La Circulación General, la Atmósfera, la Troposfera, y su Temperatura.

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La atmósfera.

worksol.gif (21188 bytes)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.

atmosfera.jpg (22538 bytes)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.

circulacion.gif (36399 bytes)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.

sistemas.gif (13933 bytes) 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.

8001.gif (32424 bytes)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.

inversion.gif (12741 bytes) 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.

8221.gif (32637 bytes)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.