudio de la estabilidad, conviene recapitular los distintos gradientes de temperatura que hemos visto. lRff(nu.errlos en pn-
F':tC,~
de equilibrio:
f"n un estado de ~ que el sistema ...-uelye al estado ...-"..,.u" es inestable alejándose del labilidad ab-
En primer lugar, el gradiente ambiental de temperatura, r , que es el gradiente que tiene la atmósfera en un lugar y momento determinado y que se mide, por ejemplo, med iante un sondeo aerológico. El gradiente medio global de la troposfera es aproximadamente de 6,5 oC/ km. El gradiente adiabático seco rd = 9, 8 oC/km, con el que varía la temperatura del aire seco que asciende adiabáticamente, donde por aire seco nos referimos también al aire húmedo no saturado, tomando por temperatura su temperatura virt ual. El gradiente adiabático húmedo o saturado , r so cuyo valor es \'ariable y está comprendido entre 5 y 9 OC/ km , que es el gradiente de temperat ura del aire saturado en un proceso pseudoadiabático. En la figura 4.5 se muestran los tres gradientes en un punto de altitud cero.
87
88
CLIMATOLOG ÍA y METEO ROLOGÍA
4.5.1.
CAPÍTULO -1.
Estabilidad absoluta
Para estudiar la estabilidad de la atmósfera vamos a suponer que t iene un determinado gradiente de temperatura
r(z) = -
h-
dT dz'
( 4.38)
que, en general, depende de la distancia vertical z. Vamos a recurrir a la socorrida burbuj a de aire y a considerar su comportamiento frente a pequeñas perturbac iones de su posición a lo largo de la vertical. Sup ongamos que inicialmente la burbuj a está situada a una altura z, con una temperatura To Y que se encuent ra en equilibrio con el aire que la rodea. Si la burbuj a se desplaza un altura dz, la presión cambia y la burbuj a experimenta una expansión adiabática que conlleva una variación de temperatura dada por la ecuación (4. 16)
Figura 4.6: Esta gracljente adiabá desplaza !:>h se e es T ' > T. El em
(4 .39)
de manera que su temperatura ahora será T = Yo - f ddz, y sea su densid ad p . A esa al tit ud z + dz, la temperatura del aire exterior a la burbuj a, por su propio gradiente, es
T' = To - f (z) dz
( 4.40)
y sea la densidad de aire exterior pi. La burbuj a, como cualquier otro cuerpo sumergido en un fluid o, experimenta una fu erza de fl otación igual a la diferencia entre su peso j5 = - gpv k y el empuj e E = gp'vk (principio de Arquímedes), cuya resul tante es Ji = j5 + E = mu, donde k es el vector uni tario en la vertical. El módulo de la aceleración a la qu e se ve sometida la burbuj a es, pues, E-P p'_p a=
m
=g-- .
p
(4.41)
Si a es positiva la aceleración está dirigida hacia arriba y viceversa. Puede ocurrir que en su nueva posición la burbuj a, que está a la temperatura T , se encuent re rodeada de aire a una temperatura T', tal que T' > T , en cuyo caso se tiene que pi < p, ver figura 4.6. En este
caso, la burbuja haría caer la b iguales se cumpl.. en función de la iguiente forma
Esta última expr temperat ura T' d es (JI, con la tem Es claro que. más se enfríe la erá la capa. D radiación, y como enfriamiento de la alcanza su máxim e forme una iu, que la temperatu
_ l ETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA
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(4.38)
a rec urnr a ~m1.anüelnto frente de la vertical. a una altura z, F ilit'r1o con el aire b. pre ión cambia e conlleva una
+ LJ.h h
.,
T T' To
Temperatura
Figura 4. 6: Estabilidad absoluta. El gradiente ambiental es menor que el gradiente adiabático seco. La burbuja en h a la temperatura To cuando se desplaza 6.h se enfría a la temperatura T, donde la temperatura ambiental es T' > T. El empuje se opone al movimiento.
(4.39) - rddz . y sea su
l>Íre exterior a la
(4.40)
• en un fluid o, cuya unitario en la ida la burbuj a
~~"~WU_H v'Uv"I,
(4.41) Rrn La
y viceversa.
está a la temT', t al fh.rn:r-a ·1.6. En este
caso, la burbuja es más densa que el aire que la rodea y a < O lo que haría caer la burbuja hacia su posición inicial. Considerando que la presión interior y exterior de la burbuja son iguales se cumple que pT = p'T' Y podemos escribir la ecuación (4.41) en función de la temperatura o de la temperatura potencial de la sigu iente forma T-T ' (J_(J' (4.42) a=g T' =g-(J-'-. Esta última expresión nos da un criterio de estabilidad en función de la temperatura T' del aire en las capas altas, cuya temperatura potencial es (JI, con la temperatura del aire j unto al suelo, donde T = f) . Es claro que, cuanto más se caliente la parte superior de la capa y más se enfríe la capa inferior, menor será el gradiente, y más estable será la capa. Durante la noche, la superficie de la tierra se enfría por radiación , y como el aire es mal conductor del calor, se produce un enfriamiento de la capa más superficial de la atmósfera. Este efecto alcanza su máximo duraute el amanecer y puede ser tan intenso que : forme una inversión térmica, es decir, una capa de aire en la que la temperatura aumenta con la alt ura (ver figura 4.5). Esta situa-
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90
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
h+6h h
T'
T
To
Te mperatura.
Figura 4.7: Inestabilidad absoluta. El gradiente ambiental es mayor que el gradiente adiabático seco. La burbuja en h a la temperatura To cuando se desplaza 6.h se enfría a la temperatura T , donde la temperatura ambiental es ahora T' < T. El empuje sobre la burbuja favorece el movimiento. ción de alta estabilidad impid e completamente movimientos verticales del aire y puede dar lugar a nieblas en invierno o a acumulación de contaminantes sobre las ciud ades. El calentamiento por arriba puede producirse por descenso adiabático de una capa superior, que puede llegar inducir una inversión térmica por subsidencia. Otros factores de estabilidad pueden ser la llegada de vientos fríos en superficie o calientes en altura.
4.5. 2.
Inestabilidad absoluta
Por el contrario, si la burbuja al elevarse se encuentra rodeada de aire a una temperatura menor que la suya, la burbuja es menos densa que el aire a su alrededor y sufre una aceleración positiva que amplifica este movimiento ascendente, ver fi gura 4.7. Por lo tanto , la inestabilidad atmosférica se produce cuando el gradiente ambiental es mayor que el adiabático. En este caso, cualquier perturbación de la alt itud de la burbuja crecerá originado un movimiento vertical ascendente. En ese movimiento la burbuj a se enfría por expansión adiabática a una tasa igual al gradiente adiabático seco y terminará por alcanzar la temperatura de saturación. Esa altitud
CAPÍTULO 4. LA define el nivel de CODQIi!I la nube. A partir de pero debido al calor la' por expansión dismin este caso, se dice que Evidentemente, eu· " table será la atmósfera. ~ los que ind ucen el cale de la capa superior. El se produce, bien por la capas superiores, que a: de calentar por contar. yientos cálidos. Otro t calor latente que se <1 .." ",,, ... pues, los ingrediente calientes y húmedos en Es muy poco probal table desde el nivel de ~ la inestabilidad se limi .. [a rde, en días despejad por el Sol alcanza su ll'''-'-1 - uperadiabático, esto da capa superficial. Se ~ algunos pájaros o los yu formación de cúmulos de ama valores normales y 50 del aire caliente, qu~ eldas convectivas. En la G. pn el que se estab iliza la a · .- a esta capa inestable n el estudio de dispersión
4.5. 3.
Estabilidad
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CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA define el nivel d e condensación que se corresponde con la base de la nube. A partir de este momento la burbuj a continúa ascendiendo, pero debido al calor latente cedido en la condensación, el enfriamiento por expansión disminuye hasta el grad iente adiabático saturado. En este caso, se dice que la atmósfera es absolutamente inestable. Evidentemente, cuanto mayor sea el gradiente ambiental más inestable será la atmósfera. Los factores que favorecen la inestabilidad son los que inducen el calentamiento de la capa inferior y el enfriamiento de la capa superior. El enfriamiento de la capas altas de la atmósfera se produce, bien por la llegada de vientos fríos o por ascendencia de las capas superiores, que al expandirse se enfrían. La capa inferior se puede calentar por contacto con una superficie caliente o por la llegada de vientos cálidos. Otro factor desestabilizante es la humedad , debido al calor latente que se desprendería cuando se inicie la condensación. Así pues, los ingredientes para una atmósfera muy inestable son vientos calientes y húmedos en superficie y vientos fríos en altura. Es muy poco probable que la atmósfera sea absolutamente inestable desde el nivel de superficie hasta la estratosfera. Generalmente, la inestabilidad se limita a determinadas capas. Por ejemplo, por la tarde, en días despejados de verano, cuando la superficie recalentada por el Sol alcanza su máxima temperatura, se establece un gradiente superadiabático, esto es, mayor que el adiabático seco, en una delgada capa superficial. Se forman las llamadas térmicas que aprovechan algunos pájaros o los vuelos sin motor , y que pueden dan lugar a la formación de cúmulos de poco desarrollo. A mayor altura, el gradiente toma valores normales y la atmósfera se estabiliza limi tando el ascenso del aire caliente, que suele terminar cayendo form and o pequeñas celdas convectivas. En la figura 4.8 se muestra esta situación. El ni vel en el que se estabiliza la atmósfera se conoce como altura de mezcla, y a esta capa inestable se llama capa de mezcla, conceptos de interés en el estudio de dispersión de contaminantes.
4.5.3.
Estabilidad condicional
Un caso intermedio es el que se da cuando el gradiente ambiental de temperatura está comprend ido entre 6 y 10 OC/ km. Este gradiente es menor que el gradiente adiabático seco, pero mayor que el gradiente
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CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
2
CAPÍTULO 4.
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-
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-
-
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20
30
40
50
Temperatura (OC)
Figura 4.8: La atmósfera es inestable desde el nivel de superficie hasta el punto de corte del gradiente ambiental y el gradiente adiabático seco, a la altura de mezcla. adiabático saturado, ver figura 4.9. En este caso, la estabilidad depende de la saturación del aire, razón por la que se denomina estabilidad condicionaL Un ejemplo de inestabilidad condicional es el que se representa en la figura 4.10. La capa de aire es estable desde la superficie hasta que se alcanza la temperatura de rocío. A partir de este nivel , llamado nivel de libre convección (NCL), el gradiente ambiental es mayor que el adiabático saturado y la atmósfera es inestable. Una burbuj a ascenderá hasta que alcance el nivel de equilibrio (NE) en el que su temperatura se iguala a la de su entorno y que corresponde con la parte alta de las nubes. Como se muestra en la misma figura , el gradiente adiabático húmedo se va aproximando al gradiente seco según disminuye la humedad del aire y su temperat ura. En general, por debajo del NCL el aire es estable, pero hay circunstancias en las que es posible que el aire sea forzado a elevarse. Una posibilidad es la elevación del viento para sobrepasar una montaña o Un frente, o cuando se produce una convergencia en superficie que eleva el aire. Sea cual fu ere la causa de la ascensión, el aire se desplazaría
Figura 4.9: Condicione, de temperatura cOlmp....1II! adiabático saturado. siguiendo la adiabá( a partir de cual se .
4.6 . atmlóster·a La saturación se p a la presión de vapor formas: por aumento presión de saturación. Para que aumente cantidad de vapor de puede suceder por ev;ap;nq más húmedo. Para que disminuya que bajar la temperatura atmósfera se produce en::::..¡ también puede baj ar la es, sin variación de la al .•
'\ ~IE TEOROLOGíA
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA
Temperatura
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Figura 4.9: Condiciones de estabilidad según el valor del gradiente ambiental de temperatura comparado con el gradiente adiabático seco y el gradiente adiabático saturado.
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4.6.
Modos de alcanzar la saturación en la atmósfera. Nieblas
La saturación se produce cuando la presión de vapor e se iguala a la presión de vapor saturante E(T), lo que puede ocurrir de dos formas: por aumento de la presión de vapor o por disminución de la presión de saturación. Para que aumente la presión de vapor se tiene que incrementar la cantidad de vapor de agua contenida en el aire , ecuación (4.22). Esto puede suceder por evaporación o por mezcla con otra masa de aire más húmedo. Para que disminuya la presión de saturación tiene necesariamente que bajar la temperatura del aire. Si una masa de aire se eleva en la atmósfera se produce enfriamiento por expansión adiabática. Pero a mbién puede bajar la temperatura del aire a presión constante, esto . sin variación de la altitud , cediendo calor a otro cuerpo más frío.
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94
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO 4.
NE
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,
NCL
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........................... ... ,..
,
Temperatura
Figura 4.10: Inestabilidad condicional. En verde el gradiente ambiental, que es siempre menor que el gradiente adiabático seco. La inestabilidad se alcanza cuando el gradiente ambiental es mayor que el adiabático saturado, lo que tiene lugar en el nivel de altitud NCL. Según la forma en la que se establece la diferencia de temperatura entre el aire y la superficie, se distingue ent re la a dvección de aire caliente sobre una superficie fría y el enfriamiento por irradiación de una superficie en contacto con aire que permanece a temperatura constante. De acuerdo con el modo en que se llega a la saturación podemos clasificar las nieblas de la siguiente forma: Nieblas que se forman por aumento d e la presión de vapor La primera forma de alcanzar la saturación es por aumento de la cantidad de vapor en el aire. Esto es lo que ocurre por evaporación en aire frío situado sobre una superficie de agua cálida, como un lago o el mar. Sin embargo, esta situación t iende a ser inestable, porque en este proceso la densidad del aire disminuye, tanto por el aumento de humedad como porque se calienta al estar en contacto con la superficie del agua. Para que se alcance la saturación ,y se forme la niebla es, pues, necesario que haya estabilidad atmosférica, bien porque la di-
Figura 4.11: En roAunque el aire en resultado de su mezo situación tiene lugar
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:ETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA ; .. . .. .: . . .. . . .:. .. .. .;--
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T (° C)
Figura 4.11: En rojo, la tensión de saturación en función de la temperatura. Aunque el aire en las condiciones de los puntos A y B no está saturado, el resultado de su mezcla da lugar a aire sobresaturado, punto C. Cuando esta situación tiene lugar cerca de la superficie se forman nieblas de mezcla . . ....lico saturado,
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ferencia de temperatura con el agua no sea suficientemente elevada o por la presencia de una inversión térmica en alt ura. En estas circunst ancias se forman nieblas de evaporación que pueden extenderse desde unos centíme tros, sobre terrenos húmedos formando nna especie de humo blanco, hasta de cientos de metros sobre lagos y mares, generalmente cerca de la costa. Son espesas y persistentes mientras dure la estabilidad atmosférica. Otro tipo de nieblas son las nieblas frontales , formadas por evaporación de lluvia t emplada al atravesar en su caída una capa de aire más frío. Est a situación se produce en la zona más avanzada de los frentes fríos, donde el aire frío penetra bajo una masa de aire cálido en la que se produce la precipitación (de los frentes fríos se trata en la sección 7.2.2) . Las nieblas de mezcla se producen cua ndo dos masas de aire de elevada humedad relativa, pero de diferente temperatura se mezclan para dar lugar a aire sobresaturado. Esta situación se ilustra en la gura 4. 11. En la mezcla, la masa de aire caliente aporta vapor de agua y la masa de aire frío hace bajar la temperatura resultante. La zona de mezcla típica es la que se produce en los frentes entre masas aire, de los que trataremos en el capítulo 7.
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CLIMATOLOGÍA y M ETEOROLOGÍA
Nieblas que se forman por disminución de la presión de saturación
CAPÍTULO 4.
4.7. 4.7.1.
La segunda forma de alcanzar la saturación es por enfriamiento del aire hasta alcanzar el punto de rocío. Cuando el enfriamiento se produce sobre una superficie fría, se forman gotas de agua o cristales de hielo sobre la propia superficie dando lugar al rocío o escarcha. Pero si aumenta el espesor de la capa el aire que se enfría, se forman nieblas de radiación. Esta situación es frecuente durante el enfriamiento radiativo noct urno de la superficie de la tierra, de ahí el nombre con que se las conoce. Las nieblas de radiación son más frecuentes en invierno , con cielos despejados y con baja velocid ad del viento. En general, para que la niebla se mantenga es necesario que continúe el proceso de condensación, lo que requiere un aporte continuo de vapor. Por esta razón una suave brisa favorece la formación de est as nieblas y son más frecuentes sobre superfici es húmedas , como ríos, lagos, mares o suelos mojados. Se disipan a las pocas horas de la salid a del Sol, en cuanto se empieza a calentarse el suelo. Otra forma de saturación por enfriamiento tiene lugar cuando se desplaza aire t emplado y húmedo sobre una superficie de agua más fría. El aire se enfría por contacto (conducción térmica) y, si el enfriamiento del aire es suficiente para llegar a la saturación, se producen las llamadas nieblas de advección. Estas nieblas son bastante persistentes y no cesan mientras continúe la advección de aire templado. Son frecuent es en los océanos fríos cuando llega aire templado, y en zonas costeras, en invierno, cuando aire marino se desplaza sobre la tierra que está más fría. A diferencia de lo que ocurre con las nieblas de evaporación, en este caso la evaporación no es importante y, de hecho , si la velocidad de viento no es suficientemente elevada, menos de 10 km/ h, se produce condensación de vapor sobre la superficie del agua con el consiguiente enfriami ento del aire por cesión de calor latente y tendencia a que la niebla se disipe. Las nieblas orográficas, se forman cuando una corriente de aire húmedo se eleva por la ladera de una montaña y se alcanza la saturación por enfriamiento adiabático. De todas las nieblas descritas, éstas son las únicas que no se producen a presión constante.
Nu._..
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! UEO ROLOGÍA
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA
4.7. 4.7.1.
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Condensación N ucleación de gotas
En la sección 4. 3.1 describimos la evaporación en un sistema formado por agua pura, en equilibrio con su vapor, donde la interfase es plana. Para ese sistema se obtiene que la presión de vapor saturante sólo depende de la temperatura del sistema. Precisamente por ser un estado de equilibrio entre el vapor y la fase líquida, cuando el vapor está sobresaturado se produce condensación. Sin embargo, en la atmósfera este fenómeno es más complejo, básicamente por dos razones: en primer lugar, porqu e la condensación se produce en forma de gotas, que no son superficies planas, y, en segundo lugar, porque las gotas no son de agua pura sino que contienen substancias disueltas. La llamada condensación homogénea se produce por el choque simultáneo de varias moléculas de agua que quedan adheridas formando pequeñas gotas o cristales de hielo. Este mecanismo es muy improbable en la atmósfera y requiere de niveles muy altos de sobresaturación. Mucho más frecuente es la cond ensación heterogénea en la que las pequeñas gotas o cristales se forman sobre partículas microscópicas ll amadas núcleos d e condensación. Estos núcleos de condensación tienen que ser solubles en agua para que sean efectivos y permitan la condensación sin necesidad de una elevada sobresaturación. En la form ación de una gota por condensación de vapor intervienen dos términos energéticos. Por una parte, la variación de energía libre entre la fase gaseosa y la fase líquida, y por otra, un término que corresponde al trabajo realizado contra la tensión superficial para aumentar la superficie de la gota. Visto desde el punto de vist a de la evaporación, las moléculas de agua se evaporan más fácilmente desde una gota que desde una superficie plana porque la t ensión superficial a, que tiende a minimizar la superficie, favorece la salida de las moléculas de agua. Es claro que en el proceso inverso las moléculas de Yapor necesitan mayor energía para condensar sobre una got a que sobre una superficie pl ana. En consecuencia, para una temperatura dada, la presión de vapor sat urante E(r) alrededor de una gota de radio l ' es mayor que la correspondiente presión de vapor sat urante para una
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98
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO 4. 103 r---"7
superficie plana E(r = 00). Este efecto aumenta exponencialmente con la curvatura según la ecuación de Kelvin
E (r ) = E (oo )ea / r
102
101
(4.43) e
o
100
.~
donde
2a (4.44) pvR"T es un parámetro con dimensión de longitud que depende de la tensión sup erficial a , la densidad Pv, la constante de los gases para el vapor R" y la temperatura T . La ecuación (4.43) nos define el radio crítico cuando e = E(r*) a r * = -(4.45) InR de una gota contenida en una atmósfera con una razón de saturación (humedad relativa) R = Es(r*) / Es(oo) . Es un radio crítico en el sentido de que si la presión de vapor de la atmósfera es e = E(r*) , una gota de radio r se evaporará si r < r* y crecerá, es decir , será estable si r > r * . a=
o N/ m, Pv =;¡: kg m-
3 Tomando valores para el agua, a = 7, 5 X 10- 2 , 1 R" = R/ Mv = 461,5 Jkg- 1K- Y considerando una temperatura de 273 K, el parámetro vale a = 1, 21 x 10- 9 m. Por tanto, para una saturación del 101 % (o sobresaturación del 1 %), que es un valor típico en el interior de las nubes, el radio crítico de la gota es O, 12 ~m. Un cálculo sencillo (ver problema) establece que en una gota de O, 12 ~m hay más de 500 moléculas de agua. Así pues, para formar una gota estable en una atmósfera sobresaturada un 1 % tendría que producirse el choque simultaneo de 500 moléculas de agua, lo que evidentemente no es un suceso muy probable. La cuestión entonces es: ¿cómo se condensa el vapor para formar nieblas y nubes?
La presencia de núcleos de condensación ayuda a la formación de gotas, pero estos núcleos tienen que ser partículas solubles en agua o higroscópicas. En una disolución, la presión de vapor saturante es proporcional a la concentración de soluto. Si en una disolución hay n moléculas de soluto y no moléculas de agua la razón de saturación
o
-;; V>
99 98 97
96 95 L-..-_ 0.0"1
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En una gota de ra . mero n de molécula,. de agua no es pro .-\sí, cuanto menor ción. Incluyendo el ~ de saturación es
centración es, pues. contribuciones da figura 4.12 Los aerosoles que
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CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA
.1ET EOROLOG ÍA
103
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102 101
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97
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96
95
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1 Radio de la got.a. ( )..Un)
(4.45)
Figura 4. 12: Sobresaturación en % en función del radio de la gota. En rojo el efecto Kelvin, en verde el efecto de la concentración de soluta y en azul el resultado de ambos efectos combinados. Se muestra el valor r' que corresponde la radio crítico de la gota.
de aturación "ritico en el sen~ = E(r*), un a cir. será estable
1l:l..
yiene dada por la ley de Raoult
~
p,. = '. kg m
- 3
,
· ",mperatura de para una sa"" un valor típico
R~ n:ono ~ (1+ ~rl
( 4.46)
J.
"" 0.12
¡.uD..
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-a de O, 12 ¡.tm f rmar una gota que producirse eYidentemen...... _"" es: ¿cómo se <
En una gota de radio r formada alrededor de un núcleo de sal, el número n de moléculas de sal es constante, pero el número de moléculas de agua no es proporcional al volumen de la gota y, por tanto, a r 3 . Así, cuanto menor sea el radio mayor es la concentración de la disolurión. Incluyendo el efecto de la concentración y la curvatura, la razón de saturación es
R(r) = la formación de lubles en agua ~""""T saturante es disolución hay de saturación
(1- ~) e 1+::r - r~, r 3
a r / ""
3
(4.47)
onde b es una constante que depende del soluto . El efecto de la conntración es, pues, opuesto al de la curvatura y el resultado de ambas ntribuciones da lugar a un máximo de R(r ) como se muestra en la ·!rura 4.12 Los aerosoles que hacen de núcleos de condensación son cristales
100
CL IMATOLOGÍA y METEOROLOG ÍA
de sal de origen marino , pero también productos contaminantes como sulfuros procedentes de la combustión de combustibles fósiles.
4.7.2.
Crecimiento de gotas
El crecimiento de las gotas por condensación es lento. Además, la velocidad de crecimi ento tiende a disminuir debido al aumento de temperatura que se produce en la gota por la ganancia de calor latente de vaporización . A partir de un cierto tamaño, las gotas crecen por coalescencia, es decir, por choques con otras gotas a las que quedan unidas. Este proceso de coalescencia se ve favorecido por la velocidad de caída gravitatoria de las gotas y por la presencia de corrientes ascendentes en el interior de la nube. Finalmente, cuando la gota adquiere un tamaño suficiente cae en forma de preci pitación. La coalescencia es el mecanismo fund amental para la precipitación en nubes calientes. En nubes frías, con temperaturas menores de -4°C se producen, junto con gotas de agua su benfriada , pequeños cristales de hielo. La formación de cristales de hielo también requiere de núcleos de condensación, pero el crecimiento de los mismos es más rápido porque la tensión de vapor sobre el cristal de hielo es menor que sobre las gotas subenfriadas. Los cristales crecen por choques con las gotas de agua subenfriada que se congela inmediatamente. Estos cristales forman copos de nieve que pueden llegar a la superfi cie en forma de lluvia si la temperatura no es muy baja. La mayor parte de las precipitaciones que se producen en latitudes medias se generan siguiendo este procedimiento, conocido como teoría d e Bergeron.
Resumen El aire se comporta como un gas ideal con una masa molecular que en el caso del aire seco se puede considerar constante. Partiendo de la ley de los gases ideales y de la ecuación hidrostática se obtiene la ecuación hipsométrica, que expresa la presión en fun ción de la altitud. En el caso de que la temperatura del aire no cambie con la altura, la presión decae exponencialmente con la alt it ud. Para pequeñas variaciones de altitud es una buena aproximación considerar que la temperatura es constante.
CAPÍTULO -1. En general. estado de la at diante mapas d dibuj an las isob los que se fij a la Conocida la un mal conductO! el proceso que i tancias, una bul' de manera que adiabático seco. a 9, 8 OC/ km. E t a la posición inie' forma que la para Como la tem definir su tempera porción de aire si _ La temperatura masas de aire que I En la atmósfe contenido de vapo humedad se puede la presión de vap
!ETEOROLOGÍA
¡m:.;.iillliDélllt,es como "''',,"'" fósiles,
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~:.o,atIICa
se obtiefunción de la cambie con la Para pequeconsiderar que
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA En general , esta relación entre presión y altitud permite que el estado de la atmósfera se represente de formas alternativas. Bien mediante mapas de superficie en los que para una altitud determinada se dibuj an las isobaras, o bien con mapas de una determinada altit ud en los que se fija la presión y se trazan las isohipsas. Conocida la variación de la presión con la alt ura calculamos la evolución de una burbuj a de aire que cambia de alt ura. Como el aire es un mal conductor térmico es una buena aproximación considerar que el proceso que sigue la porción de aire es adiabático. En estas circunstancias, una burbuj a de aire que se eleva en la atmósfera se expande de manera que su temperatura disminuye con el llamado gradiente adiabático seco, cuyo valor es independiente de la temperatura e igual a 9, 8 OC/ km. Este proceso es reversible: si la porción de aire desciende a la posición inicial , se comprime y se calienta con la misma tasa, de forma que la porción de aire vuelve al estado inicial. Como la temperatura del aire depende de su altitud es conveniente definir su temperatura potencial, como la temp eratura que tendría esa porción de aire si se trasladara adiabáticamente hasta el nivel del mar. La temperatura potencial permite comparar la temperatura real de masas de aire que no se encuent ren a la misma altura. En la atmósfera el aire contiene vapor de agua. La humedad es el contenido de vapor de agua en un determinado volumen de aire. La humedad se puede caracterizar de diversas maneras, tales como con la presión de vapor, humedad absoluta, razón de mezcla, humedad especifica y humedad rela tiva. Para simplifi car las ecuaciones termodinámicas y también para poder comparar la densidad de masas de aire con distinta temperat ura y humedad conviene definir la temperatura virtual. En función de la temperatura virtual el aire húmedo se puede describir con la ecuación de los gases ideales. Una burbuja de aire húmedo asciende adiabáticamente con un gradiente de temperatura igual al del aire seco hasta que se alcanza la aturación. A partir de ese momento, la burbuja se enfría con el gradiente adiabático húmedo cuyo valor típico es 6 OC/ km . Este gradiente depende de T y de la humedad del aire , tendiendo al valor del gradiente adiabático seco cuando la temperat ura o la humedad tiende a cero .
101
102
C LI MATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
Se dice que la atmósfera es absolutamente estable cuando no hay movimiento vertical de aire y cualquier pert urbación que implique un desplazamiento vertical es amortiguada . Esta situación es la que se da cuando el gradiente de temperatura vertical de la at mósfera es menor que el gradiente adi abático seco. En una atmósfera inestable una burbuj a de aire que se eleve se encuentra rodeada de aire más frío y, en consecuencia, siente un empuje que hace aumentar el desplazamiento inicial. Esta sit uación es la que se da cuando el gradiente de temperatura ver t ical de la atmósfera es menor que el el gradiente ad iabático seco. Cuando el gradiente de temperatura est á comprendido entre el gradiente adiabático seco y el adiabático húmedo la atmósfera es condicionalmente inestable. Cuando el vapor de agua se condensa en la atmósfer a forma nub es y nieblas. La condensación se produce por enfriamiento o por aumento de la cantidad de vapor de agua. Al primer caso corresponden las nieblas radiación y advección , y la segundo las de evaporación y de mezcla. La condensación en la atmósfera se inicia alrededor de núcleos de condensación , que son partículas sólidas higroscópicas. Este proceso se inicia cuando la humedad relativa es ligeramente superior a la de saturación . El crecimiento de las gotas se produce por coalescencia o por crecimiento de cristales de hielo al chocar con gotas de agua subenfriada. Cuando las gotas alcanzan un t amaño suficiente precipitan en forma de llu via .
CAPÍTULO 4.
Problemas l.
cular IIlt'W~ normales Solución: satisface la
al re '-u ,, , " ;lll',,"!
que que,reulo:-I también que p = ¿ p de la mezcla
es decir, que ni = m ;/M¡.
meno masa
w cm,,_........
Md = 0, 7 x _ Como un m . del aire seco 2. a)
específica q presión p = tendría el e) ¿Cuál es
~
~ ! ETEO ROLOGÍA
cuando no hay ue implique un es la que se da t-u:m
-'eme un empuje .;;i'uaeión es la que la atmósfera es D e'Cf"ndido entre el
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" .llf'l"a
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CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOS FÉRICA
Problemas resueltos 1. Con la ayuda del cuadro 1.1 determinar la masa mole~ cular media del aire seco y su densidad en condiciones normales de presión y temperatura. Solución: El aire se comporta como un gas ideal y por tanto satisface la ecuación pV = ndRT donde nd = md/ Md es el número de moles de aire, mdla masa de aire contenida en el volumen V y Md la masa molecular media que queremos calcular. Como el aire es una mezcla de N gases, también ideales, cumplen la ley de Dalton por la cual se tiene que P = L Pi donde las presiones parciales de los componentes de la mezcla satisfacen PiV = niRT, por tanto, se tiene que
es decir, que nd = L i ni, donde para cada gas tenemos que ni = m;/Mi' Por tan to, la masa molecular media es
donde Xies la fracción molar que equivale a la fracción de volu~ meno Particularizando para gases del cuadro 1.1 tenemos que la masa molecular del aire es
Md = 0, 78 x 28 + O, 2095 x 32 + O, 0093 x 39, 8+ '" 28, 96 g/ mol Como un mol en condiciones normales ocupa 22 ,4 lla densidad del aire seco es p = 1, 29 gi l 2. a) Determinar la densidad del aire con una humedad específica q = 8 g/ kg, a la temperatura T = 20°C Y a la presión P = 1000 hPa. b) Comparar con la densidad que tendría el aire seco a la misma temperatura y presión. c) ¿Cuál es la temperatura virtual de aire húmedo?
103
l' ,1 _tJlILlU
104
CLIMATOLOG ÍA y METEOROLOGÍA
Solución:
Para calcular la densidad podemos utili zar la ecuación de estado del aire húmedo
p = pRS donde por la ecuación (4.34)
(1 - q)R d + qR,; (1 - 8 x 10- 3) 8,31 3 + 8 x 10-3 8,31 3 29 x 1018 X 10114, 7 J / kg K
R"
CAPÍTULO 4. 3. Determinar y tempera ricos típicos 6 163 m)) 4. En un avión niendo que entre 990 hP
5. humedad
luego P
p"
= R"T =
105 Pa 114, 7 x 293K
I'I~
= ~9?t)lkg/m3 .
6. presión
Otra manera equivalente es ut ilizar la ecuación de estado del aire seco, pero a la temperatura virtual
donde ahora Rd = 8, 31/ 29 X 103 Y Tv = (1 + qO , 6)T = (1 + 0,6 x 8 x 10- 3 )(273 + 20 )) = 294, 4K, ver ecuación (4.35).
Cuestiones y problemas 1. Calcular el valor de la altura de escala a nivel del mar donde T = 300 K Y a 10 000 m de altura donde la temperatura es T = 200 K. (801. 8781m y 5858 m) 2. En los mapas de superficie se representa la presión al nivel del mar y, por lo tanto, hay que corregir la presión que se mide a otra altura. ¿Qué presión correspondería a Madrid en un mapa de superficie si el valor medido es de 950 hPa, está situada a 630 m sobre el nivel del mar y la temperatura es de 25°C.(801. 1021 hPa)
7. Obtener el abso luta y la . 8. El higrómetrt. biendo que la r 21 °C y que el relativa, la E( 100) = 12. _ 9. ¿ Qué pesa má:, 10. ¿Qué se pued(' tienen la 11. Con ayuda de . global de la [1"' dientes troposfera?
1I1r.'TTnl>n LO G ÍA
ión de estado
CAPÍTULO 4. LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 3. Determinar la altura media en condiciones normales de presión y t emperat ura (1 Atm "" 1013 hPa y 25 OC) de los mapas isobáricos t ípicos a 1000 y a 500 hPa. [Sol. (ll-m, 11 QS5-m), (112 m, 6 163 m)] 4. En un avión podemos medir la presión y la temperatura. Suponiendo que el aire es seco calcular la altura que hemos ganado entre 990 hPa y 700 hPa si la temp eratura media es de 20 oC. ¿ Como se modifica la altura si la humedad específica es 5 g/ kg? (Sol. 2975 m, l2-Q-M m) 2~ ~&
5. Calcul ar la hum edad absoluta correspondiente a 30 oC y un a humedad relativa del 100 %. (Sol. 30, 4 g/ ltg) ",'
6. La tensión de vapor aumenta con la temperatura, ¿Qué ocurre con un líquido cuando la tensión de vapor se hace igual a la presión atmosférica? ",,'ado del aire
6 T = (1 + -4. 35).
7. Obtener el valor de la constante e que relaciona la hum edad absoluta y la presión del vapor de agua. 8. El higrómetro de cond ensación mide la temperatura de rocío. Sabiendo que la presión es de 1000 hPa la temperatura ambi ente es 21 °C y que el punto de rocío es de 10°C, determinar la humedad relativa, la humedad absolu ta y la humedad específica. (Datos: E( lOO) = 12 , 28 hPa, E(21°) = 24,86 hPa, E = 0, 622). 9. ¿Qué pesa más: el aire húm edo o el seco?
. mar donde _peratura es
al nivel del e se mide a ~ en un mapa .,.. á situada a p 25°C. (Sol.
10. ¿Qué se pu ede decir de la densidad de dos masas de aire que tienen la misma temperatura virtual? 11. Con ayuda de la fi gura 1.1 estime el valor del gradiente medio global de la troposfera. Si lo compara con el valor de los gradientes adiabáticos seco y sat urado ¿cómo es la estabilidad de la troposfera?
105
Capítulo 5 Dinámica atmosférica
OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS • Entender por qué y cómo sopla el viento. • Entender el efecto de la fuerza de Coriolis y de la fuerza de fricci ón en el viento, una vez que el aire se ha puesto en movimiento. • Saber trazar la dirección del viento a partir de un mapa de superficie. • Comprender cómo se modifica la dirección e intensidad del viento con la altitud. • Comprender la relación entre los mapas de isobaras, los mapas de isohipsas y la velocidad del viento.
107
108
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
5.1.
El viento
Todos sabemos que el viento es el aire en movimiento. Vamos a considerar que el viento está contenido en el plano horizontal. Por supuesto que hay movimientos de aire en la dirección vertical pero son muy pequeños comparados con los horizontales y nos referiremos a ellos como corrientes verticales o convectivas. El viento es una magnitud vectorial y para caracterizarlo hay que medir su dirección y su módulo. El viento de superficie se mide a la altura normali zada de 10 metros con la ayuda de un anemómetro para la velocidad y una veleta para la dirección. La velocidad del viento, que también se llama intensidad o "fu erza", se mide en el SI en mis, pero es frecuente medirlo en nudos. Un nudo es una milla marina por hora que equival e a 1850 ml h "" 0,5 mis. La dirección viene indi cada por el punto del horizonte desde el que sopla el viento. Ese punto se llama barlovento , y el viento se dirige hacia sotavento que es el punto diametralmente opuesto. La dirección se especifica con la rosa de los vientos, denominando el viento con el punto cardinal desde donde sopla. Así, por viento del norte se entiende que el viento se dirige de Nort e a Sur. Es también frecuente llamar al viento por el lugar de donde procede y, de este modo, se habla de levante (viento del este) , poniente (viento del oeste), terral (viento de tierra), viento polar (procedente del polo) , etc. En la fi gura 5. 1 se muestra el símb olo con el que se representa el viento en los mapas meteorológicos. La dirección viene dada por la línea recta donde la bolita señala el sentido de la velocidad. La intensidad se representa con rayas y triángulos. El triángulo equivale a 50 nudos , la raya larga a 10 y la corta a 5 nudos.
5.2.
CAPÍTULO 5.
Fuerzas en la atmósfera
La dinámica atmosférica estudia las leyes de Newton aplicadas a la atmósfera. Esto es equivalente a decir que la aceleración a la que está sometido el aire es el resultado de la suma todas las fuerzas que actúan sobre él. La fuerza principal que mueve el aire es la debida a una variación horizontal de presión. En general, la variación de presión con la altu-
Figura 5. 1: A la i·,:qlli"'1 del este de 70 nudos_
ra no da lugar a ID resul tado del equili presión se represen ricas o isobaras que la misma presión a dónde están las bOITaj presión entre ellas_ mapa de presione encima de 1012 mb por debajo un a r presión suelen tener Representan isobarao relativas, re¡;pccti'"a¡:.1 entre sí, como suc bia muy rápid amen .. una "b") son dorsal forma de U hacia Las fu erzas que resumir, como siguI": baja presión, el m e."." movimiento a t ra,-~ curva el aire está so terrestre, la fu erza la dirección del \-ien-
5.3. 5.3.1.
Fuerza Concepl
Vamos a recordar tante es para
.- 2\IETEOROLOG ÍA
~~mi,ento.Vamos
a horizontal. Por -ón yertical pero ,- nos referiremos
hay que kl:lol"Tnciie se mide a la un anemómetr o La yelocidad del
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J!bllda a una variación _ión con la al tu-
CAPÍTULO 5. DINÁMICA ATMOSFÉRICA
Figura 5. 1: A la izquierda, viento del oeste de 25 nudos y a la derecha viento del este de 70 nudos. ra no da lugar a mov imientos de aire, puesto que esa variación es el resultado del equilibrio de la fuerza de la gravedad y el empuje. La presión se representa en los mapas de superficie mediante líneas isobáricas O isobaras que unen, en un instante dado, los puntos que poseen la misma presión a nivel del mar. Las isobaras muestran sobre el mapa dónde est án las borrascas y los anticiclones, y cuál es la d iferencia de presión entre ell as . En el ejemplo con la figura 5.4 se representa un mapa de presiones con intervalos de 4 mb, que suele ser ha bitual. Por encima de 1012 mb las isobaras indican una región de alta presión y por debajo una región de baja presión. Los mapas de superficie de presión suelen tener letras como "A" o una "B" en varias posiciones. Representan isobaras cerradas con altas presiones o bajas presiones relativas, respectivamente. Cuando las isobaras están muy próximas entre sí, como sucede en la parte inferior de la figura, la presión cambia muy rápidam ente en un a distancia muy pequeña. Las letras "a" (o una "b") son dorsales (o vaguad as) y son isobaras que se extienden en forma de U hacia afuera de un anticiclón (o hacia afu era de un ciclón). Las fu erzas que intervienen en el movimiento del aire se pueden resumir, como sigue: el aire se mueve de las zonas de alta a las de baja presión, el movimiento de rotación de la T ierra influye sobre el movimiento a t ravés de la fu erza de Coriolis y cuando la trayectoria es curva el aire está sometido a la fu erza centrífuga. Cerca de la superficie terrestre, la fuerza de rozamiento afecta tanto a la intensidad como a la dirección del viento.
5.3. 5.3.1.
Fuerza bárica Concepto d e vector gradiente
Vamos a recordar el concepto de vector gradiente que tan importante es para caracterizar un campo escalar, como son el campo de la
109
llO
C LI MATOLOGÍA y MET EO RO LOGÍA
CAPÍTULO 5.
temperatura y el de la presión. Aunque la generalización a tres dimensiones es inmediata, vamos a restringirnos a dos dimensiones, el plano horizontal, que es el caso relevante para el estudio del viento. La presión al nivel de mar es una funci ón escalar p(x , y) que podernos representar por una superficie como se muestra en la fi gura 5.2. Para calcular la diferencia de presión entre dos puntos P, y P2 próximos entre sí, podernos ir por muchos caminos. Si vamos desde P2 a P3 manteniendo constante el valor de y la variación de presión es
P3 - P2 = ( ;p ) x
I'lx y=cte
(x -
donde (apj ax)y es la derivada parcial de la presión con respecto a x manteniendo y constante . La variación de la presión para ir desde el punto P3 al P,
PI - P3 = ( ;P )
I'ly
Y x= cte donde (ap j oy)x es la derivada parcial de la presión con respecto a y manten iendo x constante. Por tanto, la variación de la presión entre P, y P2 es simplemente
I'lp = p, - P2 =
( ~~) y I'l x + (~: )
x
I'l y
(5 .1 )
Igualmente podríamos haber ido a través del punto P4 o por cualquier otro camino y habríamos obtenido el mismo resultado. Recordando la definición de producto escalar , podemos escribir la ecuación (5. 1) como siendo '\7 p el vector gradiente de presión, cuyas componentes evidentemente son
'\7p = ( Op OP ) ox' oy
x Figura 5.2: H.e¡Jrcs;ea-l XY .
de presión es De esta expresión = distancia I'lr de un ~ cuando a = o. En vector I'li y que ~ dirección del vector
l'\7pl
su mód ulo = distancia en esa dir En un mapa de la misma isobara se Por lo tanto , en cada dicular a la isobara
y I'li = (I'l x, I'ly ) es el vector desplazamien to .
5.3.2.
Si Q es el ángulo que form a el vector gradiente y el vector desplazami ento , por defini ción de producto escalar , tenemos que la diferencia
La fuerza d e l que se produce com
~!ET EO RO LO G ÍA
CAPÍTULO 5. DINÁMICA ATMOSFÉRI CA p(x , y)
i n a tres dimenP,
el plano
(8p/ &y )óy
r
111
--
r. y) que podepn la figura 5.2. PI Y P2 próxidesde P2 a P3
p,
........ _-_. __ .. ---_ ...... -
(op/ox)óx
(x , y)
Y
(x , y
P,
(x+ Ó x,y)
n respecto a x para ir desde el
P3
+ Óy)
(x+ ó x,Y+Óy)
x Figura 5.2: Representación de la presión en cada punto del plano horizontal XY.
.)n respecto a y la presión entre
de presión es b.p =
(5 .1 )
pmos escribir la
,mponentes evi-
Q .
De est a expresión se deduce que de todos los puntos que distan una distancia b.r de un punto dado, la variación de presión será máxima cuando Q = O. En ese caso, se tiene que el vector Vp es paralelo al vector b.i y que b.p toma su valor máximo. En ot ras palabras, la dirección del vector gradiente es la dirección de máxima pendiente y u módulo Ivpl = b.p/ b.r es el incremento de presión por unidad de distancia en esa dirección. En un ma pa de superficie, entre dos puntos cercanos situados sobre la misma isobara se tiene qu e b.p = O Y Vp y b.i son perpendicul ares. Por lo tanto, en cada punto el vector gradiente de presión es perpendicular a la isobara que pasa por ese punto .
5.3.2. "pctor desplaza,.. que la diferencia
IVpll b.f1 cos
Fuerza bárica
La fuerza del gradiente de presión o fuerza bárica es la fu erza que se produce como consecuencia de la diferencia de presión en un
112
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA Pl
+ b.p
s
s
CAPÍTULO 5. lo que implica fuertes que cerca Para d e l;enn i[~ hay que tener en isobara y dirigida menor. El mód ulo
Figura 5.3: La fuerza del gradiente de presión es la resultante de las fuerzas que ejerce la presión sobre las caras .
donde !:J.p es la dif distancia que las plano horizontal. Sea un cierto volumen V de aire y un gradiente horizontal de presión "Jp, ver figura 5.3, de manera que una cara está sometida a la presión PI y la opuesta a la presión P2 = P I + !:J.p. Ambas caras tienen sección S, están separadas una distancia !:J.n y son perpendiculares al gradiente de presión. La fu erza neta que actúa sobre el volumen V = S!:J.n de aire es la resultante de las fuerzas debidas a la presión sobre las caras. Las fuerzas F3 y F4 se cancelan porqu e son igu ales y opuestas . Como F I y F2 son perpendicul ares a las caras, tienen la misma dirección y podemos considerar solamente sus módulos. El módulo de la resultante es, pues,
F = F I - g = (PI - P2)S = -!:J.pS = - V'p !:J.n S = - V'pV Por lo t anto, la aceleración bárica o fuerza por unidad de masa de aire es V 1Fp = - - V'p = --V'p. (5.2 ) m p No debe causar confusión que mantengamos la letra Fp para referirnos a la aceleración porqu e, como hemos mencionado anteriormente. en meteorología se suelen definir las magnitudes por unidad de masa. La ecuación (5 .2) define la fuerza bárica por unidad de masa que experimenta un volumen de aire sometido a un gradiente de presión. La fu erza tiene la dirección del gradiente de presión pero con signo negat ivo, esto es, está dirigida desde la zona de alta presión hacia la de baja presión. Nótese que es inversamente proporcional a la densidad. es decir, que la fu erza es mayor cuanto menor sea la densidad del aire.
En la figura 5A iones. Los vector presión en varios lar a la isobara quP la presión. La ft ech puntos, son paralela:, Estime la magnitud 1 y 2 tomando la d Respuesta: El ~ diferencia de valor _ a ncia entre ellas. -t imar como !:J.p/ .i "rica Fp "" 3, 3 x 1 ad de masa y por t" el gradiente de p la fuerza bárica F. as están muy j u)" separadas, el \ . - 'ge de izquierd a a ~
. l ETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 5. DINÁMICA ATMOSFÉRICA
lo que implica que con igual gradiente los vientos en altura son más fu ertes que cerca de la superficie, donde el aire es más denso. Para determinar la fu erza bárica a part ir de un mapa de isobaras, hay que tener en cuenta que en cada punto la fuerza es normal a la isobara y dirigida hacia la isobara más próxima con valor de la presión menor. El módulo de la fuerza es . ante de las fuerzas
F: _ ~ 6.p p p 6.n
donde 6.p es la diferencia de presión ent re estas dos isobaras y 6.n la d istancia que las separa. &:
y un gradiente
que una cara está P2 = PI + 6.p. distancia 6.n y
Fl"'C:Z3 neta que actúa _ ~"~ de las fuerzas y F4 se cancelan
perpendiculares a -iderar solamente ~ =- 'Vpv.
p :...a de masa de aire
(5.2) Fp para referiranteriormente. T unidad de ma" ;;:ádad de masa que t':....-1if>n1;e de presión.
p.¡:...au
.n~:Qn
pero con signo presión hacia la de ""'_'!l'" a la densid ad.
Ejemplo En la figura 5.4 se representan dos sistemas de altas y bajas pre;iones. Los vectores rojos representan la dirección del gradiente de presión en varios puntos. En cada punto, el gradiente es perpendicular a la isobara que pasa por ese punto y en el sentido en que crece la presión. La Hechas negras representan la fuerza bárica en diferentes puntos, son paralelas al gradiente de presión pero en sentido contrario. E time la magnitud de la fu erza bárica en los puntos señalados como 1 y 2 tomando la densidad del aire 1,,? kgLm 3 Respuesta: El gradiente de presión, puede aproximarse como la . ferencia de valores de la presión de dos isobaras, di vidido por la disa ncia entre ellas. En el sistema a) el gradiente de presión se pu ede timar como 6.p/ 6.n "" 4 mb/ 100 km = 4, O X 10- 3 Pa/ m y la fuerza lárica Fp "" 3,3 x 10-3 m/s2 (recordemos que es un a fuerza por unid de masa y por tanto las unidades son de aceleración). En el sistema el gradiente de presión es 6.p/ 6.n "" 4 mb/ 20 km = 2 x 10- 2 Pa/m la fu erza bárica Fp "" 1, 67 X 10- 2 m/s2 Observamos que si las isoras están muy juntas, la fuerza y el viento son fuertes, y si están u)" separadas, el viento es Hojo. En ambos casos la fuerz a bárica se .ge de izquierda a derecha, esto es, de la alta a la baja presión.
113
114
CLIMATO LOGÍA y METEOROLOGÍA :1)
1008mb
,
b)
100 km
1008mb
1004mb
B
I
1004mb
O'\G,oomb -;/20k~
Figura 5.4: Representación de la fuerza bárica en una configuración de sistemas de presión.
5.4.
r
p loomb
o '¡- ' iOl2mb~
CAPÍTULO 5.
Fuerza de Coriolis
La Tierra no es un sistema de referen cia inercial porque está girando alrededor de su eje. La velocidad angular de rotación es n = 21f /(24 x 3600) = 7, 27 X 10- 5 rad/ s. Esto implica que un cuerpo que se mueve con respecto a un sistema fijo en la Tierra está sometido a la aceleración de Coriolis 1 Vamos a deducir esta aceleración para el caso sencillo de una plataforma qu e gira con velocidad angular w constante, como se ilustra en la fi gura 5.5. Para lo cual, compararemos el movimiento en un sistema de referencia inercial y en otro sistema situad o sobre la plataforma. Supongamos una línea dibuj ada en la plataforma (línea continua) y una línea fij a en el espacio (línea discontinua). En el instante en que ambas líneas coinciden, se lanza una bola desde el centro de la plataforma con velocidad v a lo largo de la línea continu a. Desde el sistema de referencia inercial se ve que la bola sigue la línea de puntos. Al cabo de un cierto tiem po t la bola llega al extremo de la plataforma tras recorrer la distancia r = vt. Mientras tanto, 1 El efecto de la fuerza de Coriolis se muestra en la película que se encuent ra en la página web : http: //ciencia.nasa.gov / headlines/ y2004/ images/ spin/ coriolis.mov
Figura 5.5: A la . sistema de refere vista desde un
<1<::".,"
la plataforma ha _ continua se ha d r situación correspo Lo que se oh",,..,..,,, tafo rma es que la la discontinua gira atrasada respecto a
que corresponde al formemente aceler se denomina de Co .
de que referirnos el sencillo que acaham v son pelrpEmdicullar...,.1 geográficos, con la en el caso de la pIar Otro punto ",' il1S'''-I figura 5.6). En este iguiendo con el dirige a lo largo de de manera que la ro puede demostrar que.
_ IETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 5. DINÁMICA ATMOSFÉRICA
115
b)
r
o
8
r
v
.......\
a
s
v
Figura 5.5: A la izquierda, trayectori a de la bola, en rojo, vista desde un sistema de referencia en reposo fu era del disco. A la derecha, la trayectoria vista desde un sistema de referencia situado sobre el disco en rotación. tQ
porque está gi, ación es SI = uu cuerpo que _ á sometido a
compararemos o>n otro sistema línea continua ) el instante en el centro d e la mua. la bola sigue la '::""a a l extremo _.lientras tanto. se encuentra en la coriolis.mov
~in
e
la plataforma ha girado un ángulo = wt, y el extremo de la linea continua se ha desplazado un arco s = Te, con velocidad v = TW. Esta situación corresponde la dibujada en la figura 5.5a). Lo que se observa desde el sistema de referencia situado en la plataforma es que la línea continua permanece en reposo, mientras que la discontinua gira con velocidad angular -w . La bola se va quedando atrasada respecto a la línea continua una distancia
s
= re = rwt = vtwt = vwt2 ,
que corresponde al desplazamiento de un movimiento rectilíneo uniformemente acelerado de aceleración ac = 2vw . Esta aceleración , que e denomina de Coriolis, está dirigida perpendicularmente a la trayectoria y desvía la partícula, en este caso, hacia la derecha. La fu erza de Coriolis es una fuerza ficticia , porque es consecuencia de que referirnos el movimiento a un sistema en rotación. E n este caso encillo que acabamos de discutir, el vector w y el vector velocidad f son perpendiculares'. Esta es la situación que se da en los polos o-eográfi cos, con la salvedad de que en el Polo Norte el giro es, como en el caso de la plataforma, a izquierdas y en el Polo Sur a derechas. Otro punto singul ar de la superficie terrestre es el Ecuador (ver figura 5.6) . En este paralelo, la fuerza de Coriolis es nula porque, -iguiendo con el ejemplo de la plataforma, ahora el ej e de giro se dirige a lo largo de un diámetro y los vectores ri y iJ son paralelos, de manera que la rotación no modifica la trayectoria de la pelota. Se puede demostrar que, en general, la fu erza de Coriolis por unid ad de
116
C LI MATO LOGÍA y METEOROLOG ÍA
CAPÍTULO;
masa está dada por la expresión plano del horiZ-QI!
(5.3) donde q, es el ángulo que forman \1 y v . En cualquier ot ro lugar de la sup erficie terrestre de latitud q" la elección natural de los ejes coordenados es la de la figura 5.6. En este sistema de referencia se tiene que las componentes de ii y ñ son ii = (vx , v y , O), ñ = (O, ncos q,, \1sen q,) y, por lo tanto, la fu erza de Coriolis por unidad de masa es
La componente en la dirección vertical (2vx \1 cos q,) , nos indica que, en el hemisferio norte, el viento que se desplaza hacia el Est e sufre una aceleración en sentido contrario a la gravedad y, viceversa, si se desplaza hacia el Oeste la aceleración es en el sent ido de la gravedad. En cualquier caso, en nuestra aproximación de considerar el viento horizontal, la componente ver tical de la fuerza de Coriolis está compensada con la presión hidrostática y la fu erza de Coriolis se reduce
Figura 5.6: A la cidad angular de latitud ¡p. --\ tomando el hoñ va aumeI los polo 3.
a
Fe = 2(vyi - vx.J)\1 sen q, = 2n sen q,(ii X k)
(5 .5)
Es, pues, un vector perpendicular a la velocidad del viento cuyo módulo depende de la lati tud del lugar. Para simplificar la notación se suele ut ilizar el parámetro de Coriolis f = 2n sen q, y, así, el módulo de la fuerza de Coriolis por unidad de mas a es
Fe = f v .
(5 .6)
De la ecuación (5.5) se dedu cen tres importantes propiedades de la fuerza de Coriolis: 1. La fuerza no modifica el módulo de la velocidad , o sea, la intensidad del viento y sólo desvía su dirección. En el hemi sferio norte ii x k siempre señala hacia la derecha y en el hemisferio sur a la izquierda.
2. Desde el Ecuador , donde es nula (q, = O), la fu erza de Coriolis
el viento La tray
Para termO de Coriolis. En escala. Por ej e o llegue a ser larga como pari nos movemos e parada con otra de Coriolis al d roo a veces se cn ener algún efeq
E'EOROLOGÍA
CAPÍTULO 5. DINÁMICA ATMOSFÉRICA
117
¡¡ plano del horiz", o", nt:;e-+~'"
--'
z
(5.3) latitud 1>, la figura 5.6. En _ de v y ñ son _ la fue rza de
'ok
(5.4)
_nos indica que, o>! E te sufre una h:p·p~;a .
si se des'e la gravedad. ~~'l.del:ar el viento
(5 .5) ento cuyo móla notación se _ así, el módulo
(5 .6) .:.piedades de la
~id
o sea, la inEn el hemisferio en el hemisferio
erza de Coriolis
J
__ o!"~'
x
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y:
V
Figura 5.6: A la izquierda, se muestra el plano del horizonte y el vector velocidad angular terrestre en el Polo Norte, el Ecuador y un punto intermedio de latitnd 1>. A la derecha los ejes coordenados en el punto intermedio, tomando el horizonte local en el plano xy. va aumentando con la latitud hasta alcanzar el valor máximo en los polos (1) = 90°). 3. La fu erza Coriolis y, por lo tanto, la defiexión que experimenta el viento es directamente proporcional a la velocidad del mismo. La trayectoria de un viento suave experimentará una defi exión pequeña y la del viento más fu erte una mayor defiexión. El efecto de la fu erza de Coriolis sobre la superficie de la Tierra se resume en la figura 5.7. Para terminar, un comentario sobre la escala espacial y la fu erza de Coriolis. En general, la fuerza de Coriolis sólo es importante a gran escala. Por ejemplo, en las brisas no se nota su efecto aunque el viento llegue a ser fu erte porque no recorre una distancia suficientemente larga como para que la defl exión sea apreciable. En la escala en que nos movemos cotidianamente la fu erza de Coriolis es muy débil comparada con otras fu erzas. Así, no tenemos qu e contrarrestar la fuerza de Coriolis al desplazarnos con un coche por una autopista, ni puede explicar el movimiento de rotación del agua al vaciarse un lavabo , como a veces se cree (ver sección Enlaces Interesantes) . y aunque parece tener algún efecto en la forma del lecho de los meandros, desde luego
118
C LI MATOLOG ÍA y METEOROLOG ÍA
CAPÍTULO 5.
1 ~
r
~
-._---- A- ----r- i -4 ~
Figura 5.7: Efecto de la fuerza de Coriolis. En rojo la trayectoria vista desde el espacio y en azul vista desde la superficie terrestre. En el hemisferio norte la fuerza de Coriolis desvía la trayectoria hacia la derecha y en el hemisferio sur hacia la izquierda.
que no se tiene en cuenta en la construcción de líneas férreas por el posible mayor desgaste del raíl derecho que del raíl izquierdo.
5.4.1.
1000 mb
--
1004 mb
1008 mb
Figura 5.8: Desvu Las flechas negr a las isobaras). 1 las flechas rojas la partícula tiene se desvía hasta to discontinu a negra.
Viento geostrófico
Si representamos en un mapa de superficie las isobaras y el viento, veremos inmediatamente que la dirección del viento no es perpendicular a las isobaras, como sería de esperar, sino que es aproximadamente paralela a las mismas. Si la fu erza bárica fu era la única fu erza actuando sobre el aire, el viento soplaría directamente desde las altas a las bajas presiones, pero el viento se observa desde la Tierra y, por tanto. tiene qu e estar sometido a la fu erza de Coriolis. Imaginemos una porción de aire, inicialmente en reposo, que empieza a moverse desde una zona de alta presión a una zona de baja presión, como se indica en la figura 5.8. Cuando empieza a moverse, la trayectori a se desvía a causa de la fu erza de Coriolis, que se dirige a la derecha del movimiento en el hemisferio Norte. Según aumenta la velocidad del viento aumenta la intensidad de la fu erza de Cori olis, hasta que fin almente se equilibra con la fu erza del gradiente de presión. A partir de ese momento, el viento se dirige paralelamente a las isobaras con velocidad constante. El viento que se produce cuando la fuerza de Coriolis se equilibra
con la fu erza b ·
continuación, se que el efecto de la: sea despreciable. El equilibrio el bárica, ecuación
donde ~ es la \ horizontal de pr .
Dado que la fu er
!ETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 5. DINÁMICA ATMOSFÉRICA
119
1000 mb
//
~ __ ____ t---_ _If __ ___ _____ .
1004 mb
1008 mb
- na vista desde - ten el hemisferio
- férreas por el ¡uierdo.
. -;.... ,">1.,;
y el viento ,
- perpendicu.ximadamente ... fuerza actuan_~ las altas a las
Figura 5.8: Desviación de una partícula de aire por la fuerza de Coriolis. Las flechas negras representan la fuerza del gradiente de presión (normal a las isobaras), las flechas verdes la velocidad (tangente a la trayectoria) y las flechas rojas la fuerza de Coriolis (normal a la velocidad). Inicialmente la partícula tiene una velocidad en la dirección del gradiente de presión y se desvía hasta tomar la dirección de las isobaras . La trayectoria es la línea discontinua negra.
con la fuerza bárica se llama viento geostrófico. Como veremos a continuación , se produce en la atmósfera a una altitud suficiente para que el efecto de la fuerza de fri cción del viento con la superficie terrestre sea despreciable . El equilibrio ent re la fu erza de Coriolis, ecuación (5.5), y la fuerza bárica, ecuación (5.2), se expresa matemáticamente como -
-
2fl sen rp(k x Vg) se indica en la ... desy ía a causa _ moyimiento en r..emo aumenta la ::J.'e se equilibra ~ momento, el ;dad constante. n lis se equilibra
= --1 '\-h p p
donde ~ es la velocidad del viento geost rófico y '\7 hP el gradiente horizontal de presión. Resolviendo la ecuación para ~ se obtiene: -
1
(-
-
)
Vy = 2pflsenrp ' k x 'h p .
(5.7)
Dado que la fuerzas son paralelas y opuestas, esta ecuación vectorial
120
C LI MATOLOGÍA y M ETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 5. [ En resumen:
p
--
• La dirección tilíneas y el presión.
• La velocid
• La fórmu la menores a 1 Coriolis es ¡
5 .4.2. se reduce a la igualdad de los módulos
v_ 9 -
1 !:::.p 2pílsen
(5.8)
En tres dimensiones, los puntos de igual presión forman superficies . isobáricas. En este caso, se puede relacionar el gradiente de presión con la pendiente de la superficie isobárica, por medio de la ecuación hidrostática: !:::.p !:::.p!:::.z !:::.z = --=pg(5 .9) !:::.n !:::.z!:::.n !:::.n Sustituyendo (5. 9) en la ecuación (5.8) se tiene que
v - !l !:::.z 9 -
f
!:::'n '
(5. 10)
que permite obtener la velocidad del viento geostrófico en altura a partir de las isohipsas . Recordemos que las isohipsas se obtienen mediante el corte de las superficies de isobaras por planos horizontales como se indica en la figura 5.9. En un problema resuelto al final del capítulo se muestra este procedimiento.
Vient(
El viento geo • de fricción y adem esta situación es e y muy raramente . curvas, se obsen -a éstas fu eran el ca~ este comp ortamieI: fu erza centrífuga n la fuerza bárica. Sea un mapa ~ gamos para simplil gradiente de presió hemos visto, el aire da, esto es , haci a a dirigida hacia la d. d irección contraria al seguir la direcci está sometido a la : de curvatura y en _ la resultante de too
¿TEOROLOGÍ A
CAPÍTULO 5. DI:\iÁMICA ATMOSFÉRICA En resumen: •
• La dirección del viento geostrófico es paralela a las isobaras rect ilíneas y el sentido es tal que se deja a la izquierd a la baja presión.
== ~=
• La velocidad del viento geostrófico es mayor cuanto menor es la distancia entre isobaras.
=~
• Para igual gradiente de preSIOn el viento geostrófico es menor cerca de los polos que cerca del Ecuador. linación de la - t ruir un mapa . su intersección
• La fórmula de viento geostrófico no debe aplicarse en latitudes menores a 15° K y S, ya que cerca del Ecuador la fuerza de Coriolis es tan débil que su efecto en el flujo es despreciable .
5.4.2.
(5.8) - 'fIIlan superfi cies
5C,,,,,,,,,,,me de presión de la ecuación
(5.9)
(5.1 0) altura a se obtienen meo horizontales ~tlelto al final del
Viento de gradiente
El viento geostrófico existe en las situaciones en que no hay fu erzas de fricción y además las isobaras son rectas paralelas. Sin embargo , esta situación es especial. Las isobaras son casi siempre líneas curvas y muy raramente están equiespaciadas. Cuando las isobaras son líneas curvas, se observa que el viento es tangente a las isobaras, como si éstas fueran el cauce por el que el viento se desplaza. Para explicar este comportamiento hay que tener en cuenta la fuerza centrífuga. La fuerza centrífuga resulta del desequilibrio ent re la fu erza de Coriolis y la fuerza bárica. Sea un mapa isobárico correspondiente a una borrasca y supongamos para simplificar que las isobaras son circulares. La fu erza del gradiente de presión está dirigida hacia el centro de la borrasca. Como hemos visto, el aire se desplaza dejando las bajas presiones a la izquierda, esto es, hacia. abajo en la figura 5.10a). La fu erza de Coriolis está dirigida hacia la derecha (en el hemisferio norte) y, por lo tanto, en dirección contraria al gradiente horizontal de presión. Como el viento al seguir la dirección de las isobaras describe una trayectoria curva, está sometido a la fu erza centrífuga dirigida en la dirección del centro de curvatura y en sentido hacia fuera. Cuando se alcanza el equi librio la resultante de todas las fuerzas es nula y la velocidad del aire VR es
121
122
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
constante. Si nos fijamos en la figura 5.10a), la condición de equilibrio se expresa matemáticamente como:
CAPÍTULO 5.
a)
(5 .11) donde R es el radio de curvatura y V~ / R es la fuerza centrífuga. Desarrollando esta expresión obtenemos el viento del gradiente 1ap - + 2nVR senq, + -V~ pan
R
=
O
donde hacemos notar que ap/an < O. Es claro que obtiene la expresión para el fluj o geostrófico,
v
(5 .12) S1
R
--t
00
se
Figura 5.10 El · del equilibrio em Esta configuraci. de donde se ob'
Si sustituimos la velocidad geostrófica en (5 .12), se tiene que
La velocidad del viento de gradiente es, así, menor que en el caso del viento geostrófico, en el que no teníamos en cuenta la fu erza centrífuga. Por lo tanto, en el caso de un sistema de baja presión , el viento del gradiente so la m·alelo a las isobaras con velocidad menor que la velocidad geostrófica (subgeostrófiea) yen sen lclo- cuntrario a las agujas del reloj (en el hemisferio norte) . Si se trata del campo isobárico correspondiente a un anticiclón, la fuerza del gradiente de presión está dirigida hacia afuera, ya que siempre va de alta a baja presión. La dirección de viento deja la baja presión a la izquierda y la fuerza de Coriolis se dirige a la derecha, ver figura 5.10b). En este caso la fuerza centrífuga se suma al gradiente de presión y el equilibrio de las fuerzas es F
V2 = Fe - -.!l P R '
(5. 13)
Así pues, en un (VR > VG ), tien de las agujas d¡ de rotación del, La velocida~ ser muy próxim en los casos en pequeño y la wl Cerca del E~ viento tiene que fuerza centrífugo lieo. Este equili fu erza centrífug¿ En un anticiclón zas se dirigen ell no puede haber También se ( maño de escala ~ marinas (column
_ IETEOROLOG ÍA
-n de equilibrio
(5 .11 )
CAPÍTULO 5. DINÁMICA AT MOSFÉRICA
v
b)
a)
Fp
Fe
B
Fp F - --1--+- e A Fg
'"Pntrífuga.
1.-1 gradiente (5.12)
siR-+oo se
v Figura 5. 10: El viento de gradiente es tangente a las isobaras. Es resultado del equilibrio entre las fuerzas bárica Fp, de Coriolis Fe Y la centrífuga Fg. Esta configuración corresponde al hemisferio norte.
de donde se ob tiene que la velocidad del gradiente es
V2
VR=Vg+ f~ I:¡,'IH' que
en el caso del rza centrífuga. el viento ;;;¡- menor que ':Ontrario a las
. ¿; -
•
.
,. un anticiclón, Juera, ya qu e - deja la baja .a derecha, ver a l gradiente
(5 .13)
Así pues, en un ant iciclón la velocidad del viento es supergeostrófica (VR > Ve), t ien e la dirección paralela a las isobaras y gira en el sentido de las aguj as del reloj . Naturalmente, en el hemisferio sur el sentido de rotación del viento en las borrascas y en los anticiclones se invierte. La velocidad del viento de gradiente , indicada como VR , resulta ser muy próxima en magnitud a la del viento geostrófi co Vg, excepto en los casos en que el radio de curvatura R de las isobaras sea muy pequeño y la velocidad de los vientos muy elevada. Cerca del Ecuador la componente de Coriolis es desprecia ble y el viento tiene que ser result ado del equilibrio entre la fuerza bárica y la fu erza centrífuga. En este caso el movimiento se denomina ciclostrófico. Este equilibrio sólo es posible cuando la fuerza de presión y la fuerza cent rífuga tienen sentido contrario, es decir, en las borrascas. En un anticiclón no hay posibilidad de equilibrio, porque ambas fuerzas se dirigen en el mismo sentido, lo que impli ca que en el Ecuador no puede haber anticiclones. También se da este equilibrio de fuerzas en algunos fluj os de tamaño de escala pequeño, como es el caso de los tornados, las t rombas marinas (columnas de agua en rotación) y remolinos de polvo, en los
123
124
CLIMATOLOGÍA y METEO ROLOG ÍA
CAPÍTULO 5.
cuales la fu erza de Coriolis es despreciable. La ausencia de fuerza de Coriolis, que es la que impone el sentido de giro, permi te que el viento ciclostrófico pueda darse en ambos sentidos, pero siempre alrededor de una baja presión. Los tornados tienen típicamente circulación ciclónica, dado que los ciclones de tamaño medio que los originan tienen esta dirección de giro, pero se pueden observar trombas de agua y remolinos de polvo con sentido de giro tanto ciclónico como anticiclónico.
5.5.
Fuerza de fricción
Los vientos en un mapa de superficie no soplan exactamente paralelos a las isobaras, sino que cruzan las isobaras en el sentido de las altas hacia las bajas presion es. El ángulo con el cual el viento cruza las isobaras varía, pero en promedio es de unos 30 0 • La fu erza de fricción es la causa de esta desviación . La fuerza de fricción se opone al movimiento del aire. Cuando se trata de la atmósfera, las fuerzas de fricción se originan cerca de la superficie de la t ierra (o del mar) y su efecto va disminuyendo a medida que aumenta la distancia a la superficie, como se mu estra en la fi gura 5. 1l. Se ll ama capa límite planetaria a la zona de la atmósfera en la que el efecto de la fricción es apreciable. La extensión vertical de la capa límite depende de la naturaleza de la superficie, porque no es igual la fricción sobre una superficie plana de nieve que sobre una zona boscosa y montañosa. En media, el espesor de la capa límite es de unos 1000 m. En la figura 5. 11 se mu estra el efecto de la fu erza de fricción sobre la intensidad (módulo del vector velocid ad) del viento en la capa límite. Como la fuerza de Coriolis es proporcional a la velocidad del viento . esta fuerza va aumentando desde el suelo hasta el fin al de la capa lími te. Por la acción combinada de la fuerza de fricción y de la fuerza de Coriolis, la dirección del viento va rotando según la altitud como se muestra en la figura 5. 12. La proyección del vector velocidad a diferentes alt itudes sobre el plano horizontal forma una espiral que se conoce con el nombre de espiral d e Ekman.
Figura 5.11: El \'iento. La fricción del aire su efecto anula el gradiente
capa hm
Figura 5.12: El efec - la espiral de Ekma..
CAPÍTULO 5. DINÁMICA ATMOSFÉRICA
125
de fuerza de que el viento sioempre alrededor ~lOt3.
dado que los e:sa dirección de 1""""'''.U.11'UO de polvo capa límite (1000 m)
........; capa tmbulenta ¡
.. ..... . . . . . . . . . . . . . . • . . . • .
"'::metamente pa. ",1 sent ido de las ••iento cruza las fuE
atmósfera en vertical de ll,,,rli,rie. porque no que sobre una la capa límite es de la fuerza de , -idad) del viento
superficie terrestre
Figura 5.11: El efecto de la fuerza de fricción sobre el vector la velocidad del viento. La fricción se produce en la superficie, pero debido a la viscosidad del aire su efecto persiste en toda la capa limite, por encima de la cual se anula el gradiente de velocidad.
tt¡e~llSión
capa lím ite P2
idad del viento, :iDa! de la capa y de la fuerza
la al t itud como velocidad a una espiral que se
superficie terrestre Pl
Figura 5.12: El efecto de la fuerza de fricción sobre la dirección del viento y la espiral de E kman.
126
CLIMATOLOGÍA y ?lIIETEOROLOGÍ A
a)
p
Fp
F, k . _~_.....
v Fe
Fr+Fc
p+Dp
e)
b) F"--*-- t -_ Fe
B
C \PÍTULO 5.
v A
Fp _ --':V F,
Figura 5.13: El efecto de la fuerza de fricción. En la figura a) , el viento entre isobaras paralelas y en las figuras b) y e) el viento entre isobaras curvas. La fuerza de rozamiento F,. se opone al viento lo que induce una disminución de la fu erza de Coriolis Fe , que modifica el equilibrio con la fuerza bárica Fp , Y la fuerza centrífuga En efecto, a causa de la fricción , la velocidad del viento disminuye y también la fu erza de Coriolis, que depende de la velocidad. La modificación del equilibrio entre las fu erzas se representa en la fi gura 5.13. En la fi gura a), se muestra la dirección del viento generado entre isobaras paralelas. Alcanzado de nuevo el equilibrio entre la fu erza de rozamiento, Fr, la fu erza de Coriolis, Fe, y la fuerza bárica, F p , la dirección de la velocidad del viento V corta las isobaras. En las figuras b) y c) el viento sopla entre isobaras curvas. En estos casos, hay que considera r también la fu erza centrífuga Fg que, en el caso b) correspondi ente al flujo alrededor de una zona de baja presión , se opone a Fp . Por el contrario, en la figura e), donde el flujo es alrededor de una zona de alta presión, ambas fuerzas se suman. En todos los casos el efecto de la fricción es desviar la dirección del viento de manera que cruce las isobaras. Veamos las distintas consecuencias de este efecto en un sistema de altas y bajas presiones. Bajo el efecto de la fricción el fluj o resultante
Figura 5. 14: Con'ie :nferior. El plano su. ferio norte)
-igue una espiral , era en el sistema El resultado es que q¡perficie desde las larse en el centro. ~nsiguient e proba zona de altas pre i :0 que hace que en altas . Este aire que -in nubosidad. Estas corrient orden de 5- 10 cm gura 5. 14, la fu e descendente, dis . capa lími te, cu a las isobaras . Sin ponga la corriente Podernos resu . planetaria el efecto geostrófico o de en cuenta el erecr
_ -ETEOROLOGÍA
A
. el viento entre ¡,.
'.aras curvas. La
f?'
una disminución la fu erza bárica
nl'nto disminuye ¡dad . La modi..n la figura 5.13. prado entre iso-re la fu erza de ..áTica, Fp , la di.... En las figuras , casos, hay ¡::¡ue caso b) corres_
CAPÍTULO 5. DINÁMICA ATMOSFÉRICA
Figura 5.14: Corrientes verticales inducidas por el viento en superfici e, plano inferior. El plano superior está situado fuera de la capa limite (en el hemisferio norte)
sigue una espiral alrededor y hacia el centro de la baja presión y hacia fu era en el sistema de alta presión, como se representa la figura 5.14. El resultado es que en una zona de baja presión el aire converge en superficie desde las regiones de alrededor, y como no puede acumularse en el centro, se produce ascendencia de aire en altura con la consiguiente probabilidad de condensación y precipitaciones . En una zona de altas presiones, anticiclónica, la espiral del fluj o es hacia fu era lo que hace qu e en el centro se succione aire procedente de las capas altas. Este aire que desciende generalmente es seco y da lugar a cielos sin nubosidad. Estas corrientes ascendentes y descendentes tienen velocidades del orden de 5-10 cm/ s, que son muy pequeñas comparadas con la velocidad de los vientos típicos horizontales. Como se muestra en la figura 5.14, la fu erza que induce la corriente vertical, ascendente o descendente, disminuye con la altura hasta hacerse nula al sobrepasar la capa límite, cuando el viento horizontal toma la dirección tangente a las isobaras. Sin embargo , como no hay ninguna otra fuerza que se oponga la corriente vertical persiste . Podemos resumir la sit uación diciendo que sobre la capa límite planetaria el efecto de la fuerza de fricción es despreciable y el viento es geostrófico o de gradien te. Dentro de la capa lími te hay que tener en cuenta el efecto de la fricción, que origina una desviación de la
127
128
CLIMATOLOG ÍA y METEOROLOGÍA
dirección del viento de manera que corta las isobaras. El intensidad del efecto de la fricción , esto es el ángulo de corte con las isobaras, depende de la distancia al suelo, siendo miÍ.'l::imo junto al suelo y disminuyendo con la altitud. Este efecto en borrascas y anticiclones induce corrientes verticales. Cuando el viento en la capa límite es fuerte se puede alcanzar un gradiente vert ical de velocidad de manera que se forma una estructura de nubes con espectac ulares vórtices característicos de la inestabilidad de Kelvin-Helmholtz 2
Resumen En este capítulo se ha explicado por qué sopla el viento. Cuando hay variaciones horizontales de la temperatura, éstas se reflejan en una variación de la presión en la dirección horizontal, lo cual hace que se inicie un movimiento del aire. Una vez que se establece el movimiento del aire, la fu erza de Coriolis hace que la trayectoria del viento se curve, inclinándose hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. La velocidad del viento resul ta del equilibrio de todas las fuerzas presentes, bárica, de Coriolis, centrífuga y de fri cción. En una sit uación concreta puede ocurrir que alguna de estas fuerzas sea mucho menor que las otras y que el equili brio sólo dependa de las demás fuerzas. Según las fu erzas presentes podemos distinguir los siguientes vientos: • El viento geostrófico es un viento teórico o ideal que resulta del equilibrio de las fuerzas bárica y de Coriolis. Se realiza la aproxim ación de que las isobaras son rectas paralelas y de que no hay fu erza de fri cción, situación que tiene que darse fuera de la capa límite. El viento resultante sopla en la dirección de las isobaras. • El viento de gradiente es similar al viento geostrófi co, pero tiene lugar cuando las isobaras no son rectas. El viento resultante 2Para ver ejemplos de este tipo de nubes ver referencia en la sección Enlaces Interesantes.
CAPÍTULO 5. O también tie t iene impo es curva. E entre las fu de fr icción de la capa
Su direcció
• El viento ci de fricción escala pequ la fu erza bán tener lugar
Enlaces intE • El efecto de en la pelíc < http: //,y / coriolis.m En esta pe cuentra en la trayecto . sienta en el deflexión . < http: //cie • En relación afirmaciones • El aire reloj e reloj en
• iETEOROLOGÍA
_. :::. intensidad del bacas, depende disminuyendo uce corrientes e alcanzar un
CAPÍT ULO 5 DINÁMICA ATMOSFÉRICA también tiene dirección paralela a las isobaras, pero en este caso tiene importancia la fuerza centrífuga y la trayectoria del viento es curva. El viento de gradiente es el resultado del equilibrio entre las fuerzas bárica, centrífuga y de Coriolis. No hay fuerza de fricción y, por tanto, es un viento que se observa más arriba de la capa límite. • El viento en la capa límite está sometido a la fu erza de fri cción. Su dirección for ma un ángulo comprendido entre O y ±30° con las isobaras según la distancia al suelo.
nento. Cuando refl ejan en una cual hace que se p el movimiento na del viento se norte y hacia la
• El viento ciclostrófico se prod uce cuando la fuerza Coriolis y la de fricción son despreciables (cerca del Ecuador o en fluj os de escala pequeña yen alt ura). Es así, resu ltado del equilibrio entre la fuerza bárica y la fuerza centrífuga. Este equilibrio sólo puede tener lugar cuando ambas fuerzas son opuestas.
Enlaces interesantes • El efecto de la fuerza de Coriolis se encuentra muy bien ilustrado en la película que se encuentra en la página web:
de estas fuerzas "lo dependa de - distinguir los
eal que resulta
" ."""",,,-. Se realiza la alelas y de que e darse fuera de , dirección de las ,o-TÓfico, pero tiene ,iento resultante en la sección Enlaces
< http: //ww20 10. atmos. uiu c.edu/ (G h)/ guides/ mtr/ fw/ gifs j cori olis.mpg> En esta pelícu la se lanza una pelota en un tiovivo que se en· cuent ra en rotación. Si alguien observa el t iovivo desde arriba la trayectoria parece una línea recta. Sin embargo si alguien se sienta en el tiovivo se observa que la trayect oria experimenta defl exión. Est e es el resul tado de la fu erza de Coriolis. < http: //ciencia.nasa.gov j headlinesj y2004j 23jul_ spin. ht m> • En relación con la fu erza de Coriolis; ¿son ciertas las siguientes afirm aciones?: • El aire en un huracán gira en el sentido de las aguj as del reloj en el hemisferio Norte y en contra de las aguj as del reloj en el hemisferio Sur
129
I I I I I I
130
II
CLIMATOLOG ÍA y M ETEO RO LOGÍA
CAPÍTULO ~
• Si destapamos un lavabo lleno de agua el remolino en el desagüe gira gira en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio Norte y en contra de las agujas del reloj en el hemisferio Sur La respuesta detallada estas preguntas se encuentra en la página web: < http: //www.ems.psu.edu/ - fraser/ Bad/ BadCoriolis.html> • Espiral de Ekman y su efecto en el movimiento de la sup erficie del Océano: Transporte Ekman < http: //www.windows.ucar.edu/ tour/ link=/earth/ Water / ekman .sp.html&edu= high > • En la atmósfera el viento con gradiente de velocidad vertical se puede hacer inestable a causa de la cizalladura. Un ejemplo de nubes que reflejan este fenómeno pueden verse en la página web: < http://cloudappreciationso ciety.org/ the-kelvin-helmholtz-wavecloud/> y una película sobre la formación de esta inestabilidad en < http://fluid. stanford. edu/ frin ger/ movies/ shear _ convect/ kh.ht
Figura 5. 15: :'1 hemisferio No
Problema l. E l esqu alta pr
P hay ' menta d en el p u (b) Di de la p
Respu
como r figura 5. sometido fuerza báJ viento se 2. Dos isal! 40 m) es ne el vi
CAPÍTULO 5. DINÁMICA ATMOSFÉRlCA
131
~olino
en el 1 reloj en el .f' reloj en el
~
lis.html > Figura 5. 15: Mapa de isobaras en un sistema de alta presión en el hemisferio Norte.
d yertical se :'-0 ejemplo de la página web: -!!elmholtz-wave-a inestabilidad convect j kh .html
Problemas resueltos 1. El esquema de la figura 5.15 representa un sistema de
alta presión situado en el hemisferio norte. En el punto P hay una partícula d e aire que se encuentra en un momento dado en reposo e inicia un movimiento. (a) Dibuje en el punto P las fuerzas que actúan sobre la partícula. (b) Dibuje (aproximadamente) una posible trayectoria de la partícula d esde dicho punto. Respuesta: Inicialmente la única fu erza que actúan sobre la partícula es la fuerza del grad iente de presión , que está dirigida desde las altas a las bajas presiones. Visto desde la Tierra, en cuanto se inicia el movimiento actúa sobre el aire la fuerza de Coriolis, que en el Hemisferio Norte desvía el viento hacia la derecha, dando como resultado un camino que se muestra en color azul en la figura 5.16. Como la trayectoria es curva el aire también está sometido a la fu erza centrífu ga que en este caso se suma a la fuerza bárica dando lugar en el equilibrio a que la dirección del viento sea tangente a las isobaras.
2. Dos isohipsas d e 500 hPa (paralelas y dibujadas cada 40 m) están separadas una distancia de 200 km . D etermine el viento geostrófico si la latitud del lugar es cP = 50°
--------------------------------------~~
132
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO 5. O
Problemas l. ¿Qué tip o d
críbalas br 2. ¿Qué es el importanci 3. ¿Por qué el escape hacia Figura 5. 16: Mapa de isobaras de un sistema de alta presión en el Hemisferio Norte. En el esquema se indica la dirección de las fu erzas y la trayectoria de una partícula, en azul, inicialmente en reposo en el punto P. Se indica también la dirección del viento en otra de las isobaras.
4. Es claro qu es constam constante el 5. ¿Por qué
borrascas qu Respuesta:
6. Si en el ecua
del viento e Las isohipsas son curvas de igual altura que en este caso están representadas cada 8.z = 40 m y que, por lo tanto, cada una de ellas corresponde a la proyección sobre el plano de 500 hPa de puntos de cuya diferencia de presión es 8.p = pg8.z. Como la isohipsas están separadas una distancia 8.n = 200 km, el gradiente horizontal de presión es, ecuación (5 .9),
7. Si en el ecua del viento en una bOITll
8. que sentido ¿Depend e el
La velocidad del viento geostrófico es la que se alcanza cuando la fuerza bárica y la de Coriolis son iguales. Por tanto , igualando ambas fuerzas y despejando tenemos que, ecuación (5.10), 9
8.z
Vy = - -
¡8.n
=
"2 'X \ o~ n'C, ,8 4.vwt(\)ií7' = 41,A41 mis. 1,l1x 10
9
donde hemos sustituido el valor de parámetro de Coriolis 2[1 sen 50 = 71:;-'llvi'
"
(0-'\
¡
=
9. En el esquell presión. En I
1
tra en un Dibuje en e la. (b) Dibu partícula des 10. En la figura la fuerza de 2,3 y 4. Su ~
CAPÍTULO 5. DINÁMICA ATMOSFÉRICA
..rrEOROLOGÍA
Problemas y cuestiones l. ¿Qué tipo de fu erzas intervienen en el movimiento del aire? Des-
críbalas brevemente y ponga las expresiones matemát icas. 2. ¿Qué es el viento geostrófi co?, ¿por qué no se espera que tenga im portancia en el Ecuador?, obtenga su expresión matemática. 3. ¿Por qué el gradiente de presión vert ical no hace que el aire se
escape hacia el espacio? 4. Es claro que el grad iente de presión es cero cuando la presión
- fuerzas _ poso en 'ra de las
es constante, pero ¿en qué otros puntos donde la presión no es constante el gradiente de presión es nulo? 5. ¿Por qué es distinta la velocidad del viento de gradiente en las borrascas que en los anticiclones? 6. Si en el ecuador no hay fuerza de Coriolis ¿cuál es la dirección del viento en una zona donde las isobaras son rectas?
le caso están :t.:.ll·o. cada una de de 500 hPa de j::. Como la iso.illI. el gradiente
7. Si en el ecuador no hay fuerza de Coriolis ¿cuál es la dirección del viento en una zon a donde las isobaras son circulares como en una borrasca? ¿yen un anticiclón? 8. En la figur a 5.12, en la que se representa la espiral de Ekman, hay dos presiones PI y P2 · a) ¿Cuál de ellas es la mayor? b) ¿En que sentido respecto al gradiente de presión gira la espiral? c) ¿Depende el sentido de giro del hemisferio? 9. En el esquema de la figura 5.17 se encuentra un sistema de baja
_. alcanza cuando tanto, igualando r...aoon (5 .10) , L\m/s. de Coriolis
f
=
presión. En el punto P hay una partícula de aire que se encuentra en un momento dado en reposo e inicia un movimiento. (a) Dibuj e en el punt o P las fuerzas que actúan sobre la partícula. (b) Dibuj e (aproximadamente) una posible trayectoria de la partícula desde dicho punto. 10. En la figura 5.18 dibuj e una flecha representando la dirección de la fu erza del gradiente de presión en cada uno de los puntos 1, 2, 3 y 4. Suponga que la altitud es de 3000 m .
133
134
C LI MATO LOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO 5.
J
Figura 5.17: Mapa de isobaras indicando la dirección del viento en un sistema de baja presión en el hemisferio Norte. b) Calcule la magnitud del grad iente de presión (en Pascales por metro) en cada uno de los puntos 1. 2, 3 Y 4. c) Dibuje flechas representando la dirección del viento geostrófi co y estime la magnit ud del viento geostrófico en cada punto 1, 2 3 Y 4, sup oniendo que p = 1,23 kg/m3 y f = 10- 4 S- l 11. En la figura 5.19 se muestran las isohipsas a 500 mb. Calcule la magnitud del viento geostrófico en el punto 2. Suponga que la distancia horizontal entre las isohipsas es de 150 km y el valor del parámetro de Coriolis es f = 10-4 S- l . Los contornos de altura están dados en metros. Para los puntos 1, 2 Y 3, diga si el viento será mayor, menor o igual que el viento geostrófico.
•
_ .fETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 5. DINÁMICA ATMOSFÉRICA
135
IOOkm
1012mb
1008 mb-
....... • 2
--....
10Q4-mb
• 1
'-....... . 3
....... • 4
' 11
en Pascales por
';ento geostrófico cada punto 1, 2 3 -->5
Figura 5. 18: Mapa de isobaras
-1
mb. Calcule la uponga que la 1;;0 km y el valor Los contornos de mayor, menor o
5400 • 1
/
5600 • 2
• 3
Figura 5.19: Mapa de isohipsas
, 1111
Capítulo 6 La circulación en la atmósfera
OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS • Conocer los modelos que describen la circulación atmosférica general. • Entender la relación ent re la circulación general y la distribución global de los vientos, sistemas de presión y temperatura. • Comprender el efecto de los continentes en la formación de los anticiclones semi permanentes, • Comprender la generación de vientos en la meso escala: monzones. • Comprender la generación de vientos en la micro escala: vientos orográfi cos y brisas .
137
.-
,,
138
C LI MATOLOGÍA y METEOROLOG ÍA
6.l.
Escalas de la circulación atmosférica
Sabemos por experiencia que el aire en la atmósfera está en continuo movimiento. La circulación atmosférica es turbulenta, como consecuencia de que se encuentra en un estado muy alejado del equilibrio. Una característica de la turbulencia es que hay fluj os en muchas escalas espaciales y temporales. Los movimientos atmosféricos se pueden clasificar según su escala espacio-temporal. Hay una relación prácticamente lineal entre la escala espacial y la escala temporal, es decir, entre el tamaño de determinado sistema atmosférico y su duración. Así, un pequeño remolino de unos metros de extensión puede durar unos segundos, mientraB que una borrasca de miles de kilómetros cuadrados puede durar días o semanas. En el cuadro 6.1 se muestran las escalas con su extensión y duración, junto con algunos ejemplos. En la macroescala, la atmósfera es una capa muy delgada en la que necesariamente los movimientos horizontales del aire dominan sobre los movimientos verticales. Sin embargo, en la meso escala y la microescala el espesor de la capa atmosférica es comparable o mayor que la extensión horizontal de la circulación, y los movimientos verticales de aire pueden ser importantes. En este capítulo vamos describir las propiedades de la circulación siguiendo un orden de escala decreciente desde la macro escala hacia la micro escala.
6.2.
La circulación general
Debido al balance energético de la radiación solar que llega a la T ierra y la radiación que la Tierra emite al exterior, la temperatura media de la Tierra es aproxim adamente de 17 oC. Por lo tanto , entre la superficie terrestre y el espacio exterior que está a O K hay un gradiente de temperatura a través de la atmósfera. El gradiente med io en la troposfera es de unos 6, 5 oC/ km, que es un valor cercano al gradiente crítico , pero no suficiente para que esta capa de la atmósfera sea absolu tamente inestable. Lo que termina de desestabilizar la atmósfera es el calentamiento diferencial entre la zona ecuatorial y lo polos que establece un gradiente horizontal de temperatura. En consecuencia, la atmósfera se encuentra en continuo movimiento debido
CAPÍTULO 6. Cuadro 6. 1: Es nóptica en su con'
Escala
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11111
~ 12TEOROLOG ÍA
IIInosférica
139
CAPÍTULO 6. LA CIRCULACIÓN EK LA ATMÓSFERA Cuadro 6.1: Escalas de movimientos atmosféricos. La escala planetaria
y la si-
nóptica en su conjunto se denomina macroescala .
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Escala
Ejemplos
Escala global Escala sinóptica Mesoescala Microescala
Vientos alisios. Frentes, borrascas, Brisas, tormentas Remolinos
Tamaño
Duración
> 5000 km 2000 km 50 km 10 m
semanas días horas minutos
al establecimiento de fluj os convectivos que transportan calor desde la superficie a la estratosfera y desde el Ecuador a los polos. Estos flujos convectivos están relat ivamente bien ordenados formando celdas convectivas. En el caso idealmente sencillo de una capa de fluido contenido entre dos superficies planas y perfectas, entre las que se establece un gradiente negativo de temperatura suficiente para que se inicie la convección, las celdas convectivas son cilindros perfectamente alineados que optimizan el transporte de calor y minimizan la disipación (ver figura 6.1 ). En la at mósfera el problema es mucho más complejo, porque la superficie terrestre es esférica, está en rotación y no es perfecta. Hemos visto en el capítulo 3 que el Sol calienta la Tierra de manera no uniforme. Esta distribución no uniforme de la insolación se debe a la forma esférica del planeta y a la rotación alrededor de su propio eje. Si no hubiera rotación, habría un hemisferi o iluminado y, por lo tanto, caliente, y otro hemi sferio en la sombra que no recibiría nunca la radiación solar. Esta situación conduciría a una distribución de temperatura con un máximo situado alrededor del cenit , el punto más cercano al Sol, .'" un mínimo en el nadir, el punto más lejano al Sol. Ambos puntos estarían situados en el Ecuador, en los extremos del diámetro cOlltenido en la línea que une los centros del Sol y la Tierra. Sin embargo, la Tierra está rotando alrededor de su propio eje, lo que permite que la radiación solar se reparta por toda la snperficie terrestre. De esta manera, la distribución de temperaturas es aproximadamente simétrica respecto al eje de rotación. Por la esfericidad de la Tierra, la radiación solar es máxima en la
140
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA T
T~':;'T
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Figura 6.1: El flujo convectivo se ordena formando celdas que optimizan el transporte de calor entre la placa caliente y la fría. A la izquierda con un gradiente vertical y a la derecha con un gradiente horizontal de temperatura.
zona intertropical , donde incide casi perpendicularmente a la superficie, y es mínima en los polos, en los que la radiación incide tangencialmente. Esto conduce a que la temperatura disminuya con la latitud desde el Ecuador hasta los polos. La distribución global de la temperatura también depende de la radiación que emite al exterior la propia superficie terrestre. El p erfil de temperatura teórico, obtenido del balance energético de la radiación solar incidente y la radiación terrestre emitida, es el que tendría la Tierra si no hubiera atmósfera (ver sección 3.2). Sin embargo, la distribución de temperatura observada indica la existencia de un flujo de energía desde la zona ecuatorial caliente a las zonas frías polares. Este flujo convectivo se divide en partes aproximadamente iguales entre la circulación atmosférica (50-60 %) y la oceánica (4050%). Así pues, la convección atmosférica conduce calor verticalmente, desde la superficie hacia la estratosfera, y también meridionalmente. desde el Ecuador a los polos. En esta sección discutiremos en orden de complejidad creciente varios modelos que se han elaborado para describir la circulación en la atmósfera.
6.2.1.
Modelo de una celda
Este modelo fue propuesto por George Hadley en el siglo XVIII para explicar la existencia de los vientos alisios. Éstos son vientos muy constantes, de componente de Este, que soplan entre los trópi-
CAPÍTULO 6.
cos y el Ecuado transoceánica a En este mod; gran celda com-e dos celdas. En la ciende y en este; produce en la pa en superficie. D" esta corriente 3..."1: su desplazam ien largo de los meri desvía hacia el E: sur. Por el cami! los polos está tal Ecuador y cerrar. La corriente € menores y es d~ el hemisferio non hacia el oeste seg¡ delo explica la exi de la circulación ( de la Tierra. Este modelo _ mento angular de la velocidad de ro la atmósfera de ' E Dor que la terresr. terrestres) .
Model
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_ IETEOROLOGÍA
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CAPÍT ULO 6. LA CIRCULACIÓN EN LA ATMÓSFERA cos y el Ecuador, y que fueron muy imp ortantes para la navegación transoceánica a vela. En este modelo cada hemisferio del planeta está cubierto por una gran celda convectiva. En la fi gura 6.2 se muestran la secciones de las dos celd as. En la zona ecuatorial el aire calentado por la superficie asciende y en este proceso se enfría por expansión adiabática. El ascenso produce en la parte baja una zona de baja presión que genera vientos en superficie. Desde los niveles altos de la at mósfera, empujado por esta corriente ascendente , el aire enfriado se dirige hacia los polos. En su desplazamiento en altura el aire no sigue un camino directo a lo largo de los meridianos sino qu e, sometido a la fuerza de Coriolis, se desvía hacia el Este en el hemisferio norte y al Oeste en el hemisferio sur. Por el camino el aire continúa enfriándose hasta que al llegar a los polos está tan frío que desciende para iniciar el retorno hacia el Ecuador y cerrar, así, la celda convectiva. La corriente en superficie se dirige desde los polos hacia latitudes menores y es desviada por la fuerza de Coriolis hacia su derecha en el hemisferio norte y hacia su izquierda en el hemisferio sur, es decir, hacia el oeste según se muestra en la fi gura 6.2. De esta forma, el modelo explica la existencia de vientos constantes a gran escala, a partir de la circulación convectiva originad a por el calentamiento diferencial de la Tierra . Este modelo sencillo no tiene en cuenta la conservación del momento angular de la corriente convectiva y resulta ser inestable para la velocid ad de rotación de la Tierra. Sin embargo, sí es aplicable a la atmósfera de Venus que tiene una velocidad de rotación mucho menor que la terrestre. El periodo de rotación de Venus es de 243 días (terrestres) .
6.2.2.
pn el siglo XVIII son vientos entre los trópi-
ÉstoS
Modelo de tres celdas
Fue propuesto por el meteorólogo norteam ericano William Ferrel a mediados del siglo XIX. El problema del modelo de Hadley es que en la Tierra la fuerza de Coriolis, qu e es proporcional a la velocid ad de rotación del planeta, ver la ecuación (5 .3), es tan intensa que cuando el viento en altura que parte del Ecuador alcanza aproxim adamente los 30° de latitud , se ha desviado tanto qu e en vez de dirigirse al polo ya
141
142
CLI MATOLOG ÍA y :\1ETEOROLOG Í A
Zona de ascendencia
t
Figura 6.3: 1110 las corrientes "e superficie y las
Figura 6.2: Modelo de Hadley. En la figura se muestran las secciones transversales de la celda convectiva en cada hemisferio y la dirección de los vientos dominantes en la superficie.
sopla de oeste a este. El aire está más frío que el aire tropical situado a baja altura e inicia el descenso. Al llegar a la superfi cie la corriente se divide en una parte que se diri ge hacia el Ecuador cerrando una primera celda, y en otra parte que se dirige hacia el polo. Esta primera celda, también llamada celda de Hadley, sigue explicando los vientos alisios, pero no en todo el hemisferio sino en la zona subtropical, que es donde realmente existen, ver la figura 6.3. En los polos también se mantiene el comportam iento descrito en el modelo unicelular, esto es, el aire frío desciende calentándose por compresión adiabática y al llegar a la superficie, terrestre diverge hacia latitudes inferiores. En ambos polos esta corriente de aire en superfi cie se desvía por la fuerza de Coriolis hacia el oeste dando lugar a los llamados vientos polares del este. Al llegar aproximadamente a lo 60° de latitud la desviación es tan grande que la corriente termina por ascender cerrando la llamada celda polar. En esta zona de ascendencia, no sólo convergen vientos de origen polar, sino también viento cálidos procedentes de la zona templada. Así pues, en cada hemisferio tenemos dos celdas de origen convectivo, la polar y la de Hadley, y
por arrastre ,.' la zona de des En la celda
úentos en esta gradiente de tem convección indu altura yen sem " una celda y en 1 convectivament bastante vari abl DO esté siempre La zona ecua alisios proceden dos que al encon Esta intensa cor mentas acompa zona en la más 11 pI cinturón de tOl
_ IrrEOROLOGÍA
CAPÍTULO 6. LA CIRCULACIÓN EN LA ATMÓSFERA.
•
Figura 6.3: Modelo de tres celdas convectivas. En la figura a) se muestran las corrientes verticales y en la figura b) los vientos horizontales cerca de la superficie y las corrientes de chorro. ~
secciones trans-
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descrito en alentándose por "~. n' diverge hacia •e aire en super'f e dando lugar a adamente a los ~t e termina por na de ascendenambién vientos cada hemisferio la de Hadley, y
entre ellas se genera una t ercera celda, llamada celda de Ferre!. La celda de Ferrel no es tanto debida al gradiente térmico , sino inducida por arrastre viscoso en la zona de ascendencia de la celda polar y en la zona de descendencia de la celda de Hadley. En la celd a de Ferrel los vientos en superficie se dirigen hacia los polos y son desviados por la fu erza de Coriolis hacia el este originando los llamados vientos del oeste o ponientes (westerlies, en inglés) . Los vientos en esta celda tienen dirección contraria a la que favorece el gradiente de temperatura a lo largo del meridiano. Hemos visto que la convección induce vientos que van de zonas calientes a zonas frías en altura y en sentido inverso en superficie, como ocurre en el modelo de una celda y en las celdas de Hadley y polar. La celda de Ferrel es, pues, convectivamente inversa, lo que hace que en superficie los vientos sean bastante variables en intensidad y dirección, y que en alt ura la celda no esté siempre bien definida . La zona ecuatorial, en superficie, es una zona de convergencia de los alisios procedentes de ambos hemisferios . Son vientos cálidos y húmedos que al encontrarse se elevan creando una zona de bajas presiones. Esta intensa corriente ascendente se enfría produciendo fr ecuentes tormentas acompañadas de fu ertes precipitaciones que convierten a esta zona en la más lluviosa del planeta. En la fi gura 6.4 se puede observar el cinturón de tormentas que se encadenan rodeando el Ecuador. Esta
143
r 144
C LI MATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO 6. zona, llamada fr el borrascas y se ge temperaturas em Vemos, pues. chas de las caract la celda de Hadl
Figura 6.4: Imagen de satélite. El vapor de agua se ve de color blanco de manera que las zonas negras corresponden a cielos despejados . En la parte central se puede observar la zona de convergencia intertropical como una línea de borrascas encadenadas. Fotografía cortesía de la AEMET.
zona se cOnoce como zona de convergencia intertropical (ZCIT). En el mar se corresponde con una zona de calmas ecuatoriales porque, en contraste con la intensa cOrriente ascendente, prácticamente no hay vientos en superficie. Las zonas que delimitan cada una de las dos celdas de Hadley hacia los polos son zonas de descendencia situadas entre los 25 y los 35° de latitud Norte y Sur. Están representadas en la fi gura 6.3 y se corresponden con las bandas oscuras que limitan la zona de convergencia intertropical en la fotografía de la figura 6.4. En estas zonas, el aire frío desciende creando en superficie una zona anticiclónica o de altas presiones que genera vientos generalmente suaves del oeste hacia los polos y del este (alisios) hacia el Ecuador. El aire, que en altura es seco y frío, al descender se calienta y disminuye su humedad relativa, de manera que en estas zonas están situados los grandes desiertos del planeta: el Sahara y el Namib en .África, el de la baja Californ ia y Atacama en América y el desierto australiano. Sobre el mar , en estas zonas centradas en el paralelo 30° se forman calmas o soplan vientos suaves y variables, como en el mar de los Sargazos en. Atlántico Norte. Siguiendo el camino hacia los polos, nos encontramos en cada hemisferio con una zona de ascendencia donde convergen los vientos tropicales del oeste y los vientos polares de componente este. Esta
vientos del este y oeste. Estos fall circulación atmo considera el plan continentes y océ
6.2.3.
Corrill
se corresponden de la tropopausa _ t udes medias la t t ramo, sit uado o Esta distri buc· disminuye con la este gradiente ha gradiente horizon es menor en el poi el equilibrio entr Coriolis, el viemo global de circul aci chorro. El paso de un de forma abrupta. temperatura que Tienen forma de <:horros en cada h El llamado chi 10 000 m, co ronan ne un espesor \·en
~~ \IETEOROLOGÍA
" de color blanco de fe''yejaclos . En la parte kl:en:ro·pical como una
CAPÍTULO 6. LA CIRCULACIÓN EN LA ATMÓSFERA zona, llamada frente polar, es un a zona donde se forman continuas borrascas y se generan fu ertes vientos debido a la gran diferencia de temp eraturas ent re el aire polar y el tropical. Vemos, pues, que el modelo de Ferrel describe bastant e bien mu ~ chas de las características de la ci rculación general, especialmente en la celda de Hadley y en la polar. Peor es la valid ez del modelo en la celda de Ferrel, concretamente en alt ura don de el modelo predice vientos del est e y lo que se observa es vientos predominantemente del oeste. Estos fallos del modelo para describir más detalladamente la circulación atmosférica no deberían ser una sorpresa porque en éste se considera el planeta como ,una esfera homogénea, sin la presencia de cont inentes y océanos que distorsionan la circulación general.
6.2.3. ten:ropical (ZCIT). aatoriales porque, t:c-act:ica.mEmte no hay - de Hadley hacia 25 y los 35° de • ,'-m.,. 6.3 y se corresde convergencia as zonas, el aire ;clónica o de altas del oeste hacia los que en altura es humedad relativa, ln:an,des desiertos del baja California y re el mar, en estas o soplan vientos en Atlántico Norte. ~ ::nlllm()S en cada he-ergen los vientos p::~;Kllnelrrte este. Esta
Corriente en chorro
En cada hemisferio la tropo pausa está dividida en tres tramos que se corresponden al techo de las tres celdas convectivas. El nivel medio de la tropopausa sobre el polo se encuentra a unos 7000 m, en las latitudes medias la tropopausa se eleva hasta los 12, 000 m y en el tercer tramo , situado sobre la zona de intert ropical, alcanza los 18000 m. Esta distribu ción es básicamente debida a que la densidad del aire disminuye con la temperatura y la humedad. Como consecuencia de este gradiente horizontal (meridional) de temperatura se origina un gradiente horizontal de presión. A una determinada altitud la presión es menor en el polo que en el Ecuador, ver fi gura 6. 5. Cuando se alcanza el equilibrio entre la fuerza del gradiente de presión y la fuerza de Coriolis, el viento es geostrófico y del Oeste. Dentro de este esquema global de circulación en altura se encuadran las llamadas corrientes en chorro. El paso de un tramo a otro en el techo de la tropo pausa se hace de forma abrupta, en escalones con elevados gradientes de presión y temperatura que originan vientos muy fuertes en forma de chorros. Tienen form a de tubo que rodea la tierra de Oeste a Este. Hay dos chorros en cada hemisferio, como se muestran en la figura 6.3. El llamado chorro polar , está situado a una altura media de 10 000 m, coronando el frente polar a la altura de la tropopausa. Tiene un espesor vertical del orden de 1000 m y una anchura variable
145
146
C LI MATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
1'2
z Fe
~ 500hP /
7
,. V Pi
Ecuador
= lOOOhPa Polo Norte
Figura 6.5: Los vientos en altura son predominantemente del oeste, resultado del equilibrio entre la fuerza del gradiente horizontal de presión, Fp , y la fuerza de Coriolis Fe . del orden de pocos cientos de kilómetros. La velocidad del viento en el centro alcanza los 200 km/ h y disminuye rápidamente hacia la periferia del chorro. Como se muestra en la fi gura 6.6, el chorro forma ond ulaciones, llamadas ondas de Rossby , de form a parecida a los meandros que forman los ríos. A veces se pro ducen ramificaciones que pueden dar lugar a la formación de grandes bolsas de aire frío que se desprenden de la celda polar y quedan aisladas en la zona calienté y, viceversa, bolsas de aire cali ente que quedan atrapadas al norte del chorro. Este proceso constituye un mecanismo de transporte de calor en altura, a través de la barrera que suponen los vientos predominantemente del oeste. Estos embolsamientos aislados terminan adquiriendo la temperatura de su entorno, pero mientras persisten pueden dar lugar a fenómenos como la llamada gota fría. La corriente del chorro polar sufre variaciones estacionales, siendo más intensa en invierno cuando el gradiente de temperatura es má elevado .
6.2.4.
CAPÍTULO 6.
Sistemas de presión semipermanentes
La variación de la presión atmosférica en superficie con la latitu d se muestra en la figura 6.7. La distribución de presión refleja las zonas de ascendencia y descendencia que limitan las celdas de Hadley, Ferrel y la polar.
Figura 6.6: El cho _ Rossby. Secuencia
.-
Figura 6.7: Vari ació l a gráfica es aproxi: bPa.
_ I ETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 6. LA CIRCULACIÓN EN LA ATMÓSFERA
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b) N
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Figura 6.6: El chorro polar s.!l deslaza hacia el este, formando las ondas de Rossby. Secuencia mostrando la deformación y embolsamiento de las ondas.
ad del viento en ente hacia la pe_. el chorro forma nna parecid a a los ram ificaciones que de aire frío que se la zona caliente y, apadas al norte del -:c.msporte de calor -os predominante=inan adquiriendo ,;",- Pll pueden da r lu. - acionales , siendo ' ~peratura es más
o
30'
60°
90° Latitud
Figura 6.7: Variación de la presión media en la superficie según la latit ud . La gráfica es aproximada, pero los valores extremos son 995 hPa y 1025 hPa. • n reflej a las zonas .- de Hadley, Ferrel
147
148
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍT ULO 6.
Al1liciclon Polar
n U Q
A 1 ~__~~Z~o:na~d:e~ al: ,a~ss:ub~,~ ,o~p,~cal~
A
Zona de bajas p
Zona de altas subtroplCales
Figura 6.9: Sistea verano, figura b del globo. En ,. verde la posición cipales zonas an rano. Además d
Figura 6.8: Estructura en cinturones alternativos de altas y bajas presiones que defin en las celdas convectivas globales.
Esta variación de la presión se pueden esquematizar como se muestra en la figura 6.8, en franjas que se extienden a lo largo de los paralelos. Están dispuestas alternando zon as de bajas y altas presion es: la zona de bajas presiones ecuatoriales, la de altas subt ropicales, la de baj as de las latitudes medias o subpolares y las altas polares. Sin embargo, esta estructura ideal en bandas queda alterada por las discontinuidades que presentan los continentes y los océanos. Los continentes tienen una menor capacidad calorífica que los océanos y. consecuentemente, los continentes presentan variaciones estacionales de temperatura mayores. Durante la primavera y el verano el continente se calienta más que el océano, y se generan bajas presiones térmica que llegan a interrumpir la banda de altas presiones. En invierno el proceso es inverso y al enfriarse el suelo más que el océano se desarroll an altas presiones en el interior del continente. En general, la diferencia de temp eraturas entre la tierra y el mar es mayor en inv ierno que en verano y, por lo tanto, también lo es la diferencia de presión. En la figura 6.9 se mu estra un esquema simplifi cado de las prin-
en invierno, de clinación del ejl" intertropical si o Estas varia . mados por gran . de posición e int ellos mencionar :-Jorte y Sur, y I fig ura 6.9. En verano. cen bajas térmi en el continente· de los mon zon En el hemi ~ continua por la
6.3 . Como ejempl -ar dos tipos de
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149
CAPÍTULO 6. LA CIRCULACIÓN EN LA ATMÓSFERA
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Figura 6.9: Sistemas semipermanentes. Posición en invierno , figura a), y en verano , figura b), de las principales estructuras ciclónicas y anticiclónicas del globo. En verano sobre los continentes se generan bajas térmicas. En verde la posición aproximada de la zona de convergencia intertropical.
;¡J,as y
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como se mues~ lo largo de los pa- y altas presiones: q)btropicales, la de polares. queda alterada por \. los océanos. L05 que los océanos y. 1t:!.l"ll1·i0l1es estacionales
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de las prin-
cipales zonas anticiclónicas y ciclón icas del planeta en invierno y verano. Además del efecto de continentalid ad mencionado, es también importante el desplazam iento , hacia el norte en verano y hacia el sur en invierno, de la zona de convergencia intertropical. Debido a la inclinación del eje de rotación de la Tierra, la zona de convergencia intertropical sigue la posición aparente del Sol. Estas variaciones estacionales rompen los cint urones de presión y delimitan los sistemas de presión semipermanentes. Éstos están formados por grandes estructuras ciclónicas y anticiclónicas que cambian de posición e intensidad a lo largo del año, pero no desaparecen. Entre ellos mencionaremos los anticiclones de las Azores y los ' del Pacífico :\orte y Sur, y las bajas ciclónicas de las Aleutianas y de Islandia, ver figura 6.9. En verano, por efecto de la continentalidad ya mencionada, aparecen baj as térmicas sobre el norte de Méjico, Suramérica y sobre todo en el continente asiático. Esta última variación estacional es el origen de los monzones que veremos más adelante. En el hemisferio sur las bajas subpolares sí forman una fr anja casi continua por la práctica ausencia de suelo continental.
6.3.
Circulación mesoescalar
Como ejemplos de circulación a escala meso escalar vamos a revisar dos t ipos de vientos: los debidos a la orografía y los de origen
150
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO 6.
térmico. En el primer caso, se distingue entre las estructuras que se forman cuando el viento incide perpendicularmente a un obstáculo, una cadena montañosa, por ejemplo, que da lugar a las llamadas ondas de montaña, y el efecto que se produce cuando el viento incide paralelamente al obstáculo, como por ejemplo, cuando se encajona al pasar entre dos montañas. Los vientos térmicos se originan por diferencias horizontales de temperatura y pueden ser vientos diarios como las brisas o vientos estacionales como los monzones.
6.3.1.
Monzones
Son vientos estacionales, en parte de origen térmico y en parte debidos al desplazamiento estacional de la posición de la zona de convergencia intertropical. Aunque también se dan en otros continentes, los más importantes son los que se presentan en la Península Indostánica donde además son amplificados por la presencia del Himalaya. Durante el invierno, el continente se enfría más que las aguas oceánicas, formándose una zona de altas presiones centrada sobre el continente asiático. Este anticiclón genera vientos que soplan desde el interior del continente hacia el mar. En la figura 6.10 se representan con flechas azules. Esto vientos son frescos, con poca humedad y dan lugar a tiempo soleado y seco. En verano la situación térmica se invierte, el continente se calienta más que el océano y se forma una baja en el centro de continente. En esta zona de bajas presiones el aire asciende y al hacerlo arrastra aire superficial desde el océano hacia el interior. Este aire es cálido y húmedo y origina lluvias intensas. Acoplado con este calentamiento desigual está el desplazamiento de la zona de convergencia intertropical, que siguiendo la posición aparente del Sol se desplaza en verano hasta situarse al norte de la Península Indostánica. Las precipitaciones que se producen durante el monzón de verano se amplifican por la elevación del aire al incidir sobre la cordillera del Himalaya. La intensidad y la duración de los monzones sufre oscilaciones irregulares que parecen estar relacionadas con las que originan el fenómeno del Niño.
Figura 6.10: Mapa monzones más vientos frescos y
de convergencia . monzones de verano
6.3.2 . Así se conocen del terreno.
6.3.2.1. Cuando hay bulentos como OCILU!4 de un obstáculo. La del viento y del líneas de corriente sobrepasan una mn,,,·. pueden formar nu formados a sotavem aérea. lEn
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,. • IETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 6. LA CIRCULACION EN LA ATMOSFERA
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Figura 6.10: Mapa del sur del continente asiático donde se producen los monzones más intensos. En color azul los monzones de invierno que son vientos frescos y secos que van del continente hacia el océano y que traen consigo tiempo seco. En rojo los monzones de verano que arrastran aire cálido y húmedo del mar hacia el continente produciendo precipitaciones abundantes. La línea magenta muestra la posición aproximada de la zona de convergencia intertropical. En blanco la cordillera del Himalaya que los monzones de verano tienen que sobrepasar.
6.3.2.
Vientos orográficos
Así se cono cen los vientos que son modificados por la orografía del terreno. Pertenecen , pues, a la microescala. Entre ellos vamos a distinguir los que se producen por canalización y los de origen térmico. 6.3.2.1.
Ondas de montaña
Cuando hay grandes gradientes de velocidad se forman vórtices turbulentos como ocurre, por ejemplo, cuando el viento pasa por encima de un obstáculo. La dimensión de los vórtices depende de la velocidad del viento y del tamaño del obstáculo. En la figura 6.11 se muestran líneas de corriente que se forman cuando vientos de más de 50 km/h sobrepasan una montaña. En las crestas de las ondas de montaña se pueden formar nubes de forma lenticular 1 Los rotores son vórtices formados a sotavento que pueden ser peligrosos para la navegación aérea. 1 En http: // www.rolamasao.org/ nubes/ canarias/ ondas.html se pueden ver interesantes fotos de formaciones nubosas en la Isla de la Palma, donde se produce frecuentemente este fenómeno.
151
152
CLIMATO LOG ÍA y METEOROLOG ÍA
CAPÍTULO 6.
nubes lenticulares
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Figura 6.11: Ondas de montaña formadas cuando el viento incide perpendicularmente sobre una cadena montañosa. Cuando el viento sopla entre dos obstáculos cuya separación se va estrechando se produce un incremento de la velocidad acompañad¿ con una disminución de la presión por efecto Venturi. Estos vientos encajonados pueden alcanzar intensidades importantes, de más de 150 km/ h. Ejemplos de este tipo de vientos sOn los que se dan en el estrecho de Gibraltar con los vientos de levante y de pon iente, entre las islas de Mallorca y Menorca cOn viento del norte o del sur, y los vientos del noroeste que encaj onados por el valle del Ródano desembocan en el golfo de León . 6.3.2.2.
Efecto Foenh
El Foenh (Fiihn), también conocido como viento de los Alpes , es un viento cálido y seco que baja de la montaña. Este fenómeno no es exclusivo de los Alpes, sino que se puede dar en todas las cadenas montañosas y según el lugar recibe nombres diferentes como, por ejemplo, el viento Chinook en las Montañas Rocosas, Fogony en el Pirineo catalán o el ponent levantino. El sistema está esquematizado en la figura 6.12. Supongamos que el viento con una cierta temperatura, TI, y humedad relativa, h l , se encuentra una cordillera y que para sobrepasarla se ve forzado a elevarse. Durante la ascensión se enfría ad iabáticamente a un ritmo de aproximadamente un 1°C/ 100 m que corresponde al grad iente adiabático seco. Si la humedad del aire es tal que se satura antes de llegar a la cima, el vapor de agua empieza a condensarse formándose nubes estratificadas que originan precipitaciones. Desde qu e el aire se satura el enfriamiento por ascenso disminuye aproximadamente a O, 5°C/ lOO m, que es el gradiente pseudoadiabático húmedo. Una vez sobrepasada la
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.!\!ETEORO LOGÍA
CAPÍTULO 6. LA CIRCULACIÓN EN LA ATMÓSFERA
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Figura 6.12: Viento Foenh. El viento a sotavento es más caliente y es más seco que el viento que incide sobre la cordillera.
cima, el aire empieza a descender por la ladera de sotavento y a calentarse por compresión según el gradiente adiabático seco. De esta manera, cuando llega al fondo del valle de sotavento, a la misma altitud inicial, el aire está a una temperatura T2 que es mayor que la inicial TI y además con humedad relativa menor. En los problemas al final del capítulo proponemos un ejemplo práctico de esta situación.
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En la ladera de barlovento las nubes se estratifican persistiendo mientras dura el viento. Por la parte de sotavento se pueden formar cirros a cierta alt itud y ocasionales nubes de tipo lenticular. La llegada de este viento caliente a la parte baja de la montaña puede producir elevaciones bruscas de temperatura y secar la tierra y la vegetación propiciando la aparición de incendios. Es frecuente, pues, que la vertiente a sotavento tenga menos precipi taciones que otras regiones de su alrededor, por lo que esta región se conoce como sombra pluviométrica o desierto orográfico.
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En España, vientos tipo Fonh se dan en la cordillera Cantábrica, en Sierra Nevada y en algunas islas Canarias, donde el cambio de vegetación entre la cara norte expuesta a los alisios y la cara sur es espectacul ar.
,
153
154
CLIMATOLOGÍA y METEORO LOGÍA
6.3.3.
Circulación térmica
Se llama circulación térmica a la que se genera por gradientes horizontales de temperatura. En general, el aire caliente t iende a elevarse y el aire frío a descender, generando así una circulación térmica. Una explicación sencilla del mecanismo se mu estra en la figura 6. 13. En la figura a) se muestra la atmósfera en equilibrio: no hay gradiente de temperatura, ni gradiente horizontal de presión y, por tanto, no hay viento. Supongamos que por alguna razón el suelo en una zona se calienta más que otra y, en consecuencia, también se calentará el aire situado sobre la zona caliente. Como el aire caliente tiene menor densidad que el aire frío las isobaras se deforman según se muestra en la figura b)_ Así tenemos que se ha formado una zona de alta presión sobre la parte caliente y una baja presión sobre la fría. Ahora hay un gradiente horizontal de presión que genera una corriente que lleva aire de la zona de alta presión a la de baja. Este viento acumul a aire sobre la zona de baja presión que origina un viento vert ical hacia abajo. En el lado caliente ocurre lo cont rario, al iniciarse el viento horizontal se produce una disminución de la presión , y el aire de abajo tiende a elevarse, de manera que se genera una circulación cerrada, como se muestra en la fi gura c), en la que en la zona caliente el aire asciende y en la fría desciende. U n ej emplo de este tipo de circulación térmica son las brisas de costa, que se generan en el mar y en lagos de cierta extensión. En este caso, el calentamiento desigual de la superficie se produce por la diferencia de capacidad calorífica del agua y el suelo. Durante el día, por efecto de la radiación solar, la tierra se calienta más rápidamente que el agua, de manera que se establece una diferencia de t emperat ura entre la superficie del mar y la terrestre. El aire próximo al suelo se calienta por contacto y se genera un viento llamado brisa marina o virazó n que sopla desde el mar hacia la costa, ver figura 6. 14. Como este efecto depende de la diferencia de temperatura generada por la radiación solar, las brisas serán más importantes con cielos despejados que nubosos y en verano que en invierno. Como se muestra en la figura 6.14 esta situ ación se invierte durante la noche. Cuando se pone el Sol, tanto el agua como la tierra se enfrían. pero la tierra lo hace más rápidamente que el agua y se forma una baj a
CAPÍTULO 6.
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_ .ETEORO LOG ÍA
CAPÍTULO 6. LA CIRCULACIÓN EN LA ATMÓSFERA
155
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Figura 6.13: Formación de una circulación térmica. Las líneas negras son isobaras y en color se ha representado dos columnas de aire, en azul el aire frío y en rojo el aire caliente. Cuando el aire se calienta se dilata y disminuye la presión, haciendo que las isobaras dejen de ser paralelas originando viento, en verde, en dirección opuesta al gradiente de presión.
relativa sobre el mar. El gradiente horizontal de presión origina una brisa que sopla de tierra hacia el mar, llamada brisa de tierra o ten a!. Las brisas no son muy intensas y, por tanto, se modifican fác ilmente por accidentes geográficos u otros vient os dominantes. Las brisas de montaña se forman especialmente en las laderas de solana, donde la diferencia de temperatura de la superficie ent re el día y la noche es más elevada. Durante el día la temperatura del suelo aumenta rápidamente por calentamiento solar, que a su vez calienta por contacto la capa de aire más cercana. Así se forma un gradiente horizontal de temperatura ent re el aire calient e próximo a la superficie ,. el aire más frío, que estando a la misma alt ura se encuentra sit uado hacia el exterior de la ladera. Este gradiente horizontal de temperat ura -rigina una circul ación convectiva que se manifiest a con brisas que ffib en por la ladera desde el valle, ver figura 6.15(a). Durante la noche . produce el efect o co ntrario, el suelo se enfría más rápid amente que . aire y al invertirse el gradiente de temperatura la brisa sopla desde cumbre hacia el valle, como se muestra en la fi gura 6.15(b). Las
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C LI MATOLO GÍA y METEOROLOG ÍA
CAPÍTULO 6. perficie que abso actividad indusr .
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con vientos de 1 es más importan de brisas que mu los contaminant las mismas.
t (a) Brisa marina
(b) Brisa de t ierra
F igura 6. 14: Brisas de costa
=
• (a) Brisa del valle, diurna.
(b) Brisa de ladera, nocturna.
Figura 6.1 5: Brisas de mont aña.
brisas de montaña son vientos suaves , de unos pocos kilómetros por hora que alcanzan su máxima intensidad a mediodía y al amanecer. Hay otro tipo de vientos, llamados catábicos, cuyo origen es una masa de aire frío situada sobre una llanura o meseta cubierta de nieve. El viento se desliza sobre una pendiente como si rebosara y aunque en su descenso el aire se calienta por compresión adiabática, lo que caract eriza a este tipo de viento es que su t emp eratura sigue siendo inferior a la del ambiente. Los vientos cat ábicos más importantes se dan en Groenlandia y la Antártida, pero un ejemplo más cercano es el mistral o cierzo, viento del norte a noroeste, que proviene del Macizo Central francés y de los Pirineos hacia el Mediterráneo. En las grandes ciudades se forman las llamadas islas de calor urbanas. Este fenómeno es debido a que la t emperatura de las ciudade es mayor que la de su entorno. Los edificios presentan una gran su-
Resumen
La circulación temporal. A escala glo misferio por tr dominantes en alen chorro qu e se dominantes son d. dominantemente La circulación _ en bandas alterna! de ascendencia y d nu bosidad y preci dominan las altas Esta estructu los continentes .r presión semiperma: A escalas infe . radas por gradien diferencial de la diarios como las b Entre los viem los vientos desc~ pasan a las de sota
_ ~ETEORO LOG Í A
CAPÍTULO 6. LA CIRCULACIÓ N EN LA ATMÓSFERA perficie que absorbe durante el día la radiación solar , que junto con la actividad industrial y doméstica cont ribuyen a que se eleve la temperatura local. Así se forma una corriente ascendente que viene a rellenarse con vientos de los alrededores hacia el centro de la ciud ad. Este efecto es más importante durante la noche cuando da lugar a la formación de brisas que muchas veces arrastran hacia el centro de las ciudades los cont aminantes de las industrias concentradas en los alrededores de las mismas.
Resumen
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La circulación se puede clasificar en funci ón de la escala espacial y temporal. A escala global, la circulación general está organizada en cada hemisferio por tres celdas convectivas. Estas celdas definen los vientos dominantes en alt ura y en superficie. En alt ura destacan las corrientes en chorro que se desplazan hacia el ' este. En superficie, los vientos dominantes son del este en las zonas tropicales y polares, y son predominantemente del oeste en las latitudes medias . La circulación general también explica la distribución de la presión en bandas alternativas de bajas y altas, que se corresponden con zonas de ascendencia y descendencia. En las zonas de ascend enci a se produce nubosidad y precipitaciones mientras que en zonas de descendencia dominan las altas presiones con aire seco y cálido. Esta estructura zonal se ve interrumpida por la distribución de los continentes y océanos, que da lugar a la form ación de sistemas de presión semi permanentes. A escalas inferiores a la global, los vientos térmicos son los generados por gradientes horizontales de presión debidas al calentamiento diferencial de la superfi cie terrestre. Los vientos térmicos pueden ser diarios como las brisas o estacionales como los monzones. Entre los vientos orográficos destacan el efecto Foenh por el cual los vientos descargan precipitaciones en las laderas de barlovento y pasan a las de sotavento más secos y cálidos.
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CLIMATOLOG ÍA y METEOROLOGÍA
Cuestiones 1. Si aumentara la velocidad de rotación de la Tierra, la celda de
Hadley ¿aumentaría de tamaño extendiéndose hacia el polo o, por el contrario, se estrecharía? 2. ¿Por qué la posición de la zona de convergencia intertropical sufre variaciones estacionales?
3. ¿Cuál es la razón de que los principales desiertos estén situados a lo largo de los mismos paralelos?
Capítul Masas
4. ¿Cuales son las principales diferencias entre la brisa marina y los monzones? 5. ¿Cuál es el efecto de la cordillera del Himalaya en los monzones del subcontinente índico?
6. ¿Con qué tipo de brisa es más probable que se forme nubosidad, con la brisa de montaña o la del valle? 7. Si en una cadena montañosa se observa que la vertiente norte es mucho más verde que la vertiente sur, ¿cuál es la dirección de los vientos dominantes?
Problemas 1. Efecto Foenh. El viento que incide sobre una cordillera tiene que
elevarse 3000 m para sobrepasarla, Inicialmente, en la falda de la cordillera a una altitud h = O m, el viento tiene una temperatura TI = 22°C Y una temperatura de rocío Tr = 10°C. Considerando que la tem peratura de rocío varía con la altura a una tasa de rr = 2 OC/ km, el gradiente adiabático seco r d = 10 OC/ km y el gradiente adiabático saturado r , = 6 oC/km, determinar: a) La altitud , h1 , y la temperatura a la que el aire se satura. b) La temperatura a la que llega el aire a la cumbre. ¿Cuál es la humedad del aire (temperatura de rocío) en este punto? c) La temperatura y humedad con la que llega el aire cuando vuelve por sotavento a la altitud inicial h = O m.
OB • Comp masas • Recon
_ ~ETEOROLOGÍA
erra, la celd a de !tacia el polo o, intertropical - estén sit uados
Capítulo 7 Masas y Frentes
. brisa marin a y
OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECíFICOS . TIlle nubosidad , ."."niente norte es " la dirección de
• Comprender la generación, clasificación y evolución de las masas de aire . • Reconocer la importancia en el clima de las masas de aire. • Comprender la formación de frentes. • Reconocer en un mapa los distintos t ip os de fr entes y según sus características la evolución del tiempo.
- lillera tiene que la falda de la temperatura Considerando a una tasa de = 10 oC/km y el
• Entender la generación y la evolución de borrascas en el frente polar.
se satura. re. ¿Cuál es la punto? el aire cuando
...m>
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160
CLIMATOLOG ÍA y METEOROLOGÍA
7.1.
Masas de aIre
En el capít ulo anterior hemos visto que, como resultado de la circulación general, hay zonas de la superficie del planeta donde predom inan los sistemas ant iciclónicos. Los anticiclones son bastante estables y bajo ellos el aire superfi cial diverge lentamente, permaneciendo el tiempo suficient e para adqui rir la temperatura y humedad de la zona. Cuando la porción de aire es suficientemente grande y ha adquirido unas propiedades físicas aproximadamente homogéneas, se dice que forma una masa d e aire. La extensión de las masas de aire es muy variable, pero es del orden de miles de kilómetros cuadrados en horizontal y de algunos kilómetros de espesor. Debido a su tamaño y a la poca conductivid ad térmica del aire, las masas de aire son bastante persistentes y en su desplazamiento hacia otras regiones, interaccionan con éstas modificando las condiciones meteorológicas l. Las regiones de la superfi cie terrestre que generan las masas de aire se llaman regiones manantiales. Es claro que estas regiones deben ser de gran ext ensión y tener propiedades de humedad y temperatura suficientemente uniformes. Las masas se clasifican por su temperatura en polar (P) , ártica (A) , tropical (T) y ecuatorial (E) ; y por la humedad en marítimas (m) y continentales (c). Una región manant ial y la masa de aire que genera queda, así, determinada por el correspondiente par de letras que describen su temperatura y hum edad. En la figura 7.1 se muestran algunas de las regiones manantiales más importantes de la tierra. Naturalmente, las regiones manantiales, al igual el que respectivo ant iciclón bajo el que se sit úan, se desplazan hacia el Norte en verano y hacia el Sur en invierno. Las principales regiones manantiales de masas de aire son:
CAPÍTULO 7. estable. ro lo, donde' comprendi m áxima. :...
la humed gue entre" razones • Aire p ola dá y de i árt ico, pe mayor h sación so hacia el
• Aire p ola: océanos a do se dan . t a zona continua dida elH n'
• Aire ártico (A). Sit uadas en el círculo polar, sobre un suelo muy uniforme, cu bierto de hielo y nieve, por lo que no hay manantiales marítimos. La zona está ocupada por el ant iciclón polar con vientos débiles que dan lugar a una masa de aire muy 1 El concepto de masa de aire y de frente fue introducido por la llamada escuela noruega de meteorología poco después de la P rimera Guerra :Mundial. Con este nombre se denominó al grupo formado principalmente por Bjerknes (1862-1951) y sus cola boradores, entre los que destacan Bergeron y Soldberg, que se pueden considerar los padres de la meteorología moderna.
• Aire ecua t orial de I
CAPÍTULO 7. MASAS Y FRENTES
J'¡iaa:o de la ci rcunde predomi, ante estables ~ ..!manec:len(jO el y ha adquirido
se dice que de aire es muy k,."illcaclos en hori, (amaño y a la son bastante interaccionan s masas de aire regiones deben . y temperatura su temperatura (E) ; y por la
manantiales, . se desplazan
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estable, muy fría y seca. Hay una inversión térmica entre el suelo, donde la temperatura es mínima, y un nivel cuya presión está comprendida entre 900 y 850 hPa en el que la temperatura es máxima. La temperatura está comprendida entre -55 y -35 oC y la humedad específica entre 0,05 y 0,2 g/ kg. A veces se distingue entre el manantial ártico y el antártico (AA) , pero más por razones geográficas que termodinámicas. • Aire polar continental (Pc). Se sitúan en el norte de Canadá y de Siberia. Las características son parecidas a las del aire ártico, pero con temperaturas más elevadas, -35 y -2 0°C, y con mayor humedad, entre 0,2 y 0,6 g/kg, que causa cierta condensación sobre el suelo. Durante el verano estas masas se retraen hacia el norte y adelgazan en altura. • Aire polar marítimo (Pm). Se encuentran situadas sobre los océanos aproximadamente por encima de los 55° de latit ud cuando se dan las condiciones necesarias. En el hemisferio nort e esta zona está dividida por los continentes , pero es prácticamente continua en el hemisferio sur . Tienen una temperatura comprendida entre O y -1 5°C y una humedad entre 3 y 10 g/ kg, muy concentrada en la capa superficial. Son , por lo tanto, masas de aire fresco, húmedo e inestable. • Aire tropical continental (Tc). Se encuentran situadas sobre los continentes en zonas anticiclónicas semipermanentes desérticas. Dan lugar a masas de aire seco y cálido, generalmente inest ables por el calentamiento diurno de las capas bajas. La más extensa se encuentra sobre el norte de África, con temperaturas típicas comprendidas entre 25 y 35°C y humedad específica inferior a 10 g/kg. • Aire tropical marítimo (Tm). Se encuentran situadas sobre los océanos en zonas anticiclónicas semi permanentes. Dan lugar a masas de aire húmedo (15-20 g/kg) y cálido (20-30°C), de estabilidad variable. • Aire ecuatorial marítimo (Em) Situadas en el bord e ecuatorial de las altas subtropicales. Es una zona de calmas genera-
161
162
CLIMATO LOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO 7. de temperatura caso a la nome consecuencia de la trayectoria En Europa _ metidos a la i • Aire árti desplazaI'S4
Figura 7. 1: Principales regiones manantiales. Estas regiones se desplazan según las estaciones y las que aquí se muestran están promediadas a lo largo de año. Figura modificada de Ritter, Michael E. The Physical Environment: an Introduction to Physical Geography, 2006. norte de _das por la convergencia de los alisios con corrientes ascendentes. Generan masas de aire cálido de aproximadamente 2rC y alta humedad (> 20 g/ kg), por lo que están en casi constante inestabilidad. Dado que las masas de aire se generan en zonas anticiclónicas, es decir, de alta presión, t ienden a desplazarse hacia zonas de convergencia. Generalmente , la velocidad con la que se desplazan es lenta y por el camino modifican sus propiedades físicas según las condiciones del suelo sobre el que deslizan. Así, por ejemplo, si una masa de aire frío se desplaza hacia regiones de menor latitud y, por tanto, más calientes, la capa más superficial de la masa en contacto con el suelo se calienta. En este caso se añade la letra k , como por ejemplo , en Tck. Si este proceso continua, la masa de aire puede llegar a desestabilizarse e iniciar movimientos convectivos que mezclan el aire. También es desestabilizante el caso de una masa de aire seco que se desplaza sobre una superficie de agua acumulando vapor, ya que el aire húmedo tiene menor densidad que el aire seco. Caso contrario es el que se da cuando una masa de aire caliente se desplaza sobre un suelo frío. En esta situación se establece un gradiente
7.2.
Fren
En su mo, colisionar y pe entre dos masas espesor, en la q Para que se pr temperaturas ' . entre las masas Para la form aciÓl de las masas de de las Azores qu La superficie que el aire calien se clasifican en dos. En la fi gur distintos tipo de y los círculos in
l 11
GÍA
CAPÍTULO 7. MASAS Y FRE TES de temperatura estabilizante y la consiguiente estratificación. En este caso a la nomenclatura de la masa se añade una w . En resumen , las características propias de las masas de aire son consecuencia de la región manantial sobre la que se han generado y de la trayectoria seguida hasta el lugar en que se encuentran. En Europa y, concretamente, en la Península Ibérica estamos sometidos a la influencia de tres tipos de masas de aire: • Aire ártico. Seco y frío , que se va calentando y humedeciendo al desplazarse hacia el sur. Su llegada produce chubascos.
se desplazan ~~,das a lo largo Environment:
ascendentes. 27°C Y alta t'{)~:ante inesta-
p.¡: u,elc.lOnllC¡lS, es P'..,jl!ilo» de convert"_ GZilW es lenta y - - condiciones masa de aire
También es desplaza sobre húmedo tiene aire caliente se un gradiente
• Aire polar. Si pasa por el mar llega humedecido y trae chubascos, y si llega a través del continente europeo da lugar a tiempo frío y seco. • Aire tropical. Puede ser marítimo, en cuyo caso llega acompañado de nubosid ad abundante, y continental, que procedente del norte de Africa, proporciona tiempo seco y caluroso.
7.2.
Frentes
En su movimiento hori zontal dos masas de aire pueden llegar a colisionar y permanecer unidas. Se llama frente a la región fronteriza entre dos masas de aire de distinta naturaleza. Como las masas de aire se mezclan mal , el frente es una zona estrecha, de unos 20-200 km de espesor , en la que se produce la transición entre las dos masas de aire. Para que se produzca un frente hace falta que las dos masas tengan temperaturas virtuales bien diferentes, como ocurre en nuestra latitud entre las masas de aire t ropical cálido y húmedo y la de aire polar. Para la formación del frente también es necesario que las trayectorias de las masas de aire sean convergentes , como ocurre con el anticiclón de las Azores que empuja el aire tropical contra el frente polar. La superficie frontal está inclinada hacia la parte fría , de forma que el aire caliente se sitúa sobre el frío, que es más denso. Los frentes se clasifican en cuatro tipos: fríos, cálidos, estacionarios y ocluidos. En la figura 7.2 se muestra el código con que se representan los distintos tipo de fr entes en los mapas meteorológicos. Los t riángulos y los círculos indican la dirección del frente.
163
CLIMATOLOGÍA y iVIETEOROLOGÍA
164
• • • •
CAPÍTULO l.
Frente frío
Frente cálido
Frente estacionario
• • • •
Frente ocluido
Figura 7.3: Esq que se forman .
Figura 7.2: Código utilizado para representar los frentes en los mapas del tiempo.
7.2.1.
Frente cálido
En el frente cálido la masa de aire caliente avanza haciendo retroceder al aire frío. Un esquema del frente cálido ideal se muestra en la figura 7.3. El aire caliente sube sobre el aire frío formando una especie de cuña de pendiente suave , típicamente (1:200), esto es, el aire caliente se eleva un kilómetro por cada 200 km de avance en horizontal. Las nubes que se forman son estratificadas. Si vemos el frente acercarse, primero se observa la presencia de cirros y posteriormente cirro estratos a gran altura que van sucesivamente evolucionando hacia nubes cada vez más bajas, como altostratos, nimbos tratos y estratos, que suelen ir acompañados de lluvias suaves y generalizadas. En general, el fre nte avanza lentamente por lo que la precipitación es persistente. Debido al aire cálido que asciende, se observa una disminución suave de la presión y un aumento progresivo de la temperatura hasta que, una vez pasado el frente, tanto una como otra se estabilizan. Si la diferencia de temperaturas entre el aire frío y el caliente es grande, se pueden formar nieblas frontales por evaporación de la lluvia en el aire frío. U na vez pasado el frente, son las características de la masa de aire caliente las que determinan el tiempo, pero generalmente viene asociado durante un corto periodo de tiempo de inestabilidades locales con formación de cúmulos que pueden dar lugar a chaparrones.
7.2.2.
Fren
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·.IETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 7, MASAS Y FRENTES
165 es
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Figura 7.4: Frente frío
7.2.2.
Frente frío
En este t ipo de frente la masa de aire frío empuja a la de aire caliente. La pendiente del frente es de 1: 100 Y avanza con una velocidad casi doble a la del frente cálido, Es pues, mucho más abrupto que el frente cálido, ver figura 7.4. El aire caliente en su rápido ascenso se hace inestable y se forman nubes de desarrollo vertical, en primer lugar, estratocúmulos y sobre el frente cumulonimbos, que traen intensas precipitaciones de corta duración, que a veces vienen acompañadas de granizo. La temperatura aumenta hasta la llegada del frente y después se produce un descenso brusco con la llegada del aire frío, La llegada del frente se anuncia con una bajada de la presión reflejo del movimiento general de los frentes desde la alta presión hacia la baj a. Tras el paso del frente la presión aumenta y la temperatura disminuye hasta estabilizarse tomando los valores correspondientes a la masa de aire frío. El tiempo se torna despej ado y estable, En la figura 7,5 a) se representan los vientos que aparecen en un frente caliente y en uno frío, en el hemisferio norte, Si nos colocamos en la línea punteada horizontal en el punto P , vemos que antes de
166
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO 7.
la llegada del frente cálido el viento tiene componente sureste, y que rola a suroeste tras el paso del frente. Los vientos de componente sur son calientes, por lo que se produce una elevación de la temperatura al paso del frente. En el caso del frente frío se pasa de viento del suroeste a viento de noroeste, punto Q, con la consiguiente bajada de temperatura . También podemos observar en la figura el cambio en la presión.
7.2.3.
Frente estacionario
Cuando hay equilibrio entre el respectivo empuj e de las masas de aire se form a un frente estacionario. Como la pared del frente está inclinada hacia la masa fría , hay invasión en altura del aire caliente sobre el frío de forma similar al caso de un frent e cálido. Esta situación da lugar a largos periodos de nubosidad y precipitaciones suaves, que persisten hasta que el frente se debilita o se desestabiliza convirt iéndose en un frente frío o cálido.
7.2.4.
Frentes ocluidos
Se producen cuando un frente frío alcanza a un frente cálido, debido a que los frent es fríos son más rápidos que los cálidos. En esta situación hay pues tres masas de aire, la fría que antecede al frente cálido, la propia masa de aire cálido y la del aire frío que la alcanza, ver figura 7.5a). La masa de aire caliente siempre se eleva sobre las de aire frío , pero según la temperatura relativa de las masas de aire frío se pueden originar una oclusión cálida una oclusión fría. En la figura 7.5b) se representa una oclusión caliente, así llamada porque sit uados en la parte derecha de la figura estamos inmersos en aire muy frío y vemos como llega aire menos frío . Como corresponde a su mayor temperatura el aire frío desliza sobre el aire más frío . En la oclusión fría, figura 7. 5c), es el aire más frío el que empuja a la masa de aire menos fría. En cualquier caso, el aire caliente siempre se ve forzado a elevarse, lo que da lugar a una condiciones meteorológicas complejas. Como veremos en la próxima sección, la oclusión corresponde al estado final de la evolución del par de fre ntes que se formaron alrededor de la zona de baj a presión.
a)
Figura 7.5: Proce: superficie y abajo caliente y a la de
7.3.
Borr
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\. fET EOROLOGÍA
167
CAPÍTULO 7. MASAS Y FRENTES 1004
sureste, y que componente sur la temperatura de viento del "="'.Iiente baj ada de el cambio en la
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b)
e)
Figura 7.5: Proceso de oclusión frontal. Arriba se representa en un mapa de superficie y abajo una sección transversal. En el centro, un frente ocluido caliente y a la derecha un frente ocluido frío.
7.3.
Borrascas ondulatorias
Se llaman borrascas ondulatorias o extratropicales a las que se forman en el frente polar de ambos hemisferios. Su origen y evolución se explica en la figura 7.6. La borrascas ondulatorias generalmente se forman en serie. Como se muestra en la figura 7.6b), una ondulación del frente lleva asociada otras ondas que la preceden y que si se dan las condiciones de inestabilidad para que la primera borrasca se desarrolle, es probable que la siguiente perturbación también se desestabilice. En general, aparecen en familias de borrascas formadas por tres o cuatro borrascas consecutivas. No vamos a entrar en detalle , pero las condiciones que favorecen la inestabilidad del fre nte polar están gobernadas por los vientos en altura. El chorro polar y las ondas de Rossby asociadas forman zonas de convergencia y divergencia, que generan las correspondientes corrientes ascendentes y descendentes. Bajo una zona de ascendencia se fortalece la formación de un borrasca en superficie, mientras que bajo una zona de descendencia se inhibe la formación de la borrasca.
168
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
Los diez af
Pe.-/ .-/ .-/ Tm
/~ /
/
a)
e)
d)
Figura 7.6: Evolución de una borrasca ondulatoria en el hemisferio norte. a) Frente polar sin perturbar separando las masas de ajre polar y tropical. b) Formación de una onda frontal por una perturbación del frente polar. e) Los dos frentes bien formados. d) La borrasca madura con parte del frente ocluido. Finalmente la borrasca se disipa y se recupera la situación original.
7.4.
CAPÍTULO ;
Sistemas nubosos
Las nubes se forman por condensación del vapor de agua en forma de gotas y cristales. Están en continua evolución, cambiando de forma y tamaño. Se pueden clasificar según su origen, altitud y su aspecto. Por su origen, ya hemos visto las nubes de convección, las orográfi cas y las frontales. De acuerdo con el Atlas Internacional de Nubes de la Organización Meteorológica Mundial (OMlVI) las nubes se clasifican en diez géneros, que organ izaremos en cuatro grupos según su altitud . En la clasificación de las nubes se utilizan palabras en latín como son: • Cirrus, cirros, que sign ifica mechón de pelo. • Stratus, estratos, que significa en capas horizontales. • Cumulus, cúmulos, que significa montón. • Nimbus, nimb os, significa lluvia. • Alt us, altos, hace referencia a nubes de altitud media.
• N ub es ; madas p de color nubes al, arrastrad do mota:: abundall1 tienen fa que sólo' la Luna. • N ub es D por gota: hielo. Ha. grisáceo. y genera\; grandes e vés de I Pueden d lucionar • Nubes formadas pueden color gris De hecho. son más plandor d parecido entre las q tocúmul posible a cido al del de los est (St ), son B del suelo.
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CAPÍTULO 7. MASAS Y FRE TES Los diez géneros básicos son: • Nubes altas. Situadas a más de 6000 m de alt ura. Están formadas por cristales de hielo y suelen ser bastante delgadas y de color blanco. Por su forma se pueden distinguir tres tipos de nubes altas: Cirros (Ci), son nubes filamentosas generalmente arrastradas por el viento en altura. Cirrostratos (cs ~orman do motas, muchas veces en series alargadas y que cua do son abundantes forman el cielo aborregado. Cirrocúmulo (Ce), t ienen forma extendida corno un velo, pueden ser tan delgadas que sólo sean visibles por el halo que forman alrededor del Sol o la Luna.
,,' hemisferio norte. polar y tropical. del frente polar. c) n parte del frente 5ituación original.
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• Nubes m edias. Sit uad as entre 2000 y 6000 m. Están formadas por gotas de agua pero pueden contener también cristales de hielo. Hay de dos tipos: Los alto cúmulos (Ac) , de color blanco grisáceo, en los que se observa la presencia de zonas sombreadas y generalmente formando grupos. Los altostratos (As), forman grandes extensiones que pueden cubrir todo el cielo, pero a través de los cuales se puede distinguir dónde está situado el Sol. Pueden dar lugar a precipitaciones, pero en ese caso suelen evolucionar a nimbostratos. • Nubes bajas. Situadas en altitudes inferiores a los 2000 m y formadas principalmente por gotas de agua. En este grupo se pueden distinguir entre: nimbostratos (Ns), que son nubes de color gris oscuro, muy uniformes y con aspecto de traer lluvia. De hecho, generalmente están acompañados de precipitaciones. Se pueden confundir con los altostratos, pero los nimbostratos son más espesos (hasta 5000 m de espesor) y no dej an ver el resplandor del Sol. Los estrato cúmulos (Se), son nubes de aspecto parecido a los nimbostratos pero formando nubes discontinuas entre las que se ve el cielo azul. Se pueden distinguir de los altocúmulos por el tamaño y la altura. La altura no siempre es posible apreciarla, pero el tamaño de los altocúmulos es parecido al del dedo pulgar con el brazo estirado, mientras que el de los estratocúmulos es del tamaño de un puño. Los estratos (St), son nubes grises con aspecto de niebla que se ha elevado del suelo. No suelen traer lluvia.
169
170
CLIMATOLOGÍA y MET EOROLOGÍA
• Nubes de desarrollo vertical. Las más pequeñas son los cúmulos (Cu), nub es con aspecto de algodón , planas por debajo y con formas bien definidas. A veces se presentan en formaciones de pequeño tamaño , cumulus humilis, y otras en acumulaciones con forma de coliflor cumulus congestus, que si cont inúan desarrollándose terminan formando un cumulonimbo (Cb). Estas nubes pueden extenderse desde los 1000 m hasta 15 o 20 km de altitud y en su momento de madurez adquieren la forma de yunque tan característica. Los géneros se dividen en especies según su forma y para la que también se utilizan palabras en latín , como por ejemplo las dos especies de cumulus que hemos mencionado. En http: //www.fecyt.es/ fecyt/ se puede encontrar una excelente descripción de las nubes ilustrada con numerosas fotografías. Se titula Observación e identificación de nubes de F. Martín León y José Antonio Quirantes. El texto forma parte de la unidad didáctica Meteorología y Climatología, FECYT, elaborada con motivo de la Semana de la Ciencia 2004.
Resumen Una masa de aire es un volumen de aire de gran tamaño con propiedades uniformes de temperatura y humedad. Se forman en zonas manantiales, anticiclónicas y extensas de las que adquieren sus propiedades termodinámicas. Además de las características propias de la zona manantial, las masas de aire modifican sus propiedades según cambian las condiciones de las zonas por las que pasan. Se clasifican atendiendo a su temperatura y a su humedad. Cuando dos masas colisionan entre sí forman frentes. Los frentes pueden ser cálidos, fríos y ocluidos. El paso de los frentes lleva asociado nubosidad y precipitaciones con unas características que dependen del tipo de frente. Los frentes fríos forman nubosidad localizada, de desarrollo vertical e intensas precipitaciones. En los frentes cálidos la nubosidad es estratifi cada y las precipitaciones más suaves y persistentes.
CAPÍTULO .
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11
_ IETEOROLOG ÍA
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CAPÍTULO 7. MASAS Y FRENTES Las borrascas ondulatorias son las que se forman por inestabilidades del frente polar , que dan lugar a familias de borrascas consecut ivas . T ienen forma de dos frentes, uno cálido y otro frío, que se desplazan y rotan alrededor de una zona de bajas presiones. Las nubes de clasifican en diez géneros que hemos agrupado en cuatro grupos, tres por la altit ud a la que se form an y un cuarto de desarrollo vertical.
171
172
C LI MATO LOGÍA y METEO ROLOGÍA
Cuestiones 1. ¿Por qué los manantiales de masas de aIre no son zonas muy
montañosas? 2. ¿Cuáles son los tipos de masas que afectan más frec uentemente a la Península Española?
Capítl
3. ¿Por qué los frentes están inclinados? ¿Hacia dónde se inclina la
superficie frontal , hacia la masa de aire frío o caliente? 4. ¿De qué depende la inclinación de la superficie front al?
EIOcÉ
5. ¿Por qué en una borrasca ondulatoria siempre hay dos frentes y el cálido precede al frío ? 6. ¿Por qué las borrascas en Europa vienen del Atlántico y se propagan hacia el este?
o·
7. ¿Qué tipo de nube es la que se forma en las tormentas de verano?
• Cou prol
8. ¿Cómo se pueden distinguir los altoestratos de los nimboestratos?
o c~
9. Hay diez géneros de nubes. ¿Se pueden agrupar todas por su
• Sallo ral :
altitud? ¿En qué grupo situaría un cumulonimbo?
• Con rflel • Exp ram
• Sab4 Niñ!
_ .ETEO ROLOG ÍA
_ n zonas muy
Capítulo 8 El Océano y el clima
-,. -lántico y se pro-
"'cnent¡lS
de verano?
los nimboestra-
p par
todas por su
OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS • Conocer la estructura vertical de océano y cómo varía con la profundidad la temperatura, salinidad densidad de las aguas oceán icas. • Saber explicar la relación existente entre la circulación general atmosférica y las corrientes oceánicas superficiales. • Comprender las distintas fu erzas que intervienen en las corrientes y sus efectos en las mismas. • Explicar el proceso por el cual se producen sumideros y afloramientos de aguas profundas. • Saber describir los procesos que explican el fenómeno de El Niño.
173
,,
174
C LIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
8.1.
Introducción
La oceanografía física está considerada como una subdisciplina de la geofísica y tiene como objeto de estudio las propiedades físicas y la dinámica de los océanos. Los oceanógrafos estudian la interacción del océano con la atmósfera, la manera en que el océano almacena y libera calor y cómo influye en el balance energético, las propiedades físicas (o la composición química) del agua en los distintos océanos y la form ación de masas de agua1 El océano interviene de diversas maneras en el clima de la T ierra, ya sea almacenando energía o t ransportándola mediante las corrientes. Como vimos en la sección 2.8 sobre el balance energético detallado, aproximadamente la mit ad de la radiación solar que llega a la Tierra es absorbida por los océanos y por el suelo, donde es almacenada t emporalmente en la superficie. Sólo un quinto de la rad iación solar es absorbida directamente por la atmósfera. Del calor almacenado en el océano la mayor parte es liberado de nuevo a la atmósfera, principalmente mediante la evaporación y radiación infrarroja. El resto es transportado por las corrientes a otros lugares, principalmente a las latitudes medi as. Los factores que intervienen en el t ransporte de energía en la superficie del océano son:
1 1 1 11
CAPÍTULO 8. Para apreciar e de calor en rel
hay en una pro 1000 kg/ m3 , la atmósfera es: d El volumen un ciclo estado profundidad por suelo es aproxi con la atmósfera El valor tí pi Y el verano es suelo au menta a considerar que continen tes este El calor es
1. El flujo de radiación solar incidente en el mar.
2. La radiación infrarroja neta procedente del mar. 3. F luj o de calor procedente del agua del mar debido a la conducción. 4. El flujo de calor t ransportado a la atmósfera por el agua evaporada.
y por tanto
5. La adve8ción, que es el calor transportado por las corrientes. 1Una
masa de agua se define de manera parecida a las masas de aire como: Hu n gran volumen de agua que se caracteriza por tener una temperatura y salinidad uniforme y por tener un área de origen común'). Las masas de agua pueden formarse en la superficie o por mezcla. Una vez formadas, las masas de agua se hunden según
su densidad hasta una profundidad en la que alcanzan el equilibrio de flotabilidad.
Es decir , el calor unas ochenta \"ec~ esto hay que aña ' En Madrid es
apI
ÍA
de físicas y
corrientes. detallado, a la Tiealmacenada td:iaclón solar b acena<10 en 5s:fer,a, princiEl resto es -.,.:mente a las en la su-
CAPÍTULO 8. EL OCÉANO Y EL CLIMA Para apreciar en qu é medida interviene el océano en la transferencia de calor en relación con el suelo terrestre, vamos a estimar la cantidad de calor que intercambia en un año el océano y a compararla con la cantidad de calor intercambiada en el suelo terrestre. Vamos a considerar que el volumen de agua que intercambia calor con la atmósfera en un ciclo estacional es de 100 m 3 por metro cuadrado de sup erficie, es decir , que intercambia calor la masa que hay en una profundidad de 100 metros. Como la densidad del agua es 1000 kg/ m3, la masa de agua por metro cuadrado en contacto con la atmósfera es: densidad x volumen = 100000 kg. El volumen de suelo que intercambia calor con la atmósfera en un ciclo estacional se puede estimar en 1 m 3 , esto es, un metro de profundidad por metro cuadrado de superficie. Corno la densidad del suelo es aproximadamente 3000 kg/ m 3 la masa del suelo en contacto con la atmósfera es 3000 kg. El valor típico del cambio de temperatura 6T entre el invierno y el verano es distinto sobre el suelo que sobre el océano, y sobre el suelo aumenta con la distancia al océano. Para esta estimación vamos a considerar qu e sobre el océano 6Ta = 10 oC y en el interior de los continentes este cambio de temperatura es 6T, = 20°C. 2 El calor específico del agua es Cp,agua "" 4,0 X 103 J kg - 1K- \ y el calor específico del suelo es Cp" ueIo "" 800 J kg- 1 K- 1 La cantidad de calor intercambiada por metro cuadrado en un ciclo estacional por el agua en los océanos y en el suelo continental son: 6Qagua
=
Cp,aguamagua6Ta
= (4000 )( 105 )( 10 )J = 4,0 x
6Q, uelo
=
Cp,suelomsuclo6T,
= (800 )(3000)(20 )J = 4,8
a la conducagua evapo-
6Qagua
"''''¡,m formarse hunden según .le flotabilidad.
10
9
J
7
x 10 J
y por tanto
= 83 3
.6. Q suelo aire como: "un y salinidad
175
)
Es decir, el calor almacenado por metro cuadrado en los océanos es unas ochenta veces mayor que el almacenado en el suelo continental. A esto hay que añadir que aproximadamente el 71 % de la superficie del 2En Madrid es aproximadamente 30°0 .
176
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
planeta está cubierta por el océano, de manera que términos absolutos el calor almacenado anualmente en los océanos es unas 250 veces mayor que el almacenado en los cont inentes. El océano se parece en muchos aspectos a la atmósfera. La transferencia de energía por radiación es mucho menos importante que en la atmósfera, ya que el agua es opaca a la rad iación infrarroja. El agua líquida es t ransparente a la luz visible, y absorbente en el ultraviolet a y en el infrarrojo. El color azul que se puede observar en la superficie de un lago o del océano es debido a que refleja el color del cielo. El color del agua es un pálido azul verdoso que resulta por una débil absorción de luz roja. Es, por tanto, debido a un fenómeno distinto a la dispersión de Rayleigh que origi na el azul del cielo. Debid o a esta débil absorción de la luz roja si int roducimos un objeto blanco dentro del agua, el objeto parece azul verdoso. El efecto del calentamiento por la radiación solar está restringido a los primeros metros bajo la sup erficie. Esta zona en la que la radiación es absorbida se denomina capa d e mezcla, porque en ella las olas y el viento homogeneizan la temperatura. Por debaj o hay otra zona llamada t ermoclina, cuya extensión es de varios centenares de metros, en que la temp eratura disminuye monótonamente. Por debajo de esta capa se extienden las aguas profun das donde la temperatura disminuye más lentamente hasta estabilizarse a unos pocos grados centígrados por encima de la temperatura de congelación. Además de la temp eratura, el factor que más afecta a la estructura oceánica y a su circulación global es la concentración de sal. La salinidad , como la temperat ura, es máxima cerca de la superficie debido a la evaporación, aunque cerca de la costa el fluj o de agua dulce procedente de los ríos puede invertir esta tendencia. La salinidad decae en la termocl ina para ser casi const ante en la región más profund a. Cerca del fondo la salinidad aumenta levemente. En la capa de mezcla el viento que incide sobre la superficie del agua actúa como motor del mezclado y además genera corrientes que se extienden en el agua por viscosidad. En las zonas situadas debajo de la termoclina no hay influencia del viento y la corriente se genera por la fuerza de flo tabilidad , debida a diferencias de densidad originadas por variaciones de tempe ratura y salinidad.
CAPÍTULO 8.
8.2.
Estr
8.2.1.
Salin
material disuel muy poco, en la 34,6 a 34,8 pan disueltos son en y pequeñas cant carbonato cálci las fracciones rel dientemente de encuentran bien I La salinidad mente entre 32 entre precipi taci ge neral es de ba· mayor que la e\ dedor de los 20" altas presiones (\ bién un factor qu aumento de agua y al fundido de En la figura ción de la profun profundid ad en tes. En este perfil evaporación que ¡ fu ndidad de 1000 aumenta la prof donde la salinid
3Una parte por mil ximadamente un gIL
CAPÍTULO 8. EL OCÉANO Y EL CLIMA . os absolutos
8.2 . 8.2.1.
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Estructura del océano Salinidad
En la definición más simple, la salinidad es la cantidad total de material disuelto en gramos en un kilogramo de agua de mar. Varía muy poco, en la mayor parte de los océanos la variabilidad es entre 34,6 a 34,8 partes por mil (%0) a Los componentes que se encuent ran disueltos son en su mayoría procedentes del cloruro sódico (~ 85 %) y pequeñas cant id ades de cloruro magnésico, sulfato de magnesio y carbonato cálcico. Aunque la salinidad varía de un océano a otro, las fracciones relat ivas de estos componentes son constantes independientemente de la salinidad total, lo que indica que los océanos se encuentran bien mezclados. La salin idad total en la superficie del océano varía aproximadamente entre 32 %0 y 38 %0 dependiendo del resultado del equ ilibrio entre precipitaciones y evaporación en diferentes regiones. El patrón general es de baja salinidad en el Ecuador (donde la precipitación es mayor que la evaporación) y los valores máximos se encuentran alrededor de los 20° de latitud en la zona correspondiente al cinturón de altas presiones (ver figura 8.1). La sucesión de las estaciones es también un factor que puede cambiar la salinidad hasta un 3 % debido al aumento de agua fresca procedente de las desembocaduras de los ríos y al fundid o de masas de hielo. En la figura 8.2 presentamos el perfil típico de la sal inidad en función de la profundidad correspondiente al Atlánt ico Sur. Los perfiles de profundidad en otros lugares del océano pueden ser bastante diferentes. En este perfil, la salinidad es alta en la superficie debido a la alta evaporación que tiene lugar en esta latitud, y desciende hasta una profundidad de 1000 metros. Después aumenta levemente a med ida que aumenta la profundidad. Observe la zona denominada haloclina, en donde la salinidad varía rápidamente con la profundidad.
3 Una
parte por mil , unidad tradicionalmente utilizada en oceanografía, es apro-
ximadamente un gi L
177
178
CAPÍTULO
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOG ÍA
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o 500
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34.5 35.0
Haloc:li
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"O
ro 1500
"O
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E 2500 o. 3000 3500
4000 4500 L---_...L_
Figura 8.1: Salinidad anual media en partes por mil , %0. Cortesía de "Windows to the Universe", http://www.windows.ucar.edu''
8.2.2.
Temperatura y densidad
La figura 8.2 representa la temperatura en función de la profundidad , donde se pueden observ,.ar las tres zonas diferenciadas en la estructura vertical del océano descritas en la introducción. En la capa de mezcla que haY cerca de la superficie la temperatura es constante. Se extiende hasta unos 100 m de profundidad y contiene aproximadamente el 2 % de toda el agua oceánica. Por debajo de los 1000 m, es decir, bajo la termoclina, se extiende la zona de agua profunda o zona abisal , en la que la temperatura permanece prácticamente constante entre 1 y 3 oC. Los oceanógrafos usan diversos criterios para delimitar el final de la capa de mezcla basados en las propiedades físicas del agua. La influencia combinada de los cambios de temperatura y salinidad dan lugar a la variación de la densidad con la profundidad que se muestra en la figura 8.2. A la región donde se produce el cambio más pronunciado se llama picnoclina. La densidad del agua del océano como un todo es de aproximadamente 1035 kgm- 3 . A lo largo de los años se han obtenido perfil es de temperatura y de salinidad para reconstruir un mapa global del océano. La distribución de la temperatura en la superficie del mar tiende a ser independiente de la longitud geográfica. Tal y como sucede en la atmósfera, las zonas
Figura 8.2: Sali: del océano en ¡ Universe)
más cálidas polos. La salinid¡ están en las la menos salad lluvia diluye el hielo dilu}" de que much Atlántico y que la del Pae evaporada en donde cae en La represen figura 8.1.
8.3.
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~I ETEOROLOG ÍA
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:g 2000 e 2500 o,
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S O 120 16° 20°
¿
o '00
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3000
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3500
3500
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4000
4000
4500
4500
4500
Figura 8.2: Salinidad (izquierda) , temperatura (centro) y densidad (derecha) del océano en función de la profundidad. (Modificada de Windows to the Universe) más cálidas se encuentran en el Ecuador y las más frías cerca de los polos. La salinidad también varía con las zonas, las aguas más saladas están en las latitudes medias donde la evaporación es alta y las aguas menos saladas se encuentran cerca del Ecuador, donde el agua de la lluvia diluye el agua salada, y en las latitudes altas donde se fund e el hielo diluyendo también el agua salada de la superficie. A pesar de que muchos grandes ríos tienen su desembocadura en el océano Atlántico y en el océano Ártico, el agua del Atlántico es más salada que la del Pacífico. Una explicación de este hecho es que parte del agua evaporada en el Atlántico se transporta por el viento hasta el Pacífico donde cae en forma de lluvia. La representación esquemática de esta si tuación se encuentra en la figura 8.1.
8.3. -emperatura y de La distribución ;er independiente J.'mósfera, las zonas
179
CAPÍTULO 8. EL OCÉANO Y EL CLIMA
La circulación general del océano
El agua de mar fluye a lo largo de los planos horizontal y verticaL Sin embargo, mientras que las velocidades típicas del fluj o en la dirección horizontal, o corrientes, son del orden de 0,01 a 1, O mi s;
180
C LI MATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
las velocidades verticales dentro ~céano estratificado son mucho menores, cercanas a 10- 3 mi s. La energía que origina las corrientes en los mares procede principalmente del Sol y del viento. Los vientos causan el movimiento del agua superficial a través de la fu erza de cizalladura: el viento que sopla paralelo a la superficie del agua transfiere cant idad de movimiento de la atmósfera al océano arrastrando las capas superficiales de agua. Este viento actuando sobre la superficie del mar se denomina viento de cizalladura y es también responsable de las olas, las cuales favorecen el acoplamiento entre la atmósfera y el océano en la capa de mezcla. Otra fuerza generadora de corrientes en el océano es la debida al gradiente de densidad. Los gradientes de densidad se originan por variaciones de temperatura y de salinidad. La dilatación del agua causa diferencias del nivel del mar entre la zona ecuatorial y las latitudes medias. Las corrientes generadas por gradientes de densidad flu yen en profundidad y también en superficie, donde se suman a las corrientes originadas por el viento. Aunque de ellas no tratamos en este curso, mencionar que las mareas también originan corrientes.
8.3.1.
Flujo geostrófico
En el interior del océano y fuera de las capas límite que hay en la superficie y en el fondo, hay zonas que se extienden decenas de kilómetros en las que se puede despreciar la fuerza viscosa, de manera que el estado estacionario es el que se obtiene mediante el equilibrio ent re la fuerza debida al gradiente horizontal de presión y la fu erza de Coriolis. El flujo resul tante de este equilibrio puede permanecer unos pocos días y es denominado flujo geostrófico; el origen del flujo geostrófico es, por tanto, completamente similar al del viento geostrófico que sucede en la atmósfera. Al igual que en la atmósfera, el movimiento del agua tiene lugar a lo largo de los contornos de presión constante (isobaras), y el sentido se determina dejando a la derecha las zonas de alta presión en el caso del hemisferio norte, y a la izqui erda en el caso del hemisferio sur. Las diferencias de presión se reflejan en variaciones de la altura de la superficie marina, de un metro o más, y pueden ser observadas usando láseres en satélites.
CAPÍTULO
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8.3.2.
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CAPÍTULO 8. EL OCÉANO Y EL CLIMA
181
I Las fuerzas dominantes que actúan en la vertical son el gradiente de presión vertical y el peso del agua, y se encuentran perfectamente equilibradas. La presión en cualquier punto de una columna de agua se debe casi enteramente al peso del agua que hay encima de ese punto. Las fu erzas dominantes en la horizontal son el gradiente de presión y la fuerza de Coriolis. En el océano puede haber gradientes de presión horizontales como consecuencia de las distribuciones no uniformes de las propiedades físicas 4
8.3.2.
Corrientes superficiales
Estas corrientes son generadas por los grandes anticiclones semipermanentes y siguen por tanto la misma trayectoria en forma de grandes vórtices casi circulares llamados giros (ver figura 8.3). En el hemisferio norte se mueven en el sentido de las agujas del reloj y en el hemisferio sur en el sentido contrario. Se pueden distinguir cinco de estos grandes giros que transportan calor desde el Ecuador a los polos: el del Atlántico Norte, del Atlántico Sur, del Pacífico Norte, del Pacífico Sur y el giro del Índico. Estos giros están formados por corrientes que pueden ser frías y cálidas . Así, el giro del Atlánt ico Norte está compuesto por la corriente cálida del Golfo, que transcurre hacia el norte, desde el Golfo de Méjico, por la costa este norteamericana, hasta el norte de Europa. Por el oeste continua con la corriente fría de las Canarias y cierra el giro la corriente EcuatoriaL Una de las más intensas es la corriente del Golfo con velocidades típicas de 1,8 a 5,5 km/ h y un caudal comprendido entre 30 y 150 Sv 5 , Esta corriente suaviza el clima de la costa americana y de los países del norte de Europa, Además de los giros hay que mencionar la corriente Circumpolar Antártica, rodea la Antártida siempre en dirección este y es la corriente más larga y de mayor intensidad del mundo. Se produce por efecto 4Como ejemplo de una distribución horizontal no uniforme de temperatura describimos la situación que tiene lugar en el Ecuador , en la que el viento flu ye de este a oeste transportando agua caliente por lo que la termoclina se hace más profunda en el oeste que en el este. 5La intensidad de las corrientes se mide por el flujo o caudal cuya unidad es el Sverdrup (Sv), que equivale a 106 m 3 / s.
--
182
CLIMATO LOGÍA y METEOROLOGÍA
Figura 8.3: En amarillo los cinco grandes giros circulares y algunas de la corrientes superficiales, en rojo las cálidas y en azul las frías. directo de los vientos del oeste.- que son tan fuertes y constantes que pueden evitar la formación de hielo en algunos lugares de la costa antártica.
8.3.3.
Salinidad y circulación del océano
Los cambios en la concent ración de sal en la superficie del océano afectan a la densidad de las aguas sup erficiales. El agua dulce es ligera y flota en la superficie, mientras que el agua salada es pesada y se hunde. La salinidad y la temperatura juntas determinan la densidad y flotabilidad del agua de mar, resultando en el grado de estratificación del océano. Una mayor salinidad, junto con temperaturas más frías , dan lugar a un aumento en densidad del océano con una depresión correspondiente en la altura de la superficie del mar. En zonas calientes y en aguas más dulces, la densidad es más baja dando como resultado una elevación de la sup erficie del mar. Por otra parte, los cambios en densidad hacen que haya dos sumideros en los polos que atraen el agua caliente por la superficie para sustituir el agua que se hunde, contribuyendo a la llamada circulación global termohalina (termohalina une las palabras calor y sal) o bien cinta transportadora global (en inglés, global conveyor). La cinta transportadora global está generada por el acoplamiento entre la corriente termohalina y las corrientes superficiales, afectando a todos los océanos. Explica de manera simplificada cómo las corrientes
CAPÍTULO
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·.!ETEOROLOG ÍA
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CAPÍTULO 8. EL OCÉANO Y EL CLIMA del océano transport an las aguas superficiales cal ientes del Ecuador hacia los polos, moderando así el clima global. Se calcula que el circuito global se completa en unos 1000 años. La descripción de la cinta transportadora global empieza con la formación de una gran masa de agua en el Atlántico Norte. En los mares nórdicos y en el Mar del Labrador , a causa del viento la evaporación supera la precipitación con el consiguiente enfriamiento y aumento de la salinidad del agua. Este fenómeno se intensifica en otoño-invierno, durante la formac ión de los hielos marinos en áreas subárticas, ya que al formarse hielo aumenta la concentración de sal disuelta en el agua6 Esto da lugar a un incremento de la densidad y que el agua se sumerja. Una vez en profundidad, la masa de agua fría flu ye hacia el sur. !!ay otro sumidero en la Antártida, concretamente en los mares de Weddell y de Ross. La formación de agua densa en la Antárt ida está originada por los vientos procedent es de la plataforma antártica que favorecen la formación de hielo en el mar con el consiguiente aumento de la salinidad del agua. La corriente profunda sigue su recorrido hacia el este alrededor de la Antártida, juntándose con la Corriente Circumpolar Antártica y va entrando en cada una de las cuencas oceánicas importantes. Primero penetra en el Indico y posteriormente se extiende por las profundidades del Pacífico. Al igual que hay zonas en donde el agua sup erficial se hunde, existen también , aunque se localizan de forma más difusa, zonas de afloramiento (upwelling ) de aguas profund as. Estas se sitúan en zonas de divergencia de aguas superfi ciales, que suelen ser reemplazadas por aguas ascendentes más profundas. Una extensa zona de afloramiento es la franja ecuatorial del Pacífico Oriental, en donde el agua superficial es transportada por los alisios hacia el norte y hacia el sur, constituyendo así una zona de divergencia que se rellena por aguas ascendentes. Como veremos en la siguiente sección , también se producen afloramientos en las costas, en donde las aguas superficiales, por efecto de los vientos y de la rotación terrestre, tienden a alejarse mar adentro. Esto ocurre especialmente en los cuatro márgenes orientales de las cuencas oceánicas del Atlántico (Norte y Sur) y del Pacífico (norte y ~
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183
184
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
Figura 8.4: La cinta transportadora global. En rojo, la corriente superficial y, en azul, la corriente profunda. Hay dos sumideros, uno en el Océano Atlántico Norte y otro en el Mar de Weddell, Antártida, y dos zonas de afloramiento cl"é""aguas profundas, uno en el Océano Índico y otro en el Pacífico. ( sur). A lo largo de estas costas los afloramientos dan lugar a la aparición de corrientes de aguas frías (Canarias y Benguela, en el Atlánt ico; California y Humboldt, en el Pacífico). El movimiento en la profundidad es extremadamente lento y predominantemente adiabático , sin cambios apreciables en la salinidad, lo que conserva las características de la masa de agua.
8.4.
Dinámica cerca de la superficie
La tensión del viento soplando a lo largo de la superficie del mar provoca el movimiento de la capa de agua inmediatamente debajo de la superficie. Debido a la baja viscosid ad del agua esta tensión no se transmite a la totalidad del agua debajo de la superficie sino que se equilibra con la fuerza de Coriolis en una zona relativamente estrecha, de unos 10 a 200 metros de espesor. La capa de fluid o en la que tiene influencia el viento se llama capa de Ekman (observe la analogía con la capa límite planetaria en la atmósfera) y el movimiento neto de la masa de flu ido se llama transporte de Ekman. Debido a la deflexión de la fuerza de Coriolis, la velocidad del agua en la superfi cie forma un ángulo de unos 45° con la dirección del viento, hacia la derecha en el hemisferio Norte y hacia la izquierda
CAPÍTULO
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_ ~ETE OROLOGÍA
CAPÍTULO 8. EL OCÉA lO y EL CLIMA
185
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en el hemisferio sur. El transporte de Ekman no se realiza tampoco en la dirección del viento sino que forma un ángulo de 45° hacia la derecha en el hemisferio norte, y hacia la izquierda del viento en el hemisferi o sur (ver figura 8.5). La cantidad de agua transport ada en esta capa de agua depende sólo del viento y de la fu erza de Coriolis y es independiente del espesor de la capa de Ekm an y de la viscosidad del agua. Cuando se t ienen en cuenta escalas de longitud grandes, hay zonas donde el transporte de Ekman converge y otras donde diverge lo que genera corrientes verticales. Esto es lo que ocurre en la zona costera cuando el viento sopla paralelamente a la misma como se muestra en la figura 8.6. El transporte de Ekman puede producir zonas de afloramiento de agua profunda a la superficie (upwelling) y zonas en las que el agua superficial se hunde (downwe lling ). A lo largo de la costa oeste en Suramérica, donde prevalecen los vientos del sur durante el verano , la corriente en el océano se aleja de la costa. Como resultado hay una succión que hace que el agua cerca de la costa en el Perú esté muy fría. Un comportamiento similar se observa en la mayoría de las costas oceánicas, aunque el caso de Suramérica es mucho más conocido porque los vientos que prevalecen están suj etos al fenómeno conocido como el Niño.
186
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA b)
a)
Figura 8.6: En azul la dirección del viento y en rojo la corriente oceánica inducida. a) Afloramiento (upwelling) en el hemisferio norte por efecto del viento. b) La situación se invierte cuando cambia el sentido del viento para producir hundimiento de las aguas superficiales ( downwelling ).
8.4.1.
El Niño
Uno de los patrones del clima que mejor se ha llegado a reconocer y entender es el fenómeno del N iño, también llamado Oscilación Meridional el Niño. Es una oscilación de la temperatura oceánica y atmosférica, que rompe el equilibrio entre el viento y las corrientes oceánicas, y que se repite con un periodo irregular comprendido entre tres y siete años. Crea una situación "anómala" que tiene un enorme impacto en la meteorología local con repercusiones a escala global. T iene lugar en el Pacífico Sur, en la región dominada por el anticiclón y el giro del mismo nombre. En un año normal, los vientos alisios soplan hacia el oeste arrastrando el agua caliente superficial desde la costa del Perú hacia Australia y Nueva Guinea, formando la corriente Ecuatorial Sur. Este agua cálida se acumula en Indonesia en la llamada piscina ecuatorial , donde se alcanzan las mayores temperat uras del océano. Un complejo sistema de corrientes lleva agua de esta zona hacia el sur, hasta encontrar la corriente Circumpolar Antártica que conforma la parte sur del giro del Pacífico Sur. Al llegar al continente americano la corriente se desvía hacia el norte formando la corriente fría de Humboldt que transcurre paralela a la costa de Perú. A esta corriente se añade el agua fría que aflora por upwelling a lo largo de la costa sudamericana por la acción de los vientos del sur. Estas aguas frías son ricas en nutrientes y fomentan el crecimiento de plancton con el consiguiente aumento de la población de peces y aves. Cuando aparece el fenómeno de El Niño, la circulación general de esta zona se debilita. Comienza por los vientos alisios que dejan de
CAPÍTUL soplar con ecuatorial la corriente hibirse el al! Ecuador se tador en la región expe originan im catastrófi co Los efecr fenómeno Pacífico occi sequías en A regiones de . la probabi li la formación El N iño el clima. En la oscilación Decenal del ximadameme tierra.
Resumen
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CAPÍTULO 8. EL OCÉANO Y EL CLIMA soplar constantemente en la misma dirección. Disminuye el t ransporte ecuatorial de agua caliente superficial hacia el oeste y también decae la corri ente de Humbold t , que puede incluso llegar a invertirse. Al inhibirse el afloramiento de agua fría, las aguas costeras de Perú y de Ecuador se calientan anormalmente , lo que t iene un impacto devastador en la pesca y trae consigo un aumento de la evaporación . La región experimenta un intenso incremento de las precipitaciones que originan importantes inundaciones. El impacto de El Niño es, pues, catastrófico en la costa de Suramérica occidentaL Los efectos del liño se notan en otras partes el mundo. Cuando este fenómeno es muy intenso, se incrementa la corriente de chorro sobre el Pacífico occidental y cambia de dirección hacia el este , lo que conlleva fnertes tormentas invernales en California. También cansa importantes sequías en Australia, Indonesia y, al debili tar los monzones, en extensas regiones de Asia meridionaL Parece ser que la aparición del Niño baja la probabilidad de formación de huracanes en el Atlántico y aumenta la formación de ciclones y de tifones en el Pacífico. El Niño no es el único caso de oscilación térmica observada en el clima. Entre otras, podemos citar la oscilación del Atl ántico Norte, la oscilación de la Zona de convergencia intert ropical y la Oscilación Decenal del Pacífico (ODP ). A estas oscilaciones se les atribuye aproximadamente el cincuenta por ciento de la variabilidad del clima en la tierra.
Resumen • Los océanos juegan un papel muy importante en el balance energético globaL La circulación oceánica es responsable de aproximadamente la mi tad del fluj o de calor transportado desde el Ecuador a los polos. El océano tiene una enorme inercia térmica debido a que su capacidad calorífica es dos órdenes de magnitud mayor que la continentaL • El agua de mar es una mezcla de 96,5 % de agua pura y 3,5 % de otros materi ales, tales como sales, gases disueltos, sustancias orgánicas y partículas sin disolver. Atendiendo a la variación con la profundidad de la salinidad , la temperatura y la densidad , el
187
188
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA -
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-
fu no frico nari gra.. que
(a) Situación normal • El \ arra
(b) Situación Ell\iño Figura 8.7: Esquema de la zona ecuatorial del Pacífico Sur entre Suramérica e Indonesia. Los colores indican temperaturas superficiales del agua, las flechas negras los vientos, y las flechas azules y blancas las corrientes oceánicas. La figura está basada en una de NOAA j National Weather Service que se puede encontrar en la página http://w\Vw.elnino.noaa.gov/ océano se divide en t res capas. La primera es la capa de mezcla en las que las propiedades son uniformes debido al efecto del viento y el oleaje. Las propiedades de las aguas profundas son prácticamente constantes con la profundidad. Entre a mbas capas hay una tercera capa de transición llamada según la propiedad física termoclina, haloclina o picnoclina. • Las fu erzas que intervienen en el establecimiento de las corrientes son la fu erza de cizall adura ejercida por el viento y la del gradiente de presión . La fu erza de Coriolis desvía la dirección de la corriente y la fuerza viscosa que tienden a frenarla. • Las corrientes se pueden clasificar de acuerdo con la profun d idad en corrientes superfi ciales y profundas. Las corrientes sup erficiales son originadas por el empuje del viento. Las corrientes termohalinas son originadas por el gradiente de presión debido a diferencias de temperatura y salinidad. • En el interior del océano, es decir , debajo de unos 100 m de pro-
no Ekni
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~ IETEOROLOGÍA
CAPÍTULO 8. EL OCÉANO Y EL CLIMA fundidad y a más de 100 km de cualquier costa, las fuerzas de fricción se pueden despreciar. La circulación en el estado estacionario entonces es determinada por el equilibrio entre la fuerza del gradiente de presión horizontal y la fuerza de Coriolis. El flujo que resulta de este equilibrio se conoce como flujo geostrófico.
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• El viento arrastra por fricción el agua superficial , que a su vez, arrastra el agua de capas sucesivamente más profundas hasta aproximadamente los 100 m de profundidad. En esta capa las fuerzas que actúan son la fuerza de arrastre del viento , la fuerza de Coriolis y la fuerza de fricción. Como consecuencia del equilibrio de estas fuerzas se produce una corriente que actúa en una dirección que forma un ángulo de 45° con la fuerza de arrastre del viento. Esta capa en la cual el flujo no es geostrófico se conoce como la capa Ekman. El flujo neto a lo largo de la capa de Ekman forma un ángulo de casi 90° respecto a la dirección del viento. • Siguiendo los grandes anticiclones se generan corrientes en forma de giros circulares que se giran en sentido horario en el hemisferio Norte y en sentido inverso en el sur. Este sistema de corrientes está alterado por la circulación termohalina superficial. • La renovación de las aguas por debajo de la capa de mezcla se consigue mediante corrientes inducidas por diferencias de densidad, causadas a su vez por cambios en la temperatura (efectos térmicos) y en la salinidad (efectos halinos) . Esta circulación se conoce como circulación termohalina. La circulación resultante se conoce como cinta transportadora global. • La corriente superficial y la profunda están conectadas por zonas donde se produce hundimiento del agua densa, fría y de alta salinidad, en latitudes altas y por zonas donde se produce afloramiento. • Los vientos paralelos a la costa pueden inducir localmente movimientos verticales de las aguas oceánicas llamados afloramiento y hundimiento. En este fenómeno interviene el transporte de Ek-
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C LI MATOLOGÍA y METEOROLOG ÍA
man , y se produce cuando dicho transporte de Ekman encuentra como obstáculo la costa.
CAPÍTULO .
Problemru l. Estime la:
• Como ejemplo de la interacción atmósfera océano y de la globalización del sistema climático, se estudia el fenómeno de El Niño. Una oscilación térmica debilita la circulación del anticiclón del Pacifico Sur que a su vez afecta a la intensidad del giro oceánico. Este cambio implica variaciones meteorológicas en toda la región que se propagan hasta América y Australia.
media una pre atmósfera
2. Con los d capacidad 3. Enumere
Enlaces interesantes 1. Película sobre la estructura de la circulación general del océano
generada por la circulación termohalina < http: //sealevel.j pl.nasa.gov/ gallery/ tiffs/ videos j global-conveyor .mov> 2. Puede consultar la siguiente referencia [RIT06] Ritter, Michael E. The Physical Environm ent: an Introduction to Physical Geography. 2006. Enero de 2007. < http: //www.uwsp. edu/ geo/ faculty/ ritter/ geoglOl / textbook/ title _ page.html> en general , y también el capítulo relativo al océano: < http: //www.uwsp.edu/ geo/ faculty/ ritter/ geoglO1 / textbook/ coastal_ systems j ou tline.ht ml > 3. INASA] < http: //aquarius.nasa.gov/ education-salinity.php.psu >
rrientes 4. ¿Cómo
5. ¿Cuales
agua oceá.r
6. ¿A qué que la del : hundimie 7. Explique Norte. ¿ to de la
ITEOROLOGÍA
flman encuentra \. de la globabtlt"110 de El Niño. anticiclón del : giro oceánico. . toda la región
CAPÍTULO 8. EL OCÉANO Y EL CLIMA
Problemas y Cuestiones L Estime la masa total del océano considerando que la profundidad media es 3,8 km y la masa total de la atmósfera, suponiendo una presión media de 1,013 x 10 5 Nm- 2 ¿Cuál es la masa de la atmósfera en relación con la masa del océano? 2. Con los datos numéricos dados en la introducción , compare la capacidad calorífica global del suelo continental y del océano. 3. Enumere y explique las principales fu erzas que generan las corrientes en el océano.
PTal
del océano
4. ¿Cómo sería la circulación oceánica si no hubiera cont inentes? 5. ¿Cuales son los dos mecanismos por los que hay hundimiento del agua oceánica?
Ritter, Michael - Physical Geo-
6. ¿A qué se debe que la salinidad del océano Atlántico sea mayor que la del Pacífico? ¿Podría ser esta una razón de por qué no hay hundimiento de la corriente termohalina en el Pacífico Norte? 7. Explique la formación de afloramiento en el giro del Atlántico Norte. ¿Dónde espera encontrarlo: en la costa africana por efecto de la corriente de Canarias o en la costa americana por la corriente del Golfo.
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Capítulo 9 Clasificación climática
OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS • Distinguir entre clima y tiempo meteorológico. • Comprender las causas de la dificultad que entraña la clasificación climática. • Saber utilizar los índices y los climogramas para ident ificar el clima. • Cono cer los criterios utilizados en los distintos sistemas de clasificación de los climas. • Saber determinar un determin ado clima según los criterios de la clasificación de Kiippen.
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Capítulo 9 Clasificación climática
OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS • Distinguir entre clima y tiempo meteorológico. • Comprender las causas de la dificultad que entraña la clasificación climática. • Saber utilizar los índices y los climogramas para identificar el clima. • Conocer los criterios utilizados en los distintos sistemas de clasificación de los climas. • Saber determinar un determinado clima según los criterios de la clasificación de Koppen.
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CLIMATO LO GÍA y METEOROLOGÍA
9.1.
Introducción
La meteorología estudia la atmósfera y los meteoros o fenómenos atmosféricos, en un momento concreto. La climatología trata de las condiciones medias de la atmósfera y las características medias de los meteoros. Se p uede definir el clima de un determinado lugar como una descripción estadíst ica del estado atmosférico durante un largo período de tiempo. Pero veamos cada una de las partes de que consta esta definición. 1. El lugar. El clima se puede definir a distintas escalas espaciales
que van desde el microclima hasta el clima global. Se habla de micro clima de una zona cuando el clima es diferente al de otras zonas de alrededor. Se puede referir a áreas del orden de hectáreas (un jardín o un parque, por ejemplo) hasta unos kilómetros cuadrados (un valle, por ejemplo) . El macro clima se refiere a zonas que pueden tener desde el tamaño de una región al de un cont inente y, finalmente, del clima global, cuando nos referimos al planeta entero. 2. El periodo de t iempo. Varía considerablemente en un rango que se extiende desde decenas a miles o millones de años. Según la definición de clima dada por la OMM el período normal es de 30 años, pero cuando se estudia la variación del clima, como haremos en el capítulo siguiente, se ut ilizan unidades de tiempo cada vez mayores según nos alejemos en el pasado. 3. Est ado global de la atmósfera. Generalmente tenemos que restringirnos a unas pocas variables, tales como la temperatura y la precipitación, porque en muchas ocasiones son las únicas de las que se tienen datos. La descripción estadística es generalm ente sencilla y comprende el cálculo de valores medios y de su variabilidad, a t ravés de los valores extremos y de la distribución estacional y anual. El clima es, por lo tanto , un concepto abstracto, resultado de la integración de muchos elementos y que no se puede evaluar exactamente. Sin embargo, es un tema que despierta un enorme interés en la sociedad. La importancia del clima abarca muchos ámbitos de la actividad
CAPÍTUL humana. El den del clinl
Como ta de abor climas.
9.2.
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LOGÍA
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"3Il(}S
CAPÍTULO 9 CLASIFICACIÓN CLIMATICA humana. El tipo de suelo , la vegetación y la fauna de una zona dependen del clima. Recientemente se ha incrementado aún más el interés por el clima debido a la conciencia que ha tomado la sociedad de que la actividad humana está afectando al mismo. Como con cualquier otro fenómeno complejo que el científico trata de abordar, lo primero es intentar clasificar los distintos tipos de climas.
9.2.
La primera y más generalizada clasificación de los climas se debe a los griegos, que basándose en la temperatura dividían la Tierra en tres grandes zonas climáticas: tropical , templada y polar. Pero es a mediados del siglo XIX, con la publicación de los primeros mapas con la distribución de temperatura y precipitaciones, cuando surge la clasificación moderna del clima. Desde entonces, pueden observarse dos tendencias principales en la clasificación: las clasificaciones genéticas, basadas en las causas que generan la diversidad climática (radiación solar, circulación de la atmósfera, masas de aire, efectos topográficos, etc.), y las llamadas empíricas , basadas en datos climáticos directos , como la temperatura y la precipitación, o en índices, que son combinaciones sencillas de estos datos , como es, por ejemplo , la aridez. Mientras que las clasificaciones genéticas son cualitativas o descriptivas, la clasificación empírica es cuantitativa. Es claro que ambas clasificaciones tienen que ser complementarias, porque cualquier diferencia climática tiene que tener una explicación científica.
9.2.1.
de la inteen la sociedi" la actividad
Clasificación climática
Clasificaciones genéticas
Son sistemas explicativos que clasifican el clima según las causas que lo originan. Son difíciles de implementar porque no siempre hay una única causa para cada clima y, a veces , diferentes causas dan lugar a climas parecidos. Según el elemento del clima considerado se pueden distinguir principalmente dos grupos de clasificaciones genéticas: En primer lugar, las basadas en los factores climáticos o causas físicas y geográficas, de las que hemos tratado ampliamente en este
195
196
CLIMATOLOG ÍA y METEOROLOGÍA
curso. Un segundo grupo de clasificaciones genéticas toma como referencia las masas de aire que hemos estudiado en el capítulo 7 l . El clima de un determinado lugar depende de las masas de aire que lo cubren a lo largo del año. Hay también clasificaciones basadas en el balance energético de cada zona. 9.2.1.1.
CAPÍTULO de agua aum las grandes entre la temJ un año o de la atmósfera de masas de
Factores climáticos
En una determinada zona de la T ierra los factores que intervienen en la determinación del clima son: • la latit ud ,
de nieve, en determinan efecto en las
• la proximidad a grandes masas de agua o continentalidad, • las corrientes oceánicas, • los vientos predomin antes,
9.2.2.
e
• las posiciones permanentes de sistemas de altas/ bajas presiones, • la topografía y • la altitud. Aunque la influencia de estos factores en el clima se ha descrito a lo largo de este curso, haremos a continuación un breve repaso. El balance de energía en la superficie de la Tierra está determinado en primer lugar por la latitud , pero también depende de las características de la superficie como el alb edo , el calor específico y la evaporación. La temperatura del aire depende del balance de energía calorífica y también de otros factores como la dirección y fuerza de los vientos predominantes, de la altura del lugar sobre el nivel del mar y de la proximidad de masas de agua. La proximidad a grandes masas de agua hace que la temperatura superficial sea más uniforme porque la capacidad calorífica del agua es mucho mayor que la del suelo continental y también porque el vapor lA. N. Strahler fue uno de los impulsores de este sistema. Ver la referencia a su libro Geografía Física en la bibliografía.
Para clasJ unas de ter . de valores. q temperatura.. fresco y frío dida en un d u tilizar la pr áridos, semi ' clasificación d funcionalida
La mayori climas segú n. ha intentand de suelo, en I más utilizad integra todas como el efect clasificación d
CAPÍTULO 9. CLASIFICACIÓN CLIM.Á..TICA toma como rempítulo 7 1 . El de aire que lo basadas en el
que intervienen
de agua aumenta el efecto invernadero. Por el contrario , la lejanía de las grandes masas de agua aumenta la oscilación térmica o diferencia entre la temperatura más alta y la más baja registradas a lo largo de un año o de un día. También hemos visto que la circulación general de la atmósfera define zonas de diferente presión y que el desplazamiento de masas de aire interviene de manera decisiva en la distribución de la temperatura y de las precipitaciones en el globo. La altitud del lugar influye directamente en la temperatura, pero también modifica la importancia del efecto invernadero y, si las precipitaciones son en forma de nieve , en el albedo. La presencia de cadenas montañosas puede ser determinante en la distribución de la nubosidad , con el consiguiente efecto en las precipitaciones y en el balance energético.
9.2.2.
Clasificaciones empíricas
bajas presiones,
:3a descrito a lo repaso. está determidepende de las específico y la 1)'....laIlCe de energía y fuerza de los
la temperatura ",Jica del agua es porque el vapor ·er la referencia a
Para clasificar el clima de una forma empírica tenemos que elegir unas determinadas variables climáticas y sus correspondientes rangos de valores, que delimiten los distintos tipos de climas. Si tomamos la temperatura, por ejemplo, podemos definir el clima cálido, templado, fresco y frío según que la temperatura mensual media esté comprendida en un determinado rango de temperaturas. Igualmente, podemos utilizar la precipitación y clasificar los climas según la pluviometría en áridos, semiáridos, húmedos y muy húmedos. Como el resultado de la clasificación depende del criterio elegido tenemos que cuestionamos la funcionalidad de la clasificación. La mayoría de las clasificaciones empíricas agrupan los distintos climas según su efecto en una determinada característica climática. Se ha intentando clasificar los climas atendiendo a su efecto en el tipo de suelo, en la habitabilidad humana, etc., pero sin duda el efecto más utilizado ha sido la vegetación. La vegetación, de alguna forma, integra todas las características del clima. Si tomarnos la vegetación corno el efecto climático, es de esperar que el resultado de una buena clasificación climática coincida con la distribución de la vegetación.
197
198
CLIMATO LOGÍA y METEOROLOGÍA
9.2.2.1.
Clasificación climática en función de la temperatura
Las primeras clasificaciones del clim a se basaban en la temperatura. Según este criterio, como las isotermas globales siguen aproximadamente los paralelos geográficos, las zonas climáticas también se extienden a lo largo de ellos. Es conveniente tener en cuenta no sólo la temperat ura media sino la ampli t ud térmica y los valores extremos. Así pues, se considera la temperat ura mensual máxima o temperatura del mes más cálido y la temperatura mensual mínima o del mes más frío. Con estos valores los climas se pueden clasificar en: l. Climas sin invierno de latitudes bajas. Estos climas se caracte-
rizan porque la temperatura media mensual es siempre mayor de 18 oC. Se extiende aproximadamente entre los 30° de latitud N y S, pero su posición cambia debido a la presencia de los continentes y a las corrientes oceánicas. 2. Climas sin verano de latitudes altas . Se dice que un clima no
tiene verano cuando la temperatura mensual media no supera los 10 oC. Su límite queda, pues, determinado por la isoterma de 10 oC del mes más cálido, que coincide en el hemisferio norte con el límite que separa los bosques boreales de la tundra ártica. 3. Climas de lati tudes medias con verano e invierno. Esta zona está comprendida entre la isoterma de 18 oC del mes más frío y la isoterma de 10 oC del mes más cálido . Abarca prácticamente a todos los continentes excepto la región amazónica, la zona monzónica de la India y el centro de Africa.
Es claro que es una división demasiado general que no distingue , por ejemplo, entre las zonas desérticas y las húmedas que se encuentran en la misma zona climática.
9.2.2.2.
Clasificación climática en función d e la precipitación
Según la precipitación anual los climas se pueden clasificar en áridos (0-250 mm)2, semiáridos (250 - 500 mm), subhúmedos (500 2Recordemos que 1 mm equivale a 1 1/ m2
CAPÍTULO
1000 mm), hú Estos límit clasificación ( mát ica porq
9.2.2.3.
CI
Una forrru ratura y preci anual en un precisa si e y precipitaci
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ÍA
CAPÍTULO 9. CLASIFICACION CLIMÁTICA 1000 mm), húmedos (1000- 2000 mm) y muy húmedos (> 2000 mm). Estos límites de precipitación claramente definidos dan lugar a una clasificación que tampoco describe adecuadamente la diversidad climática porque, por ejemplo, iguala el clima árt ico con el desierto .
extremos. o temperatura del mes más
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no supera r la isoterma misferio norte ... tundra ártica. !'Do. Esta zona mes más frío y prácticamente la zona distingue , por
la precipita-
clasificar en ÚIDedos (500-
9.2.2.3.
Clasificación climática en función de índices
Una forma de mejorar la clasificación es la combinación de temperatura y precipitación. No es lo mismo una determinada precipitación anual en un clima cálido que en uno frío. La clasificación sería más precisa si se utilizara un a tabla de doble entrada con temperaturas y precipitaciones, y definir el clima con dobletes tales como: "secofrío" si se tiene que (O - 250 mm y O oC - 10 OC) o "seco-cálido" si (500 - 750 mm y 20 oC - 30 OC) . Si estuviéramos interesados en la vegetación como el efecto para valorar la eficacia de la clasificación climática, habría que tener en cuenta la variabilidad del clima. Para una misma precipitación anual , no es igual la vegetación adaptada a largos veranos secos y cálidos que la que se desarrolla en un régimen de precipitación uniforme. Para analizar la variabilidad se requieren datos medios mensuales, con el consiguiente aumento del número de tablas t emperatura/ precipitación necesarias. Otro factor decisivo para la vegetación es la aridez o sequedad del terreno. En primera aproximación, el balance hídrico en un terreno es simplemente el balance de la precipitación y de la evaporación. Sin embargo , la evaporación no es fácil de medir , de hecho, no es una magnitud que se mida en los observatorios meteorológicos, y hay que estimarla mediante índices. La mayoría de los índices se basan en que la evaporación depende de la temperatura. De ellos sólo mencionaremos los siguientes: El índice de Gaussen se define en función de la temperatura media mensual T(°e) y la precipitación media mensual p(mm) de manera que clasifica los meses en secos y lluviosos según la siguiente condición: si 2T > p mes seco, y SI 2T < p mes lluvioso.
199
200
C LIMATO LOGÍA y METEORO LOG ÍA
Este índice es el que se utiliza frecuentemente en los climogramas, como veremos a continuación. El índice racional de sequedad se defin e como Id = Rn/(Lp), donde Rn es el fl ujo neto de energía radi ativa, L el calor calor latente del agua y p la precipitación. Mide, por tanto, el cociente ent re la energía disponible para evaporar agua y el calor necesario para evaporar toda la precipitación. De esta manera, si hay desierto y si tundra. En el balance hídrico qu e define la sequedad también interviene la propia vegetación. Un índice que además de la evaporación tiene en cuenta el efecto de la transpiración de la vegetación, es el llamado índice de evapotranspiración potencial, (ETP) , que se define como la máxima evaporación posible cuando el suelo está completamente cubierto de veget ación, que se desarrolla con toda el agua que necesite. En función de este valor, que ya podernos imaginar no es fác il de medir , se puede definir un índice de humedad de la forma h = p/ E T P, donde p es la precipitación anual media en mm/ día. Otro índice de aridez es el debido a Koppen. En este caso, se define un valor umbral de precipitación Pe en función de la temperatura anual med ia T a, la precipitación anual media Pa, la temperatura med ia de los 6 meses de verano Ps Y la temperatura de los 6 meses de invierno Pw, de la siguiente form a: 2Ta si Pw 2: 2ps si Ps 2: 2pw Pe = 2Ta. + 28 { 2T + 14 otros casos a Este índice es el que se utiliza en la clasificación de Koppen, que es la única de la que nos ocuparemos en el resto del capít ulo. 9.2.2.4.
El climograma
Un climograma es una representación gráfica de la información climatológica anual en una zona determinada. En el eje de abscisas se representan los meses del año , en el eje de ordenadas izquierdo
CAP ÍTULO los promedi derecho los las preci pi tae línea. General man de acu 2T (°C) = p(n Con esta el pitación qued periodo húm de la de prec~ mos de precil se pierde el d el mencionad de más de le sentación de I en la figura
9.3.
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~ ~ETEO ROLO G ÍA
climogramas.
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la in formación eje de abscisa adas izquierdo
CAPÍT ULO 9 CLASIFICACIÓ N CLIMATICA los promedios mensuales de temperatura y en el eje de ordenadas derecho los promedios mensuales de la precipitación. Es frecuente que las precipitaciones se representen en barras y la temperatura con un línea. Generalmente, las escalas de temperatura y precipitación se toman de acuerdo con el índice de Gaussen, es decir, de manera que 2T(OC ) = p(mm), tal como hacemos en el climograma de la figura 9.3. Con esta elección de los ejes coordenados , cuando la curva de precipitación queda por encima de la curva de temperatura tendremos un periodo húmedo , y cuando la curva de temperatura queda por encima de la de precipitación tendremos un periodo de sequía. En casos extremos de precipitación, esta escala no es muy adecuada porque o bien se pierde el detalle de la variación de temperatura, como ocurre con el mencionado c1imograma de Mandang, donde una variación térmica de más de 10 oC pasa desapercibida, o bien se pierde la propi a representación de la precipitación, como en el termograma de Antofagast a, en la figura 9.7, en el que hemos tenido que modificar la escala.
9.3.
Sistema de K6ppen
El sistema de Kiippen o Koeppen es un sistema puramente empírico basado en observaciones de temperatura y precipitaciones, que son las dos características climáticas que se pueden medir más fácilmente y las que cuentan con registros históricos más largos. Fue propuesto a prin cipios del siglo XX , ha sido modificado posteriormente por el propio autor y completado por otros climatólogos como Geiger y Pohi. Int roduce un método cuantitativo que permite, conocido un conjunto cualquiera de datos, situar el correspondiente clima dentro de la clasifi cación. Reconoce la relación que existe entre el clima y la vegetación, y trata de que los distintos climas se correspond an con los tipos de vegetación. Es sin duda el sistema más utilizado. Divide los climas en los cinco grupos que se indican en el cuadro 9.l. Todos los grandes grupos est án clasificados según la temp eratura, a excepción del grupo B, que está definido por la aridez. Posteriormente se ha incluido un nuevo grupo llamado clima de montaña, que se denomina con la letra H, en el que se incluyen todas las zonas cuya
201
202
C LI MATO LOG ÍA y METEOROLOGÍA
Cuadro 9.1: Los grandes grupos de la clasificación climática de Kiippen. A
Climas lluviosos tropicales
La temperatura del mes más frío excede los 18 oC y la precipitación supera la evaporación
B
Climas secos
C
Climas templados húmedos
La evaporación supera la precipitación y no
E
Climas fríos húmedos
Climas polares o de nieve
Cuadro 9.2: según K6p~ grupo al qu Grupos
pru
hay excedentes de agua.
A - Tropical
Temperatura media del mes más frío es mayor que -3°C y menor que 18°C. Hay
B - Seco
verano e invierno .
D
CAPÍT li
Temperatura media del mes más frío es menor que - 3°C y la del mes más cálido mayor que 10°C.
C - Templat D - Frío
E - Polar H - Alta
ma
La temperatura media del mes más cálido es inferior a 10°C. No hay verano.
altitud sobrepasa un cierto umbral. Estos seis grupos se subdividen con la nomenclatura que se muestra en el cuadro 9.2. En la figura 9.1 present amos la distribución mundial de los climas según la clasificación de K6ppen , y en la figura 9.2 la distribución de los climas en la Península Ib érica. Clase A: 'fropical lluvioso Este grupo es el más caluroso. La temperatura del mes más frío es superior a 18 oC. Por la distribución anual de las precipitaciones se divide en tres t ipos: (Af) sin estación seca, (Am) con una estación seca corta y (Aw) con una estación invernal seca . • Clima tropical húmedo (Af) - No hay estación seca y la precipitación supera los 60 mm en el mes más seco (Pmin > 60 mm). Se da en latitudes bajas, cerca del Ecuador, como son la selva Amazónica, la cuenca del Congo en África y algunas zonas de Su matra y Nueva Guinea. Las temperaturas son altas, hasta 27 oC, con variaciones estacionales muy pequeñas, inferiores a 3 oC, que son menores que la variación diaria. Este régimen de altas temperaturas y abundantes precipitaciones a lo largo del año permiten el desarrollo de la llamada selva tropical húmeda. El clima de Mandang representado en la figura 9.3 muestra
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Figura 9.1: DÍ! La figura pro Hydrol. Earth sci.net/ ll / 163.
, fiEO ROLOGÍA
de Kiippen.
CAPÍTULO 9 CLASIFICACI6N CLIMÁTICA
Cuadro 9.2: Nomenclatura utilizada en las subdivisiones de los gr upos de climas según K6ppen. En las columnas segunda y tercera se indica entre paréntesis el grupo al que se aplica cada subdivisión.
-pitación y no
más fria es más cálido :DeS
más cálido
-.eano.
Grupos principales
Subdivisión por precipitación
Subdivisión por temperatura
A - Tropical
W - Árido o desértico (B)
h - árido caliente (B )
B - Seco
S - Semiárido o estepa (B)
k- árido frío (B)
C - Templado
f - húmedo (A,C,D)
a - verano caliente (C,D)
D - Frio
s - verano seco (A,C,D)
b - verano templado (C,D)
E - Polar
w - invierno seco
H - Alta montaña
m - monzónico (A)
(A ,C ,D)
c - verano frío (C,D) d - continental extremo (D) F - helado (E) T - tundra (E)
- tribución de
IDes más frío precipitaciones c una estación
seca y la pre• > 60 mm). D on la selva :-.mas zonas de altas, hasta inferiores a régimen de a lo largo del I*z'opi.cal húme-
Figura 9.l: Distribución de los climas según la clasificación de Kiippen. La figura procede de M. C. P eel, B. L. Finlayson and T. A. McMahon, Hydrol. Earth Syst. Scj., 11 , 1633-1644, 2007 (www.hydrol-earth-systsci.net / ll / 1633/ 2007/)
203
204
CLIMATOLOGÍA y METEO ROLOGÍA
CAP ÍTULO ,
Figura 9.2: Los climas d e la Península Ib érica según la clasificación d e K6p-
peno esta ausencia de estaciones y la alta humedad durante prácticamente todo el añ0 3 .
F igura 9.3: cliJ ponde a Mano anual es de de
• Clima tropical monzónico (Am). Corta estación seca, pero suficiente humedad como para mantener la tierra húmeda durante todo el año. La precipitación media en el mes más seco es inferior a 60 mm , exactamente cuando Pa ;:> 25(100 mm - Pmin) . Las lluvias se originan por vientos húmedos procedentes del mar que pueden ser de tipo monzónico o por alisios. La temperatura es bas tante uniforme todo el año. Como climograma típico representamos el de Cochin, en la costa sur de India, ver figura 9.4. • Clima tropical con estación seca o de sabana tropical (Aw) - A este clima le corresponde el 11 ,5 % de la superficie terrestre. Existe una estación seca en invierno y una estación húmeda en verano, con precipitación por debajo de los 60 mm en el mes más seco (Pmin < 60 mm) 4 En este clima la estación seca es lo bastante larga como para dar lugar a una t emporada datos de todos los climogramas representados en este capítulo proceden de "Tables of temperature, relative humidity and precipitation for t he world (1958)" Parts I through VI, Meteorological Office, Air Ministry of Great Britain" 4Si el mes más seco t iene lugar en invierno el clima es propiamente Aw, a diferencia del As en el que el mes m ás seco coincide con el verano . 3 L 08
F igura 9.4: ce 27,5 oC con I anual es de 2!
CAPÍTULO 9. CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA
205
Mandang, Nueva Gu inea, 5° 14' S ( 6 m)
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Figura 9.3: climograma típico de clima t ropical húmedo (Af), corresponde a Mandang La temperatura media es de 27,5 oC, la vari ación anual es de de 10,5 oC y la precipitación anual de 1076 mm.
n seca, p ero hú meda dumás seco es Conchin , India, 9° 58' N (3 m)
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Figura 9.4: Clima (Am) de Conchin (Indi a). La temperatura media es 27 , 5 oC con una variación anual de 3, 5 oC y la precipitación media anual es de 2926 mm.
206
C LIMATOLOGÍA y METEO RO LOGÍA
CAP ÍTULO El Cai ro. ¡
San J ose, Costa Rica, 09° 56' N , (1146 m ) ' 00
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Figura 9.5: Clima Aw. San José, Costa Rica, temperatura media 20 oC, con variación de 2,5 oC .. Precipitación anual de 1793 mm.
de sequía, que hace que la vegetación sea la típica de la sabana, esto es, compuesta de hierbas altas y árboles resistentes a la sequía. El climograma de San José, Costa Rica, en la figura 9.5 es un ejemplo de este tipo de clima.
9.3.1.
•
..
•
•
Figura 9.6: C · pondiente a variación anu
Estepa (BSh) una variación
I
tos del el de Ka
Climas secos (grupo B)
Estos climas se caracterizan porque la evaporación supera la precipitación. Este grupo se subdivide según la aridez en dos tipos: desierto (BW) o zonas áridas, cuando la precipi tación anual media cumple que Pa < 5 Pe; Y estepa o cli ma semiárido (BS) cuando 5 Pe < Pa < 10 Pe · Hay una tercera división que diferencia entre climas fríos (k) Y cálidos (h), según que la temperatura media anu al sea o no inferior a 18 oC. La mayor extensión climática corresponde a los desiertos cálidos con el 14,2 % de la superficie terrestre. En t otal son, pues, 4 tipos de clima seco. Para describirlos, los agrupamos por temperat ura, que se corresponde aproxim adamente a su latitud.
• Climas de estepa y desierto tropicales (BWh, BSh). Se encuent ran situados entre los 15° y los 35° de latitud, bajo la zona de su bsidencia de la celda de Hadley, dominados por los grandes anticiclones continentales. Ejemplos son los extensos desier-
encuem de este sia y las climas
• Climas tran en Ejempl Atacama que loc tos dese hacia el tempera la variad
_ IETEOROLOG ÍA
El Cairo, Egipto , 29° 5 1'N, (116 m )
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207
CAPÍTULO 9. CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA
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Mont.errey, México, 25° 40' N, (556 m)
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Figura 9.6: Climas secos tropicales. (a) Desierto seco (BWh) correspondiente a El Cairo , la temperatura media es de 22 oC, con una variación anual de 15 oC, y una precipitación anual de 27,5 mm. (b) Estepa (BSh) de Monterrey, la temperatura media es de 21 , 5 oC, con una variación anual de 14 oC, y una precipitación anual de 559 mm. tos del Sahara, Arabia, Irán, Paquistán, el de Sonora en México, el de Kalahari en África y el de Australia. El aire se calienta en su descenso adiabático haciéndose muy seco. Las lluvias son muy poco frecuentes, pero pueden ser intensas debido a borrascas de convección que aportan en un sólo episodio más precipitación que el total de varios años. La diferencia entre ambos tipos de climas es que la estepa t iene algo de vegetación, debido a que se encuentran a mayor altitud, en mesetas o altiplanicies. Ejemplos de este clima de estepa son la Patagonia, las estepas de Eurasia y las llanuras norteamericanas. Climogramas típicos de estos climas se muestran en la figura 9.6. • Climas secos fríos (BWk) y (BSk). Los primeros se encuentran en las costas occidentales entre los paralelos 10° y los 33°. Ejemplos de climas BWk son el desierto del Namib en África, Atacama en Chile, la costa marroquí o la baja California. Aunque localizados muy cerca del mar son secos, porque los vientos descendentes y, por tanto , calientes soplan mayoritariament e hacia el mar. Se diferencian de los climas desérticos en que las temperaturas son relativamente más bajas (unos 5 OC) Y en que la variación térmica anual es inferior debida a la proximidad al
208
C LI MATOLOGÍA y METEOROLOG ÍA Antofagasta, Chile, 23 ° 42' S, (94 m)
·•
Ankara., 'furquía , 39° 57 ' N (860 m ) ~
• Cf, clima
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(a)
CAPÍTULO 9.
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rh-rfr. , (b)
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Figura 9.7: (a) Clima BWk. La temperatura media anual en Antofagasta es de 17 oC, con una variación anual de 7 oC, y una precipitación de 1,8 mm. Nótese que en este caso hemos ampliado la escala de precipitación. (b) Clima (BSk). En Ankara la temperatura es 11,6 oC, la variación anual es 23 ,5 oC y la precipitación de 342 mm.
zonas de tales o cc:lde~
océano. Además de estos desiertos costeros, hay otros desiertos que son fríos por estar situados en latitudes mayores, como es el caso de los desiertos de Turkestán y Gobi en Asia y el de Nevada y Utah en EEUU. Los climas semiáridos fríos (BSk) están situados en zonas de gran alt it ud formando estepas con precipitaciones comprend idas entre 250 y 500 mm. Para ilustrar estos tipos de climas secos fríos en la figura 9.7 se muestran dos climogramas representativos.
9.3.2.
Climas templados (grupo C)
La temp eratura media del mes más frío se encuent ra entre 18 oC de máxima y -3 oC de mínima. Hay una primera clasificación según la estacionalidad de las precipitaciones en: • Cs, clima templado con verano seco PSrnin Y P Smin < 400 mm).
(PSmin
• Cw, clima templado con invierno seco lO Pwrnin)'
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PWmin, PWmax
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• C limas nos suaves y entre 27 oC taciones son precipitación quía inverna¡ y de clima representan • Clima
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~ I ET EO ROLOG ÍA
CAPÍTULO 9. CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA
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t - - - - - - , .•
• Cf, clima templado sin estación seca, cuando no es Cs ni Cw.
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. otros desiertos ayores, corno es Asia y el de Nemos (BSk) están
la fig ura 9.7 se
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entre 18 oC ..a5ificación según
Estos climas se subdividen, a su vez, según la temperatura del verano en: a (verano caluroso), b (verano cálido) y c (verano frío). Para describir est a variedad de climas los agruparnos en los tres grupos siguientes: • Climas marítimos de la costa occidental (Cfb, Cfc) . Se caracterizan porque no tienen estación seca y las temperat uras son suaves y sin grand es variaciones anuales. Se extienden desde los 40-60° de latit ud , a la que le correspondería un clima mucho más frío del que tienen. Este calentamiento es debido a qu e las zonas de este clima están situadas cerca de las costas cont inentales occidentales en Hemisferio Norte, bajo la influencia de las corrientes calientes del Atlánt ico y del Pacífico. La costa noruega se ve libre de hi elos durante todo el año aún sobrepasando el círculo ártico. También se encuentra este clima en las costas orientales de Australia y el sur de África. Los climas Cfb tienen un verano más cálido y estaciones más proporcionadas de duración. En los climas Cfc, situados más al norte, no hay primavera ni otoño, y el largo invierno desaparece bruscamente en junio para dar paso a un verano fresco. Ej emplos de estos climas son el de Burdeos (Cfb ) y el de Islandia (Cfc), que se muestran en la fi gura 9.8. • Climas húmedos sub tropicales (Cfa, Cwa). Tienen inviernos suaves y veranos calurosos, con temperaturas comprendidas entre 27 oC y 32 oC. En el caso de los climas Cfa las precipitaciones son abundantes y bastante uniformes, mientras que la precipitación de los Cwa es estacional con un corto peri odo de sequía invernal. Ejemplo de clima Cfa es el de Louisiana, EEUU, y de clima Cwa el de Allahabad, India, cuyos climogramas se representan en la figura 9.9. • Clima mediterráneo (Csa, Csb)
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PSmin l PSmax
>
Se caracteriza por tener veranos secos e inviernos húmedos. La sequía estival está asociada a la influencia de las altas presiones de los sistemas ant iciclónicos semipermantes. La temperatura en
209
210
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
Burdeos, Francia, 45° 50' N, (48 m)
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Figura 9.10:
Figura 9.8: Climograma de Burdeos (Cfb), la temperatura anual media es 13 oC, con una variación de 15, 5 oC y una precipitación anual de 826 mm. El clima de Reykjavik es (Cfc) , la temperat ura anual media es 5 oC, con una variación de 11 , 5 oC y una precipitación anual de 856 mm.
Allahabad, India, 27° 17' N (98 m)
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de Oporto es anual media de anual de 1120
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Figura 9.9: Clima subtropical húmedo (Cwa) de Allahabad (India), donde la temperatura media es de 26 oC, la variación anual de temperatura es de 20 oC. La precipitación media anual es de 859 mm presenta un máximo en verano y una estación seca en invierno, am-
bas controladas por el monzón. El clima de Nueva Orleáns (Cfa) es húmedo todo el año, con temperatura media de 15 oC, variación anual de temperatura de 22,5 oC y precipitación media anual 1216 mm.
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del tipo marít im lidad anual y a los del tipo C
• Climas criterio:
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CAPÍTULO 9. CLASIFICACION CLIMÁTICA Sevilla, España, 37° 29' N, (30 m)
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Figura 9.10: Climograma de Sevilla como ejemplo de clima mediterráneo con verano cálido (Csa) . La temperatura anual media de 18, 8° C, con una variación de 18 oC y precipitación anual de 589 mm. El clima de Oporto es mediterráneo con verano fresco (Csb), su temperatura anual media de 14, 2 oC, con una variación de 10 oC y precipitación anual de 1120 mm.
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verano varía entre suave y calurosa y los inviernos son fríos sal va que la zona está situada cerca del mar. En la figura 9.10 se muestra, como ejemplo de clima mediterráneo con verano caluroso, el climograma de Sevilla y, como ejemplo con verano fresco, el de Oporto.
57" N, (2 m)
E
·E
9.3.3.
Climas fríos (Grupo D)
La temperatura del mes más frío es inferior a - 3 oC y la del mes más cálido supera los 10 oC. Están nevados gran parte del año. Desde las costas hacia el interior de los continentes se aprecia un a gradación del tipo marítimo al continental con progresivo aumento de la variabilidad anual y diaria de la temperatura. Se clasifican de forma similar a los del t ipo C en los siguientes grupos: • Climas fríos con verano seco (Ds) , definidos por el siguiente criterio: PSmin < PWmin , PWmax > 3 PSmin Y P Smin < 40 mm . • Climas fríos con invierno seco (Dw), definidos por PSmin Y P Smax > 10Pwmin ·
PWmin
<
212
C LI MATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO
• Climas fríos con precipitación uniforme (Df), los qu e no son Ds ni Dw, es decir, aquellos cuya precipitación no cumple ninguna de las dos condiciones anteriores. Con una tercera letra se indica la estacionalidad de la temperatura según el siguiente código: (a) con verano cal uroso, (b) verano templ ado. (c) frío (c) y (d) invierno muy frío y verano frío. Para describir estos climas los agrupamos en los dos grupos siguientes: • Tipo continental húmedo (Dfa, Dfb, Dwa, Dwb). La temperatura experimenta grandes variaciones estacionales, siempre con inviernos muy fríos y con veranos que varían de fríos a cálidos. El frío en el interior del continente es muy intenso , Verkhoyansk (-50 OC). Los veranos son verdaderamente cálidos, con medias superiores a los 18 oC. Las precipitaciones tienden a alcanzar un máximo en la estación estival con inviernos secos (Dwa, Dwb), característica que los distingue de los climas (Dfa, Dfb) donde la precipitación es más uniforme. • Subártieo (Dfe, Dfd, Dwc, Dwd) Las temperaturas tienen un rango de variación estacional muy grande y prácticamente no hay primavera ni otoño, pasand o de un largo invierno a una breve estación estival. La precipitación invernal es en forma de nieve y según su abundancia pueden permitir el desarrollo de los bosques boreales de coníferas en el Norte de América y en la taiga asiát ica. En la fi gura 9.11 se muestran tres climogramas representativos de estos climas fríos.
9.3.4.
El clima polar (E)
Se define porque la temperatura media mensual máxima Tmax es menor de 10°C. Se subdivide en dos tipos: • Clima de tundra (ET) , delimitado por la condición O°C Tm ax < 10°C.
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• Clima de hielo perpetuo (EF), caracterizado por la condición de que Tmax ::; O°C.
Figura 9. 11 : Chi 27, 5° C Y preci media goC, \" bougamau (Dfc y precipitación
_ ETEOROLOG ÍA
213
CAPÍTULO 9 CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA
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Figura 9.11: Chicago (Dfa), temperatura anual media 9, GOC, variación anual 27,5°C Y precipi tación anual de 831 mm. P raga (DIb), temperatura anual media 9°C, variación anual 20, 5°C Y precipitación anual de 488 mm. Chi· bougamau (Dfc), temperatura anual media - D, 4°C, variación anual 35° C y precipitación anual de 1059 mm.
214
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOG ÍA
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Resumen
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Figura 9.12: e limogramas correspondientes al clima Polar (EF), Eismitte, temperatura anual media - 31°C, variación anual 35°C y precipitación anual de 104 mm; y a la Thndra (ET), Upernivik , temperatura anual media - 8, 3° e, variación anual 28°C y precipitación anual de 233 mm.
En el aire frío de las regiones polares hay muy po ca humedad , de manera que hay pocas precipitaciones. Sin embargo, la evaporación es incluso menor y estos climas no ll egan a ser desérticos. Ej emplos de este clima se mu estran en la figura 9.12.
9.3.5.
CAPÍTULO
Climas d e montaña
No es necesario ir al Polo Norte para experimentar un clima polar, también se puede subir al Kilimanjaro. La temperatura disminuye con la altit ud a una t asa de 1°C cada 100m, que equivale aproximadamente a viajar 100km hacia uno de los polos, es decir, aumentar la latitud aproximadamente 1°. El clima de montaña es bastante complejo, porque dentro de una misma altitud hay varios climas, dependiendo de la orientación respecto al sol, ladera de solan a o umbría. Así mismo, las vertientes a barlovento de vientos húmedos reciben más precipitación que la laderas a sotavento. En general, la oscilación térmica diaria es muy elevada debido a una menor densidad del aire y al po co efecto invernadero. La precipitación también varía considerabl emente segú n su localización.
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CAPÍTULO 9. CLASIFICACIÓN CLIMATICA
Resumen Hay dos t ipos de clasificaciones climáticas, las genéticas y la empíricas. Las clasificaciones genéticas atienden a las causas o factores que generan los distintos climas y son, pues, clasificaciones cualitativas y explicativas . Por el contrario , las clasificaciones empíri cas se basan en datos de temperatura y precipitación y son, por tanto, cuant itati vas y descriptivas. Los climas se pueden clasificar en fun ción de la temperatura, de la precipitación y de combin aciones de ambas variables. También se utilizan determinados índices climáticos que se definen a partir de estas variables y permi ten estimar la sequedad , la aridez, etc. Entre las clasificaciones empíricas la más utilizada es la de Ki:ippen. Esta clasificación divide el clim a en seis grandes grupos designados con una primera letra mayúscula, que son: Climas lluviosos tropicales (A), Climas secos (B), Climas t emplados húm edos(C), Climas frío s húmedos (D ), Climas polares o de nieve(E) y climas de alta montaña (H). Excepto el grupo B, qu e se caract eriza por la aridez, los demás grupos se definen por su temperatura. Con una segunda letra se distinguen los climas según la precipitación y con un a tercera letra según la temperatura. Para an alizar los climas es útil representar las variables de temperatura y precipitación a lo largo del año mediante c1imogramas.
215
216
CLIMATOLO GÍA
y
METEOROLOG ÍA
2. Con los / climate E uropa. I clima. T tales co
Cuadro 9.3: Datos de Nueva Delhi. E
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A
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J
A
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22
18
14
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194
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22
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8
Cuadro 9.4: Datos para de Madrid Barajas E
F
M
A
M
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J
A
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9
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14
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mm
33
34
23
39
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11
12
24
39
48
48
Cuestiones 1. Si la temperatura dep ende de la latit ud, los climas m ás cálidos de la Tierra estarían situados en el Ecuador. ¿Cierto? 2. ¿Qué son los climas sin verano? 3. ¿Hay algún otro criterio además de la precipitación anual en la clasificación de los climas secos? 4. ¿Por qué no hay climas tipo D en el hemisferio sur? 5. ¿Cuál es la fun ción de la vegetación en la clas ificación de Kappen?
Problemas 1. Realice un clim ograma con los datos de las cuadros 9. 3 y 9.4: ¿Puede identificar en el climograma una estación seca? ' Datos de la página:
CAPÍTULO 9.
5
.ETEO ROLOG ÍA
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CAPÍTULO 9. CLASIFICACIÓN CLIMAT ICA
5
217
Capítulo 10 Cambio Climático
OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS • Conocer las técnicas m ás utilizadas para obtener datos sobre el clima del pasado. • Comprender el clima como un sistema global, identificar las partes de que se compone y la interacción entre ellas. • Conocer las causas naturales de la variabilidad del clima y saber describir cómo cada una de ellas afecta al cambio climático. • Comprender el efecto del hombre en el cambio climático reciente.
219
220
CLIMATOLOG ÍA y METEOROLOG ÍA
10.1.
Introducción
El cambio climático es un tema de actualid ad que ha despertado un inusitado interés en la opinión pública. Es un problema que se presta a interpretaciones interesadas , que van desde minimizar su importancia hasta el catastrofismo. Indudablemente es un problema importante cuya solución necesariamente pasa por el conocimiento riguroso y objetivo del problema desde un punto de vista científico. El objetivo de este capítulo es proporcionar al alumno los conocimientos básicos sobre el cambio climático. En la introducción del capítulo 9 hemos apuntado algunas diferencias entre tiempo atmosférico y clima, pero vamos a insistir de nuevo porque se tiende fácilmente a confundir ambos conceptos. Concretamente en lo que se refiere al plazo de las predicciones y al significado de la estadística. En meteorología, las predicciones se realizan a muy corto plazo, como máximo una semana o diez días. La razón de esta in capacidad para predecir el tiempo a más largo plazo se debe a que las ecuaciones que gobiernan la evolución de la atmósfera son no lineales y pueden tener soluciones caóticas. Esto significa, entre otras cosas, que las ecuaciones presentan sensibilid ad a las cond iciones iniciales, es decir, que cualquier perturbación, por pequefta que sea, en las condiciones iniciales puede crecer exponencialmente cambiando la evolución del sistema. En los últimos aftas se ha prod ucido un incremento sustancial en la mejora de la toma de datos meteorológicos y en la potencia de cálculo y calidad de los programas que permiten la predicción meteorológica. Pero, sea cual sea la precisión con la que se integre la solución de las ecuaciones o la finura de la mall a de puntos sobre los que se conozcan las variables meteorológicas, la evolución del sistema atmosférico está suj eta a variaciones que hacen impredecible el tiempo. En resumen, el tiempo atmosférico es variable por razones intrínsecas. El clima se puede entender como el estudio estadístico del t iempo atmosférico. En climatología, los datos de las variables que determinan el clima se obtienen de promedios tanto espaciales como temporales, de la secuencia temporal del tiempo meteorológico. Hemos visto que el clima depende no sólo de los valores medios de las variables meteorológicas, sino también de la distribución estacional, anual, etc, de las
CAPÍTULO mismas. Por podríamos do de tiem estadístico. go de la hist actualmente Para ente cardar que en hay una serie que en realida logía, es una que cambian que la distrib composición para entender hay que tener Una for ma ca, es conside nismos pro pi condiciones de
10.2.
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CAPÍTULO 10.
CAMBIO CLIMÁTICO
mismas. Por lo tanto, desde un punto de vista puramente estadístico podríamos pensar que el clima sólo cambia por la elección del periodo de tiempo y la ext ensión espacial elegida para realizar el análisis estadístico. Sin embargo, sabemos que el clima ha cambiado a lo largo de la historia de la Tierra y tenemos indicios claros de que está actualmente cambiando. Para entender las causas del cambio clim ático es conveniente recordar que en las ecuaciones que determinan el tiempo meteorológico hay una serie de parámetros que hemos considerado constantes, pero que en realidad no lo son. En la escala temporal relevante en meteorología, es una buena aproximación tomar como constantes parámetros que cambian muy lentamente. Por ejemplo, es razonable considerar que la distribución espacial de los continentes, la constante solar o la composición de la atmósfera son parámetros constantes. Sin embargo , para entender la evolución del clima desde la formación de la Tierra, hay que tener en cuenta la variación temporal de estos parámetros. Una forma equivalente de abordar el problema del cambio climático, es considerar la Tierra como un sistema climático, con unos mecanismos propios que regulan su evolución, y que está sometido a unas condiciones de contorno externas.
10.2.
El sistema climático
El planeta Tierra se puede entender como un sistema climático global, a veces llamado sistema Tierra, que está formado por la atmósfera (parte gaseosa que rodea la T ierra), la hidrosfera (océanos y otras aguas tanto su perficiales como subterráneas), la criosfera (hielos y nieves) , la litosfera (continentes) y la biosfera (conjunto de los seres vivos). A este sistema hay que añadir el Sol cuya radiación solar suministra la energía que mantiene el sistema en movimiento. El sistema Tierra no está aislado, sino que se ve afectado por agentes externos que modifican sus condiciones de contorno y que influyen en su evolución. Cuando un agente externo cambia, el sistema climático evoluciona para adaptarse al cambio. En este sentido, el cambio climático es la respuesta del sistema a la modificación de la condiciones de contorno. El cambio se produce a través de las interacciones
221
222
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTll
entre las partes que componen el sistema climático. Unas veces, las distintas partes del sistema actúan de forma tal que originan un proceso de realimentación que amplifica la perturbación inicial, y en otras ocasiones, por el contrario, el proceso de realimentación es negativo y se amortigua la perturbación. Los principales agentes o causas del cambio son: la variación de la actividad solar, los cambios en la órbita terrestre, la deriva de los continentes y los cambios en la composición de la atmósfera. Hay muchos mecanismos de realimentación, pero mencionaremos los debidos a la dependencia del albedo y de la evaporación con la temperatura, y las interacciones del océano y la biosfera con la atmósfera. El cambio es, así , una característica propia del sistema climático, que está en permanente evolución en respuesta a los cambios que se producen en los agentes externos. Sin embargo, en los últimos cincuenta años se está produciendo un rápido calentamiento global, causado en su mayor parte por la actividad del hombre, que es a lo que generalmente nos referimos como cambio climático.
XVII y se o menos p desde e a porque en carácter
10.3.
Historia del clima
El clima cambia, pero no sólo ahora por efecto de la actividad humana, sino que ha evolucionado continuamente desde el origen del planeta. El conocimiento de la evolución del clima en el pasado t iene interés porque nos enseña el comportamiento del sistema climático cuando está sometido a distintas condiciones de contorno. Su estudio se basa en el análisis de restos de diversa naturaleza que de alguna forma reflejan las condiciones climáticas en la época en que se formaron . En esta sección vamos a describir brevemente algunas de las técnicas que se emplean para obtener datos de estos restos históricos, y de los mecanismos involucrados en la evolución del clima. No pretendemos, pues, dar una historia secuenciada del clima en la Tierra.
10.3.1.
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Datos
Atendiendo a la naturaleza de los datos podemos dividir la historia del clima en tres partes , que resultan ser muy desiguales en duración. Desde el presente hacia atrás, la primera se extiende hasta el siglo
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CAPÍTULO 10.
CAMBIO CLIMÁTICO
XVII Y se caracteriza por la existencia de datos instrumentales, más o menos precisos, pero cuantitativos. Otra etapa es la que se extiende desde esa fecha hasta hace unos pocos miles de años , caracterizada porque en ella podemos encontrar datos históricos documentales de carácter cualitativo. Y por último, el llamado paleo clima que es la etapa anterior a la aparición del hombre civilizado y que se remonta en el pasado a miles de millones de años. Los datos instrumentales precisos son relativamente recientes y de ellos mencionaremos por su importancia las medidas de temperatura en la superficie terrestre desde 1880 y de la concentración de CO 2 en la atmósfera desde 1958. A partir de datos históricos encontrados en libros de viajes, apuntes contables en granjas, etc, se ha podido, por ejemplo, demostrar que la congelación estacional de ríos y lagos en el hemisferio norte se ha reducido unos 20 días en los últimos 150 años. Se han encontrado en el desierto del Sahara pinturas rupestres de hace 7000 u 8000 años que muestran herbívoros propios de climas mucho más húmedos que el clima actual. Otra fuente de datos es el crecimiento anual de los anillos de los troncos de los árboles, de cuyo espesor se puede deducir la precipitación anual en esa región. Solapando la secuencia de grosores de troncos de árboles vivos con otros ya secos, restos de vigas y otros objetos de madera, se ha podido obtener la precipitación anual desde hace unos 10 000 años. De los anillos se ha obtenido también información sobre la actividad solar a partir de la concentración de 14C . El átomo de carbono estable, 12C, está formado por un núcleo con 6 protones y 6 neutrones, pero hay un isótopo con 8 neutrones llamado 14C que es inestable y por lo tanto radiactivo, con una vida media de unos 5700 años. Recordemos que la vida media de un material radiactivo es el tiempo que tarda en reducirse a la mitad. Los organismos mientras están vivos fijan carbono con la misma proporción isotópica que hay en la atmósfera, aproximadamente un átomo de 14C por cada cien mil millones (10 11 ) de átomos de 12C. Cuando este ser muere va perdiendo progresivamente átomos de 14 C, que pasan a ser átomos de N, mientras se mantiene constante la cantidad de 12C. De esta manera, midiendo la concentración relativa de isótopos de carbono, se puede estimar la
223
224
CLIMATOLOGÍA y METEO ROLOGÍA
edad del organismo analizado. Esta técnica permite datar objetos de hasta 40000 años de antigüedad con una precisión de un 15 %. Pero además de su utilidad para datar, la concentración de 14C tiene otra importante aplicación. La formación natural del 14C se debe a choques de rayos cósmicos con átomos de nitrógeno atmosférico. Como el flujo de rayos cósmicos depende de la actividad solar, se puede relacionar la concentración de 14C con variaciones de la actividad solar. Conocida la edad de los anillos del tronco de los árboles, simplemente contándolos, se puede estimar la concentración de isótopos del carbono que había en la atmósfer a en esa época y determinar, de este modo, la actividad solar. La concentración de polen encontrado en sedimentos de lagos es una indicación de la distribución de la vegetación y, por tanto, del clima de una determinada zona. La ventaja del polen es que es muy resistente al paso del tiempo y su antigüedad se puede datar por su contenid o en carbono 14C. Igualmente, a partir de restos fósiles de animales y vegetales se pueden deducir las condiciones climatológicas de la época en que se generaron. Los sedimentos marinos son otra fuente de información para el paleoclima a través de la concentración relativa de isótopos de 180 y 16 0 que se encuentran en el carbonato cálcico de los restos de conchas de animales marinos y de los foraminíferos 1 A diferencia de lo que ocurre con el carbono 14, que es radiactivo, estos isótopos del oxígenos son estables. De esta concentración relativa, que refleja la que había en la atmósfera durante la vida de estos organismos, se puede deducir la cantidad de hielo que cubría en ese momento la Tierra. En efecto, las moléculas de agua formadas por 16 0 son más ligeras y por tanto se evaporan más fácilmente que las moléculas de agua más pesadas formadas por el isótopo 18 0 , de manera que también son más abundantes en el agua de la precipitaciones. Si la precipitación es en forma de nieve, ésta acumula más moléculas de agua ligera y consecuentemente la atmósfera se enriquece en moléculas pesadas. Med iante perforaciones en el hielo se extraen testigos cilíndricos. A partir del análisis de la composición de burbuj as de aire atrapadas en el hielo de los casquetes polares se obtiene información del contenido de dióxido de carbono, metano y otros gases de la atmósfera. La conlmicroorganismos con caparazón calcáreo .
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CAPÍTULO 10.
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CAMBIO CLIMÁTICO
centración de moléculas de agua pesada en el hielo está correlacionada con la cantidad de hielo terrestre, básicamente por las mismas razones que lo está la concentración relativa de isótopos de oxígen0 2 Una mayor concentración de CO 2 está relacionada con un incremento de la temperatura del agua de los océanos: la solu bilid ad de los gases en agua, a diferencia de lo que ocurre con los solutas sólidos , disminuye con la temperatura. De manera que un a um ento de la concentración de CO 2 está correlacionado con un incremento de la temperatura atmosférica. La antigüedad de las burbujas se deduce a partir del número de capas anuales que se han ido acumulando . Con la ayuda de estas técnicas aplicadas a testigos de hielo extraídos en la Antártida se ha podido reconstruir la temperatura de la T ierra y la composición de la atmósfera desde hace unos 400000 años .
10.4.
Causas naturales de la variación del clima
Una vez descritas las técnicas y métodos que se utilizan para investigar la evolución del clima, vamos a describir brevemente las causas por las que el clima varía.
10.4.1.
Variaciones de la órbita terrestre
• Excentricidad de la órbita. La órbita terrestre es una elipse en uno de cuyos focos está situado el Sol. Actualmente la excentricidad de la órbita es pequeña, e = 0, 017 3 , pero oscila entre 0,005 y 0,06 con un periodo de 100000 años. Esta oscilación es debida a la atracción gravitatoria de otros planetas de nuestro sistema solar. El efecto de la excentricidad sobre el clima viene dado por la variación de la distancia al Sol entre el punto más 2El agua pesada está formada por un átomo de oxígeno y dos átomos de deuterio, que es un hidrógeno con dos protones en su núcleo. Por tanto, el peso molecular de una molécula de agua pesada es 20 en lugar de 18 que es el peso molecular del agua normal. 3Si a y b son respecti vamente los semiejes de la elipse, la excentricidad se define como e = ) 1 - a2 j b2
225
226
C LI MATOLOG ÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTULO
u
~.
lejano, afelio, y el más cercano , perihelio. Cuando la T ierra está en el perihelio se encuentra 4,8 x 10 6 km más cerca del Sol que en el afelio, lo que hace que en el hemisferio norte los inviernos y los veranos sean algo más suaves que en el hemisferio sur. Como la distancia media de la Tierra al Sol es 149 x 106 km, esta variación representa actualmente un 3 %, lo que implica una variación del 6 % en la constante solar. En los casos extremos de excentricidad la variación anual en la distancia está comprendida entre el 1 % y el 11 %. • La oblicuidad del eje d e rotación terrestre. El eje de rotación de la T ierra actualmente forma un ángulo de 23,5° con la perpendicular al plano de la eclíptica. Este ángulo oscila entre 21 , 6° Y 24, 5° con un periodo de 40000 años. A esta inclinación se deben las estaciones. Cuanto mayor sea la inclinación del eje más extremas son las estaciones y mayor es la extensión de la zona intertropical. Una pequeña variación en la inclinación del eje prácticamente no afectaría a la insolación en la zona ecuatorial, pero ocasionaría la fu sión estacional de los casquetes polares . • La precesión del eje d e rotación terrestre. El eje de la Tierra está girando alrededor de un eje perpendicular a la eclíptica de manera parecida a lo que hace un trompo, en sentido contrario al de rotación y con un periodo de unos 25000 años. Este movimiento es debid o a la forma achatada del planeta. Su efecto sobre el clima es consecuencia de la modificación de la posición relativa de los solsticios y equinoccios respecto al afelio y perihelio. Actualmente el solsticio de verano está muy próximo al afelio, pero en un periodo de 6000 años será en el equinoccio de otoño cuando la Tierra pase por el perihelio y en 12000 años se habrán intercambiado la posición actual de los solsticios. Como estos ciclos orbitales t ienen diferentes periodos, el resultado conjunto de los mismos produce variaciones complejas tanto en la cantidad como en la distribución de la insolación sobre la Tierra, que pueden explicar el origen de los grandes glaciaciones que se produjeron en el Cuaternario. La relación entre los ciclos orbitales y el clima se conoce como teoría de Milankovich, que ha sido recientemente confirma-
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Figura 10.1: En verde la temperatura anual expresada en forma de diferencia con la temperatura media actual. En rojo la insolación según la teoría de Milankovich. La temperatura comienza en 1950 y se extiende hacia el pasado, datos de Petit, J.R. , Jouzel, J. , et al. , Nature 399,1999. La insolación se extiende en el futuro hasta dentro de 50000 años, datos de A. Beger, Rev. Geophys. 26, 1988 da por medidas basadas en la concentración relativa de isótopos del oxígeno en testigos de hielo de la Antártida, ver figura 10.l. Hacemos notar que el hecho de que se hayan encontrado correlaciones entre los ciclos orbitales y las glaciaciones no implica que éstos fueran la única causa del cambio climático .
10.4.2.
Deriva de los continentes
La dinámica de las placas tectónicas o litosféricas ha modificado la forma y distribución de los continentes y océanos a lo largo de la historia de la Tierra. La distribución de los continentes repercute en el clima global a través de dos procesos. Por una parte, porque la distribución continental conforma las corrientes oceánicas, que constituyen un eficaz modo de transportar calor desde la zona intert ropical a la zonas polares. Ejemplo de este fenómeno fue el calentamiento global que produjo la unión del continente americano por el Istmo de Panamá, cuando al aislar el Atlántico del Pacífico reforzó la circulación desde el Ecuador hacia los polos a lo largo de las costas americanas. Otro ejemplo , éste en sentido inverso, fue la separación en el Terciario de la Antártida de Asia y de Australia. Esta separación permitió la fo rmación de la corriente circumpolar, que actúa como barrera en el transporte de calor desde la zona ecuatorial al Polo Sur a originando el enfriamiento de la Antártida y la formación de un casquete de hielo.
22.
228
CLIMATO LOGÍA y METEOROLOG ÍA
Más importante es el efecto de la distribución planetaria de los continentes en el albedo. El albedo del océano depende fuertemente de la inclinación de los rayos solares. El agua en la zo na ecuatorial, donde la radiación incide casi perpendicularmente, tiene un albedo comprendido ent re el 2 y el 5 %, esto es, absorbe más del 95 % de la energía incidente. Cuando la radiación incide tangencialmente el albedo aumenta considerablemente hasta el 25 %, que es ligeramente superior al albedo del suelo continental (20 %) . Así , una distribución donde los continentes predominaran en la zona ecuatorial daría lugar a un clima global frío. En la historia de la T ierra, una distribución parecid a a ésta se dio con la Pangea r, en el Proterozoico superior (hace aproximadamente goo millones de años) , que se correspondió con el periodo más frío de toda la historia de nuestro planeta. De ese gran continente situado en la zona ecuatorial se formaron los cont in entes actuales , haciendo que la distribución continental se haya ido desplazando hacia los polos, lo que implica una disminución progresiva del alb edo planetario y el consiguiente calentamiento global. Se sabe que la formación del casquete polar fue posterior. ¿Cómo es este calentamiento compatible con las glaciaciones posteriores? La respuesta puede ser que el albedo planetario modifica la temperatura global , pero las glaciaciones son un efecto local asociado con el hecho de que sobre un continente cerca del polo es más fácil la formación de un casquete helado que sobre el océano.
10.4.3.
C a mbios en la composición de la atmósfera
• Activida d volcánica. Las erupciones volcánicas emiten cenizas y otros aerosoles que modifican el albedo de la atmósfera. La persistencia de esta pert urbación del albedo atmosférico es de pocos años y, por tanto , la escala de tiempo de los cambios climáticos que induce es del orden de decenas de años. Un ej emplo es la explosión del volcán Tambora en 1815 que originó tal bajada de temperaturas en el hemisferio Norte que 1816 se conoce como el año sin verano. Las erupciones volcáni cas depositan resid uos ácidos que pueden ser detect ados en los testigos de hielo . • Impacto de cuerpos celest es. Las consecuencias en el clima terrestre del impacto de un cuerpo celeste, cometa, asteroide
CAPÍT uL o me'
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CAMBIO CLIMÁTICO
Cambios de la actividad solar
Como se muest ra en la figura 10.2 la const ante solar no es tan constante después de to do , sino que presenta vari aciones. Podemos distinguir entre las pequeñas fluctuaciones caóticas reflejo del estado turbulento de la sup erficie solar, variaciones peri ódicas de unos 11 años asociadas a la actividad de las manchas solares y la rotación del Sol alrededor de su eje. En la fi gura se muestran claramente dos de estas oscilaciones en las que la energía varía aproximadamente en un 0,1 %. Hay además una aparente tendencia creciente de un 0,05 % por década como se observa en la figur a en el aumento del valor de los mínimos . Sólo hay medidas directas de la const ante solar desde 1980 pero de forma indirecta se ha podido estimar su valor desde finales del siglo XIX y parecen confirmar esta tendencia. La actividad solar está directamente relacionada con el número de manchas solares. Este es un fenómeno fácilmente observable y hay un
229
230
C LI MATOLOG ÍA y METEOROLOG ÍA
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registro de este número desde el descubrimiento del telescopio a principios del siglo XVII, que también presenta una clara regularidad en ciclos de 11 años, ver figur a 10.3. La variación de la constante solar en estos ciclos está comprendida entre el 0,1 al 0,2 %, y se han podido relacionar con cambios apreciables, 0, 5 - 1 °C, en la temperatura troposférica , como ocurrió entre 1930 y 1950. Esta correlación no se ha vuelto a observar probablemente porque la variación de temperatura está apantallada por el calentamiento global actual. A esta oscilación de 11 años de periodo se superponen otras oscilaciones o modulaciones 4 entre las que destaca la que presenta mínimos de actividad cada doscientos años. Estos mínimos coinciden con los periodos más fríos del últ imo milenio. Un ejemplo bien documentado es el Mínimo d e Maunder 1643 y 171 5, durante el que prácticamente no hub o manchas so lares, y que coincidió con el período más "Una descripción detallada de este problema se puede ver en Tile Sun and Climate, U.S . Geological Survey Fact Sheet 0095-00, http://pubs.usgs.gov j fs/ fs0095-00
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EOROLOG ÍA
CAPÍTULO 10.
231
CAMBIO CLIMATICO
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Figura 10.3: Numero de manchas solares desde 1610 al 2000 . Esta figura procede de http: //science.nasa.gov / ssl/ pad/ solar/ irnages/ ssn-yearly.jpg
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frío de la llamada pequeña edad de hielo porque fue una época de temperaturas invernales muy bajas 5 . Otros episodios de esta oscilación son el periodo de enfriamiento entre 1450 y 1510 (Mínimo de Sp6rer) y el descenso, menos acentuado, de la temperatura en el siglo XIX comparado con el XX. Hay un tercer ciclo con un periodo de 1000 años que hace que los mínimos de actividad solar se produzcan en los siglos intermedios de cada milenio, como es el caso de los mencionados mínimos de Sp6rer y Maunder. En los últimos cincuenta años se ha producido un incremento de la actividad solar, que tras alcanzar en 1990 su valor máximo está actualmente iniciando el descenso. Si este escenario se confirma, en la primera mitad del siglo XXI se produciría un enfriamiento similar al que se observó en el siglo XIX, que culminaría con un mínimo hacia mediados de este milenio. Además de estas variaciones en la actividad solar qu e producen cambios en el clima en una escala del orden de décadas a siglos, hay que tener en cuenta que el Sol es una estrella que también evolu ciona. En la escala de la edad de la Tierra, el Sol ha aumentando progresivamente su luminosidad. Hace 3000 millones de años el Sol emitía un 70 %-80 % de la energía que emite actualmente, lo que debería haber dado lugar a un clima extremadamente frío. Sin embargo, hay indicios de que ya existían océanos, lo que implica que la temperatura en esa época era parecida a la actuaL Esta es la ll amad a paradoja del sol débiL Una posible explicación de esta paradoja es la presencia de una atmósfera con un intenso efecto invernadero. Se estima que sería necesario una ' El río Támesis se heló 17 veces en el siglo XVII.
, CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTCL
proporción de dióxido de carbono entre 100 y 200 veces superior a la actual.
y detener corrientes ricanas. El la salinida. ella el COll5 Actuah manera Slll de evalu ar.
232
10.5.
Mecanismos de realimentación
Ya hemos visto varios ejemplos de mecanismos de realimentación relacionados con la dependencia del albedo con la temperatura, como son el caso de la superficie helada y la formación de nubosidad por aumento de la evaporación. Hay otros mecanismos de realimentación basados en al interacción de la atmósfera con el océano y la biosfera que describimos a continuación.
10.5.1.
Interacción atmósfera-océano
Un ejemplo de esta interacción es la generación de corrientes superficiales por el viento en los anticiclones semi permanentes. Igualmente el viento es causa de los afloramientos en las costas de Chile y Perú. Pero quizá el ejemplo más conocido sea la oscilación del Niño que vimos en la sección 8.4.1. Otro ejemplo de las consecuencias de la interacción atmósfera océano es la relación entre la temperatura y el nivel del mar, que , a su vez, puede modificar la intensidad de la corriente termohalina.
10.5.2.
Cambios en la circulación oceánica
Un ejemplo de la importancia de la circulación oceánica termohalina en el clima es el periodo conocido como Younger Dryas. Ocurrió hace unos 13000 años, en medio de un largo periodo cálido, que se vio interrumpido por un rápido enfriamiento de unos 1000 años de duración. Durante ese tiempo desaparecieron los bosques que poblaban Europa y se extendió por todo el continente una vegetación típica de la t undra, de la que han quedado restos del polen de Dryas Octopetala, una flor silvestre que ha dado nombre a la glaciación. La causa más probable de este enfriamiento súbito fue la llegada al Atlántico Norte de agua dulce proveniente de la fusión de los grandes glaciares que cubrían América del Norte. Este agua disminuyó la salinidad del agua en esa parte del océano hasta inhibir el hundimiento de agua
10.5.3.
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CAMBIO CLIMÁTICO
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10.5.3.
Absorción de gases por el océano
El mayor depósito de carbono en la Tierra está en forma de carbonato cálcico en los sed imentos del fondo marino y en los continentes. Otro gran depósito es el agua de los océanos, que actúa como un mecanismo regulador del CO 2 atmosférico. Se estima que el océano contiene unas 50 veces más CO 2 del que hay en la atmósfera, y que el océano ha absorbido aproximadamente un tercio del CO 2 emitido por el hombre a la atmósfera desde la revolución industrial. En est e proceso se pueden distinguir dos mecanismos: uno es la disolución de CO 2 en las aguas superficiales con el consiguiente transporte hacia aguas profundas a través de la corriente termohalina, y el otro es debido a la acción del fitoplancton. A diferencia de lo que sucede con otros gases como el nitrógeno o el oxígeno, el CO 2 disuelto reacciona químicamente con el agua del mar. El agua marina está saturada de carbonato cálcico, con el que reacciona el CO 2 para dar ácido carbónico liberando iones H+ que acidifican el agua. El pH del mar ha disminuido en 0, 1 durante el siglo pasado y se espera que disminuya 0, 3 - 0, 4 durante este siglo XXI. Esta acidificación tiene consecuencias perjudiciales en la formación de los esqueletos calcáreos de organismos marinos como corales y plancton. La solubilidad de los gases en agua disminuye con la temperatura. Una consecuencia de esta propiedad es que el agua fría arrastra consigo CO 2 a las profundidades, donde permanece durante cientos de años hasta que el agua aflore y el CO 2 sea devuelto a la atmósfera. Éste es un mecanismo de realimentación porque una elevación de la temperatura del mar hace disminuir la capacidad del océano para acumular CO 2 y
233
234
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
CAPÍTCl
éste deje de comportarse como sumidero neto y pase a ser emisor neto de CO 2 a la atmósfera, con el consiguiente aumento de temperatura. El fitoplancton fija CO 2 de la atmósfera. Parte del mismo es devuelto al agua y a la atmósfera cuando estos organismos mueren, pero otra parte se deposita en el fondo en forma de residuos. Este mecanismo por el que se transporta CO 2 desde la atmósfera y se almacena de forma permanente en el fondo marino se conoce como bomba biológica.
10.6.
Calentamiento Global
10.6.1.
Los datos
En la figura 10.4 se muestra la temperatura media de la Tierra desde 1900. La forma de promediar la temperatura a partir de medidas disponibles es un procedimiento complejo en el que se tiene en cuenta la temperatura del agua de los océanos, de la atmósfera y las medidas realizadas sobre la superficie continental. En esta figura se pueden observar claramente tres etapas: una primera etapa de aumento de la temperatura que se extiende desde 1905 hasta 1945; una etapa de unos 30 años de ligero enfriamiento que termina hacia 1970, y una tercera etapa hasta nuestros días de crecimiento de la temperatura. En total, durante el siglo XX la temperatura se ha incrementado en aproximadamente 0,8 oC. La primera etapa de calentamiento pudo ser causada por efectos naturales, posiblemente por la variación de la actividad solar. La segunda etapa de enfriamiento se ha explicado por un aumento de las emisiones de aerosoles de origen industrial que aumentaron el albedo de la atmósfera. Esta etapa terminó con la implantación de medidas de control de la contaminación, especialmente contra la lluvia ácida. La tercera etapa es la que se conoce como calentamiento global y se corresponde con el incremento de temperatura que se produce desde 1970 hasta nuestros días. Otra característica que se observa en la figura 10.4 es que la temperatura no es una función suave, sino que está sometida a fluctuaciones cuyo origen no está del todo entendido, pero que se achaca a la variabilidad de la nubosidad. Pero lo importante no es tanto el valor de la
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Figura 10.4: La temperatura media media global desde 1900 a 2004. En negro el valor anual y en rojo la media móvil de 10 años. La zona en gris representa el intervalo de confianza del 95 %. http: //es. wikipedia.orgj wiki j Archivo:Temperature1900-2004.jpg ñfiU1"a se pueden ce aumento de - una etapa de 1970, y una - temperatura. .I".crementado en p:;.:sadla por efectos olar. La seaumento de las pe ".aron el albedo poon de medidas a lluvia ácida. fU':!.lll.U global y se se produce desde que la tempea fluctuaciones ...chaca a la variaJ4l: 'o el valor de la
temperatura anual, como la tendencia que viene marcada por el valor de la media móvil de 5 o 10 años. Además del valor medio de la temperatura, hay otros indicadores del calentamiento global tales como: durante los años 90 y principios de la primera década del siglo XXI se han registrado los años más cálidos de los últ imos 100 años; ha aumentado el número y duración de las olas de calor; y se ha constatado un aumento del número de episodios de lluvias torrenciales.
10.6.2.
Las causas
La figura 10.5 muestra claramente que existe una correlación entre la concentración de CO 2 en la atmósfera y la temperatura de la Tierra durante las últimas cuatro glaciaciones. En ella se ve que las máximas concentraciones de dióxido de carbono atmosférico en los últimos 400000 años no han sobrepasado las 300 ppmv. Los datos de la figura 10.6 muestran que en el último milenio la concentración de CO 2 en la atmósfera ha permanecido prácticamente constante en un valor de 280 ppm.
236
C LI MATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
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la Antártida. En la figura inferior,
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Desde 1960 hay medidas directas de la concentración de CO 2 en la atmósfera, que se muestran en la figura 10.7. Se puede observar un incremento en los últimos 50 años de un 20 % (desde 315 a 380) y, si nos referimos a los últimos 100 años, el incremento de la concentración de CO 2 ha sido de un 36 %. En esta fi gura se observan variaciones mensuales muy const antes que está as ociadas con el crecimiento estacional de la vegetación . Está probado que la quema de combustibles fósiles es la principal causa del incremento de CO 2 atmosférico. Aunque el CO 2 es el gas de efecto invernadero más importante , no es el único. Para estimar la importancia relativa de los demás gases en el efecto invernadero global hay qu e tener en cuenta dos factores, uno es la capacidad de a bsorber radiación infrarroja , y el otro es el tiempo de permanencia en la atmósfera. Un índice que tiene en cuenta ambos factores es el potencial de calentamiento mun dial (P CM) de un determinado gas , que se define como el forzamiento radiativo 6 producido por unidad de masa de "El forzamiento radiativo de un gas es un índice del efecto que produce este gas en el balance radiativo de la atmósfera.
238
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
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Figura 10.7: Medidas de la concent ración de CO 2 realizadas en el observatorio de Mauna Loa, Hawai. En rojo la media mensual y en azul la media móvil de 12 meses. La figura ampliada muestra el valor medio de la concentración para cada mes del año promediada en todos los años. La figura procede de wikipedia/ commons
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CAPÍTULO 10.
CAMBIO CLIMÁTICO
ese gas homogéneamente mezclado con la atmósfera actual, integrado a lo largo de un periodo de tiempo que suele ser de 100 años. EL P CM es un índice relativo al forzamiento debido al CO 2 . De manera que el producto del P CM de un determinado gas de efecto invernadero por la cantidad de gas emitida es igual a la cantidad de CO 2 que ocasionaría durante ese periodo de tiempo el mismo forzamiento radiativo. Otros gases de efecto invernadero que van adquiriendo cada vez más importancia por su crecimiento son: El metano. Tiene un PCM de 23, pero como su concent ración atmosférica es baja y sólo representa el14 % del efecto invernadero total. Sin embargo, su concentración está aumentando muy deprisa principalmente por la ganadería intensiva y la liberación que se produce con la fusión del permafrost 7 . Óxido de Nitrógeno. Aunque la mayor fu ente del oxido nitroso de la atmósfera es el océano, aproximadament e un tercio de las emisiones de N2 0 son antropogénicas, principalmente el uso de abonos agrícolas, ganadería e industria. El PCM del N2 0 es 296. Halocarbonos. Estos son gases cuya molécula contiene además de carbono, un halógeno como flúor, cloro o bromo. A diferencia de los anteriores, estos gases eran prácticamente inexistentes antes del desarrollo industrial y, por tanto, su origen es casi exclusivamente antropogénico. El más conocido es el cloroflu orocarcobono, que se fue sustituyendo por el hidrofluorocarbono, y que t ienen un PCM de 1300. Afortunadamente hay directivas del Parlamento Europeo y del Consejo de la Unión Europea que regulan el uso de los gases con P CM mayor de 150.
10.6.3.
La consecuencias
Desertización La Convención de las Naciones Unidas de Lucha contra la Desertización (UNCCD) define la desertización como «la degradación de las tierras de zonas áridas, semiáridas y subhúmedas secas resultante de diversos factores, tales como las variaciones climáticas y las acti'El permafrost o permagel es un manto de nieve perpetua que cubre Groenlandia y algunas regiones siberianas.
239
240
C LI MATO LOG ÍA y METEORO LOGÍA
vidades humanas», donde por degradación de las tierras se entiende la reducción o pérdida de productividad biológica o económica de las tierras. Las tierras secas ocupan una extensión considerable de la Tierra y afectan a todos los continentes excepto a la Antárt id a. Forman ecosist emas mucho más vulnera bles que los de zonas húmedas. Como ejemplo trat aremos del avance del desierto del Sahara hacia el sur invadiendo el Sahel, zona subsah ari ana que se extiende al sur del desierto del Sahara. Tiene un clima semiárido con estaciones secas y de lluvias muy extremadas. La desaparición de vegetación por exceso de explotación disminuye el albedo, lo que trae consigo un aumento de la t emperatura superficial y descenso de aire de las capas altas con el consiguiente aumento de la temperatura y sequedad del aire. Es pues, un claro ejemplo de mecanismo de realimentación en el que la acción del hombre se amplifica por la reacción del clima. El régimen de lluvias est á controlado por los desplazamient os de la zona de convergencia intertropical que traen variaciones importantes en precipitación. Pero en los últimos años los periodos de lluvias y las necesidades de agua para riego y ot ros usos han reducido en los últimos 40 años el lago Chad , el mayor del continente afri cano, a un 5 % de su extensión. Más espectacular ha sido la desertización producida en la región cent ral de Asia con el lago Ara!. En este caso, ha sido la ut ilización de las aguas de los ríos que afluían al lago en regadíos. En los últ imos 40 años, la superficie cubierta por las aguas ha disminuido en más del 60 % que han hecho el clima de la zona más seco y caluroso. Otro ejemplo de mecanismo de realimentación es el hecho de que como consecuencia de este cambio climático se requiere más agua para mantener los cul tivos, que disminuye el ca udal que llega al lago. En este proceso, la salinidad de las aguas se ha elevado tanto que prácticamente ha desaparecido la en otra época abundante pesca del lago. La erosión del viento produce tormentas de sal y polvo que afectan a grandes extensiones cercanas. Las tierras secas ocupan prácticamente la mitad de la superficie terrestre del planeta y aproxim adamente entre ellO y el 20 % de las mismas se encuent ran ya degradadas. Consecuencias de la desertización son las hambrunas que conllevan desplazamientos de pobl ación, y que afect an a millones de personas.
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CAPÍTULO 10.
CAMBIO CLIMÁTICO
Sin lugar a dudas, la mitigación de la desertización es uno de los mayores problemas con los que se enfrenta la humanidad.
Subida del nivel del mar
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Una de las consecuencias del calentamiento global que resulta más amenazadora es la subida del nivel del mar. Esta elevación del nivel estaría causada, por una parte, por la dilatación de agua oceánica y, por otra, por la fusión de los hielos de los glaciares no polares y del permafrost. La medida del nivel del mar es un problema difícil y aún lo es más cuantificar qué parte de la variación es debida a cada una de las causas mencionadas 8 Según el IPCC , durante el siglo XX, el nivel del mar ha ascendido en 18 cm, de los cuales 14 cm corresponden a la fusión de glaciares de montaña y del permafrost. Las previsiones para el siglo XXI son un incremento de 50 cm, de los cuales 30 serán debidos a la dilatación térmica del agua y el resto a la fusión de los hielos. Un cálculo sencillo nos permite calcular la dilatación o incremento del volumen , .6. V , que experimenta el agua del océano cuando su la temperatura se eleva .6.T. Ésta viene dada por la expresión
.6.V = , V.6.T donde , = 2, 1 X 1O-4° C- 1 es el coeficiente de dilatación del agua. Como más que en el volumen, estamos interesados en la variación de la altura del nivel del mar , podemos dividir la ecuación anterior por la superficie del océano y obtener
.6.h = , h.6.T donde podemos considerar que h = 500 m es la mitad de la profundidad de la termoclina D Así, para una variación de 1 grado de temperaBEI nivel depende de efectos locales debidos al efecto de las corrientes, sistemas de presión atmosférica, etc. En el Mediterráneo, por ejemplo, el nivel está bajando por la disminución de aporte de agua dulce por los rlos. 9Recordamos que el perfil de temperatura del océano está formado de una capa llamada termoclina de unos 1000 metros de profundidad en la que la temperatura varía desde los 22 oC de la superficie hasta los 4 oC, a partir de la cual la temperatura prácticamente permanece constante.
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tura se tiene que 6.h = 10 cm. Esto implica que según las estimaciones del calentamiento global para final del siglo XXI con un incremento de 1,8 - 4 oC el nivel debido a la dilatación sería de 18 - 59 cm. La fusión de hielo flotante no contribuye a la elevación del nivel del mar. Sí lo hace la fusión de hielo situado sobre el suelo continental. Sin embargo, dado que la temperatura en estas regiones de latitudes altas es casi todo el año inferior a cero un incremento de temperatura como el predicho para este siglo no parece que vaya a ser suficiente para causar el deshielo de la Antártida ni de Groenlandia. De hecho, aunque sí parece que ha disminuido la extensión de la banquisa, el aumento de las precipitaciones ha aumentado el espesor de la capa de hielo en el interior de la Antártida.
humanas:
10.6.4.
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El IPCC
Estas son las iniciales con que se conoce al Grupo Internacional de Expertos sobre el Cambio Climático, fundado en 1988 por la Organización Meteorológica Mundial (OMM) y el Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente. Este grupo está encargado de analizar las causas, las consecuencias y proponer las estrategias para afrontar el cambio climático. Desde su fundación ha emitido varios informes, el último de los cuales es de 2007, que se han convertido en la referencia fundamental sobre el problema tanto desde un punto de vista científico como económico y político. El indiscutible prestigio alcanzado por el IPCC se debe al propósito de que las conclusiones de sus informes se alcancen siempre del consenso entre científicos, diplomáticos y políticos 10 Esta forma de proceder hace que a veces las conclusiones sean muy cautelosas y conservadoras, subestimando las consecuencias de los pronósticos. Esto garantiza que se adopten medidas tendentes a disminuir el calentamiento global y a mitigar sus consecuencias. Al mismo tiempo , reúne en sus informes prácticamente toda información científica relevante al cambio climático en general y al calentamiento global en particular. En el último informe del IPCC se establece que "El cambio climático es ya una realidad , fundamentalmente por efecto de las actividades 'OLos informes del IPCC se pueden encontrar en http: //www.ipcc.ch/ languages/spanish.htm
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_ I ETEOROLOG ÍA
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CAPÍTULO 10.
CAMBIO CLIMÁTICO
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El clima está en un continuo cambio. En los últimos 20000 años la Tierra ha sufrido varias glaciaciones, en una de las cuales aún estamos, alternadas con period os cálidos interglaciares. Las causas del cambio climático son las mod ificaciones de las condiciones externas que definen el clim a. Entre los múltiples condicionantes que pu eden modificar el clima destacaremos, en primer lugar, cambios en la radiación solar recibida, que pueden ser debidos a variaciones de la actividad solar y a variaciones de la órbita terrestre. En segundo lugar, vari aciones del albedo terrestre por cambios de la distribución de los continentes, y, finalmente, modificaciones de la composición atmosférica por erupciones volcánicas, impacto de meteoritos o la acción del hombre. El problema es complejo porque el sistema climát ico tiene mecanismos propios que reaccionan de forma no lineal a las modificaciones de los condicionamientos externos, como son los mecanismos de retroalimentación positiva y negativa. En los últimos 50 años se está produciendo un abrupto incremento de la temperatura de la superficie terrestre a un ri tmo anormalmente intenso, que es lo que se conoce como calentamiento global. Está bi en establecido que la quema de combustibles fósiles en los últimos tiempos está modifi cando la composición de la atmósfera terrestre y que ésta es la causa del calentamiento global.
11
M. Jarraud, Seco Gral de la OMM , Prólogo del Informe de Síntesis, 2008.
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244
CLIMATOLOGÍA y METEOROLOGÍA
Cuestiones l. ¿Cómo se relaciona el nivel del océano con las glaciaciones? 2. ¿Qué se conoce como paradoja del sol débil ?
3. Relacione la concentración de isótopos de oxígeno con las glaci acIOnes. 4. ¿Qué diferencia hay en la estabilidad de los isótopos de del carbono y los del oxígeno? 5. Del análisis de la composición de las estalactitas se pueden extraer datos sobre la historia del clima. ¿Estarán basados en el 14C o en 180? 6. ¿De donde procede el
4 1 C
Bibli l.
cation
2. 3.
atmosférico? 4. Barry_
7. ¿Cómo es posible que con los anillos de árboles, que no viven
mucho más de 1000 años, se puedan datar restos de hace 10000 años?
5.
8. ¿C uál es el potencial de calentamiento mundial (P CM) del CO 2 ?
6.
7.
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10. logía. 1l. Strah.!
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las Unidades Didácticas de Meteorología yClimatología están dirigidas a los estudiantes de Ciencias Ambientales de la UNED. También pueden ser adecuadas para cualquier lector interesado en los fundamentos de la meteorología y de los procesos que determinan el clima y el cambio climático. Es un libro introductorio con un enfoque principalmente práctico. Sin renunciar al necesario rigor, se ha reducido en lo posible el formalismo matemático para hacer énfasis en el significado físico de los mecanismos fundamentales que determinan el tiempo atmosférico y el clima. El texto está profusamente ilustrado ycontiene numerosos problemas resueltos, ejercicios ycuestiones. Ignacio Zúñiga López es doctor en Ciencias Físicas por la UNED. Entre los temas de investigación en los que ha trabajado se encuentran las inestabilidades hidrodinámicas de líquidos anisótropos y la simulación numérica de sistemas complejos como suspensiones coloidales y polímeros. Es coautor de las Unidades Didácticas de Bases Físicas del Medio Ambiente. Ambos autores son profesores titulares en el Departamento de Física Fundamental de la UNED y cuentan con una amplia experiencia docente en diversas asignaturas de Física y Métodos Numéricos en las licenciaturas de Ciencias Físicas, Químicas yAmbientales. Actualmente imparten la asignatura de Meteorología yClimatología de la licenciatura de Ciencias Ambientales de la UNED. Emilia Crespo del Arco es doctora en Ciencias Físicas por la UNED. Entre los temas de investigación en los que ha trabajado se encuentran las inestabilidades hidrodinámicas en fluidos en convección, inestabilidades en flujos en rotación, magneto hidrodinámica y efecto dinamo. los resultados han sido publicados en revistas especializadas de Física de Fluidos y Mecánica.
ISBN : 97Ih!1I1-36
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