Índice general Introducción
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1. La atmósfera
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1.1. Introducción . . . . . . . . . . . . . 1.2. Composición de la atmósfera . . . . 1.3. La estructura de la atmósfera . . . 1.3.1. La tempe perratura atmosférica 1.3.2. El campo eléctrico . . . . . Resumen . . . . . . . . . . . . . . . . . . Cuestiones y problemas . . . . . . . . . .
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2. La Radiación Solar
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2.1. El espe pecctro electromagnético . . . . . . . 2.2. La radiación térmica . . . . . . . . . . . 2.3. Las leyes de la radiación . . . . . . . . . 2.3.1. Ley de Kirchhoff . . . . . . . . . 2.3.2. Ley de Planck . . . . . . . . . . . 2.4. La radiación solar . . . . . . . . . . . . . 2.4.1. La constante solar . . . . . . . . 2.5. La atmósfera y la radiación solar . . . . 2.5.1. Absorción . . . . . . . . . . . . . 2.5.2. Dispersión . . . . . . . . . . . . . 2.5.2.1. Dispe perrsión Rayleigh . . 2.5.2.2. Dispersión Mie . . . . . 2.5.3. Reflexión . . . . . . . . . . . . . 2.6. La radiación terrestre . . . . . . . . . . . 2.7. 2. 7. El equ equil ilib ibri rio o térm térmic ico o y la te tempe mpera ratu tura ra de de vii
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . la Ti Tier erra ra .
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16 18 21 21 23 24 26 27 28 30 30 32 33 35 37
ÍNDICE GENERAL
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2.7.1. El efecto invernadero 2.8. Balance de energía detallado Resumen . . . . . . . . . . . . . . Cuestiones y Problemas . . . . .
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3. La temperatura 3.1. La insolación . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1.1. Excentricidad de la órbita . . . . . . . . . 3.1 .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 radia iacción según la latitud . . . . . . . 3.3. Los ciclos de la tempe perratura . . . . . . . . . . . . 3.3. 3. 3.1. 1. Fac acto tore ress de dete term rmin inan ante tess de la te tempe mpera ratu tura ra Resumen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Cuestiones y problemas . . . . . . . . . . . . . . . . . .
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4. La estabilidad atmosférica 4.1. La Presión . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.1.1. Medida de la presión . . . . . . . . . . . . . . . 4.2. Gradie ien nte adiabátic icoo de tempe perratura . . . . . . . . . . 4.2.1. Tempe perratura po pottencial . . . . . . . . . . . . . . 4.3. Humedad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3.1. Presión de vapor . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3.2. Índices de humedad . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3.3. Medid idaa de la humedad atmosférica . . . . . . . 4.4. El aire húmedo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.4.1. Temperatura virtual . . . . . . . . . . . . . . . 4.4.2. Gradie ien nte adiabátic icoo saturado . . . . . . . . . . 4.5. Estabilidad Atmosférica . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.5.1. Estabilidad absoluta . . . . . . . . . . . . . . . 4.5.2. Inestabilidad absoluta . . . . . . . . . . . . . . 4.5.3. Estabilidad condicional . . . . . . . . . . . . . . 4.6.. Modo 4.6 Modoss de alcanzar alcanzar la satur saturaci ación ón en la atmósfe atmósfera. ra. Niebl Nieblas as 4.7. Condensación . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.7.1. Nucleación de gotas . . . . . . . . . . . . . . . .
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2.7.1. El efecto invernadero 2.8. Balance de energía detallado Resumen . . . . . . . . . . . . . . Cuestiones y Problemas . . . . .
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3. La temperatura 3.1. La insolación . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1.1. Excentricidad de la órbita . . . . . . . . . 3.1 .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 radia iacción según la latitud . . . . . . . 3.3. Los ciclos de la tempe perratura . . . . . . . . . . . . 3.3. 3. 3.1. 1. Fac acto tore ress de dete term rmin inan ante tess de la te tempe mpera ratu tura ra Resumen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Cuestiones y problemas . . . . . . . . . . . . . . . . . .
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4. La estabilidad atmosférica 4.1. La Presión . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.1.1. Medida de la presión . . . . . . . . . . . . . . . 4.2. Gradie ien nte adiabátic icoo de tempe perratura . . . . . . . . . . 4.2.1. Tempe perratura po pottencial . . . . . . . . . . . . . . 4.3. Humedad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3.1. Presión de vapor . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3.2. Índices de humedad . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3.3. Medid idaa de la humedad atmosférica . . . . . . . 4.4. El aire húmedo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.4.1. Temperatura virtual . . . . . . . . . . . . . . . 4.4.2. Gradie ien nte adiabátic icoo saturado . . . . . . . . . . 4.5. Estabilidad Atmosférica . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.5.1. Estabilidad absoluta . . . . . . . . . . . . . . . 4.5.2. Inestabilidad absoluta . . . . . . . . . . . . . . 4.5.3. Estabilidad condicional . . . . . . . . . . . . . . 4.6.. Modo 4.6 Modoss de alcanzar alcanzar la satur saturaci ación ón en la atmósfe atmósfera. ra. Niebl Nieblas as 4.7. Condensación . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.7.1. Nucleación de gotas . . . . . . . . . . . . . . . .
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4.7.2. Crecimiento de gotas . . . . . . . . . . . . . . . 99 Resumen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 100 Cuestiones y problemas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 103
5. Dinámica atmosférica 107 5.1. El viento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 108 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 . . . . . . . . . . .
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6. La circulación en la atmósfera
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6.1. Escalas de la cir irccula lacción atmosfé férrica . . . . 6.2. La circulación general . . . . . . . . . . . . . 6.2.1. Mo delo de una celda . . . . . . . . . 6.2.2. Mod odeelo de tres celdas . . . . . . . . . 6.2.3. Corriente en chorro . . . . . . . . . . 6.2 .2.4 .4.. Si Sist steema mass de pre resi sión ón se semi mipe perm rman anen ente tess 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 Fo ehn . . . . . . . . 6.3.3. Circulación térmica . . . . . . . . . . Resumen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Cuestiones y problemas . . . . . . . . . . . . . . .
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7. Masas y Frentes 7.1. Masas de aire . . . . 7.2. Frentes . . . . . . . . 7.2.1. Frente cálido 7.2.2. Frente frío . .
10 8 109 109 111 114 1 18 121 124 12 8 1 31
13 8 138 1 40 14 2 145 147 14 7 149 1 49 1 50 151 151 1 53 15 6 1 58
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ÍNDICE GENERAL
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7.2.3. Frente estacionario 7.2.4. Frentes oc oclluidos . . 7.3. Borrascas ondulatorias . . 7.4. Sistemas nubosos . . . . . Resumen . . . . . . . . . . . . .
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Cuestiones y Problemas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172
8. El Océano y el clima 8.1. Intro ducción . . . . . . . . . . . . . . . . 8.2. Estructura del océano . . . . . . . . . . . 8.2.1. Salinidad . . . . . . . . . . . . . 8.2.2. Tempe perratura y densidad . . . . . 8.3. La circulación general del oc océéano . . . . 8.3.1. Flujo geostrófico . . . . . . . . . 8.3.2. Corrientes supe perrficiales . . . . . . 8.3 .3..3. Salin inid idaad y cir irccula lacción del oc océéano 8.4. Dinámica cerca de la supe perrficie . . . . . 8.4.1. El Niño . . . . . . . . . . . . . . Resumen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Cuestiones y Problemas . . . . . . . . . . . .
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9. Clasificación climática 9.1. Intro ducción . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9.2. Clasificación climática . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9.2.1. Clasificaciones genéticas . . . . . . . . . . . . . 9.2.1.1. Factores climáticos . . . . . . . . . . . 9.2.2. Clasificaciones empíricas . . . . . . . . . . . . . 9.2.2.1. 9.2.2. 1. Clasifi Clasificaci cación ón climát climática ica en funció función n de la temperatura . . . . . . . . . . . . . . 9.2.2.2. 9.2.2. 2. Clasifi Clasificaci cación ón climát climática ica en funció función n de la precipitación . . . . . . . . . . . . . . 9.2. 9. 2.2. 2.3. 3. Cl Clas asific ificac ació ión n cl climá imátic ticaa en fun funci ción ón de índices . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9.2.2.4. El climograma . . . . . . . . . . . . . 9.3. Sistema de Koeppen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9.3.1. Climas secos (grupo B) . . . . . . . . . . . . . . 9.3.2. Climas templados (grupo C) . . . . . . . . . . .
174 177 177 178 179 180 181 182 184 185 187 191
193 194 195 195 196 197 198 198 199 200 201 206 208
ÍNDICE GENERAL
9.3.3. 9.3.4. 9.3.5. Resumen . Cuestiones
Climas fríos (Grupo D) El clima polar (E) . . Climas de montaña . . . . . . . . . . . . . . . . y Problemas . . . . . .
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10. Cambio Climático 10.1. Introducción . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10.2. El sistema climático . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10.3. Historia del clima . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10.3.1. Datos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10.4 10 .4.. Ca Caus usas as na natu tura rale less de de la la var varia iaci ción ón de dell cli clima ma . . . . . 10.4 10 .4.1 .1.. Var Varia iaccio ion nes de de la ór órb bit itaa te terr rreest stre re . . . . . . 10.4 .4.2 .2.. De Deriv ivaa de lo loss conti tin nentes . . . . . . . . . . . 10.4.3. 10.4 .3. Cambio Cambioss en la compos composici ición ón de la la atmósf atmósfera era . 10.4 .4.4 .4.. Ca Cambios de de la la acti tiv vidad so solar . . . . . . . . 10.5. Mecanismos de de reali lim mentació ión n . . . . . . . . . . . . 10.5 10 .5.1 .1.. In Inte tera racc cció ión n at atm mós ósfe fera ra-oc -océéan anoo . . . . . . . . 10.5 10 .5.2 .2.. Cam Cambi bios os en la ci circ rcul ulac ació ión n oceá oceáni nica ca . . . . . 10.5 10 .5.3 .3.. Abs Absor orcció ión n de ga gase sess po por el el oc océan anoo . . . . . . 10.6. Calentamiento Global . . . . . . . . . . . . . . . . . 10.6.1. Los datos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10.6.2. Las causas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10.6.3. La consecuencias . . . . . . . . . . . . . . . 10.6.4. El IPCC . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Resumen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Cuestiones y Problemas . . . . . . . . . . . . . . . . . .
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211 212 214 214 216
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. 220 . 221 . 222 . 222 . 22 2255 . 22 2255 . 227 . 228 . 229 . 232 . 23 2322 . 23 2322 . 23 2333 . 234 . 234 . 235 . 238 . 241 . 242 . 243
Bibliografía
245
Índice analítico
247
Introducción Este libro está dirigido a los estudiantes de Ciencias del Medio Ambiente y cubre el material didáctico propio de un semestre. Aunque es conveniente que el lector haya cursado previamente un curso de Física General, pensamos que el texto es autosuficiente y puede ser seguido por cualquier estudiante con formación científica a nivel de bachillerato. El conocimiento de la Meteorología y de la Climatología es esencial para el estudio del medio ambiente, pero es además de interés general porque el tiempo atmosférico y el clima forman parte de la vida en aspectos tan diversos como la seguridad ante catástrofes naturales, la agricultura o la habitabilidad de nuestro entorno. Este interés ha aumentado, si cabe, por la importancia del problema que supone el llamado calentamiento global. La Tierra se puede describir como un sistema dinámico compuesto por la atmósfera, la litosfera, la hidrosfera, la criosfera y la biosfera. Estos cinco subsistemas interaccionan entre sí intercambiando flujos de energía y materia a través de procesos complejos. Este sistema climático es un sistema abierto que recibe la energía en forma de radiación solar. El estado del sistema está caracterizado por un conjunto de variables que definen el tiempo atmosférico y que promediadas en el tiempo dan lugar al clima. Por lo tanto, la atmósfera, cuyo estudio es el objeto de la Meteorología, no se puede entender sino situándola como una capa intermedia entre la Tierra y el Sol y en continua interacción con el océano y los continentes. Este libro está divido en diez capítulos que, tras una introducción a la atmósfera, tratan sucesivamente de la radiación solar, de la interacción de la atmósfera con la radiación, la temperatura del aire, la 1
2
ÍNDICE GENERAL
humedad, la circulación general, el océano, las masas de aire, los frentes y la generación de borrascas. Aunque a lo largo de toda la obra se tratan cuestiones meteorológicas y climatológicas conjuntamente, al final hay dos temas más propios de la Climatología como son la clasificación climática y el cambio climático. Después de especificar los temas incluidos en este libro, mencionamos que en él no se trata 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 1 La atmósfera OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS
Describir la composición 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. Adquirir unas nociones de la estructura eléctrica de la atmósfera.
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4
Capítulo 1. La atmósfera
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 fenómenos 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 tiempo 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. Podemos decir que la meteorología estudia el tiempo 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 se 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 dinámico 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 altitud, pero tomando como espesor de la atmósfera los primeros 30 km, que ya que contienen 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 fenómenos 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
1.2. Composición de la atmósfera
composición parecida a la que tienen actualmente, de manera que estaban formados principalmente por vapor de agua (80 %), CO2 (10 %) y pequeñas proporciones de N2, sulfuros y otros gases. El agua se condensó formando los océanos y en el proceso arrastró consigo CO2 , que se fue depositando en el fondo oceánico. Los carbonatos de las rocas sedimentarias constituyen el mayor depósito de carbono en nuestro planeta. El O2 surgió inicialmente en un lento proceso de disociación de moléculas de agua por la acción de radiación solar. Posteriormente, como consecuencia de la actividad de bacterias anaerobias y la fotosíntesis, los niveles de O2 aumentaron más rápidamente. La elevada concentración de N2 en la atmósfera comparada con la baja concentración que tiene en los gases volcánicos se explica porque este gas es químicamente muy estable y, por tanto, tiene un largo periodo de residencia en la atmósfera. Así pues, la composición actual es resultado de la acumulación de nitrógeno durante millones de años. El tiempo de residencia de un gas se calcula dividiendo la masa, en kg, de gas que hay en la atmósfera por la tasa a la que esta sustancia se elimina en kg/año. Da, por lo tanto, una idea del tiempo necesario para renovar esa sustancia en la atmósfera. La masa de la atmósfera es de 5, 1 × 1018 kg. Los gases de la atmósfera se pueden clasificar de varias maneras según sus propiedades. Cuando tratemos de la termodinámica de la atmósfera convendrá distinguir entre aire seco y vapor de agua. Al estudiar la interacción entre atmósfera y radiación veremos que hay gases de efecto invernadero y gases que no lo son. Atendiendo a la concentración podemos distinguir entre gases permanentes, aquellos cuya concentración es constante, y gases variables cuya concentración cambia en el tiempo o depende del lugar. La composición de la atmósfera en los primeros 75 km de altitud es bastante uniforme y se muestra en el cuadro 1.1.
Gases permanentes. Vemos que el 99 % de la atmósfera está constituido por N2 y O2 , y en mucha menor medida por Ar y otros
gases traza (que se encuentran en muy pequeña cantidad), como He, Rd e H 2 . El nitrógeno es con diferencia el gas más abundante debido a que es muy estable. Su tiempo de residencia es de 42
5
6
Capítulo 1. La atmósfera Cuadro 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, M es la masa molecular en g/mol.
Gas
M
Volumen %
N2 O2 Ar
28,0 32,0 39,95
78.08 20,95 0.93
CO2 O3 H2 O
44 48 18
0,02-0,04 0,01 0,0-4,0
millones de años. A pesar de su abundancia no juega un papel relevante en meteorología 1 . 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 natural 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 prin-
cipalmente en forma de vapor, pero también se encuentra en estado líquido y sólido formando nubes 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 altitud. El vapor 1
Indirectamente sí es importante porque el óxido nitroso es un potente gas de efecto invernadero.
1.2. Composición de la atmósfera
de agua juega un papel muy importante en la atmósfera, tanto por las precipitaciones como porque su transporte constituye la mayor parte del flujo de calor en la circulación atmosférica. Es también un potente gas de efecto invernadero. El agua en la atmósfera se genera por evaporación y se elimina por condensación y posterior precipitación, con una tasa tal que el tiempo de residencia estimado es de 10 días. Dióxido de carbono. Se
emite a la atmósfera en las erupciones volcánicas, por la vegetación y la respiración animal y por la combustión tanto de origen natural como antropogénico con la quema de combustibles fósiles. Se elimina fundamentalmente a través de la fotosíntesis, pero a una tasa que no compensa el incremento que se ha producido en la emisión. Esto explica que desde mediados del siglo XX se esté produciendo un incremento continuo de la concentración de CO2 en la atmósfera 2 , de cuyas consecuencias en el clima se tratará en el capítulo 10. El tiempo de residencia del CO2 es aproximadamente de 150 años. Hay otros gases como CH4 , N2 O y O3 , que están presentes en una proporción comparativamente muy pequeña, pero que juegan un papel muy importante en el clima por su efecto en el balance radiativo. Mencionamos el ozono y su presencia en la estratosfera donde filtra la radiación UV letal para la vida, y también como gas contaminante al nivel de la superficie en zonas industrializadas y en las grandes ciudades. Aerosol atmosférico. Además
de los gases, forma parte de la atmósfera el llamado aerosol atmosférico. Está formado por partículas en suspensión, principalmente sales, polvo y cenizas, de origen tanto natural como antropogénico. Su tamaño varía entre 0, 1 µ m y 1 µ m3 y su concentración en el aire, que es del orden de 10 000 partículas por centímetro cúbico, se mantiene debido al continuo movimiento atmosférico. El aerosol tiene importancia en la formación de las nubes y también porque modifica la trans-
2
Desde que hay medidas exactas la concentración ha pasado de 0,033 en 1970 a 0,038, y se estima que para 2100 se doble la concentración. 3
1 µ m = 10−6 m
7
8
Capítulo 1. La atmósfera
parencia de la atmósfera con efectos en el balance energético. Se elimina de la atmósfera al ser arrastrado por las precipitaciones y su tiempo de permanencia es del orden de días a semanas 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 Tierra, 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. La temperatura atmosférica Estamos familiarizados con el hecho de que la temperatura disminuye con la altitud. Este es el comportamiento que uno espera si se tiene en cuenta que la superficie de la Tierra está a una temperatura media de 288 K y el espacio exterior a 0 K, y que por tanto hay un gradiente negativo de temperatura. Lo que posiblemente 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 temperatura los que permiten clasificar la atmósfera en las capas que se muestran en la figura 1.1. La capa inferior se llama troposfera. Se caracteriza porque la temperatura disminuye linealmente con la altitud con un gradiente aproximado de 6, 5 C/km. Como veremos más adelante, este comportamiento es consecuencia del enfriamiento adiabático debido a la disminución de la presión con la altitud y a la inestabilidad atmosférica. Esta capa contiene aproximadamente el 80 % de toda la masa de la atmósfera y, debido a la inestabilidad que la mantiene en continuo movimiento, la composición del
1.3. La estructura de la atmósfera
aire es bastante uniforme. Se extiende aproximadamente hasta una altitud de unos 10 km. El límite superior está limitado por un determinado nivel de presión que depende de la temperatura 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 tienen 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 altitud 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 altitud. 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 transmisión de calor desde la troposfera al espacio exterior se produce 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 disminución 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 se restablece un gradiente de temperatura negativo como corresponde al flujo de calor de la Tierra al espacio exterior. Esta capa se extiende hasta los 85 km y en su parte superior se alcanzan temperaturas inferiores a los 200K. 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 resultado de la fotodisociación se forman partículas cargadas que constitu-
9
10
Capítulo 1. La atmósfera
110
Termosfera
100 ) 90
Mesopausa
m80 k ( d 70 u t i 60 t l 50 A 40
Mesosfera Estratopausa Estratosfera
30 20
Tropopausa
10
Troposfera 80
60
40
20
0
20
Temperatura ( C)
40
◦
Figura 1.1: Variación de la temperatura atmosférica 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 temperatura 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 mesopausa que limita la mesosfera.
1.3. La estructura de la atmósfera
11
1.3.2. El campo eléctrico Desde un punto de vista eléctrico la atmósfera se comporta como un gigantesco condensador. En la superficie de la Tierra hay un campo eléctrico dirigido verticalmente hacia abajo de una intensidad de unos 100 V/m, que es aproximadamente el campo que crearía una superficie con una densidad de carga uniforme de unos 10 9 C/m2 . Afortunadamente al nivel del suelo la conductividad del aire es muy baja y no nos electrocutamos. El campo eléctrico disminuye rápidamente con la altitud: a 1 500 m es de sólo 20 V/m y a 50 km es prácticamente inexistente. A esta altitud empieza la ionosfera que se extiende hasta el final de la atmósfera. La ionosfera está fuertemente ionizada debido al viento solar y los rayos cósmicos (son estas capas ionizadas las que reflejan las ondas de radio y hacen posible las comunicaciones a distancia)4 . Aquí la conductividad horizontal es muy grande, lo que hace que la ionosfera sea prácticamente una superficie esférica equipotencial. Entre esta altitud y la superficie de la Tierra hay una diferencia de potencial que puede variar de 300 000 a 500 000 V. En esta capa tienen lugar las auroras boreal y austral. A pesar de que la conductividad eléctrica de la atmósfera es muy pequeña, un cálculo relativamente simple permite obtener que esa diferencia de potencial daría lugar a una corriente eléctrica total entre la ionosfera y la superficie de más de 1 500 A, que transportaría las cargas positivas al suelo y haría que la diferencia de potencial se anulase en pocos minutos. Sin embargo, la diferencia de potencial se mantiene, con ligeras variaciones, en el curso del tiempo debido a la actividad tormentosa que se desarrolla continuamente en la atmósfera. Las tormentas producen la separación de cargas y traen carga negativa a la superficie de la tierra. −
Resumen La meteorología y la climatología son ciencias que estudian los fenómenos que tienen lugar en la atmósfera, sus causas y efectos. La diferencia entre ambas ciencias es la escala temporal en la que tienen 4
Generalmente se establece el límite inferior de la ionosfera en la parte alta de la mesosfera, entre los 70 y los 80 km.
12
Capítulo 1. La atmósfera
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 fotosíntesis 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 problemas
Cuestiones y problemas 1. ¿Por qué es difícil definir el límite superior de la atmósfera? 2. Se podría pensar que si la radiación solar antes de incidir en la superficie terrestre atraviesa la atmósfera, el gradiente de temperatura atmosférico total debería ser positivo. ¿Cuál es la causa de que el gradiente sea negativo? 3. ¿Por qué en la estratosfera el gradiente de temperatura es positivo? 4. ¿Cómo es posible que la troposfera, que es una capa mucho más delgada que la estratosfera, contenga la mayor parte de la masa atmosférica? 5. Ordene los principales gases de la atmósfera por su tiempo de residencia. 6. Si la atmósfera procede de los gases expulsados en las erupciones volcánicas, ¿a qué se debe que la composición de la atmósfera no coincida con la de los gases volcánicos? 7. Si la masa de vapor de agua en la atmósfera es de 12 000 t y el tiempo de residencia del vapor es de 10 días, estimar la tasa de evaporación en t/año. 8. ¿Por qué no hay atmósfera en la Luna?
13
Capítulo 2 La Radiación Solar OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS
Entender la naturaleza física de la radiación electromagnética y clasificarla por sus propiedades y aplicaciones. Conocer los mecanismos básicos de generación y absorción de la radiación electromagnética por la materia. Conocer las leyes fundamentales de la radiación y saber utilizarlas para estudiar la radiación solar. Saber comparar el espectro de la radiación solar en las capas altas de la atmósfera con el obtenido en la superficie terrestre. Poder identificar los fenómenos de interacción de la radiación con la atmósfera que explican estas diferencias. Saber analizar la radiación que emite la Tierra como cuerpo negro y, a partir de la condición de balance radiativo, obtener la temperatura de la superficie terrestre. Entender el origen y consecuencias del efecto invernadero. Entender los diferentes procesos que intervienen en el balance energético de la atmósfera y de la Tierra.
15
16
Capítulo 2. La Radiación Solar
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 ν , ver figura 2.1. Se propagan en el vacío con la velocidad de la luz, c = 3 × 108 m/s, de manera que las ondas electromagnéticas se pueden caracterizar también por su longitud de onda λ ya que c = λν . Desde un punto de vista cuántico la onda electromagnética está formada por fotones o cuantos de energía E = hν , donde h = 6,6262 × 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)1 . 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 µ m = 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 < ν < 109 ). Se utilizan en comunicaciones
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 < ν < 3 1011 ). En este rango se encuentran
las ondas de radar y las utilizadas en hornos y en comunicaciones 1
1 eV = 1 6 × 10−19 J ,
2.1. El espectro electromagnético
telefónicas. En astronomía, la radiación de fondo que contiene información del origen de universo está comprendida en este rango del espectro. Infrarrojo (3 × 1011 < ν < 4 × 1014 ). Se suele dividir en infrarrojo lejano, 3 × 1011 < ν < 1013 , medio 1013 < ν < 1014 y cercano 1014 < ν < 4 × 1014 , haciendo referencia a la proximidad al visible. Al incidir la radiación infrarroja sobre un cuerpo induce movimientos de vibración y rotación en las moléculas produciendo calentamiento. La radiación en el infrarrojo cercano tiene energía suficiente para causar transiciones electrónicas en los átomos. El cuerpo humano emite en este rango por lo que puede ser detectada su presencia en la oscuridad mediante sensores de infrarrojos. Visible (4 × 1014 , rojo, < ν < 8 × 1014 , violeta). A este rango del espectro corresponde lo que llamamos luz. Esta radiación tiene energía suficiente para producir transiciones electrónicas en átomos y moléculas y produce importantes efectos en los seres vivos, tales como la fotosíntesis y la visión humana. La mayor parte de la radiación solar se produce en este rango y es también el tipo de radiación que se observa con los telescopios tradicionales cuando se explora el universo. Ultravioleta (8 × 1014 < ν < 1016 ). También se suele dividir en cercano, medio y lejano. El Sol, las estrellas y otros objetos calientes emiten rayos UV. A otra escala, un gas en el que se produce una descarga eléctrica emite radiación UV y visible, como ocurre en un tubo fluorescente. Este rango del espectro se suele medir por su energía en unidades de electrón-voltio, porque están comprendidas entre 1 y 100 eV. Una exposición prolongada a rayos UV produce quemaduras en la piel y puede dar lugar a cáncer. Son absorbidos en la atmósfera, especialmente en la capa de ozono. Rayos X (3 × 1016 < ν < 3 × 1019 ), se dividen en blandos, hasta 1018 , y duros a partir de esa frecuencia. En energía, el rango está comprendido entre 100 eV y 100 keV. La longitud
17
18
Capítulo 2. La Radiación Solar
B
λ E
D i re c c i ón d p ro pa ga ci ó ne
Figura 2.1: Esquema de una onda electromagnética mostrando los campos eléctrico, , y magnético, B , oscilando en planos perpendiculares entre sí y a la dirección E de propagación.
de onda varía entre los 10
−
11
m y 10
−
9
m, que es la distancia
típica entre los átomos en los tejidos animales blandos, por lo que se utilizan para identificar cuerpos más densos como huesos y dientes. En astronomía, el análisis de la radiación 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 γ (ν > 10 19 ). Se producen por transiciones nucleares en reactores nucleares y explosiones atómicas. De forma natural los materiales radiactivos emiten este tipo de radiación, que también se encuentra en el universo. Tienen energías superiores a los 100 eV y son letales para los tejidos vivos.
2.2.
La radiación térmica
Se llama radiación térmica a la que emiten los cuerpos debido a su temperatura. Cuando la temperatura del cuerpo es baja, la radiación emitida es infrarroja y, por tanto, no visible. Si vemos los objetos 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 filamento de una lámpara incandescente.
2.2. La radiación térmica
Figura 2.2: Espectro de emisión del sodio gaseoso.
Figura 2.3: Espectro continuo de la luz visible.
El espectro de emisión de un gas se obtiene calentando dicho gas y observando la radiación emitida. El espectro está formado por líneas, por eso se llama espectro discreto , que corresponden a saltos electrónicos entre las órbitas atómicas. En la figura 2.2 se muestra el espectro de emisión del vapor de Na, que emite una lampara típica en el alumbrado urbano. Cada elemento químico tiene un espectro característico porque así lo es la estructura electrónica de su átomo. El espectro emitido por los cuerpos en estado condensado, líquidos y sólidos, es continuo, es decir, hay emisión en todo un rango de frecuencias. En la figura 2.3 se muestra un espectro continuo en el rango del visible como sería, por ejemplo, el del filamento incandescente de una bombilla. A diferencia de lo que ocurre con el espectro de los gases, el espectro continuo emitido por la materia condensada es casi independiente de la composición química del cuerpo emisor y sólo depende de su temperatura. En este sentido, la materia se puede considerar formada por un conjunto muy grande de osciladores cargados que emiten energía en todas las posibles frecuencias. En un proceso inverso al descrito para la emisión, cuando la radiación pasa a través de un gas muestra un espectro de absorción en el que se observan líneas que corresponden a la radiación absorbida por el gas al excitarse. Las líneas, en este caso negras, ver figura 2.4, son idénticas a las del correspondiente espectro de emisión del vapor de Na, porque se corresponden con los mismos saltos electrónicos. La radiación de las demás longitudes de onda atraviesa el gas sin modificarse, es decir, el gas es transparente a toda la radiación cuya energía no coincide con algún salto entre orbitales electrónicos.
19
20
Capítulo 2. La Radiación Solar
Figura 2.4: Espectro de absorción del sodio. Esta imagen y las dos anteriores proceden de http://herramientas.educa.madrid.org/tabla/espectros/spespectro.html.
Figura 2.5: Espectro del Sol (Esta imagen es cortesía de la NASA, http://antwrp.gsfc.nasa.gov/apod/ap000815.html)
En la figura 2.5 se muestra el espectro solar en el que se observan las líneas de absorción de los gases de la atmósfera o corona solar. Se pueden observar las líneas correspondientes al H y al He, que es el elemento más abundante. Hay, sin embargo, otras cuyo origen sigue siendo desconocido2 . Entre los efectos que produce la radiación cuando interacciona con la materia mencionamos que puede producir ionización, saltos entre orbitales electrónicos, rotura de enlaces químicos y excitación de movimientos vibratorios y de rotación en las moléculas. Cada uno de estos fenómenos tiene una energía asociada. Los espectros contienen así información sobre los procesos energéticos involucrados en el medio material que genera la radiación y del medio través del cual pasa la radiación. 2
De hecho, el He fue identificado antes en el Sol que hallado en la Tierra.
2.3. Las leyes de la radiación
2.3.
21
Las leyes de la radiación
Para analizar cuantitativamente la radiación que emite un cuerpo vamos a precisar las magnitudes que utilizaremos. En primer lugar, la potencia (emitida, absorbida o reflejada) por un cuerpo es la cantidad de energía por unidad de tiempo y se mide en vatios ( W). Pero muchas veces lo que medimos no es la potencia total emitida por un cuerpo sino la potencia por unidad de superficie, esto es, el flujo de potencia o intensidad luminosa que se mide en Wm 2 . Cuando la radiación es emitida, al flujo de potencia se llama radiancia o emitancia, E y cuando la radiación incide sobre una superficie se llama irradiancia, R. Lo que realmente se mide con el radiómetro es el flujo de potencia de la radiación cuya longitud de onda está comprendida en el intervalo λ y λ + dλ, y entonces nos referimos a la emitancia, E λ y a la irradiancia, Rλ monocromática o espectral, que se mide en Wm 3 , Wm 2 µ m 1 , o cualquier otra unidad en la que se mida la longitud de onda. Es también conveniente definir el coeficiente de absorción aλ como la proporción de energía incidente que es absorbida por el cuerpo. −
−
−
−
2.3.1. Ley de Kirchhoff Si sobre la superficie de un cuerpo incide una irradiancia Rλ , el flujo de potencia que el cuerpo absorbe es aλ Rλ , y si el cuerpo está en equilibrio térmico (temperatura constante), es claro que tiene que emitir un flujo de potencia E λ igual al que absorbe, esto es, se tiene que E λ = aλ Rλ , (2.1) expresión que se conoce como ley de Kirchhoff 3 . Esta ley indica que, para cada longitud de onda, el flujo de potencia emitido es igual al flujo de potencia incidente multiplicado por el coeficiente de absorción. El coeficiente de absorción es un número adimensional comprendido entre cero y uno. Si para una determinada longitud de onda el coeficiente es 3
Lo que realmente estableció Kirchhoff (1824-1887) es que los átomos y las moléculas emiten radiación en la misma longitud de onda que absorben, como se ha ilustrado en las figuras 2.2 y 2.4.
22
Capítulo 2. La Radiación Solar
E
E
R
R R R
a
E
E
a
E
E
E
R
a R
E R
Figura 2.6: Los cuerpos en equilibrio a la misma temperatura, emiten un flujo de potencia, E i que depende de su propio coeficiente de absorción ai . La radiación R en el interior de la caja es resultado de la combinación de las radiaciones emitidas por todos los cuerpos.
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 uno, 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 radian y absorben radiación hasta que al llegar al equilibrio todos tienen la misma temperatura. La radiación en el interior del recipiente, resultado 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 aλ y de E λ y siempre se cumple que Rλ =
E 1λ a1λ
=
E 2λ a2λ
=
E 3λ a3λ
Cuando aλ = 1 se cumple E λ = R λ y el cuerpo es un absorbente y emisor perfecto de radiación de longitud de onda λ. Se llama cuerpo negro a un cuerpo que tiene aλ = 1 para todo valor de λ. 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 si el cuerpo absorbe toda la radiación que recibe y se encuentra en equilibrio
2.3. Las leyes de la radiación
23
2.5
0 1
8
7000 K
2
×
)
1
−
1.5
m µ
6000 K
2
−
m W (
1 5000 K
λ0.5 E
4000 K
0
0
0.5
1
1.5
λ(µm)
2
Figura 2.7: Emitancia espectral del cuerpo negro para diferentes temperaturas. Las líneas a puntos señalan los máximos de emisión.
necesariamente tiene que emitir radiación cuya energía total sea la misma que recibe. a una temperatura
T ,
2.3.2. Ley de Planck Para este cuerpo negro, formado por infinitos osciladores con todas las posibles frecuencias en equilibrio a la temperatura T y con la hipótesis cuántica,4 Planck dedujo que la emitancia espectral tiene la expresión E λ (T ) dλ =
2πc 2 h λ5
1 ehc/λkB T
−
1
dλ
(2.2)
donde c es la velocidad de la luz, h es la constante de Planck y kB es la constante de Boltzmann. La emitancia espectral, E λ (T ) es la emitancia por unidad de longitud de onda y en el SI se mide en Wm−3 . En la figura 2.7 se muestra la emitancia espectral del cuerpo negro obtenido para cuatro temperaturas diferentes. Para lo que sigue no hay que saberse de memoria la forma funcional de la ley de Planck, pero sí es importante entender las siguientes propiedades y leyes que se derivan de la misma. En la figura 2.7 se representa la ecuación (2.2). Para una temperatura dada, por ejemplo T = 6000K , y partiendo de λ = 0, donde no hay emisión, se observa 4
Según la hipótesis cuántica la energía de los osciladores sólo puede tomar ciertos valores discretos que son múltiplos de hν . Precisamente este descubrimiento por parte de Planck se asocia al nacimiento de la Mecánica Cuántica.
24
Capítulo 2. La Radiación Solar
que la radiancia aumenta rápidamente según lo hace λ hasta alcanzar un valor máximo en longitudes de onda del orden de los 0 , 5 µ m, valor 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 emitida lo está en un rango más o menos estrecho de longitudes de onda. Si comparamos el espectro emitido a diferentes temperaturas, podemos observar que para cada longitud de onda la emitancia espectral aumenta fuertemente con la temperatura T . De hecho, integrando la emitancia espectral para todas las longitudes de onda para obtener la emitancia total se tiene que ∞
E (T ) =
E λ (T )dλ = σT 4
(2.3)
0
donde σ = 5, 7 × 10 8 Wm 2 K 4 es la constante de Stefan5 . La expresión (2.3) se conoce como la ley 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 λmax para el que se produce el máximo de la emitancia disminuye con la temperatura. Para obtener esta relación tenemos en cuenta que en los máximos se tiene que dE λ /dλ = 0 lo que da lugar a la siguiente expresión −
−
−
λmax T = 0, 29 cmK,
(2.4)
que se conoce como la ley del desplazamiento de Wien. Esta es una relación muy útil para estimar la temperatura de objetos luminosos, estrellas, por ejemplo, a partir del espectro de la luz emitida. A continuación veremos la importancia de estas leyes de la radiación del cuerpo negro, porque resulta que tanto el Sol como la propia Tierra presentan un espectro muy parecido.
2.4.
La radiación solar
En la sección anterior hemos analizado el espectro de la radiación térmica del cuerpo negro, lo cual pudiera parecer un caso singular 5
El valor teórico calculado integrando la ley de Planck es σ = 5, 676 × 10−8 Wm−2 K−4, que difiere en menos del 1 % del valor experimental.
2.4. La radiación solar
25
UV Visible Infrarrojo
2.0
Irradiancia solar extraatmósferica
m1.5 µ
/
Radiación del cuerpo negro a 5525 K
2
m /
W1.0 k λ
R 0.5
0
0.5
1
1.5
λ(µm)
2
2.5
3
Figura 2.8: Radiación solar que llega a la parte externa de la atmósfera comparada con la de un cuerpo negro a 5 525 K.
de interés puramente teórico. Sin embargo, como se muestra en la
figura 2.8 el espectro de la radiación solar es muy parecido al del cuerpo negro a la temperatura de T = 5 525 K. Este espectro solar está medido desde el espacio por satélites antes de que la luz atraviese la atmósfera. Las pequeñas diferencias entre el espectro solar medido y el espectro del cuerpo negro se deben, por una parte, a que la temperatura de la superficie solar no es uniforme y, por tanto, emite radiación desde zonas con diferente temperatura; y por otra parte, a la interacción de la radiación con la propia atmósfera solar 6 . El máximo de la radiación solar cae en la longitud de onda del amarillo claro, aproximadamente 0, 55 µ m (ver figura 2.8), lo que explica el color con el que vemos el Sol. Una gran parte de la emisión corresponde a luz visible en cuyo rango 0 , 4 µ m < λ < 0 , 7 µ m se emite el 38 % de la energía. El resto de la energía se distribuye entre un 9 % en forma de radiación ultravioleta, λ < 0, 4 µ m, y un 53% en el infrarrojo cercano con longitudes de onda 0, 7 µ m < λ < 4 µ m. El Sol también emite radiación de más energía, como rayos X y rayos γ , y 6
Para más información sobre el efecto de los gases en la corona solar ver este enlace http://eureka.ya.com/astronomia76/ta4.html y más datos sobre el espectro solar en http://rredc.nrel.gov/solar/spectra/am0/
26
Capítulo 2. La Radiación Solar
de menor energía en el infrarrojo lejano, microondas y ondas de radio, pero son contribuciones poco importantes a la energía total.
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 fracción 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, 2 P S = 4πR S σT 4 , donde RS = 6, 96 × 108 m es el radio y T la temperatura del Sol. Como la radiación se propaga por igual en todas direcciones, cuando llega a la Tierra ésta se ha distribuido uniformemente sobre una superficie esférica centrada en el Sol de radio RT S igual a la distancia media de la Tierra al Sol, ver figura 2.9(a). Como el área de la superficie esférica es 4 πR T2 S , la potencia por unidad de superficie que llega a la Tierra es P S 4 S = σT = 4πR T2 S
2
R S
RT S
,
(2.5)
valor que se conoce como constante solar. La constante solar medida por satélites da un valor de S = 1, 36 × 103 Wm 2 que corresponde a una temperatura efectiva del Sol de 5 776 K. Como la distancia RT S = 1, 496 × 1011 m entre el Sol y la Tierra es unas doscientas veces el radio solar RS , los rayos solares que llegan a la Tierra son prácticamente paralelos, ver figura 2.9(a). Conocida la constante solar S se puede calcular la energía total que por unidad de tiempo llega a la Tierra simplemente multiplicando S por la sección 2 transversal del planeta, P 0 = SπRT . La potencia total se distribuye sobre la superficie terrestre de manera que el flujo de potencia por unidad de área que llega a la superficie terrestre, esto es, la insolación media, es 2 I = P 0 /4πR T (2.6) = S/ 4. −
2.5. La atmósfera y la radiación solar
Tierra Sol
(a)
27
2 A = πRT
2 AT = 4πR T
(b)
Figura 2.9: (a) La radiación solar se distribuye uniformemente sobre una esfera de radio igual a la distancia media Sol-Tierra. (b) Los rayos de sol llegan a la Tierra paralelos y se distribuyen sobre una superficie AT cuatro veces mayor que la sección transversal A. Las distancias no están a escala.
Como veremos a continuación, hay además que considerar que debido a la reflexión y absorción en la atmósfera la energía que realmente llega a la superficie es aún menor.
2.5.
La atmósfera y la radiación solar
De los tres espectros que se muestran en la figura 2.10 ya hemos hablado del espectro del cuerpo negro y del espectro medido en la 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 atmósfera y que ha sido filtrada 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 reflejados en
28
Capítulo 2. La Radiación Solar Infrarrojo
UV Visible
2.0 0 1
3
×
) m1.5 µ
/
2
m
/
W ( 1.0
bandas
λ
R
ventanas
0.5
0
0.5
1
1.5
λ(µm)
2
2.5
3
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 5 525 K (Esta figura está basada en una de R. A. Rohde, Global Warming Art project. Wikipedia)
varias direcciones. Otro proceso es la absorción en el que la energía de la radiación queda atrapada por las moléculas de los gases elevando su temperatura. El tercer proceso es la transmisión de la radiación a través de la atmósfera sin modificar sus propiedades. La cantidad de energía que es respectivamente transmitida, refle jada y absorbida en cada caso depende fundamentalmente de la composición del medio material, de la longitud de onda o energía de la radiación y del ángulo de incidencia. Cada uno de estos comportamientos se puede identificar en el espectro de la radiación solar que llega a la superficie terrestre.
2.5.1. Absorción Quizá lo más llamativo en el espectro de la figura 2.10 es la aparición de rangos de longitudes de onda para los cuales se ha perdido una parte de la energía, a veces incluso toda, que ha sido absorbida por la atmósfera. Estos rangos del espectro, llamados bandas, se alternan con otros rangos, llamados ventanas, para los cuales la energía del espectro no se modifica, esto es, la radiación se transmite a través de
2.5. La atmósfera y la radiación solar
29
1
H 2 O
0 1
CO 2
0 1 n ó i c r o s b a e d e t n e i c fi e o C
O3 y O2
0 1
CH 4
0 1
NO2
0 1
Dispersión Rayleigh
0
1 Atmósfera
0
0.2
1
10
70
λ(µm)
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.
la atmósfera. La atmósfera se comporta así como un filtro solar, siendo transparente para ciertas ventanas de longitudes de onda y más o menos opaca en las bandas. Cuando un fotón choca con una molécula de gas con la energía justa para ue la molécula se ponga a vibrar o a rotar decimos ue el fotón ha sido absorbido. Al final, cuando esta molécula se relaja por choues con otras moléculas la energía del fotón se emplea en aumentar la energía cinética de las moléculas y, por lo tanto, en incrementar la temperatura del gas. Naturalmente esta energía “justa” del fotón ue puede ser absorbido depende del tipo de molécula. En la figura 2.11 se muestra el espectro de absorción de los gases ue más contribuyen a la absorción atmosférica de la radiación. No incluimos el espectro del N2 , el gas más abundante en la atmósfera, porue es prácticamente transparente a la radiación solar. Recordemos ue el coeficiente de absorción varía entre cero, cuando no se absorbe ninguna energía, y uno, ue indica ue para esa longitud de onda se absorbe toda la energía. Por lo tanto, cuando el valor de la absorción es igual a uno, se alcanza una saturación de manera ue
30
Capítulo 2. La Radiación Solar
un incremento de la concentración del gas absorbente no produce más absorción. La única contribución a la absorción de radiación ultravioleta es la que presenta el oxigeno molecular, O 2 , y el ozono, O3 , en el proceso de formación de ozono. El vapor de agua presenta varias bandas de absorción siendo las más importantes la comprendida entre 4 µ m y 7 µ m y en el infrarrojo lejano alrededor de 20 µ m. El dióxido de carbono, CO2 , con bandas en 3 µ m y 4 µ m, y la comprendida entre 13 µ m y 19 µ m. Hay también contribuciones menores de otros gases como CH 4 , N2 O, etc. El resultado total de toda la atmósfera muestra una ventana entre 0,4 y 0, 7 µ m, esto es en el visible, y otras dos entre los 7 µ m y los 14 µ m en el infrarrojo, para las cuales la atmósfera absorbe poca radiación. La atmósfera es, pues, un absorbente selectivo.
2.5.2. 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, la dispersión Rayleigh que es la debida a las moléculas, y la dispersión Mie que se produce por el aerosol atmosférico y las nubes.
2.5.2.1.
Dispersión Rayleigh
Para explicar la dispersión en la atmósfera, vamos a comenzar con la interacción de la radiación con un átomo o una molécula. En un modelo físico simple podemos considerar que el átomo es un oscilador cargado, es decir, un sistema en el que cada uno de los electrones vibran con una frecuencia característica ν 0 . Cuando una onda electromagnética incide sobre un átomo a la vibración del electrón se le superpone la fuerza que ejerce el campo eléctrico de la onda que oscila con la frecuencia de la luz incidente. De esta manera, el átomo se comporta como un oscilador forzado por la onda electromagnética. Sabemos que en el caso de un oscilador forzado sólo se produce acoplamiento cuando hay resonancia, esto es, cuando la frecuencia de la fuerza ν es parecida a la frecuencia propia del oscilador ν 0 , alcanzan-
2.5. La atmósfera y la radiación solar
3
do el máximo cuando ambas frecuencias son iguales. En este caso el electrón absorbe la energía de la radiación y comienza a oscilar con gran amplitud emitiendo nuevas ondas de frecuencia ν , pero en cualquier otra dirección7 . Cuando ν no es parecida a ν 0 , esto es, cuando está fuera del rango de resonancia, las moléculas no se excitan y dejan pasar la radiación. Para las moléculas más abundantes del aire como son las de N 2 y O2 , la frecuencia ν 0 de los electrones es mayor que la frecuencia de la luz visible y, por tanto, la radiación en el extremo violeta-azul del visible está más cerca de la resonancia que el extremo del rojo. En general, en este rango del visible la intensidad de la radiación dispersada es proporcional a la cuarta potencia de la frecuencia incidente, o lo que es lo mismo8 , la intensidad es proporcional a λ 4 : −
I =
k λ4
(2.7)
donde k es una constante de proporcionalidad. 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 atmosférico 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 fijarnos en la parte del cielo alejada del Sol miramos hacia el Sol, dirección en la que persisten los colores 7
Recordemos que una carga acelerada emite radiación. 8 la frecuencia y la longitud de onda de los fotones están relacionados con la velocidad de la luz, c = λν
32
Capítulo 2. La Radiación Solar
menos dispersados, que son los amar illos y rojos, característicos de las puestas de Sol y los amaneceres.
2.5.2.2.
Dispersión Mie
Ahora bien, el cielo es azul, pero ¿por qué las nubes son blancas? Las nubes están constituidas por pequeñas gotas de agua suspendidas en el aire. Ya hemos visto que las moléculas aisladas de agua en forma de vapor absorben radiación en el infrarrojo y son invisibles en la atmósfera. Sin embargo, cuando el vapor de agua se condensa en forma de gotas, la dispersión no es individual sino que es producida por todas las moléculas de la gota oscilando acompasadas con el campo eléctrico de la radiación electromagnética. Tengamos en cuenta que un átomo tiene un diámetro del orden del angstrom y que la longitud de onda del visible es de unos 5000 Å, de manera que unos pocos átomos juntos sienten prácticamente el mismo campo eléctrico, y dispersan colectivamente una cantidad de energía que crece con el tamaño de la gota. Este efecto acumulativo satura cuando la gota alcanza un tamaño del orden de la longitud de onda. Para tamaños de gota mayores, la dispersión deja de depender de la longitud de onda y el fenómeno se conoce con el nombre de dispersión Mie. La primera teoría completa sobre este tipo de dispersión fue desarrollada por Gustav Mie (1908). Según esta teoría, se produce más dispersión hacia delante, es decir, en la dirección de la luz incidente, que en ninguna otra dirección y esta direccionalidad de la dispersión aumenta con el tamaño de la partícula dispersora. Esta característica es la que se ilustra en la figura 2.12 9 . La solución de Mie no es analítica y tiene que ser obtenida numéricamente debido al gran número de funciones y coeficientes que se deben utilizar. Además del color de las nubes, otros ejemplos de dispersión Mie son el color blanquecino del cielo alrededor del Sol, la calima y la neblina que atenúan el color del paisaje, y el color grisáceo que presenta la atmósfera sobre las ciudades contaminadas. En estos casos la dispersión se debe al polvo, cenizas y, en general, a partículas de tamaño mayor que la longitud de onda visible. 9
La figura se ha adaptado de HyperPhysics http://hyperphysics.phyastr.gsu.edu/Hbase/atmos/blusky.html
2.5. La atmósfera y la radiación solar
33
M 2
R
M 1
Figura 2.12: Comparación entre la dispersión Rayleigh, R y la dispersión Mie M . La dispersión Mie es hacia delante, de forma que el observador recibe la radiación dispersada en M 1 pero no la dispersada en M 2 .
En resumen, a diferencia de lo que sucede en la absorción, donde la energía de la radiación se transforma en energía cinética de las moléculas, esto es, en calor, en la dispersión la energía de la radiación se refleja de forma que el centro dispersor no gana energía. Hay dos tipos de dispersión, la dispersión Rayleigh, que depende de la longitud de onda de la radiación y que se dispersa uniformemente en todas las direcciones, y la dispersión Mie, que es independiente de la longitud de onda y se dispersa principalmente en la dirección del rayo incidente.
2.5.3. Reflexión 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 reflexión es especular. Sin embargo, cuando la superficie es rugosa los rayos refle jados 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 reflejo sobre una superficie nevada. La radiación reflejada 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.
34
Capítulo 2. La Radiación Solar
Cuadro 2.1: Albedo medio de algunas superficies típicas sobre la superficie terrestre.
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 fracción de la 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 50-80 % 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 recibido del Sol que la Tierra refleja en su conjunto, su valor es aproximadamente α = 0, 3. La contribución más importante al albedo planetario se debe a la atmósfera con un total del 26 %, en la que las nubes representan un 20 % y el 6 % restante corresponde a los gases y al aerosol atmosférico. La superficie terrestre tiene un albedo del 4 %. Para calcular el albedo terrestre se tiene en cuenta el albedo de cada tipo de superficie ponderado por su extensión.
2.6. La radiación terrestre
2.6.
La radiación terrestre
La temperatura media de la Tierra es de unos 288 K y como cualquier otro cuerpo emite radiación. De hecho, se puede medir el espectro de emisión de nuestro planeta igual que se hace para la radiación solar. Aunque no es tan inmediato como en el caso del Sol, porque hay que promediar sobre la latitud (no es lo mismo si se mide en el ecuador que en el polo), el día y la noche, etc., se puede comparar el espectro obtenido con el de un cuerpo negro. El resultado de este ajuste es que la Tierra radia al exterior como un cuerpo negro a la temperatura de 255 K. Temperatura claramente inferior a la de la superficie terrestre como consecuencia del llamado efecto invernadero. En las figuras 2.13 se compara el espectro de la radiación terrestre con el correspondiente espectro solar. A la izquierda se muestra un esquema simplificado para ilustrar que la radiación solar tiene longitud de onda mucho más corta que la radiación que emite la Tierra y que ambos rangos de longitudes de onda prácticamente no se solapan. Por esta razón, frecuentemente se denomina radiación de onda corta a la radiación solar y de onda larga a la terrestre. En la figura de la derecha se representa el espectro normalizado de emisión de un cuerpo negro a la temperatura solar y la de otro a la temperatura terrestre. La escala de ambos espectros se ha calculado de manera 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, entre la radiación solar y la radiación terrestre es debida a la interacción con la atmósfera. 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 observa cómo la atmósfera es prácticamente transparente a la mayor parte de la radiación solar, sobre todo en el rango del espectro 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 µ m y 11 µ m se encuentra la llamada ventana atmos-
35
36
Capítulo 2. La Radiación Solar
a d1.2 a z i l 1 a m r 0.8 o n d0.6 a d i 0.4 s n e t 0.2 n I
1e+08
a v i t1e+06 a l e r d1e+04 a d i s n 100 e t n I
Radiación solar Radiación terrestre
1
0
5
10
15
20
λ(µm)
0
onda corta
onda larga
T= 300 K
T= 6000 K
0.1
0.5
1
5
λ(µm)
10
50
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.
100 n ó 80 i c r o s b 60 a e d e t n 40 e i c i f e o 20 C
0
d a d i s n e t n I
0.1
1
λ(µm)
10
100
Figura 2.14: Absorción atmosférica de la radiación. En rojo, la irradiancia solar y en verde la emitancia terrestre ambas normalizadas. Están superpuestas sobre el coeficiente de absorción atmosférico, azul claro.
2.7. El equilibrio térmico y la temperatura de la Tierra
37
100 80 d a d i s 60 n e t n I
40 20 0
0.1
1
10
100
λ(µm)
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.
férica 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 mostrada en la figura 2.14 porque el coeficiente de transmisión no es más 1 − aλ , pero ilustra con más claridad el funcionamiento de la ventana atmosférica. Las nubes absorben la radiación de longitud de onda comprendida entre 10 y 12 µ m de forma que cuando el cielo está cubierto de nubes la ventana atmosférica está prácticamente cerrada. Como buenas absorbentes también son buenas emisoras de radiación en ese rango aumentando la radiación emitida hacia la superficie terrestre.
2.7.
El equilibrio térmico y la temperatura de la Tierra
La temperatura, que indudablemente es una de las variables que mejor caracteriza el clima, es consecuencia del balance energético de la Tierra. En general, si un cuerpo de masa m y calor específico c recibe una cantidad de calor Q por unidad de tiempo, su temperatura
38
Capítulo 2. La Radiación Solar
cambia según
dT . (2.8) dt Como la Tierra sólo intercambia calor con el exterior en forma de radiación, el balance de calor por unidad de tiempo es la diferencia entre la potencia que recibe y la potencia que emite, esto es, Q = mc
Q = P abs − P emi . Cuando se cumple que P abs = P emi , la Tierra 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 permiten calcular la temperatura terrestre como consecuencia del equilibrio térmico y determinar la importancia de cada uno de los flujos. ¿Cuál sería la temperatura de la Tierra si no hubiera atmósfera? Suponiendo que la radiación solar se distribuye uni-
formemente sobre la superficie terrestre, la potencia por unidad de superficie que llega a la Tierra es un cuarto de la constante solar, S/4, ver la ecuación (2.6). De este flujo, αS/4 se refleja directamente al espacio exterior y el resto, F abs = S (1 − α)/4, se absorbe por el planeta. Como la Tierra está a la temperatura T 0 , radia un flujo de potencia que, de acuerdo con la ley de Stefan-Boltzmann, es F emi = σT 04 . Igualando ambos flujos de potencia, tenemos que S (1 − α) = 4σT 04 , de donde podemos despejar la temperatura de la superficie te-
2.7. El equilibrio térmico y la temperatura de la Tierra
39
rrestre T 0
=
S (1 − α
4σ
1/4
)
=
1 37 ,
3
0 3)
10 (1 − , 4 × 5, 7 × 10 8 ×
−
1/4
= 255 K.
(2.9) Esta es una temperatura claramente inferior a la temperatura real. Aunque se podría pensar que este es un resultado razonablemente aproximado dada la sencillez del modelo, veremos a continuación que el problema no estriba en la sencillez del modelo sino en el hecho de que este carece de atmósfera.
Modelo 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 Tierra y es transparente a la radiación solar, ver figura 2.16. Esta capa atmosférica tiene su capacidad calorífica y, por tanto, en equilibrio alcanza una temperatura T 1 . Emite radiación como un cuerpo negro, la mitad de la cual está dirigida hacia el exterior y la otra mitad hacia la superficie terrestre. Así pues, hay un balance radiativo para la superficie terrestre y otro para la atmósfera, que se escriben como S (1 4
−
′
α) + σT 14 = σT 04 2T 14 = T 04 ′
De este sistema de ecuaciones se despeja la temperatura de equilibrio de la superficie terrestre T 0 ′
T 0 = 21/4 T 0 = 303 K = 30 C ′
y la temperatura de la atmósfera T 1 = 2
◦
1/4
−
(2.10)
T 0 = 255 K. ′
La diferencia entre las temperaturas de ambos modelos T 0 − T 0 = 48 C 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 Tierra, actuando de aislante térmico. Sin embargo, la temperatura obtenida es demasiado ′
◦
40
Capítulo 2. La Radiación Solar σT 14 T 1
S (1 − α)/4
σT 14 ′
σT 0 4 ′
T 0
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 T 1 .
alta comparada con la temperatura media real. ¿En qué falla el modelo? Atmósfera absorbente selectivo.
Un caso intermedio y más realista es una atmósfera que filtra 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 aT para la radiación terrestre10 . En este caso, para hacer los balances radiativos de la atmósfera y la Tierra hay que considerar los flujos de potencia que se muestran en la figura 2.17. El procedimiento es similar al caso anterior y su desarrollo se deja como problema al final del capítulo. El resultado es que la temperatura de la superficie terrestre está dada por la expresión S
4
(1 − α) = ǫσT 04
donde ǫ es un coeficiente que depende de aT y aS y que corrige la emisión de la Tierra como cuerpo negro (cuerpo gris). Para valores aproximados de los coeficientes de absorción aS = 0, 1 y 10
Los coeficientes aT y aS son independientes 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 E (T, λ)aλ dλ, donde aλ es el único coeficiente de absorción atmosférico.
41
2.7. El equilibrio térmico y la temperatura de la Tierra F T (1 − aT )
F S = S (1 − α)/4
σT 14
T 1
F T aT F S aS
σT 14
F S (1 − aS )
F T = σT 04
T 0
Figura 2.17: Modelo del efecto invernadero en el que la atmósfera absorbe selectivamente radiación de onda larga.
aT = 0, 8, se tiene que ǫ = 0, 63 y la temperatura de la superficie terrestre es T 0 = 286K = 13 C, que es un valor bastante ◦
aproximado al valor real. En el caso de que a S = 0 y a T = 1 este modelo atmosférico se reduce al modelo simple, en el que la atmósfera no absorbe la parte infrarroja de la radiación solar, pero absorbe completamente la radiación terrestre. Ambos flujos tienen efectos opuestos en la temperatura de equilibrio de la atmósfera, el primero reduce la cantidad de energía que recibe del Sol y el segundo, que básicamente es un bloqueo de la ventana atmosférica, aumenta la cantidad de energía que absorbe procedente de la superficie terrestre. Por tanto, el bloqueo de la ventana es responsable de un incremento de la temperatura de 17 C, lo que pone de manifiesto la importancia 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 C mayor que la que le correspondería a su balance energético en ausencia de atmósfera. El ◦
42
Capítulo 2. La Radiación Solar
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 terrestre. De este fenómeno, que se conoce como calentamiento global, trataremos con más detalle en el capítulo 10. Los gases causantes del efecto invernadero son principalmente el CO2 , CH4 , O3 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 hemos hablado extensamente en este capítulo y con ella se transfiere energía en forma de ondas electromagnéticas. La conducción de calor se produce a través de choques entre moléculas vecinas, de manera que requiere que los cuerpos estén en contacto. La convección consiste en el transporte de calor a través de una corriente de materia fluida. Es consecuencia de gradientes de temperatura y de densidad que en la atmósfera generalmente son verticales. Cuando el transporte de calor se debe al viento se utiliza el término advección o convección forzada. En la atmósfera el fluido que transporta el calor es el aire, pero también se habla de advección por
2.8. Balance de energía detallado
corrientes oceánicas, en cuyo caso el agua es el fluido que transporta el calor. Para hacer más fácil la comparación de los distintos flujos energéticos, consideraremos promedios anuales. Tomaremos el flujo de radiación solar que llega a la parte exterior de la atmósfera, que es F 0 = S/4 = 341 Wm 2 , como 100 unidades arbitrarias de flujo de energía por unidad de tiempo, ver la figura 2.18. De las 100 unidades arbitrarias de flujo de potencia que llegan a la Tierra en forma de radiación solar, aproximadamente 30 unidades son directamente reflejadas al espacio y las 70 restantes son absorbidas de diferentes formas. La contribución más importante a la reflexión, con 20 unidades, corresponde a las nubes y el resto se reparte entre 6 unidades de los aerosoles y gases en la atmósfera, y 4 unidades que se reflejan en la superficie terrestre. Esta radiación reflejada lo es en su mayor parte en el visible y a ella se debe el aspecto brillante que presenta nuestro planeta visto desde el exterior. La radiación que no se refleja directamente es absorbida por la atmósfera y la superficie terrestre. En la atmósfera se absorben 19 unidades, repartidas entre las nubes, 3 unidades, y los gases atmosféricos que absorben 16 unidades. Finalmente, la superficie terrestre absorbe las 51 unidades restantes en forma de radiación directa y difusa. Con esto se completan los flujos de radiación de longitud de onda corta procedente del Sol. La superficie terrestre emite 117 unidades de radiación infrarroja, parte de la cual es absorbida por los gases de efecto invernadero y 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 flujo de calor debido 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 sensible11 , corresponden 7 unidades. Estas corrientes de −
11
El flujo 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.
43
44
Capítulo 2. La Radiación Solar
30
6
64
100 19
Atmósfera 26
Condensación e l b i s n e s r o 7 l a c
4 51
e t n e t a l 23 r o l a c
Evaporación Convección
111 6
96 117
Tierra
Figura 2.18: Esquema de los flujos radiativos en la Tierra y en la atmósfera. En amarillo claro la radiación procedente del Sol y en amarillo oscuro la radiación de longitud de onda larga que emite la tierra y la atmósfera. Los flujos de calor por convección (calor sensible) en rojo y por evaporación/condensación (calor latente) en verde.
aire también transportan vapor de agua, que al evaporarse refresca la superficie absorbiendo calor latente, que posteriormente cede al con-
densarse 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 flujo de calor sensible y aproximadamente igual a la mitad del flujo de calor recibido del Sol. Como el balance de energía en la superficie de la tierra es cero, ésta recibe de la atmósfera un flujo de 96 unidades (51+96=7+23+117). La atmósfera, por una parte, absorbe 19 unidades de radiación solar y 111 de radiación terrestre. Por otra parte, emite 64 al espacio exterior y reenvía otras 96 a la tierra. Este flujo devuelto de 96 unidades es el origen del efecto invernadero. El balance de la atmósfera es 19+7+23+111=64+96. El sistema tierra-atmósfera conjuntamente también esta en equilibrio puesto que recibe 100 unidades y emite otras 100 (30+6+64) unidades. Como consecuencia de este triple balance energético, hay una temperatura constante distinta para la superficie, para la atmósfera y una temperatura efectiva para el conjunto tierra-atmósfera.
2.8. Balance de energía detallado
Resumen Prácticamente toda la energía que llega a la Tierra procede del Sol y llega en forma de radiación electromagnética que se propaga por el espacio. Todos los cuerpos emiten y absorben energía en forma de radiación electromagnética. La radiación electromagnética se caracteriza por su energía que es proporcional a la frecuencia y, por lo tanto, a la inversa de la longitud de onda. Mientras que los átomos y las moléculas en forma gaseosa emiten en determinadas longitudes de onda, la materia condensada emite en todas las longitudes de onda. La distribución de energía emitida por longitud de onda depende de la temperatura del cuerpo emisor. La intensidad de la radiación es proporcional a la cuarta potencia de la temperatura (ley de StefanBoltzmann) y el valor de la longitud de onda para el que se produce la máxima emisión es inversamente proporcional a la temperatura (ley de Wien). La energía por unidad de tiempo que llega a la Tierra en forma de radiación solar es igual a la que emite la Tierra. Como consecuencia de este balance radiativo se determina la temperatura de la superficie terrestre. Aunque ambos flujos de energía sean iguales en intensidad, de acuerdo con las leyes de la radiación, el rango de longitudes de onda de la radiación procedente del Sol (visible) y el de la radiación emitida por la Tierra (infrarrojo) prácticamente no se solapan. La atmósfera se encuentra entre el Sol y la superficie terrestre de manera que la radiación que entra y sale tiene que atravesarla. La atmósfera es un filtro selectivo 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 C 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.
45
46
Capítulo 2. La Radiación Solar
Cuestiones 1. ¿A qué nos referimos cuando decimos que la temperatura efectiva de cuerpo negro del Sol es T S ? 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? 4. ¿Cuál es la máxima energía solar que se puede obtener por m2 en la superficie terrestre? 5. De la radiación solar que incide sobre la atmósfera parte se dispersa, parte se absorbe y parte se transmite. ¿Qué partes contribuyen al calentamiento de la atmósfera? 6. Defina radiación directa, reflejada y difusa. 7. Utilizando la ecuación (2.7) estime la intensidad relativa de la dispersión del violeta de longitud de onda 400 nm y el rojo de 700 nm.
Problemas 1. Sabiendo que la temperatura del Sol es T = 5 700 K y su radio RS = 696 000 km, calcular: a) La potencia luminosa total emitida por el Sol. b) La energía que emite el Sol diariamente. 2. Si la temperatura media de la Tierra es de 27 C y suponemos que emite como un cuerpo negro, determinar: a) La longitud de onda del máximo de la emitancia. b) La potencia de la radiación emitida. c) Si la temperatura media se elevara 10 K, ¿cuánto aumentaría la potencia de la radiación emitida?
Cuestiones y problemas
47
3. Determinar constante solar en Marte sabiendo que la distancia media al Sol es 1, 52 veces mayor que la distancia media de la Tie-
rra al Sol, y que la constante solar terrestre es S = 1368 Wm (Sol. 592 Wm 2 )
−
2
−
4. En el modelo simple de atmósfera descrito en la sección 2.7 se supone que la atmósfera es transparente a la radiación solar y absorbe toda la radiación emitida por la Tierra. 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. 5. ¿Cuál sería la temperatura de la Tierra si estuviera completamente cubierta de agua y no hubiera atmósfera? Considerar que la temperatura del Sol es de 6 000 K , el radio del sol Rs = 7 × 108 m, la distancia media Sol-Tierra RT S = 1, 5 × 1011 m y el albedo terrestre α = 0, 02. 6. Un modelo más realista del efecto invernadero considera la atmósfera como una capa de temperatura uniforme que filtra 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 aT para la radiación terrestre, ver figura 2.17. a) Deduzca las ecuaciones del balance radiativo de la atmósfera y de la Tierra. b) Obtenga la temperatura de equilibrio de la atmósfera y de la Tierra. c) ¿Para qué valores de los coeficientes de absorción la temperatura de este modelo se reduce a las ecuaciones (2.9) y (2.10)?
Capítulo 3 La temperatura OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS
Comprender el origen de la variación de la insolación con la latitud. Entender la causa de las estaciones.
Adquirir unas nociones de las características más importantes del movimiento astronómico de la Tierra.
Conocer la distribución global de la temperatura.
Entender la causa de las variaciones diarias y anuales de la temperatura. Comprender los factores que influyen en la temperatura.
49
50
Capítulo 3. La temperatura
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 superficie 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 forma 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 tiempo que llega a una superficie unidad situada sobre un lugar concreto de la superficie terrestre. Sabemos que la constante solar, S , es la energía por unidad de tiempo que llega a una superficie unidad situada fuera de la atmósfera y perpendicularmente 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 A1 y A2, es decir, que SA = I 1 A1 = I 2 A2 . La insolación, que es el flujo que llega a A1 o A2 , es menor que la constante solar, porque la misma cantidad de potencia se tiene que repartir sobre un área mayor o igual que A. La insolación depende en primer lugar del ángulo de incidencia α según la relación I i = SA/Ai = S sen αi .
(3.1)
El ángulo de incidencia es igual a la altura angular (o elevación) del Sol sobre el horizonte, y depende 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-
3.1. La insolación
51
A2
A
α2
A1
A
α1
Figura 3.1: La radiación solar incidiendo sobre la superficie terrestre. La insolación I i = S sen αi depende del ángulo de incidencia, es máxima cuando α = 90 y mínima cuando α = 0 ◦
dedor del 3 de enero. La distancia máxima de la Tierra al Sol es de 152 millones de km, cuando pasa por el afelio aproximadamente el 4
de julio. Debido a la variación de la distancia de la Tierra al Sol, en el perihelio la radiación que recibe la Tierra es un 7 % mayor que en el afelio. Es evidente que si en invierno, que es cuando estamos más cerca del Sol y, por tanto, recibimos más radiación, la temperatura es menor que en verano (en el hemisferio norte), la excentricidad de la órbita no es la causa de las estaciones.
3.1.2. Inclinación del eje de rotación La causa de las estaciones es la inclinación del eje de rotación de la Tierra respecto al plano de la eclíptica, ver figura 3.2. El eje de rotación de la Tierra forma un ángulo de inclinación de 23, 5 con la normal al plano de la eclíptica. Como el eje de rotación es perpendicular al plano del ecuador, este plano y el plano de la eclíptica forman también un ángulo de 23 , 5 . El ángulo de inclinación no cambia a lo largo del movimiento anual de traslación de la Tierra alrededor del Sol. Desde un punto de vista situado en el Sol, ver figura 3.2(a), la Tierra en su movimiento pasa por un punto llamado solsticio de verano,
52
Capítulo 3. La temperatura P o l o n o r t e c el e s t e
23, 5
◦
δ =0 s
◦
E c u ad o r c el e st e
5
Equinoccio de primavera
,
3 2
δ = 23, 5 s
Perihelio d=•23,5
Afelio
δ = 0 s
Ecliptica
−
Solsticio de verano
EP
δ
SI
SV
s
◦
5
Sol
EO
δ = 0 s
Solsticio de invierno
,
3 2
δ =0 s
Equinoccio de otoño
(a) Movimiento de la Tierra
P o l o s ur c e l es t e
(b) Movimiento aparente del 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 δ S 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 inclinación respecto al Sol va disminuyendo hasta llegar a otro punto, el solsticio de invierno, en el que es el Polo Sur el que mira hacia el Sol (21 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. 1 Visto desde la superficie terrestre, figura 3.2(b), lo que se observa es que la declinación solar varía a lo largo del año. Recordemos que la declinación solar δ s es el ángulo que forma la línea que une los centros de la Tierra y el Sol y su proyección sobre el ecuador. Desde su valor máximo en el solsticio de verano, donde δ s = 23, 5 , la declinación solar disminuye continuamente hasta llegar su valor mínimo, δ s = −23, 5 , en el solsticio de invierno. En función de la declinación, los equinoccios son los puntos de la órbita en los que δ s = 0 . Cuando la declinación pasa de positiva a negativa se 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 estacio◦
◦
◦
1
Como veremos en el capítulo 10, al tratar del cambio climático, la orientación del eje de rotación terrestre varía con un periodo de 25 000 años.
3.1. La insolación
53 equinoccio
solsticio
solsticio
equinoccio
Figura 3.3: Órbita del planeta Urano con una inclinación de 90 , (en realidad es de aproximadamente 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. ◦
◦
nes y la inclinación en el caso extremo del planeta Urano, cuyo eje de rotación está 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 iluminado 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 0 . 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 solsticio de verano y no sale el Sol durante el solsticio de invierno. Igualmente, 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
2
En la dirección http://www.astrogea.org/divulgacio/urano.htm se puede ver con más detalle las estaciones en Urano.
54
Capítulo 3. La temperatura Cenit local Cenit local
Ocaso O
hs
hs
γ
O
γ 2
m
γ 1
S
S
Plano del horizonte
Plano del horizonte
Orto E
(a) La
E
altura solar γ crece desde el or-
(b) La trayectoria solar en el solsticio de
to hasta alcanzar un máximo al mediodía y posteriormente disminuye hasta hacerse nula en el ocaso.
invierno (azul), 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.
invierno y no sale en el solsticio de verano. Los círculos polares son
paralelos de latitud 66, 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
δ s = 23, 45 cos 2π
n − 173
365
(3.2)
donde n es el día del año. Dado que el solsticio puede ocurrir el 21 o 22 de junio, n se elije de manera que el día n = 173 coincida con el solsticio de verano.
3.1.3. 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 altura solar, γ , cambia a lo largo del día desde el orto al ocaso pasando por un valor máximo γ m a las 12 horas solares. La altura máxima del Sol se relaciona con la latitud del lugar φ y
3.1. La insolación
55 c a l t l o i n C e
φ−δ
s
γ
m
φ−δ
s
φ δ
s
P l a n o d e l h o r i z o n t e
Sol
Figura 3.5: La figura muestra la máxima altura del Sol γ m en un punto de latitud φ cuando la declinación solar es δ s .
la declinación solar δ s , ver figura 3.5, por la relación γ m = 90
◦
−
(φ − δ s ) = 90 − φ + δ s .
(3.3)
Para un lugar determinado del hemisferio norte ( φ constante) la altura máxima del Sol aumenta desde el el solsticio de invierno ( δ s = −23, 5) hasta alcanzar un máximo en el solsticio de verano ( δ s = 23, 5 ). Desde ese día, la altura máxima decae hasta volver al valor mínimo, como se muestra en la figura 3.4(b). Lo mismo ocurre en el hemisferio sur pero al revés. ◦
3.1.4. Los trópicos La declinación 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 γ m = 90 en la ecuación (3.3). Así, la latitud del paralelo sobre el que el Sol pasa por el cenit del lugar va recorriendo oscilatoriamente la franja de latitudes comprendidas entre los paralelos situados en 23, 5 N y S. Estos dos paralelos son los trópicos. El trópico de Cáncer, situado en el hemisferio norte, es el paralelo en el que el Sol pasa por su cenit durante el solsticio de verano, y el trópico de Capricornio, situado en el hemisferio sur, es el paralelo en el que el Sol pasa por el cenit en el solsticio de invierno. ◦
◦
56
Capítulo 3. La temperatura
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 I en un determinado lugar depende en cada momento de la transparencia de la propia at-
mósfera, 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 localmente. 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
3.2. Balance de radiación según la latitud
57
66,5 N 23,5 N 0
90 23,5 S
SOL
66,5 43
66,5 S
(a) Solsticio de verano 66,5 N
66,5 23,5 N
SOL 0
90 23,5 S
66,5
66,5 S
(b) Equinoccios
66,5 N
43 66,5 SOL
23,5 N
90 0N
23,5 S 66,5 S
(c) Solsticio de invierno Figura 3.6: Altura solar a mediodía sobre los paralelos notables. Los trópicos delimitan 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
Capítulo 3. La temperatura
A2
A1
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.
polar norte
90
◦
ártica
75
◦
60
◦
subártica
55
◦
latitudes medias septentrional
35
◦
subtropical norte
25
◦
tropical norte
10
◦
ecuatorial
10
◦
tropical sur
25
◦
subtropical sur
35
◦
latitudes medias austral
55
◦
subantártica antártica
60
◦
75
◦
polar sur
Figura 3.8: Zonas de latitud en función de la insolación. Las líneas rojas discontinuas indican los paralelos notables.
3.2. Balance de radiación según la latitud
9
E
E
5
4
2
−
m J G
3
2
90
◦
Polo Norte
60
◦
30
◦
0
◦
ecuador
30
◦
60
◦
90
◦
Polo Sur
Figura 3.9: Balance radiativo en función de la latitud. La línea roja representa el flujo de energía solar absorbida y la línea azul el flujo de energía emitida por la superficie terrestre, en función de la latitud. En la zona sombreada en azul hay en friamiento neto, porque se emite más energía de la que se recibe, y en la zona rosa hay superávit energético. Los puntos de equilibrio se encuentran aproximadamente a los 37 de latitud. ◦
hay un superávit de energía debería aumentar y, por tanto, también lo haría la intensidad de la radiación emitida hasta que se iguale el flujo entrante y el saliente. Y por el contrario, en las zonas donde hay déficit la superficie se enfriaría disminuyendo así la energía emitida, hasta que también se alcanzara el equilibrio térmico. La temperatura de equilibrio dependería de la latitud. Se puede estimar que habría equilibrio energético si la temperatura de la zona polar fuera aproximadamente 25 C menor y la temperatura de la zona intertropical unos 14 C más alta.
Si la temperatura sobre la superficie de la Tierra es más uniforme de lo que le corresponde por su balance radiativo, es porque hay un flujo neto de calor desde la zona ecuatorial hacia las regiones polares debido principalmente a la llamada circulación general atmosférica y, en menor medida, a las corrientes oceánicas, de lo que trataremos en los capítulos 6 y 8. Veremos que este flujo neto de calor es fundamental para entender el tiempo meteorológico y el clima.
60
Capítulo 3. La temperatura
3.3.
Los ciclos de la temperatura
La temperatura de la superficie terrestre varía siguiendo aproximadamente 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 flujo 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 calor 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 mínima 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 anual 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 finales de enero o en febrero cuando el mínimo de insolación se produce en el solsticio de invierno. La temperatura media anual se calcula promediando la temperatura mensual durante los doce meses del año. En climatología, 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 temperatura 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 amplitud térmica como oscilación térmica.
3.3. Los ciclos de la temperatura
61 T M
a r u t a r e p m e T
T m
s o j u l F
orto
mediodía
ocaso
Figura 3.10: Ciclo diario de temperatura en un lugar cualquiera de la superficie terrestre. El flujo de potencia solar absorbido (línea roja) y el flujo de potencia emitido (línea azul) por la superficie terrestre. La temperatura, en verde, crece cuando hay superávit de energía (zona sombreada en rosa) y decrece cuando hay déficit (zona sombreada en azul claro).
de cálido o frío. En la figura 3.11 se muestran las anomalías de la temperatura media anual para la España Peninsular, que en el periodo de referencia 1971-2000 es de 15 C.
3.3.1. Factores determinantes de la temperatura Las variaciones de temperatura dependen del balance energético local, y este balance depende de la latitud y también de otros factores como la altitud, el tipo de suelo, la cercanía a grandes masas de agua como lagos o mares y las corrientes oceánicas. La latitud influye básicamente a través de la duración de día y de la altura del Sol a mediodía. De esta manera, cuanto menor sea la latitud, menor será la amplitud térmica anual porque menor es la variación estacional de la insolación. En cambio, a lo largo del día ocurre lo contrario, la amplitud diaria es mayor cuanto menor sea la latitud porque según nos acercamos al ecuador aumenta la altura solar a mediodía y, por tanto, la insolación máxima diaria. El tipo de suelo es un factor importante de la temperatura del aire, porque el suelo absorbe el 50 % de la radiación total solar (ver
62
Capítulo 3. La temperatura 1.4 1.2 1 0.8 0.6 0.4 0.2 C º
0
•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.
figura 2.18), y es el suelo el que calienta el aire que está situado 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 flujo 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 temperatura 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, la temperatura disminuye con la altitud. Sin embargo, al aumentar la altitud aumenta la amplitud térmica diaria: de noche hay menos efecto
3.3. Los ciclos de la temperatura
invernadero y de día, al ser el aire menos denso, hace falta menos calor
para elevar la temperatura del aire. Las grandes masas de agua experimentan menores variaciones de temperatura. El agua por un lado tiene un albedo muy bajo y, por tanto, absorbe prácticamente 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 regulador térmico, en el sentido de que disminuyen la amplitud 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 espesor mayor. Este efecto amortiguador de la amplitud térmica se extiende también a las regiones cercanas a las masas de agua. La nubosidad, al reflejar la radiación, tiene un doble efecto sobre la amplitud térmica de la superficie. Por un lado, durante el día refleja parte de la radiación solar que de otra forma llegaría a la superficie (refresca), y de noche refleja la radiación infrarroja emitida por la superficie terrestre (calienta). Además, las propias nubes se calientan y emiten parte de su radiación hacia la superficie terrestre. En consecuencia, la nubosidad disminuye la amplitud térmica. Este efecto depende del tipo de nube, siendo más acusado cuanto más espesa sea la nube. Así, nubes altas y delgadas, tipo cirros, prácticamente no afectan a la temperatura del aire en superficie. Finalmente, el efecto de la orientación de las laderas o vertientes de las montañas respecto al sol. En el hemisferio norte, las laderas orientadas al sur reciben más insolación y por eso se llama solana, en comparación con las orientadas al norte o umbría.
Resumen La insolación local muestra variaciones estacionales debidas a la inclinación del eje de rotación terrestre y a que éste no varía en su órbita alrededor del Sol. En el hemisferio norte entre el equinoccio de primavera y el de otoño la insolación es mayor que en el hemisferio sur. Por el contrario, en el hemisferio sur la máxima insolación se alcanza
63
64
Capítulo 3. La temperatura
en el solsticio de invierno. En los equinoccios 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 donde 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 uniforme 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 nubosidad.
4
Equinoccio significa que la duración de la noche es igual que la del día.
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Cuestiones y problemas
Cuestiones 1. ¿Qué es la insolación? ¿Qué relación hay entre la constante solar y la insolación? 2. Defina las siguientes magnitudes: declinación solar, latitud y altura solar máxima. 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 partir de este dato la latitud? ¿Qué otro dato necesitamos para determinar 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 ecuador? 7. ¿Cuántas veces al año pasa el Sol por el cenit de un lugar situado en la Península Ibérica? 8. Calcule la variación anual (en tanto 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 trópicos 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 altura solar máxima en el solsticio de verano sobre el cielo de Cádiz cuya latitud es 36, 32 N y el de A Coruña a 43, 24 N.
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 termodinámica del aire. Saber calcular la temperatura virtual 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
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
4.1.
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 equivalencia con el milibar, (1 mbar = 1 hPa ), que es la unidad utilizada históricamente en meteorología1 . De la definición de presión se deduce inmediatamente la ecuación −
de la hidrostática
dp =
ρ(z )gdz
−
(4.1)
donde ρ(z ) es la densidad del aire, que en general depende de la altitud, y g es la aceleración de la gravedad. La ecuación de la hidrostática establece que la diferencia de presión, dp = p 1 − p2, entre dos puntos, que se encuentran separados una altitud 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 ) = ρgz,
(4.2)
donde hemos tomado como origen de altitudes, z = 0, 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 altitud. 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)
donde n = m/M d es el número de moles y M d = 28, 96 g/mol, la masa molecular equivalente del aire seco. En realidad, el aire es una mezcla 1
Otras unidades son la atmósfera, y el milímetro de mercurio, 1 atm = 101 325 Pa = 1013 25 mbar = 760 mmHg , que es la atmósfera estándar o valor medio de la presión atmosférica a nivel del mar. También se utiliza mb como símbolo de milibar. ,
4.1. La Presión
69
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 M d . En la práctica, en lugar del número de moles o de la masa, se utiliza la densidad del aire ρ = m/V o su inversa el volumen específico v = V /m, y la ecuación de los gases ideales se escribe de la forma p = ρR d T (4.4) donde R 8,314 J mol 1 K 1 1 Rd = = 1 = 287, 08 Jkg K M d 0, 02896 gmol −
−
−
−
1
(4.5)
−
es una constante de los gases específica del aire seco. Despejando la densidad de (4.4) y sustituyendo en (4.1) podemos escribir la ecuación de la hidrostática en función de la temperatura del aire como dp g dz. (4.6) =− p Rd T (z ) En general, la temperatura de la atmósfera T (z ) es una función de la altitud, que es necesario conocer para integrar la ecuación anterior. Sin embargo, para un determinado rango de altitudes en el que la temperatura cambie poco, podemos integrar la ecuación anterior con una temperatura media T constante. Con esta aproximación, integramos (4.6) para obtener que p 2 ln =− p1
z2
z1
g g dz ≈ − ∆z. Rd T (z ) Rd T
(4.7)
Esta es la ecuación hipsométrica, que nos relaciona el espesor ∆z de una capa de aire entre los niveles de presión p1 y p2
∆z = −
Rd T p 1 ln . g p2
(4.8)
En particular, si p0 es la presión al nivel del mar, en z = 0, la ecuación hipsométrica nos permite calcular la presión en función de la altitud −
p(z ) = p 0 e
z/H
(4.9)
70
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
(a) Mapa de superficie con isobaras cada 4 hPa.
(b) Mapa de altitud de 500 hPa con isohipsas cada 40 m.
Figura 4.1: Mapas obtenidos de la AEMET.
donde H = Rd T /g es una constante llamada escala de altitud. El valor de H nos indica la altitud a la que hay que elevarse para que la presión decaiga un factor 1/e, es decir, aproximadamente a un 38 %. Así pues, en una atmósfera isoterma la presión decrece exponencialmente con la altitud. 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 altitud 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 dependen del contenido de vapor de agua. La ecuación hidrostática o la ecuación hipsométrica, que es su equivalente en forma integral, establecen una relación entre la altitud y la presión, de manera que ambas variables se pueden utilizar para trazar los mapas de la atmósfera.
Mapas de superficie. Cuando se fija la altitud, 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. 2
De hecho, algunos altímetros que se utilizan en aviación son barómetros calibrados con esta ley.
4.1. La Presión
Para elaborar estos mapas se utilizan los datos de la presión medida simultáneamente en los distintos observatorios. Pero como los observatorios están situados generalmente sobre la superficie terrestre, cada uno a su altitud, hay que reducir las medidas al nivel del mar mediante la ecuación (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.
Mapas de altura. La otra forma de representar el estado de la atmósfera es fijar 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 altitud, 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 altitud refleja cambios de la temperatura y de la humedad del aire. En este caso, la altitud representada se obtiene a partir de la extrapolación de las medidas de presión, temperatura y humedad realizadas mediante radiosondas 3 . En la figura 4.1 se muestra un ejemplo de ambos tipos de mapas. Están realizados con el modelo numérico HIRLAM por la AEMET, de cuya web www.aemet.es se han obtenido.
4.1.1. 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. 3
Para una explicación detallada de los mapas de altura ver los artículos de M. Palomares en RAM, que se puede encontrar en este enlace. http://www.meteored.com/ram/1120/mapas-de-superficie-la-presion-al-niveldel-mar/ http://www.meteored.com/ram/1177/mapas-de-altura-generalidades/
71
72
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
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 tubo 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 columna 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 tubo 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 superficie del cuerpo y esta deformación se amplifican por medios mecánicos o electrónicos para transformarla en la medida de la presión.
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 fuerza de la gravedad y el gradiente vertical de presión, lo que explica que cuando la atmósfera está en equilibrio no hay movimiento en la dirección vertical. Sin embargo, hay circunstancias en las que esta situación de equilibrio puede alterarse y se producen movimientos verticales de masas de aire, que dan lugar a importantes fenómenos meteorológicos. Como veremos a continuación, entender cómo se comporta una masa de aire cuando cambia de altitud es fundamental 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 ρ y se encuentra a una determinada presión p y temperatura T . Esta burbuja 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 4
En meteorología es conveniente referir todas las magnitudes a la unidad de masa.
4.2. Gradiente adiabático de temperatura
73
misma presión y temperatura. Supongamos ahora que esta burbuja se desplaza verticalmente una pequeña distancia dz . En esta posición la atmósfera exterior está a una presión p = p − dp, dada por la ecuación hidrostática, y una temperatura T . La burbuja, para igualar su presión con la exterior, se expande aumentando su volumen específico una cantidad dv y modifica su temperatura en una cantidad dT . En este proceso, la burbuja realiza un trabajo dW = pdv , cambia su energía interna en una cantidad du = c v dT , donde cv es el calor específico del aire a volumen constante, e intercambia con el exterior una cantidad de calor dq , que están relacionados por el primer principio de la termodinámica dq = cv dT + pdv. (4.10) ′
′
A veces conviene calcular el calor en función de dT y dp. Para eliminar el término en dv , diferenciamos la ley de los gases ideales para el aire, ecuación (4.4), pdv + vdp = Rd dT = (c p − cv )dT,
(4.11)
donde c p es el calor específico a presión constante, y hemos tenido en cuenta la relación de Mayer c p − cv = Rd . Despejando pdv y sustituyendo en (4.10) nos queda que el flujo de calor es dq = c p dT − vdp.
(4.12)
Como el aire es muy mal conductor del calor, es una buena aproximación considerar que el flujo de calor entre la burbuja y el exterior es despreciable, dq ≈ 0. En este caso, el proceso se llama adiabático y la ecuación (4.10) se reduce a pdv =
cv dT.
−
(4.13)
Esta ecuación nos dice que en un proceso adiabático, el trabajo que realiza la burbuja para expandirse es igual a la disminución de su energía interna o, dicho en términos de las variables termodinámicas, que la burbuja se expande disminuyendo su temperatura. Alternativamente, podemos utilizar la ecuación (4.12) y tenemos
74
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
que en un proceso adiabático se cumple que c p dT = vdp.
(4.14)
Por la ecuación de la hidrostática (4.1) tenemos que dp = nos permite escribir la ecuación(4.14) como ρ c p dT = −vρ gdz = − gdz = ρ ′
′
−
T gdz, T ′
ρ gdz , que
−
′
(4.15)
donde hemos tenido en cuenta que si p = p , por la ley de los gases ideales, también se cumple que ρRd T = ρ Rd T . Si el proceso 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 temperatura dT g Γ=− (4.16) = . dz c p ′
′
′
′
Para el aire seco, c p = 1005 JK 1kg 1 y g = 9, 8 ms 2 , se tiene que Γd = 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 proceso es reversible de manera que si la burbuja en vez de ascender desciende, se calienta con el mismo gradiente. −
−
−
4.2.1. Temperatura potencial La diferencia de temperatura entre dos masas de aire es crucial para determinar la estabilidad atmosférica. Pero si las masas de aire, cuya temperatura queremos comparar, se encuentran a distinta altitud, hay que calcular primero la temperatura que ambas masas tendrían cuando se llevasen a la misma altitud. Por esta razón, es conveniente tomar una altitud de referencia, que suele la del nivel del mar a la presión de p0 = 1000 hPa , y referir la temperatura del aire a ese nivel. Se define temperatura potencial θ 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. Para obtener una expresión de θ, consideramos una burbuja de aire
7
4.2. Gradiente adiabático de temperatura
que se encuentra a temperatura T y presión p, y que por un proceso adiabático llega a un estado de temperatura θ y presión p0 = 1000 hPa . En un proceso adiabático, ecuación (4.14), tenemos que Rd T c p dT = vdp = dp, p
(4.17)
donde hemos eliminado el volumen específico despejando de la ley de los gases ideales pv = R d T . Ordenando términos, la ecuación anterior queda c p dT dp (4.18) = . Rd T p Integrando entre (θ, p0 ) y (T, p) se tiene c p θ p 0 ln = ln . Rd T p
(4.19)
que en forma exponencial se escribe como
θ p T
=
0
Rd /cp
(4.20)
p
Sustituyendo valores para el aire seco, Rd /c p = 0, 28 y p0 = 1000 hPa, la temperatura potencial queda 0,28
θ = T
1000 p
.
(4.21)
Esta ecuación establece que en un proceso adiabático la temperatura potencial se mantiene constante. Es decir, en un proceso en el que Q = 0, la presión p y la temperatura T tienen que variar de forma que satisfagan (4.21) con θ constante.
Para calcular la variación de la temperatura potencial con la altitud, tomamos la derivada logarítmica de (4.21)
1 ∂θ 1 ∂T = θ ∂z T ∂z
−
Rd ∂p c p p ∂z
76
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
que con las ecuaciones (4.1) y (4.16) nos queda 1 ∂θ
θ ∂z
=
1
(Γd − Γ), T
donde Γ = ∂T /∂z es el gradiente vertical 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 variable5 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 antes de describirlos conviene repasar 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 e = 5
nRT mv R T = ρ v Rv T = V V M v
(4.22)
Hemos visto que también forman parte de la atmósfera otros gases variables, pero su proporción es tan pequeña que en este caso se pueden ignorar.
4.3. Humedad
donde M v = 18 g /mol es la masa molecular del agua, Rv = R/M v es la constante de los gases para el vapor y mv es la masa de vapor. La presión de vapor e va aumentando según aumenta el número de moléculas que se evaporan, esto es, que pasan de la fase líquida a la fase gaseosa. Las moléculas que forman el vapor terminarán chocando con la superficie líquida, y algunas de ellas quedarán atrapadas en el líquido condensándose. Los choques son más frecuentes según aumenta la presión del vapor. Al final, cuando el número de moléculas que se evaporan por unidad de tiempo se iguala al número de moléculas que se condensan por unidad de tiempo se alcanza una situación de equilibrio entre el liquido y el vapor. En este caso se dice que el vapor está saturado 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 la temperatura 6 . Si aumenta T aumenta e y, por tanto, el número de choques de moléculas de vapor contra la superficie, pero igualmente aumenta la energía cinética de las moléculas del líquido y, por tanto, el número de moléculas que se evaporan. Para que una molécula se evapore tiene que tener una energía cinética suficiente para saltar la barrera que supone la tensión superficial. El resultado es, pues, que un aumento de T implica un aumento de la presión de saturación E . Para una temperatura dada, si e < E (T ) se produce evaporación neta y, por el contrario, si e > E (T ) el vapor está sobresaturado y hay condensación neta. Cuando e = E (T ), hay equilibrio entre evaporación y condensación y se dice que el vapor está saturado. La curva E (T ) se obtiene experimentalmente y se muestra en la figura 4.2. Para facilitar la obtención de datos a partir de la figura se dan algunos valores en la tabla 4.1.
4.3.2. Índices de humedad Hay varias formas de expresar la humedad del aire. En general, la evaporación se produce en presencia de aire a la presión atmosférica p. En este caso, la presión del vapor de agua e es una presión parcial 6
Esto es para una interfase líquido-gas plana. Como veremos al estudiar la condensación E también depende del radio de curvatura de la interfase (gotas) y de la concentración de solutos, si no es agua pura.
77
78
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
110 90
) a P70 h ( E50 30 10 •50
•40
•30
•20
•10
0
10
T ( C) ◦
20
30
40
50
Figura 4.2: Presión de vapor saturante del agua en función de la temperatura. Cuadro 4.1: Presión saturante en hPa y razón de mezcla saturada en g/kg para diferentes temperaturas en C. ◦
T C -10 E (T )hPa 2,59 rs g/kg 1,62 ◦
0 6,09 3,2
5 ,7 5,47
10 12,3 7,76
15 17,1 10,4
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 Dalton 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 densidad del vapor de agua ρv = m v /V.
(4.24)
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) ρv =
mv eM v e = = 216, 5 V RT T
(4.25)
donde e se mide en hPa. La humedad absoluta depende del vo-
4.3. Humedad
79
lumen de la masa de aire y, por tanto, de la temperatura. Esto es un inconveniente porque si cambia la temperatura 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,
r=
mv . md
(4.26)
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 r=
ρv e e = ǫ = ǫ ρd pd p − e
(4.27)
donde ǫ = M v /M d = 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 llama razón de mezcla saturada rs . La humedad atmosférica está comprendida entre 0 y 30 g/kg La humedad específica se define como la masa de vapor por
unidad de masa de aire húmedo q =
mv , mv + md
(4.28)
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 1
q
=
mv + md mv
= 1+
1
r
=
1+r
r
.
(4.29)
En la atmósfera generalmente se tiene que mv ≪ md y p ≫ e, y en consecuencia la razón de mezcla y la humedad específica son
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
80
casi iguales r ≈ q ≈ ǫe/p. Tanto q como r son buenos índices para medir la humedad, porque no dependen de la temperatura y sólo varían cuando hay condensación o evaporación neta de agua. La máxima humedad específica que puede alcanzar el aire se llama humedad específica de saturación q s . La humedad relativa, h, se define como el cociente, expresado
en tanto por ciento, entre la masa mv 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 saturado h =
mv mvs
×
100,
(4.30)
que es equivalente a h =
mv mvs
×
100 =
e q × 100 ≃ E q s
×
100.
(4.31)
Cuando h = 100% el aire está saturado y este valor define los dos casos siguientes: •
h < 100 %, aire no saturado, puede producirse evaporación.
•
h > 100 % aire sobresaturado, habrá condensación.
La humedad relativa depende de la temperatura, 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 , T r , de una masa de aire es la tem-
peratura 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 r ) = e. Es un índice que a primera vista puede resultar extraño, porque expresa la humedad en forma de
4.3. Humedad
1
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 objetos que se enfrían más rápidamente que el aire. Este es un índice muy utilizado en meteorología, porque no depende de la temperatura del aire, sino del contenido de vapor de agua. La diferencia entre la temperatura real del aire, T , y la temperatura de rocío, T r , es una medida de la humedad relativa. La temperatura T del aire es siempre mayor o igual que T r . Si T disminuye hasta que T = T r se alcanza la saturación, y si este descenso continúa se produce condensación, de manera que ambas temperaturas siguen siendo iguales. Como se muestra en la figura 4.2, hay un rango de presiones de saturación para el que T r es menor que 0 C, en cuyo caso, cuando el vapor satura forma directamente cristales de hielo. Cuando 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 diminutas perlas, sino que forma brillantes cristales del hielo sobre la superficie en la que se deposita.
Todos los índices mencionados, excepto la humedad relativa, especifican el contenido de vapor de agua en el aire. En el caso de la humedad relativa, es necesario conocer además la presión y la temperatura.
4.3.3. Medida de la humedad atmosférica Medir con exactitud la humedad del aire no es siempre un problema sencillo. Un procedimiento directo para medir la humedad absoluta se basa en la diferencia de pesada de una sustancia fuertemente higroscópica antes y después de haber absorbido toda el agua contenida en un determinado volumen de aire. Indirectamente, se utilizan dos tipos de instrumentos llamados respectivamente higrómetros y psicrómetros. El higrómetro de cabello se basa en la propiedad que tienen los cabellos de que su longitud dependa de la humedad.
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
82
El higrómetro de condensación mide la temperatura 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 conductividad 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 mojada. 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. 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 relativa, depende de la ventilación del termómetro húmedo, por lo que si el psicrómetro está al aire libre, hay que corregir la medida 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
4.4. El aire húmedo
83
ideal, para el que podemos escribir una ecuación de estado de la forma p = ρ h Rh
(4.32)
donde ρh es la densidad del aire húmedo y Rh es la constante de los gases ideales específica para el aire húmedo. Esta ecuación nos relaciona la presión p y la temperatura del aire húmedo. Para determinar ρh y Rh 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 = p d + e =
ρ
d
M d
+
ρv M v
R = (ρd Rd + ρv Rv )
(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 Rh =
1
ρd ρv Rd + Rv = (1 − q )Rd + qR v = R d 1 + q ρh ρh ε
−
1
(4.34)
donde hemos sustituido el coeficiente ε = M v /M d = 0 622. El problema es que Rh no es constante porque depende de la humedad específica q . Para evitar este inconveniente podemos definir la temperatura virtual del aire húmedo
1
v = 1 + q
ǫ
−
1
T = (1 + 0 , 61q )T
(4.35)
y, así, la ecuación de estado para el aire húmedo (4.32) nos queda p = ρ h Rd T v .
(4.36)
Nótese que la constante de los gases que aparece, Rd , es la constante específica del aire seco. Comparando (4.32) con (4.36), se ve que una masa de aire con humedad q , a la temperatura T y densidad ρh tiene la misma presión que una masa de aire seco que tuviera la misma densidad y temperatura T v . Expresado de otra manera, la temperatura virtual T v de una masa
84
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
p2 = 500 hPa
T 1 T 2
p1 = 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 esta definición podemos tratar el aire húmedo a la temperatura T como si fuera aire seco a la temperatura T v . Por ejemplo, podemos utilizar la ecuación hipsométrica (4.8) para el aire húmedo sustituyendo T por T v . Así, el espesor de una capa de aire ∆z entre dos niveles de presión ∆ p a la presión p es proporcional a T v , ver figura 4.3. Como a igual presión y temperatura la densidad del aire húmedo es menor que la del aire seco, la diferencia T v − T es lo que habría que calentar el aire seco para que su densidad disminuyera hasta igualar la del aire húmedo. En general, la temperatura virtual es parecida a la temperatura real, siendo la diferencia de temperaturas en condiciones de aire caliente y húmedo de aproximadamente 2 ó 3 C.
4.4.2. Gradiente adiabático saturado Hasta ahora hemos tratado el aire húmedo no saturado como un 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 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
4.4.. El aire 4.4 aire húm húmedo edo
5
condensación se libera calor latente, que representa una cantidad importante de calor. Recordemos que el calor latente de vaporización del agua7 es Lv = 2, 5 × 106 J/g. Para la distribución media de la
humedad atmosférica la saturación se alcanza en ascensos inferiores a 1 m. Para discutir este proceso podemos distinguir dos situaciones: una reversible, en la que el agua condensada permanece suspendida en la burbuja de aire, de manera que pueda volver a evaporarse si se invirtiera el proceso; y otra, irreversible, en la que las gotas líquidas precipitan saliendo definitivamente de la burbuja. En la naturaleza se producen ambos casos simultáneamente, pero por sencillez vamos a considerar sólo el proceso de expansión adiabática saturada irreversible, también llamado proceso pseudoadiabático. En cualquier caso, el calor latente cedido en la condensación se emplea en calentar el aire de la propia burbuja, por lo que la tasa de enfriamiento de la burbuja saturada es menor que durante la expansión adiabá adi abátic ticaa sec seca. a. El gra gradie dien nte adi adiabá abático tico sat satura urado do est estáá dad dadoo por la expresión 8 dT (4.37) Γs = − = Γd Y ( (T ) dz donde 1 Lrs L2 rs Y ( (T ) = 1 + 1+ Rd T c p Rv T 2
−
es un unaa fu func nció ión n pos positi itiv va qu quee tie tiend ndee a un unoo cu cuan ando do T tiende a ce cero ro T tiende o cuando la humedad (r ( rs) tiende a cero. Por lo tanto, el gradiente adiabático saturado es siempre menor que el gradiente adiabático seco y, a diferencia de Γd , qu quee es co cons nsta tan nte te,, Γs depende de la temperatura. A temperaturas altas y aire húmedo puede llegar hasta Γs = 0, 35 Γd = 3, 5 K/km, mientras que a bajas temperaturas y aire seco ambos valores son parecidos Γs = 0, 92 Γd = 9 K/km. Esta última situación es la que se da en las capas altas de la atmósfera donde ambos gradientes tienden al mismo valor. 7
Otros calores latentes del agua son el de fusión L f = 3, 3 × 105 J/kg y el calor latente de sublimación L s = = L L v + + L Lf = 2, 8 × 106J/kg. 8 La deducción de esta expresión se puede encontrar, por ejemplo, en el libro de Sendiña y Pérez reseñado en la bibliografía.
86
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica Equilibrio inestable
Equilibrio indiferente
Equilibrio estable
Figura Figur a 4.4 4.4:: Los est estados ados de equi quilib librio rio se car aract acteri erizan zan por la reac acció ción n del sist sistema ema a pequeñ queñas as pert erturb urbacio aciones, nes, en est este e caso aso,, de la posic osición. ión. En el caso de equil quilibri ibrio o inestab ines table le el sist sistema ema reac accion ciona a ale alejánd jándose ose del est estado ado inic inicial ial,, mie mientr ntras as que en los otros dos casos el sistema es estable porque vuelve o permanece en el estado inicial.
4.5. 4. 5.
Esta Es tabi bili lida dad d Atm tmos osfé féri rica ca
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 inic in icial ial o per perma mane nece ce en él él.. Por el co con ntr trar ario io,, un si sist stem ema a es in ines esta tabl blee cuando al ser sometido a una perturbación reacciona alejándose del estado inicial. En la atmósfera, además de la estabilidad y la inestabilidad absolutas, hay un tercer tipo de inestabilidad llamada condicional. Pero antes de continuar con el estudio de la estabilidad, conviene recapitular los distintos gradientes de temperatura que hemos visto. En primer lugar, el gradien gradiente te am ambien biental tal de tempera temperatura tura,, Γ, quee es el gr qu grad adie ien nte qu quee ti tien enee la at atmó mósf sfer era a en un lu luga garr y mo mome men nto determinado y que se mide, por ejemplo, mediante un sondeo aeroló-
4.5. Estabilidad Atmosférica
87
2
)
m k
( d u t i t l A
1
10
20
30
40
50
Temperatura ( C) ◦
Figura 4.5: Gradiente ambiental, verde, gradiente adiabático seco, azul, y gradiente adiab ad iabáti átic co húme húmedo do,, roj ojo, o, tr traza azados dos des desde de un punt punto o a 30 C al ni nive vell de dell ma mar. r. El gradiente ambiental presenta una inversión térmica entre 500 y 1000 m. ◦
gico. El gradiente medio global de la troposfera es aproximadamente de 6, 5 C/km. El gradiente adiabático seco Γd = 9, 8 C/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 virtual. El gradiente adiabático húmedo o saturado, Γs, cuyo valor es variable y está comprendido entre 5 y 9 C/km, que es el gradiente de temperatura del aire saturado en un proceso pseudoadiabático. En la figura 4.5 se muestran los tres gradientes en un punto de altitud cero.
4.5. 4. 5.1. 1. Es Estab tabil ilida idad d abs absol oluta uta Para estudiar la estabilidad de la atmósfera vamos a suponer que tiene un determinado gradiente de temperatura
(z ) = −
dT
, dz
(4.38)
Capítulo Capítu lo 4. La estabi estabilidad lidad atmosf atmosférica érica
88
que, en general, depende de la distancia vertical z . Vamos a recurrir a la socorrida burbuja de aire y a considerar su comportamiento frente a pequeñas perturbaciones de su posición a lo largo de la vertical. Supongamos que inicialmente la burbuja está situada a una altitud z , con una temperatura T 0 y que se encuentra en equilibrio con el aire que la rodea. Si la burbuja se desplaza un altitud dz , la presión cambia y la burbuja experimenta una expansión adiabática que conlleva una variación de temperatura dada por la ecuación (4.16) dT =
Γd dz,
−
(4.39)
de manera que su temperatura ahora será T = T 0 − Γd dz , y sea su densidad ρ. A esa altitud z + + dz , la temperatura del aire exterior a la burbuja, por su propio gradiente, es ′
T = T 0 − (z )dz
(4.40)
y sea la densidad de aire exterior ρ . La burbuja, como cualquier otro cuerpo sumergido en un fluido, experimenta una fuerza de flotación igual a la diferencia entre su peso = −g ρv = gρ v P k y el empuje E k (principio de Arquímedes), cuya = P + E = ma, donde k es el vector unitario en la resultante es R vertical. El módulo de la aceleración a la que se ve sometida la burbuja es, pues, ′
′
′
E − P ρ −ρ a = . = g m ρ
(4.41)
Si a es positiva la aceleración está dirigida hacia arriba y viceversa. Puede ocurrir que en su nueva posición la burbuja, que está a la temperatura T , se encuentre rodeada de aire a una temperatura T , tal que T > T , en cuyo caso se tiene que ρ < ρ, ver figura 4.6. En este caso, la burbuja es más densa que el aire que la rodea y a < 0 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 ρT = ρ T y podemos escribir la ecuación (4.41) en función de la temperatura o de la temperatura potencial de la siguiente forma ′
′
′
′
′
′
′
T − T θ−θ a = g . = g T θ ′
′
(4.42)
4.5. Estabi Estabilidad lidad Atm Atmosféri osférica ca
d u t i t l A
h + ∆h ∆h h
9
a d i a b á t i c a s e c a
g r a d i e n t e a m b i e n t a l
′
T T
T 0
Temperatura
Figura 4.6: Estabilidad absoluta. El gradiente ambiental es menor que el gradiente adiab adia bátic ático o se sec co. La burbuja en h a la temp temper eratur atura a T 0 cuando se despl desplaza aza ∆h se enfría a la temperatura T , donde la temperatura ambiental es T > T . El empuje se opone al movimiento. ′
Esta última expresión nos da un criterio de estabilidad en función de la temperatura T temperatura T del aire en las capas altas, cuya temperatura potencial es θ , con la temperatura del aire junto al suelo, donde T = θ. ′
′
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 durante el amanecer y puede ser tan intenso que se forme una inversión térmica, es decir, una capa de aire en la que la temperatura aumenta con la altitud (ver figura 4.5). Esta situación de alta estabilidad impide completamente movimientos verticales del aire y puede dar lugar a nieblas en invierno o a acumulación de contaminantes sobre las ciudades. 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.
90
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
d u t i t l A
a d i a b á t i c a s e c a
h + ∆h h g ra d i en t e a m b i en t al ′
T
T
T 0
Temperatura
Figura 4.7: Inestabilidad absoluta. El gradiente ambiental es mayor que el gradiente adiabático seco. La burbuja en h a la temperatura T 0 cuando se desplaza ∆h se enfría a la temperatura T , donde la temperatura ambiental es ahora T < T . El empuje sobre la burbuja favorece el movimiento. ′
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 figura 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 altitud de la burbuja crecerá originado un movimiento vertical ascendente. En ese movimiento la burbuja se enfría por expansión adiabática a una tasa igual al gradiente adiabático seco y terminará por alcanzar la temperatura de saturación. Esa altitud define el nivel de condensación que se corresponde con la base de la nube. A partir de este momento la burbuja continúa ascendiendo, pero debido al calor latente cedido en la condensación, el enfriamiento por expansión disminuye hasta el gradiente 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
4.5. Estabilidad Atmosférica
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 altitud, el gradiente toma valores normales y la atmósfera se estabiliza limitando el ascenso del aire caliente, que suele terminar cayendo formando pequeñas celdas convectivas. En la figura 4.8 se muestra esta situación. El nivel en el que se estabiliza la atmósfera se conoce como altitud 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 comprendido entre 6 y 10 C/km. Este gradiente es menor que el gradiente adiabático seco, pero mayor que el gradiente 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 (NLC), el gradiente ambiental es mayor que el adiabático saturado y la atmósfera es inestable. Una burbuja ascenderá hasta que alcance el nivel de equilibrio (NE) en el que su
92
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
2 )
m k
( d u t i t l A
altitud de mezcla 1
10
20
30
40
50
Temperatura ( C) ◦
Figura 4.8: La atmósfera es inestable desde el nivel de superficie hasta el punto de corte de la recta cuya pendiente es el gradiente de temperatura ambiental (con signo negativo) con la recta cuya pendiente es el gradiente adiabático seco (con signo negativo).
d u t i t l A
a d i a b a t i c a Estable s a t u r a d a
a d i a b a t i c a s e c a
Condicionalmente Inestable Inestable
Temperatura
T
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.
4.6. Modos de alcanzar la saturación en la atmósfera. Nieblas
NE
a d i a b a t i c a s e c a
a d i a b a t i c a s a t u r a d a
93
e l b a t s e n i
NLC
c u r v a d e e s t a d o
d u t i t l A
e l b a t s e
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 NLC.
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 temperatura. En general, por debajo del NLC 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 fuere la causa de la ascensión, el aire se desplazaría siguiendo la adiabática seca hasta llegar a la saturación en NLC, nivel a partir de cual se inicia la inestabilidad.
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
94
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
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 también puede bajar la temperatura del aire a presión constante, esto es, sin variación de la altitud, cediendo calor a otro cuerpo más frío. Según la forma en la que se establece la diferencia de temperatura entre el aire y la superficie, se distingue entre la advección 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 de 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 tiende 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 diferencia de temperatura con el agua no sea suficientemente elevada o por la presencia de una inversión térmica en altura. En estas circunstancias se forman nieblas de evaporación que pueden extenderse desde unos centímetros, sobre terrenos húmedos formando una especie de humo blanco, hasta 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 eva-
4.6. Modos de alcanzar la saturación en la atmósfera. Nieblas
110 90
) a 70 P h ( E 50
B C
30 10 20
A 10
0
10
20
30
40
50
T ( C) ◦
Figura 4.11: En rojo, la presión 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.
poración de lluvia templada al atravesar en su caída una capa de aire
más frío. Esta 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 cuando 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 figura 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 de aire, de los que trataremos en el capítulo 7. Nieblas que se forman por disminución de la presión de saturación
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
95
96
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
de radiación. Esta situación es frecuente durante el enfriamiento ra-
diativo nocturno 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 velocidad 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 estas nieblas y son más frecuentes sobre superficies húmedas, como ríos, lagos, mares o suelos mojados. Se disipan a las pocas horas de la salida del Sol, en cuanto se empieza a calentar el suelo. Otra forma de saturación por enfriamiento tiene lugar cuando se desplaza aire templado 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 frecuentes 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 enfriamiento 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.
4.7.
Condensación
4.7.1. Nucleación 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
4.7. Condensación
97
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 por dos razones: en primer lugar, porque 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 condensación heterogénea en la que las pequeñas gotas o cristales se forman sobre partículas microscópicas llamadas núcleos de 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 formación 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. Desde el punto de vista de la evaporación, las moléculas de agua se evaporan más fácilmente desde una gota que desde una superficie plana porque la tensión superficial σ, que tiende a minimizar la superficie, favorece la salida de las moléculas de agua. En el proceso inverso las moléculas de vapor necesitan mayor energía para condensarse sobre una gota que sobre una superficie plana. En consecuencia, para una temperatura dada, la presión de vapor saturante E (r ) alrededor de una gota de radio r es mayor que la correspondiente presión de vapor saturante para una superficie plana E (r = ∞). Este efecto disminuye exponencialmente con el radio de la gota según la ecuación de Kelvin E (r ) = E (∞)ea/r donde a =
2σ ρv Rv T
(4.43)
(4.44)
98
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
es un parámetro con dimensión de longitud que depende de la tensión superficial σ, la densidad ρv , la constante de los gases para el vapor Rv y la temperatura . La ecuación (4.43) nos define el radio crítico cuando e = E (r ) a r = (4.45) ln R de una gota contenida en una atmósfera con una razón de saturación (humedad relativa) R = E (r )/E (∞). 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 . ∗
∗
∗
∗
∗
∗
Tomando valores para el agua, σ = 7, 5 × 10 2 N/m, ρv = 1000 kg m 3 , Rv = R/M v = 461, 5 kg 1 K 1 y considerando una temperatura de 273 K, el parámetro vale a = 1, 21 × 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 0, 12 µ m. Un cálculo sencillo (ver problema) establece que en una gota de 0, 12 µ 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 n0 moléculas de agua la razón de saturación viene dada por la ley de Raoult R∼
n0 n + n0
∼
n 1+ n0
1
−
(4.46)
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 n0 es proporcional al volumen de la gota y, por tanto, a r3 . Así, cuanto menor sea el radio mayor es la concentración de la disolución. Incluyendo el efecto de la concentración y la curvatura, la razón
4.7. Condensación
99
103 102 101 n100 o i c a r 99 u t a S
98 97 96
95 0.01
r
∗
0.1
1
Radio de la gota (µm)
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 soluto y en azul el resultado de ambos efectos combinados. Se muestra el valor r que corresponde al radio crítico de la gota. ∗
de saturación es R (r ) =
1−
b r3
ea/r
≈
1+
a r
−
b r3
,
(4.47)
donde b es una constante que depende del soluto. El efecto de la concentración es pues opuesto al de la curatura y el resultado de ambas contribuciones da lugar a un máximo de R(r) como se muestra en la figura 4.12 Los aerosoles que hacen de núcleos de condensación son cristales 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 elocidad de crecimiento tiende a disminuir debido al aumento de temperatura que se produce en la gota por la ganancia de calor latente de aporización. A partir de un cierto tamaño las gotas crecen por coalescencia, es decir, por choques con otras gotas a las que
100
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
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 precipitación. La coalescencia es el mecanismo fundamental para la precipitación en nubes calientes. En nubes frías, con temperaturas menores de −4o C se producen, junto con gotas de agua subenfriada, 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 presión 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 superficie 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 de 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 función de la altitud. En el caso de que la temperatura del aire no cambie con la altitud, la presión decae exponencialmente con la altitud. Para pequeñas variaciones de altitud es una buena aproximación considerar que la temperatura es constante. 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 dibujan las isobaras, o bien con mapas de una determinada altitud en los que se fija la presión y se trazan las isohipsas. Conocida la variación de la presión con la altitud calculamos la evolución de una burbuja de aire que cambia de altitud. Como el aire es un mal conductor térmico se puede considerar que el proceso que sigue la porción de aire es adiabático. En estas circunstancias, una
101
4.7. Condensación
burbuja 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 C/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 temperatura 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 encuentren a la misma altitud. 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 la presión de vapor, humedad absoluta, razón de mezcla, humedad especifica y humedad relativa. Para simplificar las ecuaciones termodinámicas y también para poder comparar la densidad de masas de aire con distinta temperatura 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 saturación. A partir de ese momento, la burbuja se enfría con el gradiente adiabático húmedo cuyo valor típico es 6 C/km. Este gradiente depende de T y de la humedad del aire, tendiendo al valor del gradiente adiabático seco cuando la temperatura o la humedad tiende a cero.
Se dice que la atmósfera es absolutamente estable cuando no hay movimiento vertical de aire y cualquier perturbación que implique un desplazamiento vertical es amortiguada. Esta situación es la que se da cuando el gradiente de temperatura vertical de la atmósfera es menor que el gradiente adiabático seco. En una atmósfera inestable una burbuja 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 situación es la que
102
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
se da cuando el gradiente de temperatura vertical de la atmósfera es
menor que el el gradiente adiabático seco. Cuando el gradiente de temperatura está comprendido entre el gradiente adiabático seco y el adiabático húmedo la atmósfera es condicionalmente inestable. Cuando el vapor de agua se condensa en la atmósfera forma nubes 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 tamaño suficiente precipitan en forma de lluvia.
Cuestiones y problemas
03
Problemas resueltos 1. Con la ayuda del cuadro 1.1 determinar la masa molecular 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 = n d RT donde nd = m d /M d es el número de moles de aire, md la masa de aire contenida en el volumen V y M d 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 = pi donde las presiones parciales de los componentes de la mezcla satisfacen pi V = n i RT , por tanto, se tiene que
pV = (n1 + n2 + ... + nN ) RT
n =
es decir, que nd i i , donde para cada gas tenemos que ni = m i /M i . or tanto, la masa molecular media es
md 1 M d = = nd nd
m = n M = χ M i
i
i
i
nd
i
i
i
donde χi es la fracción molar que equivale a la fracción de volumen. articularizando para gases del cuadro 1.1 tenemos que la masa molecular del aire es
M d = 0, 78 × 2 8 + 0, 2095 × 3 2 + 0, 0093 × 39, 8+ ≈ 28, 96 g/mol Como un mol en condiciones normales ocupa 22,4 l la densidad del aire seco es ρ = 1, 29 g/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?
104
Capítulo 4. La estabilidad atmosférica
Solución:
Para calcular la densidad podemos utilizar la ecuación de estado del aire úmedo p = ρR h T donde por la ecuación (4.34) Rh = (1 − q )Rd + qR v
8, 31 = (1 − 8 × 10 ) 29 × 10 = 288, 44 J kg 1 K 1 −
3
−
−
−
3
+ 8 × 10
3
8, 31 18 × 10
3
−
−
luego p 105 Pa ρh = = = 1, 184 kg/m3 . Rh T 288, 44 × 293K Otra manera equivalente es utilizar la ecuación de estado del aire seco, pero a la temperatura virtual p = ρR d T v , donde ahora Rd = 286, 6 J kg 1 K 1 y T v = (1 + 0 , 6 q )T = (1 + 0, 6 × 8 × 10 3 )(273 + 20)) = 294 , 4 K, ver ecuación (4.35). −
−
−
La densidad del aire seco a la misma presión y temperatura es p ρd = = 1, 190 kg/m3 , Rd T que es mayor que la del aire húmedo.
Cuestiones y problemas 1. Calcular el valor de la escala de altitud a nivel del mar donde T = 300 K y a 10 000 m de altitud donde la temperatura es T = 200 K. (Sol. 8787 m 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
Cuestiones y problemas
15
otra altitud. ¿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.(Sol. 1021 hPa )
3. Determinar la altitud media en condiciones normales de presión y temperatura (1 Atm ≈ 1013 hPa y 25 C) de los mapas isobáricos típicos a 1000 y a 500 hPa . (Sol. 112 m, 6 163 m).
4. En un avión podemos medir la presión y la temperatura. Suponiendo que el aire es seco calcular la altitud que hemos ganado entre 990 hPa y 700 hPa si la temperatura media es de 20 C. ¿Como se modifica la altitud si la humedad específica es 5 g /kg? (Sol. 2 975 m, 2 983 m)
5. Calcular la humedad absoluta correspondiente a 30 C y una humedad relativa del 100 %. (Sol. 30, 4 g/m3 )
6. La presión de vapor aumenta con la temperatura, ¿Qué ocurre con un líquido cuando la presión de vapor se hace igual a la presión atmosférica? 7. Obtener el valor de la constante c que relaciona la humedad absoluta y la presión del vapor de agua. 8. El higrómetro de condensación mide la temperatura de rocío. Sabiendo que la presión es de 1000 hPa la temperatura ambiente es 21 C y que el punto de rocío es de 10 C, determinar la humedad relativa, la humedad absoluta y la humedad específica. (Datos: E (10 ) = 12, 28 hPa, E (21 ) = 24, 86 hPa, ǫ = 0, 622).
9. ¿Qué pesa más: el aire húmedo o el seco? 10. ¿Qué se puede decir de la densidad de dos masas de aire que tienen la misma temperatura virtual? 11. Con ayuda de la figura 1.1 estime el valor del gradiente medio global de la troposfera. Si lo compara con el valor de los gradientes adiabáticos seco y saturado ¿cómo es la estabilidad de la troposfera?
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 fricción 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
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
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 altitud normalizada 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 “fuerza”, se mide en el SI en m/s, pero es frecuente medirlo en nudos. Un nudo es una milla marina por hora que equivale a 1850 m/h ≈ 0, 5 m/s. La dirección viene indicada 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 Norte 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 figura 5.1 se muestra el símbolo 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.
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 al-
5.3. Fuerza bárica
Figura 5.1: A la izquierda, viento del oeste de 25 nudos y a la derecha viento del este de 70 nudos.
titud no da lugar a movimientos 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 están las borrascas y los anticiclones, y cuál es la diferencia de presión entre ellas. En la figura 4.1a) se representa un mapa de presiones con intervalos de 4 mb, como suele ser habitual. 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 rápidamente en una distancia muy pequeña. Las letras ”a” (o una ”b”) son dorsales (o vaguadas) y son isobaras que se extienden en forma de U hacia afuera de un anticiclón (o hacia afuera de un ciclón). Las fuerzas 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 Tierra influye sobre el movimiento a través de la fuerza de Coriolis y cuando la trayectoria es curva el aire está sometido a la fuerza centrífuga. Cerca de la superficie terrestre, la fuerza de rozamiento afecta tanto a la intensidad como a la dirección del viento.
5.3.
Fuerza bárica
5.3.1. Concepto de 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
110
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
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 función escalar p(x, y ) que podemos representar por una superficie como se muestra en la figura 5.2. Para calcular la diferencia de presión entre dos puntos P 1 y P 2 próximos entre sí, podemos ir por muchos caminos. Si vamos desde P 2 a P 3 manteniendo constante el valor de y la variación de presión es p3 − p2 =
∂p ∂x
∆x
y=cte
donde (∂p/∂x)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 P 3 al P 1 ∂p ∆y p1 − p3 = ∂y x=cte
donde (∂p/∂y )x es la derivada parcial de la presión con respecto a y manteniendo x constante. Por tanto, la variación de la presión entre P 1 y P 2 es simplemente ∆ p = p 1 − p2 =
∂p ∂x
∆x + y
∂p ∂y
∆y
(5.1)
x
Igualmente podríamos haber ido a través del punto P 4 o por cualquier otro camino y habríamos obtenido el mismo resultado. Recordando la definición de producto escalar, podemos escribir la ecuación (5.1) como p · ∆r, ∆ p = p el vector gradiente de presión, cuyas componentes evisiendo dentemente son p = ∂p , ∂p ∂x ∂y
y ∆r = (∆x, ∆y ) es el vector desplazamiento. Si α es el ángulo que forma el vector gradiente y el vector desplazamiento, por definición de producto escalar, tenemos que la diferencia
5.3. Fuerza bárica
111 p(x, y) P 1 (∂p/∂y)∆y
P 3 (∂p/∂x)∆x
P 4
(x, y)
Y (x, y + ∆y)
P
(x + ∆x, y + ∆y)
(x + ∆x, y)
X
Figura 5.2: Representación de la presión en cada punto del plano horizontal X Y .
de presión es
∆ p p |∆r| cos α. ∇
De esta expresión se deduce que de todos los puntos que distan una distancia ∆r de un punto dado, la variación de presión será máxima es paralelo al cuando α 0. En ese caso, se tiene que el vector ∇ p vector ∆r y que ∆ p toma su valor máximo. En otras palabras, la dirección del vector gradiente es la dirección de máxima pendiente y su módulo
∇ p
= ∆ p/∆r es el incremento de presión por unidad de
distancia en esa dirección. En un mapa de superficie, entre dos puntos cercanos situados sobre y ∆r son perpendiculares. la misma isobara se tiene que ∆ p = 0 y ∇ p Por lo tanto, en cada punto el vector gradiente de presión es perpendicular a la isobara que pasa por ese punto.
5.3.2. Fuerza bárica La fuerza del gradiente de presión o fuerza bárica es la fuerza que se produce como consecuencia de la diferencia de presión en un plano horizontal. Sea un cierto volumen V de aire y un gradiente
112
Capítulo 5. Dinámica atmosférica p1 + ∆ p
p1
F 1
S
F 2
F 4
S F 3 ∆n
Figura 5.3: La fuerza del gradiente de presión es la resultante de las fuerzas que ejerce la presión sobre las caras.
p, ver figura 5.3, de manera que una cara está horizontal de presión ∇ sometida a la presión p1 y la opuesta a la presión p2 = p1 + ∆ p. Ambas caras tienen sección S , están separadas una distancia ∆n y son perpendiculares al gradiente de presión. La fuerza neta que actúa sobre el volumen V = S ∆n de aire es la resultante de las fuerzas debidas a la presión sobre las caras. Las fuerzas F 3 y F 4 se cancelan porque son iguales y opuestas. Como F 1 y F 2 son perpendiculares a las caras, tienen la misma dirección y podemos considerar solamente sus módulos. El módulo de la resultante es, pues,
F = F 1 − F 2 = ( p1 − p2 )S = −∆ pS =
−∇ p ∆n S = −∇ p V.
Por lo tanto, la aceleración bárica o fuerza por unidad de masa de aire es p = − V ∇ p = − 1 ∇ p. F (5.2) m
ρ
No debe causar confusión que mantengamos la letra F p para referirnos a la aceleración porque, 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 fuerza tiene la dirección del gradiente de presión pero con signo negativo, 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 fuerza es mayor cuanto menor sea la densidad del aire, lo que implica que con igual gradiente los vientos en altura son más fuertes que cerca de la superficie, donde el aire es más denso.
5.3. Fuerza bárica
113
Para determinar la fuerza bárica a partir 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 F p =
1 ∆ p ρ ∆n
donde ∆ p es la diferencia de presión entre estas dos isobaras y ∆n la distancia que las separa.
Ejemplo
En la figura 5.4 se representan dos sistemas de altas y bajas presiones. 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 flechas negras representan la fuerza bárica en diferentes puntos, son paralelas al gradiente de presión pero en sentido contrario. Estime la magnitud de la fuerza bárica en los puntos señalados como 1 y 2 tomando la densidad del aire 1 2 kg/m3 . Respuesta: El gradiente de presión, puede aproximarse como la diferencia de valores de la presión de dos isobaras, dividido por la distancia entre ellas. En el sistema a) el gradiente de presión se puede estimar como ∆ p/∆ ≈ 4 mb/100 km = 4, 0 × 10 3 Pa/m y la fuerza bárica F p ≈ 3, 3 × 10 3 m/s2 (recordemos que es una fuerza por unidad de masa y por tanto las unidades son de aceleración). En el sistema b) el gradiente de presión es ∆ p/∆ ≈ 4 mb/20 km = 2 × 10 2 Pa/m y la fuerza bárica F p ≈ 1, 67 × 10 2 m/s2 . Observamos que si las isobaras están muy juntas, la fuerza y el viento son fuertes, y si están muy separadas, el viento es flojo. En ambos casos la fuerza bárica se dirige de izquierda a derecha, esto es, de la alta a la baja presión. −
−
−
−
114
Capítulo 5. Dinámica atmosférica a)
1008 mb
1004 mb
1012 mb
1000 mb B
A 1 100 km
b)
1008 mb
1004 mb
1012 mb
1000 mb B
A 2 20 km
Figura 5.4: Representación de la fuerza bárica en una configuración de sistemas de presión. Las flechas rojas representan el gradiente de presión y las negras la fuerza bárica.
5.4.
Fuerza de Coriolis
La Tierra no es un sistema de referencia inercial porque está girando alrededor de su eje. La velocidad angular de rotación es Ω = 2π/ (24 × 3600) = 7, 27 × 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 Coriolis1 . Vamos a deducir esta aceleración para el caso sencillo de una plataforma que gira con velocidad angular ω constante, como se ilustra en la figura 5.5. Para lo cual, compararemos el movimiento en un sistema de referencia inercial y en otro sistema situado sobre la plataforma. Supongamos una línea dibujada en la plataforma (línea continua) y una línea fija 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 continua. Desde el sistema de referencia inercial se ve que la bola sigue la línea de puntos. Al cabo de un cierto tiempo t la bola llega al extremo de la plataforma tras recorrer la distancia r = vt. Mientras tanto, la plataforma ha girado un ángulo θ = ωt, y el extremo de la linea continua se ha desplazado un arco s = rθ, con velocidad v = rω. Esta situación corresponde la dibujada en la figura 5.5a). −
1
El efecto de la fuerza de Coriolis se muestra en la película que se encuentra en la página web : http://ciencia.nasa.gov/headlines/y2004/images/spin/coriolis.mov
5.4. Fuerza de Coriolis
115 ω
ω
a)
b)
r
s
θ
r V
s a
c
V
Figura 5.5: A la izquierda, trayectoria de la bola, en rojo, vista desde un sistema de referencia en reposo fuera del disco. A la derecha, la trayectoria vista desde un sistema de referencia situado sobre el disco en rotación.
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 −ω . La bola se va quedando atrasada respecto a la línea continua una longitud s = rθ = rωt = vtωt = vωt 2 ,
que corresponde al desplazamiento de un movimiento rectilíneo uniformemente acelerado de aceleración ac = 2vω . Esta aceleración, que se denomina de Coriolis, está dirigida perpendicularmente a la trayectoria y desvía la partícula, en este caso, hacia la derecha. La fuerza de Coriolis es una fuerza ficticia, porque es consecuencia de referir el movimiento a un sistema en rotación. En este caso sencillo que acabamos de exponer, el vector ω y el vector velocidad v son perpendiculares. Esta es la situación que se da en los polos geográficos, 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 singular de la superficie terrestre es el ecuador (ver figura 5.6). En este paralelo, la fuerza de Coriolis es nula porque, siguiendo con el ejemplo de la plataforma, ahora el eje de giro se y v son paralelos, dirige a lo largo de un diámetro y los vectores Ω de manera que la rotación no modifica la trayectoria de la pelota. Se puede demostrar que, en general, la fuerza de Coriolis por unidad de masa está dada por la expresión
c = F
−2Ω ×
v = 2Ωv sen φ
(5.3)
116
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
donde φ es el ángulo que forman Ω y v. En cualquier otro lugar de la superficie terrestre de latitud φ, la elección natural de los ejes coordenados es la de la figura 5.6. En son este sistema de referencia se tiene que las componentes de v y Ω = (0, Ωcos φ, Ωsen φ) y, por lo tanto, la fuerza de v = (vx , vy , 0), Ω
Coriolis por unidad de masa es c = F
× v = 2(vy )Ωsen φ + 2 vx Ωcos φ i − vx j k (5.4) 2Ω
−
La componente en la dirección vertical ( 2vx Ωcos φ), nos indica que, en el hemisferio norte, el viento que se desplaza hacia el Este sufre una aceleración en sentido contrario a la gravedad y, viceversa, si se desplaza hacia el Oeste la aceleración es en el sentido de la gravedad. En cualquier caso, en nuestra aproximación de considerar el viento horizontal, la componente vertical de la fuerza de Coriolis está compensada con la presión hidrostática y la fuerza de Coriolis se reduce a c = 2(vy )Ωsen φ = 2Ω sen φ(v × (5.5) F i − vx j k ). Es, pues, un vector perpendicular a la velocidad del viento cuyo módulo depende de la latitud del lugar. Para simplificar la notación se suele utilizar el parámetro de Coriolis f = 2Ωsen φ y, así, el módulo de la fuerza de Coriolis por unidad de masa es F c = f v.
(5.6)
De la ecuación (5.5) se deducen 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 hemisferio norte v × k siempre señala hacia la derecha y en el hemisferio sur a la izquierda. 2. Desde el ecuador, donde es nula ( φ = 0), la fuerza de Coriolis va aumentando con la latitud hasta alcanzar el valor máximo en los polos (φ = 90 ).
3. La fuerza Coriolis y, por lo tanto, la deflexión que experimenta el viento es directamente proporcional a la velocidad del mismo.
5.4. Fuerza de Coriolis
plano del horizonte
117
Ω φ
z
Ω
Ω
φ
p l a n o
φ d e l h o r i z o n t e
y x
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 latitud φ. A la derecha los ejes coordenados en el punto intermedio, tomando el horizonte local en el plano xy.
La trayectoria de un viento suave experimentará una deflexión pequeña y la del viento más fuerte una mayor deflexión.
El efecto de la fuerza 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 fuerza 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 fuerte porque no recorre una distancia suficientemente larga como para que la deflexión sea apreciable. En la escala en que nos movemos cotidianamente la fuerza de Coriolis es muy débil comparada con otras fuerzas. Así, no tenemos que 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 el perfil del lecho de los meandros, desde luego que no se tiene en cuenta en la construcción de líneas férreas por el posible mayor desgaste del raíl derecho que del raíl izquierdo.
118
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
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.
5.4.1. 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 fuerza bárica fuera la única fuerza 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 que estar sometido a la fuerza 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 trayectoria se desvía a causa de la fuerza 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 fuerza de Coriolis, hasta que finalmente se equilibra con la fuerza 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 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 fricción del viento con la superficie terrestre sea despreciable.
5.4. Fuerza de Coriolis
11
1000 mb
1004 mb
1008 mb
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). La trayectoria es la línea discontinua negra.
El equilibrio entre la fuerza de Coriolis, ecuación (5.5), y la fuerza bárica, ecuación (5.2), se expresa matemáticamente como h p g ) = − 1 ∇ k × V 2Ωsen φ( ρ
h p el gradiente g es la velocidad del viento geostrófico y ∇ donde V g se obtiene: horizontal de presión. Resolviendo la ecuación para V g = V
1 2ρΩsenφ
·
h p . k×∇
(5.7)
Dado que las fuerzas son paralelas y opuestas, esta ecuación vectorial se reduce a la igualdad de los módulos V g
=
1 2ρΩsenφ
·
∆ p ∆n
(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
120
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
p
z = 2∆z
z = ∆z ∆z z = 0 ∆n
Figura 5.9: Relación entre el gradiente de presión y la inclinación de la superficie isobárica. En la figura, se muestra la forma de construir un mapa de isohipsas a partir de los cortes de la superficie isobárica p y su intersección con tres planos a diferente altitud.
hidrostática:
∆ p ∆ p ∆z ∆z = = ρ g ∆n ∆z ∆n ∆n Sustituyendo (5.9) en la ecuación (5.8) se tiene que V g =
g ∆z f ∆n
(5.9)
(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. En resumen: La dirección del viento geostrófico es paralela a las isobaras rectilíneas y el sentido es tal que se deja a la izquierda la baja presión. La velocidad del viento geostrófico es mayor cuanto menor es la distancia entre isobaras.
5.4. Fuerza de Coriolis
Para igual gradiente de presión el viento geostrófico es menor cerca de los polos que cerca del ecuador. La fórmula de viento geostrófico no debe aplicarse en latitudes menores a 15o N 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. Viento de gradiente El viento geostrófico existe en las situaciones en que no hay fuerzas 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 entre la fuerza de Coriolis y la fuerza bárica. Sea un mapa isobárico correspondiente a una borrasca y supongamos para simplificar que las isobaras son circulares. La fuerza 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 fuerza 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 fuerza centrífuga dirigida en la dirección del centro de curvatura y en sentido hacia fuera. Cuando se alcanza el equilibrio la resultante de todas las fuerzas es nula y la velocidad del aire V R es constante. Si nos fijamos en la figura 5.10a), la condición de equilibrio se expresa matemáticamente como: V R2 F p = F C + , R
(5.11)
donde R es el radio de curvatura y V R2 /R es la fuerza centrífuga.
122
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
Desarrollando esta expresión obtenemos el viento del gradiente 2 V R 1 ∂p + 2ΩV R senφ + =0 R ρ ∂n
donde hacemos notar que ∂p/∂n < 0. Si R sión para el flujo geostrófico, V g =
→ ∞
(5.12)
se obtiene la expre-
1 ∆ p . ρf ∆n
Si sustituimos la velocidad geostrófica en (5.12), se tiene que V R = V g −
2 V R fR
La velocidad del viento de gradiente es, así, menor que en el caso del viento geostrófico, en el que no teníamos en cuenta la fuerza centrífuga. Por lo tanto, en el caso de un sistema de baja presión, el viento del gradiente sopla paralelo a las isobaras con velocidad menor que la velocidad geostrófica ( subgeostrófica) y en sentido contrario 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 p = F C −
2 V R , R
(5.13)
de donde se obtiene que la velocidad del gradiente es 2 V R V R = V g + . fR
Así pues, en un anticiclón la velocidad del viento es supergeostrófica (V R > V G ), tiene la dirección paralela a las isobaras y gira en el sentido
5.4. Fuerza de Coriolis
a)
b)
Fp
Fp
Fc
B
Fg
V
Fc A Fg
V Figura 5.10: El viento de gradiente es tangente a las isobaras. Es resultado del equilibrio entre las fuerzas bárica F p , de Coriolis F C y la centrífuga F g . Esta configuración corresponde al hemisferio norte.
de las agujas 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 V R , resulta ser muy próxima en magnitud a la del viento geostrófico V g , 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 despreciable y el viento tiene que ser resultado del equilibrio entre la fuerza bárica y la fuerza centrífuga. En este caso el movimiento se denomina ciclostrófico. Este equilibrio sólo es posible cuando la fuerza de presión y la fuerza centrífuga 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 implica que en el ecuador no puede haber anticiclones. También se da este equilibrio de fuerzas en algunos flujos de tamaño de escala pequeño, como es el caso de los tornados, las trombas marinas (columnas de agua en rotación generadas por tornados sobre el mar) y remolinos de polvo, en los cuales la fuerza de Coriolis es despreciable. La ausencia de fuerza de Coriolis, que es la que impone el sentido de giro, permite 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
124
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
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 presiones. El ángulo con el cual el viento cruza las isobaras varía, pero en promedio es de unos 30 . La fuerza 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 tierra (o del mar) y su efecto va disminuyendo a medida que aumenta la distancia a la superficie, como se muestra en la figura 5.11. Se llama 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 muestra el efecto de la fuerza de fricción sobre la intensidad (módulo del vector velocidad) 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 final de la capa límite. 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 altitudes sobre el plano horizontal forma una espiral que se conoce con el nombre de espiral de Ekman . En efecto, a causa de la fricción, la velocidad del viento disminuye y también la fuerza de Coriolis, que depende de la velocidad. La modificación del equilibrio entre las fuerzas se representa en la figura 5.13. En la figura a), se muestra la dirección del viento generado entre isobaras paralelas. Alcanzado de nuevo el equilibrio entre la fuerza de rozamiento, F r , la fuerza de Coriolis, F C , y la fuerza bárica, F p , la di
5.5. Fuerza de fricción
125
V g
capa límite (1000 m)
capa turbulenta 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.
V g
capa límite
p2
espiral de Ekman superficie terrestre p1
Figura 5.12: El efecto de la fuerza de fricción sobre la dirección del viento y la espiral de Ekman.
126
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
a)
p Fp V Fr Fc Fr+Fc
b)
p+Dp
c)
V Fc
Fr B
Fg Fp Fc
A
Fp Fg Fr
V
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 c) el viento entre isobaras curvas. La fuerza de rozamiento F r se opone al viento lo que induce una disminución de la fuerza de Coriolis F C , que modifica el equilibrio con la fuerza bárica F p , y la fuerza centrífuga F g .
rección 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 considerar también la fuerza centrífuga F g que, en el caso b) correspondiente al flujo alrededor de una zona de baja presión, se opone a F p . Por el contrario, en la figura c), 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 flujo resultante sigue una espiral alrededor y hacia el centro de la baja presión y hacia fuera 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
5.5. Fuerza de fricción
127
B
B
A
A
Figura 5.14: Corrientes verticales inducidas por el viento en superficie, plano in ferior. El plano superior está situado fuera de la capa límite (en el hemisferio norte)
zona de altas presiones, anticiclónica, la espiral del flujo es hacia fuera lo que hace que 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 fuerza que induce la corriente vertical, ascendente o descendente, disminuye con la altitud 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 situación diciendo que sobre la capa límite planetaria el efecto de la fuerza de fricción es despreciable y el viento es geostrófico o de gradiente. Dentro de la capa límite hay que tener en cuenta el efecto de la fricción, que origina una desviación de la dirección del viento de manera que corta las isobaras. La intensidad del efecto de la fricción, esto es el ángulo de corte con las isobaras, depende de la distancia al suelo, siendo máximo 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 vertical de velocidad de manera que se forma una estructura
128
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
de nubes con espectaculares vórtices característicos de la inestabilidad de Kelvin-Helmholtz2 .
Resumen En este capítulo se ha explicado cómo se origina 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 fuerza 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 resulta del equilibrio de todas las fuerzas presentes, bárica, de Coriolis, centrífuga y de fricción. En una situación concreta puede ocurrir que alguna de estas fuerzas sea mucho menor que las otras y que el equilibrio sólo dependa de las demás fuerzas. Según las fuerzas 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 aproximación de que las isobaras son rectas paralelas y de que no hay fuerza de fricción, 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 geostrófico, pero tiene lugar cuando las isobaras no son rectas. El viento resultante 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 observapor encima de la capa límite. 2
Para ver ejemplos de este tipo de nubes ver referencia en la sección Enlaces Interesantes.
5.5. Fuerza de fricción
2
El viento en la capa límite está sometido a la fuerza de fricción. Su dirección forma un ángulo comprendido entre 0 y ±30 con las isobaras según la distancia al suelo.
El viento ciclostrófico se produce cuando la fuerza de Coriolis y la de fricción son despreciables (cerca del ecuador o en flujos de escala pequeña y en altura). Es así, el resultado 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: En esta película se lanza una pelota en un tiovivo que se encuentra en rotación. Si alguien observa el tiovivo desde arriba la trayectoria parece una línea recta. Sin embargo si alguien se sienta en el tiovivo se observa que la trayectoria experimenta deflexión. Este es el resultado de la fuerza de Coriolis. En relación con la fuerza de Coriolis, ¿son ciertas las siguientes afirmaciones?: •
•
El aire en un huracán 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 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:
130
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
Espiral de Ekman y su efecto en el movimiento de la superficie del Océano: Transporte Ekman 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: y una película sobre la formación de esta inestabilidad en .
Cuestiones y problemas
131
A
P
Figura 5.15: Mapa de isobaras en un sistema de alta presión en el hemisferio Norte.
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 de 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 desde dicho punto.
Respuesta: Inicialmente la única fuerza que actúan sobre la partícula es la fuerza del gradiente 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 fuerza centrífuga 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 de 500 hPa (paralelas y dibujadas cada 40 m) están separadas una distancia de 200 km. Determine el viento geostrófico si la latitud del lugar es φ = 50
Respuesta:
132
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
P
A
F p
F c
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 fuerzas 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.
Las isohipsas son curvas de igual altitud que en este caso están representadas cada ∆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 ∆ p = ρg ∆z Como la isohipsas están separadas una distancia ∆ n 200 km el gradiente
horizontal de presión es, ecuación (5.9),
∆ p 40 = ρg 10 3 . ∆n 200 −
La velocidad del viento geostrófico es la ue se alcanza cuando la fuerza bárica y la de Coriolis son iguales. Por tanto, igualando ambas fuerzas y despejando tenemos ue, ecuación (5.10), V g =
g ∆z 9, 8 = 1, 11 × 10 f ∆n
5 × 10 4
−
−
4
= 17, 6 m/s.
donde hemos sustituido el valor de parámetro de Coriolis f = 1 2Ω sen 50 = 1, 11 × 10 4 s . −
−
Cuestiones y problemas
Problemas y cuestiones 1. ¿Qué tipo de fuerzas intervienen en el movimiento del aire? Descríbalas brevemente y ponga las expresiones matemáticas. 2. ¿Qué es el viento geostrófico?, ¿por qué no se espera que tenga importancia en el ecuador?, obtenga su expresión matemática. 3. ¿Por qué el gradiente de presión vertical no hace que el aire se escape hacia el espacio? 4. Es claro que el gradiente de presión es cero cuando la presión 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? 7. Si en el ecuador no hay fuerza de Coriolis ¿cuál es la dirección del viento en una zona donde las isobaras son circulares como en una borrasca? ¿y en un anticiclón? 8. En la figura 5.12, en la que se representa la espiral de Ekman, hay dos presiones p1 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 presión. En el punto P hay una partícula de 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 desde dicho punto. 10. En la figura 5.18 dibuje una flecha representando la dirección de la fuerza 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
Capítulo 5. Dinámica atmosférica
Figura Figur a 5.1 5.17: 7: Ma Map pa de iso isob bar aras as en un sis sistem tema a de baj aja a pr presi esión ón en el hem hemisf isferi erio o norte.
b) Calcule la magnitud del gradiente 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 geostrófico y estime su magnitud en los puntos 1, 2 3 y 4, suponiendo que 1 ρ = 1,23 kg/m3 y f = 10 4 s . −
−
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 1 . Los contornos de altitud están dados en metros. −
−
Para los puntos 1, 2 y 3, diga si el viento será mayor, menor o igual que el viento geostrófico.
Cuestiones y problemas
135
Figura 5.18: Mapa de isobaras del problema 10
Figura 5.19: Mapa de isohipsas del problema 11
Capítulo 6 La circulación en la atmósfera OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS
Conocer los modelos que describen la circulación atmosférica general.
Entender la relación entre 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 semipermanentes. Comprender la generación de vientos en la mesoescala: monzones. Comprender la generación de vientos en la microescala: vientos orográficos y brisas.
137
138
Capítulo 6. La circulación en la atmósfera
6.1. 6. 1.
Esca Es cala lass de la circ circul ulac ació ión n atmos atmosfé féri rica ca
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 flujos 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, mientras que una borrasca de miles de kilómetros cuadrados puede durar días o semanas. En el cuadro ?? 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 mesoescala 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 macroescala hacia la microescala.
6.2. 6. 2.
La ci circ rcul ulac ació ión n ge gene nera rall
Debido al balance energético de la radiación solar que llega a la Tierra y la radiación que la Tierra emite al exterior, la temperatura media de la Tierra es aproximadamente de 17 C. Por lo tanto, entre la superficie terrestre y el espacio exterior que está a 0 K hay un gradiente de temperatura a través de la atmósfera. El gradiente medio en la troposfera es de unos 6, 5 C/km km,, que es un valor cercano al gradiente crítico, pero no suficiente para que esta capa de la atmósfera sea absolutamente inestable. Lo que termina de desestabilizar la atmósfera es el calentamiento diferencial entre la zona ecuatorial y los polos que establece un gradiente horizontal de temperatura. En consecuencia, la atmósfera se encuentra en continuo movimiento debido al estableci
6.2. La circulación general
139
Cuadro 6.1: Escalas de movimientos atmosféricos. La escala planetaria y la sinóptica en su conjunto se denomina macroescala.
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
miento de flujos convectivos que transportan calor desde la superficie a la estratosfera y desde el ecuador a los polos. Estos flujos convectivos están relativamente 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 atmósfera 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 hemisferio iluminado y, por lo tanto, caliente, y otro hemisferio 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, y un mínimo en el nadir, el punto más lejano al Sol. Ambos puntos estarían situados en el ecuador, en los extremos del diámetro contenido 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 superficie 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 zona intertropical, donde incide casi perpendicularmente a la superficie, y es mínima en los polos, en los que la radiación incide tangencial-
140
Capítulo 6. La circulación en la atmósfera T
T T + ∆T
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.
mente. 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 perfil 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 trópicos y el ecuador, y que fueron muy importantes para la navegación transoceánica a vela. En este modelo cada hemisferio del planeta está cubierto por una gran celda convectiva. En la figura 6.2 se muestran la secciones de las
6.2. La circulación general
N
Alisios
Zona de ascendencia
S
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.
dos celdas. 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 atmósfera, empujado por esta corriente ascendente, el aire enfriado se dirige hacia los polos. En su desplazamiento en altitud el aire no sigue un camino directo a lo largo de los meridianos sino que, 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 figura 6.2. De esta forma, el modelo explica la existencia de vientos constantes a gran escala, a partir de la circulación convectiva originada por el calentamiento diferencial de la Tierra. Este modelo sencillo no tiene en cuenta la conservación del mo-
142
Capítulo 6. La circulación en la atmósfera
mento angular de la corriente convectiva y resulta ser inestable para
la velocidad 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. Modelo de tres celdas Fue propuesto por el meteorólogo norteamericano William Ferrel a mediados del siglo XIX. El problema del modelo de Hadley es que en la Tierra la fuerza de Coriolis, que es proporcional a la velocidad de rotación del planeta, ver la ecuación (5.3), es tan intensa que cuando el viento en altura que parte del ecuador alcanza aproximadamente los 30 de latitud, se ha desviado tanto que en vez de dirigirse al polo ya sopla de oeste a este. El aire está más frío que el aire tropical situado a baja altitud e inicia el descenso. Al llegar a la superficie la corriente se divide en una parte que se dirige 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 comportamiento 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 superficie se desvía por la fuerza de Coriolis hacia el oeste dando lugar a los llamados vientos polares del este. Al llegar aproximadamente a los 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 vientos cálidos procedentes de la zona templada. Así pues, en cada hemisferio tenemos dos celdas de origen convectivo, la polar y la de Hadley, y entre ellas se genera una tercera celda, llamada celda de Ferrel. 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 celda de Ferrel los vientos en superficie se dirigen hacia los
3
6.2. La circulación general
a)
Anticiclon Polar
b)
Anticiclon Polar
A
Chorro polar
A
CP
B
B B
CF
A
A
Zona de descendencia
A divergencia
A
B
Ascendencia A
CP
B
Zona de convergencia intertropical Alisios
CH Zona de descendencia
CH
Alisios B
B
Zona de ascendencia ecuatorial
A
CF
Ponientes A CH
B
B convergencia
Ascendencia
Chorro subtropical
CP
A
A
divergencia Ponientes convergencia
B
CF
B
B A
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.
polos y son desviados por la fuerza 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 altitud 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 altitud 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 corriente ascendente se enfría produciendo frecuentes tormentas acompañadas de fuertes precipitaciones que convierten a esta zona en la más lluviosa del planeta. En la figura 6.4 se puede observar el cinturón de tormentas que se encadenan rodeando el ecuador. Esta 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
144
Capítulo 6. La circulación en la atmósfera
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.
latitud Norte y Sur. Están representadas en la figura 6.3 y se corres-
ponden 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 altitud 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 California 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 zona, llamada frente polar, es una zona donde se forman continuas borrascas y se generan fuertes vientos debido a la gran diferencia de temperaturas entre el aire polar y el tropical. Vemos, pues, que el modelo de Ferrel describe bastante bien muchas de las características de la circulación general, especialmente en la celda de Hadley y en la polar. Peor es la validez del modelo en la celda de Ferrel, concretamente en altitud donde el modelo predice
6.2. La circulación general
5
p2 = 500hPa z
T 1 F C
T 2
F p V p1 = 1000hPa
ecuador
Polo Norte
Figura 6.5: Los vientos en altitud son predominantemente del oeste, resultado del equilibrio entre la fuerza del gradiente horizontal de presión, F p , y la fuerza de Coriolis F C .
vientos del este 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 esfe ra homogénea, sin la presencia de continentes y océanos que distorsionan la circulación general.
6.2.3. Corriente en chorro En cada hemisferio la tropopausa 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 intertropical, alcanza los 18 000 m.
Esta distribución 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 figura 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 altitud se encuadran las llamadas corrientes en chorro. El paso de un tramo a otro en el techo de la tropopausa se hace
Capítulo 6. La circulación en la atmósfera
146
a)
b) N
c) N
N
Figura 6.6: El chorro polar se deslaza hacia el este, formando las ondas de Rossby. Secuencia mostrando la deformación y embolsamiento de las ondas.
de forma abrupta, en escalones con elevados gradientes de presión y temperatura que originan vientos muy fuertes en forma de chorros. Tienen forma 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 altitud 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 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 figura 6.6, el chorro forma ondulaciones, llamadas ondas de Rossby , de forma parecida a los meandros que forman los ríos. A veces se producen 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 caliente y, viceversa, bolsas de aire caliente que quedan atrapadas al norte del chorro. Este proceso constituye un mecanismo de transporte de calor en altitud, 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 más elevado.
6.2. La circulación general
7
1020
a P h 1000 n ó i s e r P
980
0
30
◦
60
90
◦
◦
Latitud
Figura 6.7: Variación de la presión media en la superficie según la latitud. La gráfica es aproximada, pero los valores extremos son 995 hPa y 1025 hPa.
6.2.4. Sistemas de presión semipermanentes La variación de la presión atmosférica en superficie con la latitud 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. 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 zonas de bajas y altas presiones: la zona de bajas presiones ecuatoriales, la de altas subtropicales, la de bajas 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 térmicas 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 desarrollan altas presiones en el interior del continente. En general, la diferencia de temperaturas entre la tierra y el mar es mayor en invierno que en verano y, por lo tanto, también lo es la diferencia de presión. En la figura 6.9 se muestra un esquema simplificado de las principales zonas anticiclónicas y ciclónicas del planeta en invierno y ve-
Capítulo 6. La circulación en la atmósfera
148
Anticiclon Polar
0 N ◦
B
60 N ◦
Zona de bajas subpolares
30 N ◦
A
Zona de altas subtropicales
0
◦
B
Zona de bajas presiones ecuatoriales
30 S ◦
A
Zona de altas subtropicales Zona de bajas subpolares B
60 S ◦
Figura 6.8: Estructura en cinturones alternativos de altas y bajas presiones que definen las celdas convectivas globales.
rano. Además del efecto de continentalidad mencionado, es también
importante el desplazamiento, 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 cinturones 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 Norte 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 bajas 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 franja casi continua por la práctica ausencia de suelo continental.
6.3. Circulación mesoescalar
a)
80 Aleutianas
b)
B Islandia
B
60
149
80
B
Islandia
60
A
A
A
40
A
Pacifico
Azores
20
B
A
40
20
B
Azores
Pacifico B
0
B
B
20
40
A
20
A
A
0
Pacifico Sur 60
A
A 40
Pacifico
Atlantico S
A Pacifico
60
80
80
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.
6.3.
Circulación mesoescalar
Como ejemplos de circulación mesoescalar vamos a revisar dos tipos de vientos: los debidos a la orografía y los de origen 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
150
Capítulo 6. La circulación en la atmósfera
A
B
Figura 6.10: Mapa del sur del continente asiático donde se producen los monzones más intensos. En color azul los monzones de invierno y en rojo los monzones de verano. ver ano. La lín líne ea mag magenta enta mues muestr tra a la posic osición ión apr aproxim oximada ada de la zona de conve onverrgencia intertropical. En blanco la cordillera del Himalaya.
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 zon zona a de con conv verg ergenc encia ia in inter tertro tropic pical, al, que sig siguie uiendo ndo la posic posición ión 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.
6.3. 6. 3.2. 2. Vi Vien ento toss or orog ográ ráfic ficos os Así se co Así conoc nocen en lo loss vi vien ento toss qu quee so son n modi modific ficad ados os por la or orog ogra rafía fía del terreno. Pertenecen, pues, a la microescala. Entre ellos vamos a distinguir distin guir los que se produce producen n por cana canalizac lización ión y los de orige origen n térmico.
6.3. Circu Circulación lación mesoesc mesoescalar alar nubes lenticulares
Rotores
Figura 6.11: Ondas de montaña formadas cuando el viento incide perpendicularmente sobre una cadena montañosa.
6.3. 6. 3.2. 2.1. 1.
Onda On das s de de mon monta taña ña
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. Cuando el viento sopla entre dos obstáculos cuya separación se va estrechando se produce un incremento de la velocidad acompañada 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 poniente, entre las islas de Mallorca y Menorca con viento del norte o del sur, y los vientos del noroeste que encajonados por el valle del Ródano desembocan en el golfo de León. 6.3. 6. 3.2. 2.2. 2.
Efec Ef ecto to Foeh oehn n
El Foehn (Föhn), 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 cade1
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.
152
Capítulo 6. La circulación en la atmósfera
h2 Γs
Γd
h1
h3
Γd T 2
T 1
Figura 6.12: Viento Foehn. El viento a sotavento es más caliente y es más seco que el viento que incide sobre la cordillera.
nas montañosas y según el lugar recibe nombres diferentes como, por ejempl eje mplo, o, el vie vien nto Chi Chinook nook en las Mon Montañ tañas as Roco Rocosas sas,, Fogo ogony ny 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, T 1 , y humedad relativa, h1 , se encuentra una cordillera y que para sobrepasarla se ve forzado a elevarse. Durante la ascensión se enfría adiabáticamente a un ritmo de aproximadamente un 1 C/100 m que corresponde al gradiente 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 que el aire se satura el enfriamiento por ascenso disminuye aproximadamente a 0, 5 C/100 m, que es el gradiente pseudoadiabático húmedo. Una vez sobrepasada la 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 T 2 que es mayor que la inicial T 1 y además con humedad relativa menor. En los problemas al final del capítulo proponemos un ejemplo práctico de esta situación. En la lad ladera era de bar barlo lov ven ento to las nubes se est estrat ratific ifican an pers persist istien iendo do mientras dura el viento. Por la parte de sotavento se pueden formar
6.3. Circu Circulación lación mesoesc mesoescalar alar
cirros a cierta altitud 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 precipitaciones que otras regiones de su alrededor, alrede dor, por p or lo que esta región se conoce como sombra sombra pluvio pluviométrica métrica o desierto orográfico. En España, vientos tipo Foehn 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 espectacular.
6.3. 6. 3.3. 3. Ci Circ rcul ulac ació ión n tér térmic micaa Se llama circulación térmica a la que se genera por gradientes horizontales de temperatura. En general, el aire caliente tiende a elevarse y el aire frío a descender, generando así una circulación térmica. Una explicación sencilla del mecanismo se muestra en la figura 6.13. En la figura 6.13(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 6.13(b). Como consecuencia, se ha formado una zona de alta presión sobre la parte caliente y una baja presión sobre la fría. Estableciéndose un gradiente horizontal de presión que genera una corriente que lleva aire de la zona de alta a la de baja presión. Este viento acumula aire sobre la zona de baja presión que origina un viento vertical hacia abajo. En el lado caliente ocurre lo contrario, 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 figura 6.13(c), en la que en la zona caliente el aire asciende y en la fría desciende. Un ejemplo de este tipo de circulación térmica es la bri brisa sa de costa, que se genera en el mar y en lagos de cierta extensión. En
3
154
Capítulo 6. La circulación en la atmósfera A Viento B
a)
b)
A Viento B
B
A c)
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 isob isobar aras as deje dejen n de ser par aralel alelas as orig originand inando o viento viento,, en ver verde, de, en dir dire ección opuesta al gradiente de presión.
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 temperatura entre la superficie del mar y la terrestre. El aire próximo al suelo se calienta por contacto y se genera un viento llamado brisa do brisa marina o marina o virazón 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 situación 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 baja relativa sobre el mar. El gradiente horizontal de presión origina una brisa que sopla de tierra hacia el mar, llamada brisa llamada brisa de tierra o terral. Las brisas no son muy intensas y, por tanto, se modifican fácilmente por accidentes geográficos u otros vientos dominantes. Las brisas brisas de mon montaña taña se forman especialmente en las laderas
6.3. Circulación mesoescalar
(a) Brisa marina
() Brisa de tierra
Figura 6.14: Brisas de costa
de solana, donde la diferencia de temperatura de la superficie entre 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 entre el aire caliente próximo a la superficie y el aire más frío, que estando a la misma altura se encuentra situado hacia el exterior de la ladera. Este gradiente horizontal de temperatura origina una circulación convectiva que se manifiesta con brisas que suben por la ladera desde el valle, ver figura 6.15(a). Durante la noche se produce el efecto contrario, el suelo se enfría más rápidamente que el aire y al invertirse el gradiente de temperatura la brisa sopla desde la cumbre hacia el valle, como se muestra en la figura 6.15(b). Las 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 caracteriza a este tipo de viento es que su temperatura sigue siendo inferior a la del ambiente. Los vientos catábicos 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 ur-
156
Capítulo 6. La circulación en la atmósfera
T1
T2
T1
T1
(a) Brisa del valle, diurna.
T2
(b) Brisa de ladera, nocturna.
Figura 6.15: Brisas de montaña.
banas. Este fenómeno es debido a que la temperatura de las ciudades es mayor que la de su entorno. Los edificios presentan una gran superficie que absorbe durante el día la radiación solar, que junto con la actividad industrial y doméstica contribuyen 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 ciudad. 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 contaminantes de las industrias concentradas en los alrededores de las mismas.
Resumen La circulación atmosférica se puede clasificar en función 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 altitud y en superficie. En altitud 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 de la atmósfera 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 ascendencia se produce nubosidad y precipitaciones mientras que
6.3. Circulación mesoescalar
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 formación de sistemas de presión semipermanentes. A escalas inferiores a la global, los vientos térmicos son los generados por gradientes horizontales de presión debidas al calentamiento diferencial de la superficie terrestre. Los vientos térmicos pueden ser diarios como las brisas o estacionales como los monzones. Entre los vientos orográficos destacan el efecto Foehn por el cual los vientos descargan precipitaciones en las laderas de barlovento y pasan a las de sotavento más secos y cálidos.
17
158
Capítulo 6. La circulación en la atmósfera
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? 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 Foehn . 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 = 0 m, el viento tiene una temperatura T 1 = 22 C y una temperatura de rocío T r = 10 C. Considerando que la temperatura de rocío varía con la altitud con una tasa de Γr = 2 C/m, el gradiente adiabático seco Γd = 10 C/m y el gradiente adiabático saturado Γs = 6 C/m, 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 = 0 m.
Capítulo 7 Masas y Frentes OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS
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 tipos de frentes y según sus características la evolución del tiempo.
Entender la generación y la evolución de borrascas en el frente polar.
159
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Capítulo 7. Masas y Frentes
7.1.
Masas de aire
En el capítulo anterior hemos visto que, como resultado de la circulación general de la atmósfera, hay zonas de la superficie del planeta donde predominan los sistemas anticiclónicos. Los anticiclones son bastante estables y bajo ellos el aire superficial diverge lentamente, permaneciendo el tiempo suficiente para adquirir 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 de 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 conductividad térmica del aire, las masas de aire son bastante persistentes y en su desplazamiento hacia otras regiones, interaccionan con éstas modificando las condiciones meteorológicas 1 . Las regiones de la superficie terrestre que generan las masas de aire se denomiman regiones manantiales. Estas regiones deben ser de gran extensión 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 manantial y la masa de aire que genera queda, así, determinada por el correspondiente par de letras que describen su temperatura y humedad. 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 anticiclón bajo el que se sitúan, se desplazan hacia el Norte en verano y hacia el Sur en invierno. Las principales regiones manantiales de masas de aire son:
Aire ártico (A). Situadas en el círculo polar, sobre un suelo muy uniforme, cubierto de hielo y nieve, por lo que no hay manantiales marítimos. La zona está ocupada por el anticiclón 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 Primera Guerra Mundial. Con este nombre se denominó al grupo formado principalmente por Bjerknes (1862-1951) y sus colaboradores, entre los que destacan Bergeron y Soldberg, que se pueden considerar los padres de la meteorología moderna.
7.1. Masas de aire
161
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 C 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 Cana-
dá y de Siberia. Las características son parecidas a las del aire ártico, pero con temperaturas más elevadas, -35 y -20 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 latitud cuando se dan las condiciones necesarias. En el hemisferio norte esta zona está dividida por los continentes, pero es prácticamente continua en el hemisferio sur. Tienen una temperatura comprendida entre 0 y -15 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 inestables 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 semipermanentes. 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 borde ecua-
torial de las altas subtropicales. Es una zona de calmas genera-
162
Capítulo 7. Masas y Frentes 80
Pc
A
A
Pc
60
Pc
Pm
Pm
Pm
Tc
40
Tm
Tm
Tm
20
Tc
0
Em
Em
Em
20
Tm
Tm
Tm
Tc
40
Pm 60
Pm 80
AA
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.
das por la convergencia de los alisios con corrientes ascendentes. Generan masas de aire cálido de aproximadamente 27 C y alta humedad (> 20 g/kg), por lo que están en casi constante inesta
bilidad. Dado que las masas de aire se generan en zonas anticiclónicas, es decir, de alta presión, tienden 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. Frentes
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. 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 nubosidad abundante, y continental, que procedente del norte de África, proporciona tiempo seco y caluroso.
7.2.
Frentes
En su movimiento horizontal 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 tropical 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 frentes en los mapas meteorológicos. Los triángulos y los círculos indican la dirección del frente.
163
164
Capítulo 7. Masas y Frentes
Frente frío
Frente cálido
Frente estacionario
Frente ocluido
Figura 7.2: Código utilizado para representar los frentes en los mapas del tiempo. Ci Cs As Ns St
e e n t a l i c e a i r
aire frío
Figura 7.3: Esquema de un frente cálido, con los distintos tipos de nubes que se forman.
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 cirroestratos a gran altitud que van sucesivamente evolucionando hacia nubes cada vez más bajas, como altostratos, nimbostratos y estratos, que suelen ir acompañados de lluvias suaves y generalizadas. En general, el frente 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
65
7.2. Frentes Cb
aire frío
aire caliente
Figura 7.4: Frente frío
grande, se pueden formar nieblas frontales por evaporación de la lluvia
en el aire frío. Una 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. Frente frío En este tipo 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 baja. 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 despejado 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 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
166
Capítulo 7. Masas y Frentes
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 empuje de las masas de aire fría y caliente se forma un frente estacionario. Como la superficie frontal está inclinada hacia la masa fría, hay invasión en altitud del aire caliente sobre el frío de forma similar al caso de un frente cálido. Esta situación da lugar a largos periodos de nubosidad y precipitaciones suaves, que persisten hasta que el frente se debilita o se desestabiliza convirtiéndose 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 frentes 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 situados 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 frentes que se formaron alrededor de la zona de baja presión.
7.3. Borrascas ondulatorias
167
1004 1000
1008
Q
P
a)
b)
c)
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 ondulatoria s 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 frente polar están gobernadas por los vientos en altitud. 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
Capítulo 7. Masas y Frentes
Pc Tm a)
b)
c)
d)
Figura 7.6: Evolución de una borrasca ondulatoria en el hemisferio norte. a) Frente polar sin perturbar separando las masas de aire polar y tropical. b) Formación de una onda frontal por una perturbación del frente polar. c) 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.
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 orográficas y las frontales. De acuerdo con el Atlas Internacional de Nubes de la Organización Meteorológica Mundial (OMM) las nubes se clasifican en diez géneros, que organizaremos en cuatro grupos según su altitud. En la clasificación de las nubes se utilizan palabras en latín como son: Cirrus, cirros, que significa mechón de pelo. Stratus, estratos, que significa en capas horizontales. Cumulus, cúmulos, que significa montón. Nimbus, nimbos, significa lluvia. Altus, altos, hace referencia a nubes de altitud media.
7.4. Sistemas nubosos
Los diez géneros básicos son: Nubes altas. Situadas
a más de 6000 m de altitud. 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 altitud. Cirrocúmulos (Cc), formando motas, muchas veces en series alargadas y que cuando son abundantes forman el cielo aborregado. Cirrostratos (Cs), tienen forma extendida como un velo, pueden ser tan delgadas que sólo sean visibles por el halo que forman alrededor del Sol o la Luna. Nubes medias. Situadas
entre 2000 y 6000 m. Están formadas por gotas de agua pero pueden contener también cristales de hielo. Hay de dos tipos: Los altocúmulos (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 dejan ver el resplandor del Sol. Los estratocúmulos (Sc), 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 altitud. La altitud 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
Capítulo 7. Masas y Frentes Nubes de desarrollo vertical.
Las más pequeñas son los cúmulos (Cu), nubes 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 continúan 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 estratificada y las precipitaciones más suaves y persistentes.
7.4. Sistemas nubosos
Las borrascas ondulatorias son las que se forman por inestabilidades del frente polar, que dan lugar a familias de borrascas consecutivas. Tienen 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 altitud a la que se forman y un cuarto de desarrollo vertical.
171
172
Capítulo 7. Masas y Frentes
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 frecuentemente a la Península Española? 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 frontal? 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? 7. ¿Qué tipo de nube es la que se forma en las tormentas de verano? 8. ¿Cómo se pueden distinguir los altoestratos de los nimboestratos? 9. Hay diez géneros de nubes. ¿Se pueden agrupar todas por su altitud? ¿En qué grupo situaría un cumulonimbo?
Capítulo 8 El Océano y el clima OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS
Conocer la estructura vertical de océano y cómo varía con la profundidad la temperatura, salinidad densidad de las aguas oceánicas. Saber explicar la relación existente entre la circulación general atmosférica y las corrientes oceánicas superficiales. Comprender las distintas fuerzas 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 Nio.
173
174
Capítulo 8. El Océano y el clima
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 uímica) del agua en los distintos océanos y la formación de masas de agua 1 . El océano interviene de diversas maneras en el clima de la Tierra, ya sea almacenando energía o transportándola mediante las corrientes.
Como vimos en la sección 2.8 sobre el balance energético detallado, aproximadamente la mitad de la radiación solar que llega a la Tie rra es absorbida por los océanos y por el suelo, donde es almacenada temporalmente en la superficie. Sólo un quinto de la radiación solar es absorbida directamente por la atmósfera. Del calor almacenado en el océano la mayor parte es liberado de nuevo a la atmósfera, princi palmente mediante la evaporación y radiación infrarroja. El resto es transportado por las corrientes a otros lugares, principalmente a las latitudes medias. Los factores que intervienen en el transporte de energía en la su perficie del océano son: 1. El flujo de radiación solar incidente en el mar. 2. La radiación infrarroja neta procedente del mar. 3. Flujo de calor procedente del agua del mar debido a la conduc ción. 4. El flujo de calor transportado a la atmósfera por el agua evapo rada. 5. La advección, que es el calor transportado por las corrientes. 1
Una masa de agua se define de manera parecida a las masas de aire como: “un 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.
8.1. Introducción
175
Para apreciar en qué 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 m3 por metro cuadrado de superficie, 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 × volumen = 100 000 kg. El volumen de suelo que intercambia calor con la atmósfera en un ciclo estacional se puede estimar en 1 m3 , esto es, un metro de profundidad por metro cuadrado de superficie. Como la densidad del suelo es aproximadamente 3000 kg/m3 la masa del suelo en contacto con la atmósfera es 3000 kg . El valor típico del cambio de temperatura ∆T 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 que sobre el océano ∆T a = 10 C y en el interior de los continentes este cambio de temperatura es ∆T s = 20 C.2 El calor específico del agua es c p,agua ≈ 4,0 × 103 J kg 1 K 1 , y el calor específico del suelo es c p,suelo ≈ 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:
−
−
−
−
∆Qagua = c p,aguamagua ∆T a = (4000)(10 5)(10)J = 4,0 × 109 J ∆Qsuelo = c p,suelomsuelo ∆T s = (800)(3000)(20)J = 4 ,8 × 107 J y por tanto
∆Qagua = 83,3 ∆Qsuelo 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 2
En Madrid es aproximadamente 30 C. ◦
176
Capítulo 8. El Océano y el clima
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 continentes. 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 radiación infrarroja. El agua líquida es transparente a la luz visible, y absorbente en el ultravioleta 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 origina el azul del cielo. Debido a esta débil absorción de la luz roja si introducimos 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 superficie. Esta zona en la que la radiación es absorbida se denomina capa de mezcla, porque en ella las olas y el viento homogeneizan la temperatura. Por debajo hay otra zona llamada termoclina, cuya extensión es de varios centenares de metros, en que la temperatura disminuye monótonamente. Por debajo de esta capa se extienden las aguas profundas donde la temperatura disminuye más lentamente hasta estabilizarse a unos pocos grados centígrados por encima de la temperatura de congelación. Además de la temperatura, el factor que más afecta a la estructura oceánica y a su circulación global es la concentración de sal. La salinidad, como la temperatura, es máxima cerca de la superficie debido a la evaporación, aunque cerca de la costa el flujo de agua dulce procedente de los ríos puede invertir esta tendencia. La salinidad decae en la termoclina para ser casi constante en la región más profunda. 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 flotabilidad, debida a diferencias de densidad originadas por variaciones de temperatura y salinidad.
8.2. Estructura del océano
8.2.
Estructura del océano
8.2.1. 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 ( %).3 Los componentes que se encuentran disueltos son en su mayoría procedentes del cloruro sódico ( ∼ 85 %) y pequeñas cantidades de cloruro magnésico, sulfato de magnesio y carbonato cálcico. Aunque la salinidad varía de un océano a otro, las fracciones relativas de estos componentes son constantes independientemente de la salinidad total, lo que indica que los océanos se encuentran bien mezclados. La salinidad total en la superficie del océano varía aproximadamente entre 32 % y 38 % dependiendo del resultado del equilibrio 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 fundido de masas de hielo.
En la figura 8.2 presentamos el perfil típico de la salinidad en función de la profundidad correspondiente al Atlántico 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 medida 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 aproximadamente un g/l.
177
178
Capítulo 8. El Océano y el clima
Figura 8.1: Salinidad anual media en partes por mil, %. 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 observar 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 C. 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 kg m 3 . A lo largo de los años se han obtenido perfiles 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 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
−
8.3. La circulación general del océano
500
)
◦
34.5 35.0 35.5 36.0 0
m1000
Haloclina
Densidad (g/cm3 )
Temperatura ( C)
Salinidad ( %) 0
179
0
◦
4
◦
8
◦
12
◦
16
◦
20
500
500
)
m1000
)
Termoclina
1.025
0
1.027
1.029
Picnoclina
m1000
( d a 1500 d i d n 2000 u f o 2500 r P
( d a 1500 d i d n 2000 u f o 2500 r P
3000
3000
3000
3500
3500
3500
4000
4000
4000
4500
4500
4500
( d a 1500 d i d n 2000 u f o 2500 r P
Figura 8.2: Salinidad (izquierda), temperatura (centro) y densidad (derecha) del océano en función de la profundidad. (Modificada de Windows to the Universe)
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 funde
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 situación se encuentra en la figura 8.1.
8.3.
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 flujo en la dirección horizontal, o corrientes, son del orden de 0,01 a 1, 0 m/s; las velocidades verticales dentro del océano estratificado son mucho menores, cercanas a 10 3 m/s. La energía ue 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 fuerza de cizalladura: el viento que sopla −
180
Capítulo 8. El Océano y el clima
paralelo a la superficie del agua transfiere cantidad 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 fluyen 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 entre la fuerza debida al gradiente horizontal de presión y la fuerza de Coriolis. El flujo resultante 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 izquierda en el caso del hemisferio sur. Las diferencias de presión se reflejan en variaciones del nivel de la superficie marina, de un metro o más, y pueden ser observadas usando láseres en satélites. 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 fuerzas dominantes en la horizontal son el gradiente de presión y
8.3. La circulación general del océano
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 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 Atlántico 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, que rodea la Antártida siempre en dirección este y es la corriente más larga y de mayor intensidad del mundo. Se produce por efecto 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. 4
Como ejemplo de una distribución horizontal no uniforme de temperatura describimos la situación que tiene lugar en el ecuador, en la que el viento fluye de este a oeste transportando agua caliente por lo que la termoclina se hace más profunda en el oeste que en el este. 5 La intensidad de las corrientes se mide por el flujo o caudal cuya unidad es el Sverdrup (Sv), que equivale a 106 m3 /s.
181
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Capítulo 8. El Océano y el clima 80
C. Groenladia
60
C. Labrador C. California
40
C. del Golfo
C Kuroshio C. Canarias
20
Corriente Ecuatorial 0
Contracorriente Ecuatorial 20
C Brasil C Humboldt
C. Benguela
C Agulhas
40
Corriente Circumpolar 60
80
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.
8.3.3. Salinidad y circulación del océano Los cambios en la concentración de sal en la superficie del océano afectan a la densidad de las aguas superficiales. El agua dulce es ligera y flota en la superficie, mientras que el agua salada es pesada y se
hunde. La densidad también depende de la temperatura. Las variaciones verticales de densidad determinan la flotabilidad del agua de mar y la estratificación del océano. Una mayor salinidad junto con menor temperatura da lugar a un aumento en la densidad del agua del océano que se manifiesta en una depresión en el nivel de la superficie del mar. Por el contrario, en zonas calientes y en aguas más dulces, la densidad es más baja dando como resultado una elevación de la superficie 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 del océano transportan las aguas superficiales calientes 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
8.3. La circulación general del océano
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 formación de los hielos marinos en áreas subárticas, ya ue al formarse hielo aumenta la concentración de sal disuelta en el agua 6 . Esto da lugar a un incremento de la densidad y ue el agua se sumerja. Una vez en profundidad, la masa de agua fría fluye hacia el sur. Hay otro sumidero en la Antártida, concretamente en los mares de Weddell y de Ross. La formación de agua densa en la Antártida está originada por los vientos procedentes de la plataforma antártica ue 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 ue hay zonas en donde el agua superficial se hunde, existen también, aunue se localizan de forma más difusa, zonas de afloramiento (upwelling ) de aguas profundas. Estas se sitúan en zonas de divergencia de aguas superficiales, ue 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 ue 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 sur). A lo largo de estas costas los afloramientos dan lugar a la aparición de corrientes de aguas frías (Canarias y Benguela, en el Atlántico; California y Humboldt, en el Pacífico). El movimiento en la profundidad es extremadamente lento y pre6
El hielo está formado por agua pura y, por tanto, el agua del mar al congelarse segrega salmuera.
183
184
Capítulo 8. El Océano y el clima
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 de aguas profundas, uno en el Océano Índico y otro en el Pacífico.
dominantemente 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 viscosidad 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 fluido 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 fluido se llama transporte de Ekman . Debido a la deflexión de la fuerza de Coriolis, la velocidad del agua en la superficie forma un ángulo de unos 45 con la dirección del viento, hacia la derecha en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. El transporte de Ekman no se realiza tampoco en la dirección de la corriente superficial sino que forma un ángulo de 45 hacia la derecha en el hemisferio norte, y hacia la izquierda del viento en el hemisferio sur (ver figura 8.5). La cantidad de agua transportada en esta capa de agua depende sólo del viento y de la fuerza de Coriolis
8.4. Dinámica cerca de la superficie
185
F. Arrastre Viento Corriente
45º
F. Coriolis
45º
Corriente superficial Corriente efectiva
Figura 8.5: La fuerza de Coriolis desvía la corriente 45 respecto a la fuerza de arrastre (cizalladura), que en superficie es originada por el viento. El flujo neto o transporte de Ekman forma unos 90 con la dirección del viento. ◦
◦
y es independiente del espesor de la capa de Ekman y de la viscosidad del agua. Cuando se tienen 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 ( downwelling ). 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 sujetos al fenómeno conocido como el Niño.
8.4.1. El Niño Uno de los patrones del clima que mejor se ha llegado a reconocer y entender es el fenómeno del Niño, 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
186
Capítulo 8. El Océano y el clima a)
b)
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).
tres y siete años. Crea una situación “anómala” que tiene un enorme impacto en la meteorología local con repercusiones a escala global. Tiene 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 temperaturas del océano. Un complejo sistema de corrientes lleva agua de la piscina ecuatorial 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 la circulación general de esta zona se debilita aparece el fenómeno de El Niño. Los vientos alisios que dejan de soplar constantemente en la misma dirección. Disminuye el transporte ecuatorial de agua caliente superficial hacia el oeste y también decae la corriente de Humboldt, 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 tiene un impacto devastador en la pesca y trae consigo un aumento de la evaporación. La región experimenta
8.4. Dinámica cerca de la superficie
a Situación normal
Situación El Niño 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/National Weather Service que se puede encontrar en la página http://www.elnino.noaa.gov/
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 Niño 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 fuertes tormentas invernales en California. También causa importantes sequías en Australia, Indonesia y, al debilitar 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 Atlántico Norte, la oscilación de la Zona de convergencia intertropical 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.
8
188
Capítulo 8. El Océano y el clima
Resumen Los océanos juegan un papel muy importante en el balance energético global. La circulación oceánica es responsable de aproximadamente la mitad del flujo 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 materiales, 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 océano se divide en tres 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 ambas capas hay una tercera capa de transición llamada según la propiedad física termoclina, haloclina o picnoclina. Las fuerzas que intervienen en el establecimiento de las corrientes son la fuerza de cizalladura ejercida por el viento y la del gradiente de presión. La fuerza 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 profundidad en corrientes superficiales y profundas. Las corrientes superficiales 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 profundidad y a más de 100 km de cualquier costa, las fuerzas de fricción se pueden despreciar. La circulación en el estado estacionario está 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. El viento arrastra por fricción el agua superficial, que a su vez, arrastra el agua situada debajo 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
8.4. Dinámica cerca de la superficie
89
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 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 Ekman, y se produce cuando dicho transporte de Ekman encuentra como obstáculo la costa. 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.
Enlaces interesantes 1. Película sobre la estructura de la circulación general del océano generada por la circulación termohalina 2. Puede consultar la siguiente referencia [RIT06] Ritter, Michael E. The Physical Environment: an Introduction to Physical Geo-
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Capítulo 8. El Océano y el clima
graphy. 2006. Enero de 2007. en general, y también el capítulo relativo al océano:
3. [NASA]
Cuestiones y problemas
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Problemas y Cuestiones 1. 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 × 105 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 fuerzas que generan las corrientes en el océano. 4. ¿Cómo sería la circulación oceánica si no hubiera continentes? 5. ¿Cuales son los dos mecanismos por los que hay hundimiento del agua oceánica? 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.
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 Koeppen.
193
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Capítulo 9. Clasificación climática
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 puede definir el clima de un determinado lugar como una descripción estadística 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 microclima 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 macroclima se refiere a zonas que pueden tener desde el tamaño de una región al de un continente y, finalmente, del clima global, cuando nos referimos al planeta entero. 2. El periodo de tiempo. Varía considerablemente en un rango que se extiende desde decenas a miles o millones de años. Según la definición de clima dada por la Organización Meteorológica Mundial (OMM) el período normal es de 30 años, pero cuando se estudia la variación del clima, como haremos en el capítulo siguiente, se utilizan unidades de tiempo cada vez mayores según nos alejemos en el pasado. 3. Estado 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 generalmente sencilla y comprende el cálculo de valores medios y de su variabilidad, a través 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.
9.2. Clasificación climática
Sin embargo, es un tema que despierta un enorme interés en la sociedad. La importancia del clima abarca muchos ámbitos de la actividad 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.
Clasificación climática
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. Ambas clasificaciones tienen que ser complementarias, porque cualquier diferencia climática tiene que tener una explicación científica.
9.2.1. 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:
195
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Capítulo 9. Clasificación climática
En primer lugar, las basadas en los factores climáticos o causas físicas y geográficas, de las que hemos tratado ampliamente en este curso. Un segundo grupo de clasificaciones genéticas toma como referencia las masas de aire que hemos estudiado en el capítulo 7 1. 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.
Factores climáticos
En una determinada zona de la Tierra los factores que intervienen en la determinación del clima son: la latitud, la proximidad a grandes masas de agua o continentalidad, las corrientes oceánicas, los vientos predominantes, las posiciones permanentes de sistemas de altas/bajas presiones, la topografía, 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 albedo, 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 1
A. N. Strahler fue uno de los impulsores de este sistema. Ver la referencia a su libro Geografía Física en la bibliografía.
9.2. Clasificación climática
mucho mayor que la del suelo continental y también porque el vapor 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 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. 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 cuestionarnos 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 tomamos la vegetación como el efecto climático, es de esperar que el resultado de una buena clasificación climática coincida con la distribución de la vegetación.
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Capítulo 9. Clasificación climática
9.2.2.1.
Clasificación climática en función de la temperatura
Las primeras clasificaciones del clima 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 temperatura media sino la amplitud térmica y los valores extremos. Así pues, se considera la temperatura 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: 1. Climas sin invierno de latitudes bajas. Estos climas se caracterizan porque la temperatura media mensual es siempre mayor de 18 C. 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 C. Su límite queda, pues, determinado por la isoterma de 10 C 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 latitudes medias con verano e invierno. Esta zona está comprendida entre la isoterma de 18 C del mes más frío y la isoterma de 10 C del mes más cálido. Abarca prácticamente a todos los continentes excepto la región amazónica, la zona monzónica de la India y el centro de África.
Esta 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 de la precipitación
Según la precipitación anual los climas se pueden clasificar en áridos (0−250 mm)2 , semiáridos (250 − 500 mm), subhúmedos (500− 2
Recordemos que 1 mm equivale a 1 l/m2
9.2. Clasificación climática
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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 ártico con el desierto.
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 una tabla de doble entrada con temperaturas y precipitaciones, y definir el clima con dobletes tales como: “secofrío” si se tiene que (0 − 250 mm y 0 C − 10 C) o “seco-cálido” si (500 − 750 mm y 20 C − 30 C). 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 temperatura/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 ( C) 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.
Capítulo 9. Clasificación climática
200
Este índice es el que se utiliza frecuentemente en los climogramas, como veremos a continuación. El índice racional de sequedad se define como I d = Rn /(L), donde Rn es el flujo neto de energía radiativa, L el calor calor latente del agua y la precipitación. Mide, por tanto, el cociente entre la energía disponible para evaporar agua y el calor necesario para evaporar toda la precipitación. De esta manera, si
I d 3 hay desierto y si I d < 3 tundra En el balance hídrico que 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 vegetación, que se desarrolla con toda el agua que necesite. En función de este valor, que ya podemos imaginar no es fácil de medir, se puede definir un índice de humedad de la forma I h = p/ET P , donde p es la precipitación anual media en mm/día. Otro índice de aridez es el debido a Koeppen. En este caso, se define un valor umbral de precipitación pc en función de la temperatura anual media T a , la precipitación anual media pa , la precipitación media de los 6 meses de verano pS y la precipitación de los 6 meses de invierno pW , de la siguiente forma:
2T p = 22T T ++ 2814 a
c
a a
pW ≥ 2 pS si pS ≥ 2 pW si otros casos
Este índice es el que se utiliza en la clasificación de Koeppen, que es la única de la que nos ocuparemos en el resto del capítulo.
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
9.3. Sistema de Koeppen
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 ( C) = 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 climograma de Mandang, donde una variación térmica de más de 0 , 5 C pasa desapercibida, o bien se pierde la propia representación de la precipitación, como en el termograma de Antofagasta, en la figura 9.7, en el que hemos tenido que modificar la escala.
9.3.
Sistema de Koeppen
El sistema de Köppen 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 principios del siglo XX, ha sido modificado posteriormente por el propio autor y completado por otros climatólogos como Geiger y Pohl. Introduce un método cuantitativo que permite, conocido un conjunto cualquiera de datos, situar el correspondiente clima dentro de la clasificación. Reconoce la relación que existe entre el clima y la vegetación, y trata de que los distintos climas se correspondan 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 9.1. Todos los grandes grupos están clasificados según la temperatura, 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
Capítulo 9. Clasificación climática
202
Cuadro 9.1: Los grandes grupos de la clasificación climática de Koeppen.
A
Climas lluviosos tropicales
La temperatura del mes más frío excede los 18 C y la precipitación supera la evaporación
B
Climas secos
La evaporación supera la precipitación y no hay excedentes de agua.
C
Climas templados húmedos
Temperatura media del mes más frío es mayor que −3 C y menor que 18 C. Hay verano e invierno.
Climas fríos húmedos
Temperatura media del mes más frío es menor que −3 C y la del mes más cálido mayor que 10 C.
D
◦
◦
◦
◦
◦
E
Climas polares o de nieve
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 presentamos la distribución mundial de los climas
según la clasificación de Koeppen, y en la figura 9.2 la distribución de los climas en la Península Ibérica. Clase A: Tropical lluvioso
Este grupo es el más caluroso. La temperatura del mes más frío es superior a 18 C. Por la distribución anual de las precipitaciones se divide en tres tipos: (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 Sumatra y Nueva Guinea. Las temperaturas son altas, hasta 27 C, con variaciones estacionales muy pequeñas, inferiores a 3 C, 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
9.3. Sistema de Koeppen
203
Cuadro 9.2: Nomenclatura utilizada en las subdivisiones de los grupos de climas según Koeppen. En las columnas segunda y tercera se indica entre paréntesis el grupo al que se aplica cada subdivisión.
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 - Frío
s - verano seco (A,C,D)
b - verano templado (C,D)
E - Polar
w - invierno seco (A,C,D)
c - verano frío (C,D)
H - Alta montaña
m - monzónico (A)
d - continental extremo (D) F - helado (E) T - tundra (E)
Figura 9.1: Distribución de los climas según la clasificación de Koeppen. La figura procede de M. C. Peel, B. L. Finlayson and T. A. McMahon, Hydrol. Earth Syst. Sci., 11, 1633-1644, 2007 (www.hydrol-earth-syst-sci.net/11/1633/2007/)
204
Capítulo 9. Clasificación climática
Cfb
Csb
BSk
Csa
Figura 9.2: Los climas de la Península Ibérica según la clasificación de Koeppen.
esta ausencia de estaciones y la alta humedad durante prácticamente todo el año 3 .
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 bastante 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 temporada de sequía, que hace que la vegetación sea la típica de la sabana, 3
Los datos de todos los climogramas representados en este capítulo proceden de “Tables of temperature, relative humidity and precipitation for the world (1958)” Parts I through VI, Meteorological Office, Air Ministry of Great Britain” 4 Si el mes más seco tiene lugar en invierno el clima es propiamente Aw, a diferencia del As en el que el mes más seco coincide con el verano.
9.3. Sistema de Koeppen
5
Mandang, Nueva Guinea, 5 14’ S ( 6 m) ◦
250
500
225
450
200 C ◦
400
)
( 175 a r u t 150 a r e p125 m e T100
350
) m m (
n ó i 300 c a t i p 250 i c e r 200 P
75
150
50
100
25
50
0
0 E
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Figura 9.3: climograma típico de clima tropical húmedo (Af), corresponde a Mandang (Nueva Guinea). La temperatura media es de 27 5 C, la variación anual es de de 0 5 C y la precipitación anual de 1076 mm. ◦
,
◦
,
Conchin, India, 9 58’ N (3 m) ◦
350
750
675
)
300
C
600
◦ ( 250 a r u t a r 200 e p m e 150 T
525
) m m (
n ó i 450 c a t i p 375 i c e r 300 P 225
100
150 50 75
0
0 E
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Figura 9.4: Clima (Am) de Conchin (India). La temperatura media es 27 5 C con una variación anual de 3 5 C y la precipitación media anual es de 2926 mm. ◦
,
◦
,
206
Capítulo 9. Clasificación climática San Jose, Costa Rica, 09 56’ N, (1146 m) ◦
)
200
400
175
350
) m 300 m (
C ◦
( 150 a r u125 t a r e p100 m e T 75
n ó i c a t i p 200 i c e r 150 P 250
50
100
25
50
0
0 E
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Figura 9.5: Clima Aw. San José, Costa Rica, temperatura media 20 C, con variación de 2 5 C . Precipitación anual de 1793 mm. ◦
◦
,
.
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. 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 precipitación anual media cumple que pa < 5 pc ; y estepa o clima semiárido (BS) cuando 5 pc < pa < 10 pc . Hay una tercera división que diferencia entre climas fríos (k) y cálidos (h), según que la temperatura media anual sea o no inferior a 18 C. La mayor extensión climática corresponde a los desiertos cálidos con el 14,2 % de la superficie terrestre. En total son, pues, 4 tipos de clima seco. Para describirlos, los agrupamos por temperatura, que se corresponde aproximadamente a su latitud.
Climas de estepa y desierto tropicales (BWh, BSh) . Se encuentran situados entre los 15 y los 35 de latitud, bajo la zona de subsidencia de la celda de Hadley, dominados por los grandes anticiclones continentales. Ejemplos son los extensos desiertos del Sahara, Arabia, Irán, Paquistán, el de Sonora en México,
9.3. Sistema de Koeppen
20
El Cairo, Egipto, 29 51’N, (116 m)
Monterrey, México, 25 40’ N, (556 m)
◦
)
◦
40
80
40
80
35
70
35
70
30
60
30
60
25
50
25
50
20
40
20
40
15
30
15
30
10
20
10
20
5
10
5
10
0
0
C
◦ ( a r u t a r e p m e T
0 E
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
) m m ( n ó i c a t i p i c e r P
0 E
F
M
A
(a)
M
J
J
A
S
O
N
D
(b)
Figura 9.6: Climas secos tropicales. (a) Desierto seco (BWh) correspondiente a El Cairo, la temperatura media es de 22 C, con una variación anual de 15 C, y una precipitación anual de 27 5 mm. (b) Estepa (BSh) de Monterrey, la temperatura media es de 21 5 C, con una variación anual de 14 C, y una precipitación anual de 559 mm. ◦
◦
,
◦
◦
,
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 tiene 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 encuen-
tran 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 mayoritariamente hacia el mar. Se diferencian de los climas desérticos en que las temperaturas son relativamente más bajas (unos 5 C) y en que la variación térmica anual es inferior debida a la proximidad al océano. Además de estos desiertos costeros, hay otros desiertos que son fríos por estar situados en latitudes mayores, como es
208
Capítulo 9. Clasificación climática Antofagasta, Chile, 23 42’ S, (94 m)
Ankara, Turquía, 39 57’ N (860 m)
◦
25
◦
1
20
0.8
)
50
100
45
90
40
80
35 70
C
30
◦ ( a r u t a r e p m e T
15
0.6
60 25 50 20
10
0.4
40 15 30 10
5
0.2
20
5
10
0
0
0 E
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
-5
D
0 E
F
M
A
M
J
(a)
J
A
S
O
N
) m m ( n ó i c a t i p i c e r P
D
(b)
Figura 9.7: (a) Clima BWk. La temperatura media anual en Antofagasta es de 17 C, con una variación anual de 7 C, 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 C, la variación anual es 23 5 C y la precipitación de 342 mm. ◦
◦
,
◦
,
◦
,
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 altitud formando estepas con precipitaciones comprendidas 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 temperatura media del mes más frío se encuentra entre 18 C de máxima y −3 C de mínima. Hay una primera clasificación según la estacionalidad de las precipitaciones en:
Cs, clima templado con verano seco ( pSmin pSmin y pSmin < 400 mm).
< pWmin , pWmax >
Cw, clima templado con invierno seco ( pWmin < pSmin , 10 pWmin).
pSmax >
Cf, clima templado sin estación seca, cuando no es Cs ni Cw.
9.3. Sistema de Koeppen
209
Burdeos, Francia, 45 50’ N, (48 m)
Reykjavik, Islandia, 64 09’ N, (18 m)
◦
)
◦
60
120
50
100
C
40
55
110
50
100
45
90
40
80
35
70
30
60
25
50
20
40
15
30
10
20
5
10
80
◦ ( a r u t a r e p m e T
30
60
20
40
10
20
0
0 E
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
0
0 E
F
M
A
M
(a)
J
J
A
S
O
N
) m m ( n ó i c a t i p i c e r P
D
(b)
Figura 9.8: Climograma de Burdeos (Cfb), la temperatura anual media es 13 C, con una variación de 15 5 C y una precipitación anual de 826 mm. El clima de Reykjavik es (Cfc), la temperatura anual media es 5 C, con una variación de 11 5 C y una precipitación anual de 856 mm. ◦
◦
,
◦
◦
,
Estos climas se subdividen, a su vez, según la temperatura del verano en: a (verano caluroso), b (verano templado) y c (verano frío). Para describir esta variedad de climas los agrupamos en los tres grupos siguientes: Climas marítimos de la costa occidental (Cfb, Cfc). Se
caracterizan porque no tienen estación seca y las temperaturas son suaves y sin grandes variaciones anuales. Se extienden desde los 40-60 de latitud, a la que le correspondería un clima mucho más frío del que tienen. Este calentamiento es debido a que las zonas de este clima están situadas cerca de las costas continentales occidentales en Hemisferio Norte, bajo la influencia de las corrientes calientes del Atlántico y del Pacífico. La costa noruega se ve libre de hielos 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. Ejemplos de estos climas son el de Burdeos (Cfb) y el de Islandia (Cfc), que se muestran en la figura 9.8.
210
Capítulo 9. Clasificación climática Allahabad, India, 27 17’ N (98 m)
Nueva Orleáns, EEUU, 29 57’ N, (2 m)
◦
)
◦
200
400
175
350
150
300
C
125
250
100
200
75
150
50
100
25
50
◦ ( a r u t a r e p m e T
0
0 E
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
70
140
60
120
50
100
40
80
30
60
20
40
10
20
0
0 E
F
(a)
M
A
M
J
J
A
S
O
N
) m m ( n ó i c a t i p i c e r P
D
(b)
Figura 9.9: Clima subtropical húmedo (Cwa) de Allahabad (India), donde la temperatura media es de 26 C, la variación anual de temperatura es de 20 C. La precipitación media anual es de 859 mm presenta un máximo en verano y una estación seca en invierno, ambas controladas por el monzón. El clima de Nueva Orleáns (Cfa) es húmedo todo el año, con temperatura media de 15 C, variación anual de temperatura de 22 5 C y precipitación media anual 1 216 mm ◦
◦
◦
◦
,
.
Climas húmedos subtropicales (Cfa, Cwa). Tienen inviernos suaves y veranos calurosos, con temperaturas comprendidas entre 27 C y 32 C. 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 periodo 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) Se caracteriza por tener veranos secos e inviernos húmedos. La sequía estival está asociada a la influencia de las altas presiones de los sistemas anticiclónicos semipermantes. La temperatura en verano varía entre suave y calurosa y los inviernos son fríos salvo 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.
9.3. Sistema de Koeppen
211
Sevilla, España, 37 29’ N, (30 m)
Oporto, Portugal, 41 08’ N, (100 m)
◦
)
◦
60
120
55
110
50
100
45
90
C
40
100
200
90
180
80
160
70
140
60
120
50
100
40
80
30
60
20
40
10
20
80
◦ ( a r u t a r e p m e T
35
70
30
60
25
50
20
40
15
30
10
20
5
10
0
0 E
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
0
D
0 E
F
M
A
M
(a)
J
J
A
S
O
N
) m m ( n ó i c a t i p i c e r P
D
(b)
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 C y precipitación anual de 589 mm El clima de Oporto es mediterráneo con verano fresco (Csb), su temperatura anual media de 14 2 C con una variación de 10 C y precipitación anual de 1120 mm. ◦
,
,
◦
.
◦
,
,
◦
9.3.3. Climas fríos (Grupo D) La temperatura del mes más frío es inferior a −3 C y la del mes más cálido supera los 10 C. Están nevados gran parte del año. Desde las costas hacia el interior de los continentes se aprecia una 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 tipo C en los siguientes grupos:
Climas fríos con verano seco (Ds), definidos por el siguiente criterio: pSmin < pWmin, pWmax > 3 pSmin y pSmin < 40 mm. Climas fríos con invierno seco (Dw) definidos por pWmin < pSmin y pSmax > 10 pWmin. Climas fríos con precipitación uniforme (Df), los que no son Ds ni Dw es decir auellos cuya precipitación no cumple
ninguna de las dos condiciones anteriores. Con una tercera letra se indica la estacionalidad de la temperatura se-
gún el siguiente código: (a) con verano caluroso, (b) verano templado, (c) frío (c) y (d) invierno muy frío y verano frío. ara describir estos climas los agrupamos en los dos grupos siguientes:
212
Capítulo 9. Clasificación climática
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 C). Los veranos son verdaderamente cálidos, con medias superiores a los 18 C. 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.
Subártico (Dfc, Dfd, Dwc, Dwd) Las temperaturas tienen un rango de variación estacional muy grande y prácticamente no hay primavera ni otoño, pasando 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 asiática. En la figura 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 T max es menor de 10 C. Se subdivide en dos tipos:
Clima de tundra (ET), delimitado por la condición 0 C T max < 10 C.
≤
Clima de hielo perpetuo (EF), caracterizado por la condición T max ≤ 0 C.
En el aire frío de las regiones polares hay muy poca humedad, de manera que hay pocas precipitaciones. Sin embargo, la evaporación es incluso menor y estos climas no llegan a ser desérticos. Ejemplos de este clima se muestran en la figura 9.12.
9.3. Sistema de Koeppen
213
Chicago, EEUU, 41 53’ N, (251 m)
Praga, Rep. Checa, 50 05’ N, (202 m)
◦
◦
100
35
100
35
80
)
80
25
25
C ◦
60
( a r u t a r e p m e T
60
15
15
40
40
5
5
20
20
-5
-5
0 E
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
0
D
E
F
M
A
M
J
(a)
J
A
S
O
N
) m m ( n ó i c a t i p i c e r P
D
(b) Chibougamau, Canadá, 49 54’ N, (376 m) ◦
25 140 20
15
)
C ◦
120
) m m (
10
( a r u t a r e p m e T
100 5 80 0
-5
n ó i c a t i p i c e r P
60
-10 40
-15 20
-20
0 E
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
(c) Figura 9.11: Chicago (Dfa), temperatura anual media 9 6 C, variación anual 27 5 C y precipitación anual de 831 mm. Praga (Dfb), temperatura anual media 9 C, variación anual 20 5 C y precipitación anual de 488 mm. Chibougamau (Dfc), temperatura anual media −0 4 C, variación anual 35 C y precipitación anual de 1059 mm. ◦
,
◦
,
◦
◦
,
◦
,
◦
214
Capítulo 9. Clasificación climática Eismitte, Groenlandia, 70 53’ N, (3000 m)
Upernivik, Groenlandia, 72 47 N, (18 m)
◦
0
50
◦
10
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45
-10
40
40 0
)
35
C
◦ ( a r u t a r e p m e T
-20
30
30
-10
-30
25
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20
15 -20
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10
10
5
0 E
F
M
A
M
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J
A
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F
(a)
M
A
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J
J
A
S
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) m m ( n ó i c a t i p i c e r P
D
(b)
Figura 9.12: Climogramas correspondientes al clima Polar (EF), Eismitte, temperatura anual media −31 C, variación anual 35 C y precipitación anual de 104 mm; y a la Tundra (ET), Upernivik, temperatura anual media −8 3 C, variación anual 28 C y precipitación anual de 233 mm. ◦
◦
◦
,
◦
9.3.5. Climas de montaña No es necesario ir al Polo Norte para experimentar un clima polar, también se puede subir al Kilimanjaro. La temperatura disminuye con la altitud a una tasa 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 solana 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 poco efecto invernadero. La precipitación también varía considerablemente según su localización.
Resumen Hay dos tipos 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 empíricas se basan en
9.3.. Sis 9.3 Sistem temaa de Koeppen Koeppen datos de temperatura y precipitación y son, por tanto, cuantitativas y descriptivas. Los climas se pueden clasificar en función de la temperatura, de
la precipitación y de combinaciones de ambas ariables. También se utiliz uti lizan an det determ ermina inados dos índ índice icess cli climát mático icoss que se defi definen nen a par partir tir de estas variables y permiten estimar la sequedad, la aridez, etc. Entre las clasificaciones empíricas la más utilizada es la de Koep pen. Esta clasificación divide el clima en seis grandes grupos desig
nadoss co nado con n un unaa pr prime imera ra le letra tra ma mayú yúsc scula ula,, qu quee so son: n: Cli Clima mass llu lluvi vios osos os tropicales (A), Climas secos (B), Climas templados húmedos(C), Climas fríos húmedos (D), Climas polares o de nieve(E) y climas de alta montaña (H). Excepto el grupo B, que se caracteriza por la aridez, los demás grupos se definen por su temperatura. Con una segunda letra se distinguen los climas según la precipitación y con una tercera letra según la temperatura. Para analizar los climas es útil representar las variables de temperatura y precipitación a lo largo del año mediante climogramas.
215
216
Capítulo 9. Clasificación climática Cuadro 9.3: Datos de Nueva Delhi.
E
F
M
A
M
J
J
A
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O
N
D
C
14
17
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29
33
34
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26
20
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mm
22
18
14
8
11
55
194
194
123
22
3
8
Cuadro 9.4: Datos para de Madrid Barajas
E
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
C
5
6
9
12
16 16
20 20
24 24
23 23
20 20
14 14
9
6
mm
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34
23
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47
26
11
12
24
39
48
48
Cuestiones 1. Si la temperatu temperatura ra depe depende nde de la latitud, latitud, los cli climas mas más cál cálido idoss de la Tierra estarían situados en el ecuador. ¿Cierto? 2. ¿Qu ¿Quéé son los climas climas sin vera erano? no? 3. ¿Hay ¿Hay alg algún ún otr otro o cri crite terio rio ade además más de la pre precip cipita itació ción n an anual ual en la clasificación de los climas secos? 4. ¿P ¿Por or qué no ha hay y cli climas mas tipo D en el hem hemisfe isferio rio sur? 5. ¿Cuál ¿Cuál es la función función de la vege egetac tación ión en la clasificac clasificación ión de Koep Koep-pen?
Problemas 1. Re Realic alicee un climogra climograma ma con los dat datos os de las cuadros cuadros 9.3 y 9.4: ¿Puede identificar en el climograma una estación seca? 5
Datos de la página :
5
Cuestiones y problemas
2. Con los datos de la págin páginaa ht http:// tp://www.e www.eurome urometeo.c teo.com/en om/englishglish/climate/average.htm Elija tres ciudades en diferentes partes de Europa, realice un climograma y describa las diferencias en el clima. Trate de explicar estas diferencias en función de factores tales como la continentalidad, altitud y latitud.
217
Capítulo 10 Cambio Climático OBJETIVOS DIDÁCTICOS ESPECÍFICOS
Conocer las técnic técnicas as más utilizadas 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 ombre en el cambio climático reciente.
219
220
Capítulo 10. Cambio Climático
10.1.
Introducción
El cambio climático es un tema de actualidad 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 incapacidad 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 sensibilidad a las condiciones iniciales, es decir, que cualquier perturbación, por pequeña que sea, en las condiciones iniciales puede crecer exponencialmente cambiando la evolución del sistema. En los últimos años se ha producido 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 malla de puntos sobre los que se conozcan los datos meteorológicos, la evolución del sistema atmosférico está su jeta 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 tiempo atmosférico. En climatología, los datos de las variables que determinan el clima se obtienen de promedios tanto espaciales como temporales, de la secuencia 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 mismas.
10.2. El sistema climático
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 extensión 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 climático 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 Tierra), la hidrosfera (océanos y otras aguas tanto superficiales 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 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 entre las partes que componen el sistema climático. Unas veces, las
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222
Capítulo 0. Cambio Climático
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.
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 tiene interés porque nos enseña el comportamiento del sistema climático cuando está sometido a distintas condiciones de contorno. Su estudio se basa en el análisis del registro fósil, que de alguna forma refleja 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. 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 XVII y se caracteriza por la existencia de datos instrumentales, más
10.3. Historia del clima
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 paleoclima 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 CO2 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 han podido obtener datos de 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 14 C. El átomo de carbono estable, 12 C, está formado por un núcleo con 6 protones y 6 neutrones, pero hay un isótopo con 8 neutrones llamado 14 C 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 una masa cualquiera de este material 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 14 C por cada cien mil millones (1011 ) de átomos de 12 C. 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 12 C. De esta manera, midiendo la concentración relativa de isótopos de carbono, se puede estimar la edad del resto fósil analizado. Esta técnica
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224
Capítulo 10. Cambio Climático
permite datar registros de hasta 40 000 años de antigüedad con una precisión de un 15 %. Pero además de su utilidad para datar, la concentración de 14 C tiene otra importante aplicación. La formación natural del 14 C 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 14 C 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 de carbono que había en la atmósfera 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 de los granos de polen es que son muy resistentes al paso del tiempo y su antigüedad se puede datar por su contenido en carbono 14 C. 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 18 O y 16 O 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 oxígeno 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 O son más ligeras y por tanto se evaporan más fácilmente que las moléculas de agua más pesadas formadas por el isótopo 18 O, 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. Mediante perforaciones en el hielo se extraen testigos cilíndricos. A partir del análisis de la composición de las burbujas 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 1
microorganismos con caparazón calcáreo.
10.4. Causas naturales de la variación del clima
concentración 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 oxígeno 2 . Una mayor concentración de CO2 está relacionada con un incremento de la temperatura del agua de los océanos: la solubilidad de los gases en agua, a diferencia de lo que ocurre con los solutos sólidos, disminuye con la temperatura. De manera que un aumento de la concentración de CO2 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 Tierra y la composición de la atmósfera desde hace unos 400 000 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 100 000 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 2
El 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. 3 Si a y b son respectivamente los semiejes de la elipse, la excentricidad se define como e = 1 − a2 /b2
225
Capítulo 10. Cambio Climático
226
lejano, afelio, y el más cercano, p erihelio Cuando la Tierra está en el perihelio se encuentra 4, 8 × 106 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 × 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 de rotación terrestre. El eje de rotación de la Tierra 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 40 000 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 fusión estacional de los casquetes polares.
La precesión del eje de rotación terrestre. El eje de la Tie-
rra 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 25 000 años. Este movimiento es debido 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 tienen diferentes periodos, el resultado con junto 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
10.4. Causas naturales de la variación del clima
)
C
◦ 4 ( a r 2 u 0 t a r •2 e •4 p m•6 e T•8 •10
•400
•350
•300
•250
•200
•150
•100
•50
0
Miles de años
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 50 000 años, datos de A. Beger, Rev. Geophys. 26 , 1988
confirmada por medidas basadas en la concentración relativa de isótopos del oxígeno en testigos de hielo de la Antártida, ver figura 10.1. 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 intertropical 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 formación 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. Más importante es el efecto de la distribución planetaria de los
50
228
Capítulo 10. Cambio Climático
continentes en el albedo. El albedo del océano depende fuertemente de la inclinación de los rayos solares. El agua en la zona ecuatorial, donde la radiación incide casi perpendicularmente, tiene un albedo comprendido entre 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 Tierra, una distribución parecida a ésta se dio con la Pangea I, en el Proterozoico superior (hace aproximadamente 600 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 continentes actuales, haciendo que la distribución continental se haya ido desplazando hacia los polos, lo que implica una disminución progresiva del albedo 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. Cambios en la composición de la atmósfera Actividad volcánica. Las erupciones volcánicas emiten cenizas
y otros aerosoles que modifican el albedo de la atmósfera. La persistencia de esta perturbación 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 ejemplo 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 volcánicas depositan residuos ácidos que pueden ser detectados en los testigos de hielo. Impacto de cuerpos celestes. Las consecuencias en el clima terrestre del impacto de un cuerpo celeste, cometa, asteroide o meteorito depende de su masa. Pueden afectar a la capa de ozono, lanzar nubes
10.4. Causas naturales de la variación del clima
de polvo a la atmósfera con efectos en el albedo similares a las erupciones volcánicas, producir incendios, maremotos, etc. La extinción de los dinosaurios y del 75 % de las especies que habitaban el planeta hace 65 millones de años pudo ser debida al impacto de un asteroide. La prueba más clara de un impacto es el cráter que produce, pero hay otros indicios indirectos como son los depósitos que la desintegración del cuerpo durante el impacto deja sobre la superficie terrestre y que pueden detectarse en las rocas sedimentarias. El ejemplo más conocido es la llamada anomalía del iridio, que es un nivel presente en determinadas rocas sedimentarias que está enriquecido de este metal. El iridio es muy escaso en la superficie terrestre y, sin embargo, esta capa enriquecida de iridio se ha encontrado en diversos lugares del planeta, lo que hace pensar que proviene de la desintegración de un meteorito. La antigüedad del nivel se corresponde con la de la mencionada extinción lo que da fiabilidad a la teoría. Desde que se descubrió este hecho se ha encontrado otro nivel de hace 26 millones de años que también se ha podido relacionar con otra extinción.
10.4.4. Cambios de la actividad solar Como se muestra en la figura 10.2 la constante solar no es tan constante después de todo, sino que presenta variaciones. Podemos distinguir entre las pequeñas fluctuaciones caóticas, reflejo del estado turbulento de la superficie solar, variaciones periódicas de unos 11 años asociadas a la actividad de las manchas solares y la rotación del Sol alrededor de su eje. En la figura 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 figura en el aumento del valor de los mínimos. Sólo hay medidas directas de la constante 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 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 figura 10.3. La variación de la constante solar
9
230
Capítulo 10. Cambio Climático
Figura 10.2: Medidas de la constante solar en los últimos 30 años. Esta figura procede de http://www.nasa.gov/centers/goddard/news/topstory/2003/0313irradiance.html
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 enmascarada 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 último milenio. Un ejemplo bien documentado es el Mínimo de Maunder , entre 1643 y 1715, durante el que prácticamente no hubo manchas solares, y que coincidió con el período más 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
4
Una descripción detallada de este problema se puede ver en The Sun and Climate , U.S. Geological Survey Fact Sheet 0095-00, http://pubs.usgs.gov/fs/fs0095-00 5 El río Támesis se heló 17 veces en el siglo XVII.
231
10.4. Causas naturales de la variación del clima 200 150 100
50
1600
1650
1700
1750
1800
1850
1900
1950
2000
Figura 10.3: Numero de manchas solares desde 1610 al 2000. Esta figura procede de http://science.nasa.gov/ssl/pad/solar/images/ssn-yearly.jpg
Spörer) 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 Spörer 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 variación 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 del tercer milenio. Además de estas variaciones en la actividad solar, que 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 evoluciona. 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 llamada 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 proporción de dióxido de carbono entre 100 y 200 veces superior a la actual.
232
Capítulo 10. Cambio Climático
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 semipermanentes. 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 13 000 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 tundra, 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 en esa parte del océano hasta inhibir el hundimiento de agua y detener la circulación oceánica profunda, que a su vez afectó a las corrientes superficiales que calientan las costas europeas y norteamericanas. El agotamiento del aporte de agua dulce poco a poco restauró la salini-
10.5. Mecanismos de realimentación
dad necesaria para reiniciar la circulación termohalina y con ella el consiguiente calentamiento a los niveles anteriores.
Actualmente se especula con que el calentamiento global afecte de manera similar a la corriente termohalina con consecuencias difíciles de evaluar.
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 sedimentos del fondo marino y en los continentes. Otro gran depósito es el agua de los océanos, que actúa como un mecanismo regulador del CO2 atmosférico. Se estima que el océano contiene unas 50 veces más CO2 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 este 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 CO2 disuelto reacciona químicamente con el agua del mar. El agua marina está saturada de carbonato cálcico, con el que reacciona el CO2 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 CO2 a las profundidades, donde permanece durante cientos de años hasta que el agua aflore y el CO2 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 CO2 y éste deje de comportarse como sumidero neto y pase a ser emisor neto de CO2 a la atmósfera, con el consiguiente aumento de temperatura. El fitoplancton fija CO2 de la atmósfera. Parte del mismo es devuelto al agua y a la atmósfera cuando estos organismos mueren, pero
233
234
Capítulo 10. Cambio Climático
otra parte se deposita en el fondo en forma de sedimento. Este mecanismo por el que se transporta CO2 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 etiende desde 1905 asta 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 C. 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 se conoce con precisión, pero que se relaciona con la variabilidad de la nubosidad. Lo importante no es tanto 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
10.6. Calentamiento Global
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.org/wiki/Archivo:Temperature19002004.jpg
de la primera década del siglo XXI se han registrado los años más cálidos de los últimos 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 400 000 años no han sobrepasado las 300 ppmv. Los datos de la figura 10.6 muestran que en el último milenio la concentración de CO2 en la atmósfera ha permanecido prácticamente constante en un valor de 280 ppm. Desde 1960 hay medidas directas de la concentración de CO2 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 CO2 ha sido de un 36 %. En esta figura se observan variaciones men-
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Capítulo 10. Cambio Climático
300 280 260 240
) 220 v m200 p p 180 ( 2
160
O C
•400
•350
•300
•250
•200
•150
•100
•50
0
•150
•100
•50
0
Miles de años
)
C4
◦ ( 2 a r 0 u t •2 a r e •4 p m•6 e T•8 •10
•400
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•300
•250
•200
Miles de años
Figura 10.5: Datos obtenidos de los testigos de hielo en la Antártida. En la figura superior la concentración de CO2 en ppmv. En la figura inferior, la temperatura expresada en forma de diferencia con la temperatura media actual. El año más cercano representado es 1950. Petit, J.R., Jouzel, J., et al., Nature 399 , 1999.
Figura 10.6: Correlación de la temperatura y la concentración de dióxido de carbono en el último milenio. http://es.wikipedia.org/wiki/Archivo:CO2-Temp.png
10.6. Calentamiento Global
Figura 10.7: Medidas de la concentración de CO2 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
suales muy constantes que está asociadas con el crecimiento estacional de la vegetación. Está probado que la quema de combustibles fósiles es la principal causa del incremento de CO2 atmosférico. Aunque el CO2 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 que tener en cuenta dos factores, uno es la capacidad de absorber 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 mundial (PCM) de un determinado gas, que se define como el forzamiento radiativo 6 producido por unidad de masa de ese gas homogéneamente mezclado con la atmósfera actual, integrado a lo largo de un periodo de tiempo que suele ser de 100 años. EL PCM 6
El forzamiento radiativo de un gas es un índice del efecto que produce este gas en el balance radiativo de la atmósfera.
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Capítulo 10. Cambio Climático
es un índice relativo al forzamiento debido al CO2 . De manera que el producto del PCM de un determinado gas de efecto invernadero por la cantidad de gas emitida es igual a la cantidad de CO2 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 concentración atmosférica es baja y sólo representa el 14 % 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 permafrost7 . Óxido de Nitrógeno. Aunque la mayor fuente del oxido nitroso de la atmósfera es el océano, aproximadamente un tercio de las emisiones de N2 O son antropogénicas, principalmente el uso de abonos agrícolas, ganadería e industria. El PCM del N2 O es 296. Halocarbonos. 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 clorofluorocarcobono, que se fue sustituyendo por el hidrofluorocarbono, y que tienen 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 PCM 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 actividades humanas», donde por degradación de las tierras se entiende 7
El permafrost o permagel es una capa de suelo bajo un manto de nieve perpetua que cubre Groenlandia y algunas regiones siberianas.
10.6. Calentamiento Global
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 Antártida. Forman ecosistemas mucho más vulnerables que los de las zonas húmedas. Como ejemplo trataremos del avance del desierto del Sahara hacia el sur invadiendo el Sahel, zona subsahariana 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 temperatura superficial y el descenso de aire de las capas altas con el consiguiente aumento de la temperatura y sequedad del aire. Es pues, un ejemplo claro de mecanismo de realimentación en el que la acción del hombre se amplifica por la reacción del clima. El régimen de lluvias está controlado por los desplazamientos de la zona de convergencia intertropical que traen variaciones importantes en la precipitación. Pero en los últimos años los periodos de lluvias y las necesidades de agua para riego y otros usos han reducido el lago Chad, el mayor del continente africano, a un 5 % de su extensión. Más espectacular ha sido la desertización producida en la región central de Asia con el lago Aral. En este caso, ha sido la utilización para regadíos de las aguas de los ríos que afluían al lago. En los últimos 40 años, la superficie cubierta por las aguas ha disminuido en más del 60 %, lo que ha 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 cultivos, lo que disminuye el caudal 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 del planeta y aproximadamente entre el 10 y el 20 % de las mismas se encuentran ya degradadas. Consecuencias de la desertización son las hambrunas que conllevan desplazamientos de población y que afectan a millones de personas. Sin
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Capítulo 10. Cambio Climático
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
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 del 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, ∆V , que experimenta el agua del océano cuando su la temperatura se eleva ∆T . Ésta viene dada por la expresión ∆V = γV ∆T
donde γ = 2, 1 × 10 4 C 1 es el coeficiente de dilatación del agua. Como más que en el volumen, estamos interesados en la variación de del nivel del mar, podemos dividir la ecuación anterior por la superficie del océano y obtener −
◦
−
∆h = γ h∆T
donde podemos considerar que h = 500 m es la mitad de la profundidad de la termoclina 9 . Así, para una variación de 1 grado de temperatura se tiene que ∆h = 10 cm. Esto implica que según las estimaciones 8
El nivel depende de efectos locales debidos a 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 ríos. 9 Recordamos 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 C de la superficie hasta los 4 C, a partir de la cual la temperatura prácticamente permanece constante. ◦
◦
10.6. Calentamiento Global
del calentamiento global para final del siglo XXI con un incremento de 1, 8 − 4 C el nivel debido a la dilatación sería de 19 − 42 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.
10.6.4. 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 la 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 10
Los informes del IPCC se pueden encontrar en http://www.ipcc.ch/languages/spanish.htm
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Capítulo 10. Cambio Climático
humanas; ilustra los impactos del calentamiento mundial que está ya acaeciendo y del que previsiblemente está en ciernes, ...” 11
Resumen El clima está en un cambio continuo. En los últimos 400 000 años la Tierra ha sufrido varias glaciaciones, alternadas con periodos cálidos interglaciares, en uno de los cuales estamos. Las causas del cambio climático son las modificaciones de las condiciones externas que definen el clima. Entre los múltiples condicionantes que pueden 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, variaciones 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 climático 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 cincuenta años se está produciendo un abrupto incremento de la temperatura de la superficie terrestre a un ritmo anormalmente intenso, que es lo que se conoce como calentamiento global. Está bien establecido que la utilización de combustibles fósiles en los últimos tiempos está modificando la composición de la atmósfera terrestre y que ésta es la causa del calentamiento global.
11
M. Jarraud, Sec. Gral de la OMM, Prólogo del Informe de Síntesis, 200.
Cuestiones y problemas
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Cuestiones 1. ¿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 glaciaciones. 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 14 C o en 18 O ? 6. ¿De donde procede el
14
C atmosférico?
7. ¿Cómo es posible que con los anillos de árboles, que no viven mucho más de 1000 años, se puedan datar restos de hace 10 000 años? 8. ¿Cuál es el potencial de calentamiento mundial (PCM) del CO 2 ?
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Índice alfabético absorción, 28 coeficiente, 21, 22, 29, 35 coeficiente atmosférico, 40 espectro, 19 líneas, 20 selectiva, 40 acidificación del océano, 233 actividad solar, 223, 231 ciclos de, 229 volcánica, 228 adiabática seca, 76, 93 advección, 42 aerosol atmosférico, 7 afelio, 51, 226 afloramiento, 183 albedo, 34 planetario, 34 altitud de mezcla, 91 altocúmulos, 169 anemómetro, 108 ángulo de inclinación, 51 anomalía del iridio, 229 térmica, 60 aridez, 199 balance radiativo, 38 barlovento, 108 barómetro, 71
bomba biológica, 234 borrascas ondulatorias, 167 brisa de costa, 153 de mar, 154 de montaña, 154 de tierra, 154 de valle, 155 calentamiento global, 42, 234 calor latente, 44, 85 sensible, 43 cambio climático, 222 capa de Ekman, 184 de mezcla, 91, 176 límite planetaria, 124 celda de Ferrel, 142 de Hadley, 142 polar, 142 chorro polar, 146 ciclos de actividad solar, 229 circulación general, 138 termohalina, 182, 232 círculo polar, 54 cirrocúmulos, 169 cirros, 169 247
ÍNDICE ALFABÉTICO
248
cirrostratos, 169 clasificación climática
desertización, 239 dispersión, 30 Mie, 32 de Koeppen, 200–202, 206, 208, Rayleigh, 30, 43 211, 215 empírica, 195 eclíptica, 50 genética, 195 ecuación climatología, 4, 194, 220 hidrostática, 68 climograma, 200 hipsométrica, 69 coalescencia, 99 efecto color del agua, 176 Foehn, 151, 153, 157, 158 condensación efecto invernadero, 41 heterogénea, 97 Ekman homogénea, 97 capa, 184 conducción térmica, 42 espiral, 124 constante transporte, 184 de Boltzmann, 23 el Niño, 185 de Planck, 16, 23 emitancia, 21 de Stefan, 24 emitancia espectral, 23 del aire seco, 69 equinoccio solar, 26, 229 de otoño, 52 convección, 42 de primavera, 52 Coriolis, véase fuerza escala de altitud, 70 parámetro de, 116 espectro corriente continuo, 19 Circumpolar, 227 de absorción, 19 Circumpolar Antártica, 181, 186 de emisión, 19 de Canarias, 181 discreto, 19 de Humboldt, 186 espiral de Ekman, 124 del Golfo, 181 estabilidad Ecuatorial, 181 absoluta, 87 Ecuatorial Sur, 186 condicional, 91 cuerpo negro, 22 factores climáticos, 196 cumulonimbos, 170 fitoplancton, 233 cúmulos, 170 flujo geostrófico, 180 declinación solar, 52 Foehn, véase efecto Foehn foraminíferos, 224 deriva continental, 227
ÍNDICE ALFABÉTICO
frente, 163 cálido, 164 estacionario, 166 frío, 165 ocluido, 166 polar, 144 fuerza bárica, 111 centrífuga, 121
de cizalladura, 179 de Coriolis, 114 de flotación, 88 de fricción, 124 geostrófico flujo, 180
viento, 118 giros oceánicos, 181 gradiente adiabático húmedo, 87 adiabático seco, 87 ambiental de temperatura, 86 de presión, 110 halocarbonos, 238 haloclina, 177 higrómetro de cabello, 81 de condensación, 82 humedad, 76 absoluta, 78 específica, 79 relativa, 80 hundimiento, 185 índice
de aridez, 200 de Gaussen, 199
249
EP, 200 racional de sequedad, 200 inestabilidad absoluta, 90 insolación, 50 media, 26 intensidad luminosa, 21
inversión térmica, 9, 87, 89 ionosfera, 10 IPCC, 241 irradiancia, 21 islas de calor urbanas, 156 isobaras, 70 isohipsas, 71
Kelvin, ecuación de, 97 Kirchhoff, ley de, 21 macroclima, 194 macroescala, 138 manchas solares, 229 mapa de altura, 71 de superficie, 70, 111 masa de aire, 160 Mayer, relación de, 73 mesoescala, 138 mesosfera, 9 metano, 238 meteorología, 4 microclima, 194 microescala, 138 mínimo de Maunder, 230 de Spörer, 231 modelo de Ferrel, 142 de Hadley, 140 monzones, 149
250
ÍNDICE ALFABÉTICO
nieblas de advección, 96 de evaporación, 94 de mezcla, 95 de radiación, 96 frontales, 94 orográficas, 96 nivel de condensación, 90 nivel del mar, subida del, 240 nubes altas, 169 bajas, 169 de desarrollo vertical, 170 medias, 169 núcleos de condensación, 97 oclusión cálida, 166 fría, 166 ondas de montaña, 151 de Rossby, 146 oscilación térmica, 187 anual, 60 diaria, 60 óxido de nitrógeno, 238
de saturación, 77 proceso adiabático, 73 pseudoadiabático, 85, 87 Proterozoico, 228 psicrómetro, 82 radiación, 16 difusa, 33 directa, 33 térmica, 18 radiancia, 21 espectral, 21 radioondas, 16 Raoult, ley de, 98 razón de mezcla, 79 reflexión, 33 regiones manantiales, 160 remolinos de polvo, 123 rotores, 151 salinidad, 177 sinóptica escala, 139 sistemas semipermanentes, 148 solsticio de invierno, 52 de verano, 51 sombra pluviométrica, 153 sotavento, 108 Stefan-Boltzmann, ley de, 24 sumideros, 182 Sverdrup, 181
Pangea I, 228 paradoja del sol débil, 231 pequeña edad de hielo, 230 perihelio, 50, 226 picnoclina, 178 Planck, ley de, 23 temperatura ponientes, 143 de escarcha, 81 potencial de calentamiento munde rocío, 80 dial, 237 normal, 60 presión potencial, 74 atmosférica, 68
