La Circulación General, la Atmósfera,
la Troposfera, y su Temperatura.
Comentarios, críticas, y demás, son bienvenidos por email.
La atmósfera.
 La atmósfera se
calienta por la accion del sol de un modo
muy desigual.
- En primer lugar por ser el sol un punto en la bóbeva
celeste, es decir que la energía que viene del sol viene de un punto
determinado, no se distibuye de un modo uniforme sobre toda la
atmósfera.
- En segundo lugar porque la energía viene en forma de
radiaccion electromagnética en un amplio rango de longitudes de onda, y
las distintas longitudes de onda son absorbidas por distintas capas de
la atmósfera, incluso parte de esta radiacion (principalmente la luz
visible) atraviesa la atmósfera sin calentarla, y es absorbida por la
superficie terrestre.
Evidentemente el calor recibido por la superficie terrestre en
forma de luz visible,
aumenta su temperatura y hace que a su vez la superficie
terrestre emita calor,
principalmente en forma de infrarojos que son en una parte absorbidos a
su vez por la
atmósfera.
Como resultado de todo esto, tenemos en la atmósfera una
distibucion de temperaturas
en distiintas capas, tal como se ve en la figura siguiente.
 La termosfera es la parte
superior de la atmósfera, de muy baja densidad,
que absorbe las radiaciones más energéticas. La estratosfera absorbe
otras longitudes de
onda, como el ultravioleta.
La capa más baja de la atmósfera es la troposfera, esta capa
es atravesada por la luz
(radiacion electromagnetica) del sol casi sin calentarla.
La troposfera.
La troposfera
es la capa más baja de la atmósfera, es la
zona donde se producen todos los fenómenos del tiempo, contiene el 75 %
de la masa total
de la atmósfera (a pesar de su poco espesor), su temperatura es máxima
junto a la
superficie terrestre y desciende con la altura a razón de 6.5 ºC cada
kilómetro por
término medio.
El espesor de la troposfera
viene determinado por la
tropopausa (que es el límite inferior de
la estratosfera),
la tropopausa es una
inversion de temperatura que bloquea los
moviminetos verticales de aire, este es el motivo por el que todo el
vapor de agua,
aerosoles, nubes y fenómenos meteorológicos se encuentran y desarrollan
en la
troposfera.
La altura a la que se sitúa la
tropopausa
es variable, desde los 16 Km en el ecuador a los 8 Km en
los polos,
además existen variaciones de altura ligadas a la temperatura y presion
en superfice, la
tropopausa está más alta cuanto más baja es la presion en superficie
y/o cuanto más
alta es la temperatura en superficie.
 La circulacion general.
La troposfera
recibe calor de una forma desigual, ya que la
máxima insolacion se da en el ecuador
y la mínima en los
polos. Este calentamiento
desigual es el motor que mueve el aire en la
troposfera .
El aire que se calienta en el ecuador,
es ligero y asciende,
mientras que el aire frío en los polos
es pesado y desciende.
Si no fuera por la rotacion terrestre, se estableceria una
corriente de aire desde
los polos al ecuador
al nivel del suelo y una
corriente en direccion contraria en altura, sin embargo la conservacion
del momento
angular (o si lo prefieres la fuerza de coriolis) impide que esto sea
así, pues desvía
estas corrientes, y lo que tenermos son tres zonas o células, con descendencias
sobre los 30 º de latitud y ascendencias
sobre los 60 º,
además de la ascendencia ecuatorial y la
descendencia polar.
 Naturalmente la
representacion de la figura de la arriba-a-la-derecha debe
entenderse como un promedio de lo que sucede en la práctica, ya que en
realidad las
ascendencias y descendencias se organizan en depresiones
(o bajas)
y anticiclones.
En las depresiones
el aire asciende y en los anticiclones
desciende. Las ascendencias y descendencias de anticiclones
y bajas
abarcan todo el espesor de la troposfera.
Así que lo que tenemos en realidad es una zona
de bajas en el ecuador
y sobre los 60º de latitud, mientras en el
polo y sobre los 30º de
latitud predonminan los anticiclones (en
el polo lo que sucede es que
tenemos aparcado un anticiclon
permanetemente)
Dado el papel que juega el gradiente
vertical de temperatura
de la troposfera en
la generacion de corrientes ascendentes y
descendentes, vamos a estudiarlo a continuación.
Gradiente de temperatura en la troposfera.
 A
la derecha se muestra un sondeo de temperatura
que abarca toda la
troposfera, este sondeo es real,
y se ha realizado en La
Coruña el dia 23 de Octubre de 2004 a las 00Z (02 hora local).
En el eje vertical se representa la altura (más exactamente la
presion, que varía con
la altura), en el eje horizontal se representan temperaturas. En un
gráfico normal, las
isotermas serían verticales, aquí las isotermas están un poco
inclinadas a la derecha,
son las lineas azules (el motivo por el que se hace así, no
se va a explicar
aquí).
La linea negra continua
representa la temperatura real
medida por el sondeo esa noche en La Coruña. La linea
discontinua es la
humedad (expresada como temperatura del punto de rocío)
y no nos interesa de
momento, baste decir que cuando ambas lineas se separan el ambiente es
seco, cuando están
juntas la humedad es del cien por cien.
A primera vista puede parecer
raro que el aire más frío
pueda estar encima del aire caliente, todos estamos
familiarizados con el
fenómno contrario, en el que el aire caliente tieende a subir y el frío
a bajar. El
motivo es simple: lo que determina
la tendencia a subir del aire es su
densidad, no su temperatura, y el aire de
abajo es más denso que el de
arriba, a menos que haya una diferencia de 10 ºC por km.
Tomemos una porcion de aire a nivel del suelo,
a unos 18 ºC y unos
1000 hPa, supongamos que empujamos este aire hacia arriba. A
consecuencia de este ascenso,
el aire se expande y se enfría
(se demostrará más tarde).
En la gráfica se encuentra marcada la tasa de enfriamiento en
el ascenso con lineas
verdes finas y rectas. Hay otras lineas verdes curvas y más gruesas que
marcan la tasa de
enfriamiento en aire saturado, el enfriamiento del aire
saturado produce
condensacion, y la condensacion produce
calor. De momento no
vamos a preocuparnos con estos detalles.
El caso es que tomamos el aire en superficie (1000
hPa y 18 ºC) y lo
forzamos a subir hasta -digamos- 500 hPa, seguimos la
linea verde hasta 500 hPa y
tenemos allí que el aire estaría ya a -35 ºC (lo marcan las lineas
azules) de modo que
el aire estaría mucho más frio que el entorno, por lo
tanto sería más denso.
Dicho de otra forma:
- Si en el sondeo tubíeramos un gradiente de
temperatura de 10 ºC/Km, lo que tendríamos sería aire con la misma
densidad.
- Si el gradiente es mayor de 10 ºC, el aire
de arriba es más denso, y por lo tanto la atmósfera es
inestable.
- Si el gradiente de temperatura es menor de
10 ºC (como ocurre en este sondeo de La Coruña), el
aire de arriba es menos denso que el de abajo, es decir
que la atmósfera es estable.
Esto, por supesto, es una simplificación, ya que la
condensación influye en la
inestabilidad porque produce gran cantidad de calor, cuando se produce
condensación el
gradiente máximo para el aire estable es menor, además no es constante
(por eso las
lineas gruesas verdes son curvas).
Evolucion del gradiente de temperatura a lo largo del día.
La siguiente figura muestra la evolución típica de un sodeo
de
temperatura en la
troposfera lo largo del día.
Esto nos ayudará a entender el papel que tiene el calor terrestre y el
gradiente en las
ascendencias sobre el reparto de temperaturas en la
troposfera.
 Lo primero que debemos
advertir es que la escala está distorsionada,
el sondeo completo representa la temperatura del aire en los 10 Km de
la troposfera, pero
la mitad de abajo representa solo los primeros 300 metros.
Podemos ver que de madrugada, tras una noche sin aporte de
calor a la superficie
terrestre, el aire de la capa más baja se ha enfriado, se ha
desarrollado lo que llamamos
inversion de tierra,
es decir una capa de aire estable en
contacto con el suelo porque el aire de abajo está frío.
Vemos que el espesor de la capa afectada es pequeño, ya que el
calor no se transmite
bien por conduccion en el aire, a pesar de que la
turbulencia en las capas bajas
de la atmósfera ayuda a transportar hacia arriba aire frío, la
inversion apenas alcanza
unos metros sobre la superficie.
A lo largo del día, el
calentamiento del suelo va calentando
el aire por abajo, este aire caliente
asciende y va desaciendo
la inversion desde abajo hacia arriba. A medio día ya se ha desecho la
inversion, vemos
que ahora al calentarse el aire ya se producirá una ascendencia mucho
mayor, que en el
caso de la figura abarcaría toda la troposfera.
Si tubieramos el registro de temperatura en superficie
veríamos que en la
mañana la temperatura asciende rápidamente, porque las
ascendencias reparten el
calor en una capa fina junto al suelo. Pero al deshacerse totalmente la
inversion, el ascenso
de temperatura es más lento, estamos en el centro del
día y la insolacion sobre
el suelo es máxima, pero las ascendencias han de repartir el calor por
toda la
troposfera.
Finalmente, al cesar la insolacion comienza de nuevo a
desarrollarse la inversion de
tierra.
Sondeo en una zona anticiclónica.
 Antes
hemos visto el sondeo de La Coruña a media noche, en él no
se apreciaba la
inversion de temperatura a nivel del suelo, sin duda
fruto del calor acumulado en
el mar, mucho mayor que en tierra firme.
Vemos ahora el sondeo en Madrid
para el mismo dia, 23 de Octubre de
2004 a las 00Z (02 hora local). Aquí se puede ver el
espesor alcanzado
por la inversion de tierra, tras media noche de enfriamiento con cielo
despejado.
Podemos ver además observando este sondeo, que hay
una inversion sobre los
1500 metros de altura, que sobre esta inversion la
humedad es muy baja (la linea
discontinua -el punto de rocío- se separa notablemente de la linea
continua).
Tamben vemos que sobre la inversion que hay a 1500 mts, el
gradiente de
temeperatura que observamos es casi idético al gradiente adiabático del
aire seco,
es decir que la linea continua negra es paralela a las lineas verdes.
La explicacion a todo esto es que estamos en una zona
de altas presiones,
con aire descendente en todo la troposfera. Entre los 200 y 300 hPa hay
una convergencia
de aire denso, que descende hasta los 1500 mts de altitud (unos 850
hPa), a lo largo de
todo este espesor el gradiente es paralelo al gradiente adiabático del
aire seco, el aire
se calienta en la descendencia y en consecuencia la humedad relativa es
baja.
Cuando llega a unos 850 hPa, o 1500 mts, viene ya muy
caliente, pero la descendencia
no alcanza toda la troposfera sino que diverge antes de
llegar al suelo.
Los 1500 mts junto al suelo están más fríos relativamente que
el aire que desciende,
en consecuencia aparece esa inversion a los 1500 mts que es típica de
los anticiclones
(además de la inversion que se ve junto al suelo).
Además podemos suponer lo que pasará el resto del día, cuando
comience a
calentar el sol, la temperatura subirá rápidamente hasta
que se desaga la
inversion junto al suelo, es decir si alas 6 de la mañana
tenemos 10 ºC (en la
gráfica hay 13ºC a las 2 de la mañana), la temperatura subira
rápidamente hasta que
las corrientes ascendentes puedan deshacer la inversion de tierra, esto
sucederá cuando
se alcancen unos 22 ºC, a partir de ese momento la temperatura subirá
más lentamente
porque las ascendencias han de ir calentando toda la capa hasta la
inversion de los 1500
mts.
Sin embargo no es lo mismo que las ascendencias tengan de
calentar toda la troposfera
que que solo calienten 1500 mts, y si hay suficientes horas de sol
podemos ver que hasta
los 35 ºC no se deshará totalmente la inversion de 1500 mts.
Tambien se ve claramente en la figura cómo la humedad bajo la
inversion de los 1500
mts es más alta, fruto de las ascendencias diurnas que aportan humedad
a esta capa, y que
no alcanzan más altura.
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