Download 7. ¿Por qué existe el tiempo atmosférico?

UNIVERSIDAD DE LA REPUBLICA
FACULTAD DE CIENCIAS
Licenciatura en Geografía
Materia: Climatología
7. ¿Por qué existe el tiempo atmosférico?
En el tema anterior hemos considerado una circulación atmosférica invariante,
es decir una circulación que no tiene tiempo atmosférico. Es concebible que
exista tal circulación en algún planeta, lo cual haría que las condiciones
atmosféricas se repitieran constantemente. No obstante, en la Tierra las
fluctuaciones caóticas de las condiciones atmosféricas, conocidas como
tiempo, son una característica esencial de la circulación y contribuyen
significativamente a la redistribución global de calor y humedad, especialmente
en las latitudes de las corrientes en chorro dominadas por los vientos del oeste.
Así, juegan un papel central en el clima.
El tiempo puede ser considerado como la música de la atmósfera. De la misma
forma que un instrumento de música tiene modos de oscilación que son
fácilmente excitados (tocando una guitarra, por ejemplo) la capa gaseosa que
rodea el planeta tiene modos naturales de oscilación. El equivalente de una
cuerda de guitarra es una corriente en chorro que vibra y ondula para producir
los equivalentes de las notas musicales: ciclones, frentes, y otros tipos de
fenómenos asociados con el tiempo.
Es de notar que si bien la atmósfera puede generar su propio tiempo, para
producir fluctuaciones climáticas debe cooperar con la tierra, los océanos y los
hielos que la limitan. Esta cooperación es posible pues los vientos influyen y a
su vez dependen de los patrones de temperatura de superficie. Por ejemplo,
sobre los océanos los vientos inducen las corrientes, como la corriente del
Golfo, que transporta grandes cantidades de calor hacia los polos, creando así
patrones de temperatura en superficie que afectan los vientos. Actuando juntos
la atmósfera y el océano pueden generar música que ninguno de los dos podría
solo: El Niño es el ejemplo mas claro. El rango de fluctuaciones climáticas
aumenta cuando las interacciones no sólo consideran la atmósfera y los
océanos, sino también a la criosfera y la biósfera. Los científicos están recién
comenzando a explorar estos aspectos de la variabilidad climática natural.
Aquí solo nos vamos a ocupar de un aspecto de la música de nuestro planeta,
su tiempo. Más adelante nos ocuparemos del océano y de su interacción con la
atmósfera. Aquí nos preguntamos, ¿por qué existe el tiempo? La fuente de
energía para el movimiento atmosférico, la radiación solar, varía
esencialmente de la misma forma de un día a otro, sin embargo las condiciones
atmosféricas pueden ser radicalmente diferentes.
7.1 Experimentos en laboratorio
Los movimientos de la atmósfera cubren un amplio espectro de escalas
espaciales y temporales. Por ejemplo, a veces podemos observar en el cielo la
existencia de nubes en forma de olas (figura 7.1). Estas nubes se generan
cuando existe un cortante vertical de velocidades que supera cierto umbral,
causando una inestabilidad que induce ondas en una capa atmosférica. Si esta
capa atmosférica contiene vapor de agua cerca del umbral de saturación, se
generaran nubes en la parte ascendente de la onda y habrá cielo claro en la
parte descendente. La forma de ola esta dada por el movimiento de las
parcelas de aire en la onda.
Figura 7.1 – Formación nubosa creada por inestabilidad de un cortante de
velocidades vertical (nubes de Kelvin Helmholtz).
Otras fluctuaciones atmosféricas de mayor escala ocurren cuando las
corrientes en chorro se vuelven onduladas. A veces estas ondulaciones de las
corrientes en chorro son tan energéticas que desprende un “loop” creando
patrones complejos de ciclones y anticiclones. Un aparato que ilustra como los
meandros de las corrientes en chorro, y por lo tanto el tiempo, depende de dos
parámetros críticos – la razón de rotación y la diferencia de temperatura entre
el ecuador y los polos – es un tanque en forma de anillo lleno de agua. El
tanque representa la atmósfera y es ubicado sobre una mesa rotatoria. En
ausencia de diferencia de temperatura entre el cilindro interno y el externo el
agua y el tanque rotan como un cuerpo rígido, es decir, la atmósfera no se
mueve relativa a la Tierra. Si se enfría el cilindro externo y se mantiene caliente
el cilindro interno el agua comienza a moverse relativa al tanque, simulando las
corrientes en chorro. La velocidad del flujo (la intensidad de la corriente en
chorro) es proporcional a la diferencia de temperatura entre los dos cilindros
(ecuador polo).
Por lo tanto, a medida que aumenta la diferencia de temperatura, la corriente
en chorro va cada vez más rápido. A velocidades pequeñas el flujo es en
círculos perfectos. No obstante, una vez que el flujo alcanzo una cierta
velocidad crítica comienzan a aparecer ondulaciones en el chorro
espontáneamente. Estas ondulaciones son al comienzo modestas, pero a
velocidades altas (gran diferencia de temperatura entre los cilindros exteriores
e interior) las ondulaciones crecen hasta convertirse en oscilaciones caóticas
(figura 7.2).
Esto explica por que la corriente en chorro es mayor en invierno que en verano:
la diferencia de temperatura entre ecuador y polo es mucho mayor en invierno.
El verano no es solo mas caluroso que el invierno, el tiempo que ocurre en
verano es diferente (causado por diferentes mecanismos) que en invierno.
Figura 7.2 – Patrones de flujo en un fluido en un tanque con forma de anillo que
rota y cuyos cilindros interior y exterior son mantenidos a diferente temperatura.
Las líneas corresponden a isotermas a media altura. La transición de flujo
laminar a turbulento se da incrementando la razón de rotación del tanque de
una figura a la otra.
El contraste de temperatura entre el ecuador y los polos, y entre la tierra y los
océanos ponen a la atmósfera en movimiento, creando los vientos que generan
el clima. Estos vientos son tales que vibran espontáneamente (son
dinámicamente inestables) produciendo el tiempo. Los vientos, a su vez,
dependen de la estación, o más en general, cuando el clima cambia. O sea que
las características del tiempo dependen del clima. Pero lo opuesto también es
verdad, las fluctuaciones diarias del tiempo pueden influenciar el clima. Por
ejemplo, las tormentas transportan calor de los polos al ecuador. Así, si bien las
tormentas de invierno, el pasaje de frentes, son usualmente consideradas
como una molestia para nosotros, en realidad están contribuyendo a aumentar
el rango de latitudes habitable considerablemente.
Así, el tiempo contribuye a disminuir el decifit de energía en los polos y el
surplus de energía en el ecuador mostrado en la figura 4.6.
7.2 Teoría de las corrientes en chorro
Como vimos las corrientes en chorro juegan un papel preponderante en la
generación del tiempo. ¿Por que existen? En una sección anterior explicamos
la existencia de las corrientes en chorro como resultado de la conservación de
momento angular de una parcela que se mueve del ecuador a los polos. Aquí
mostramos por que están situados a alrededor de 3040° de latitud y que el
aumento de la velocidad con la altura que caracteriza a las corrientes en chorro
es consistente con las propiedades termodinámicas de la atmósfera.
7.2.1 Teorema del espesor
En la atmosfera la variación vertical de la presión y densidad es mucho mayor
que la variación horizontal y temporal. Para determinar la variación media
vertical de la presión, consideremos una atmósfera idealizada que representa
la estructura media horizontal y temporal de la atmósfera, en la cual las fuerzas
Verticales están en equilibrio.
Analicemos una columna vertical de aire con sección recta de área unitaria
(figura 7.3). La masa de aire entre las alturas z y z+dz es ρdz, donde ρ es la
densidad del aire en la altura z.
Figura 7.3 Columna vertical de aire
La fuerza de gravedad actuando sobre una capa de aire es ρgdz, donde g es la
aceleración de la gravedad en la altura z. Suponemos que entre la altura z+dz
y la altura z la presión varia dp, la presión por encima en la cara inferior es
mayor que la presión para abajo en la cara superior en una cantidad dp. Por lo
tanto, la fuerza vertical resultante sobre la capa, debida al gradiente de presión,
hacia arriba esta dada por dp. El equilibrio exige que:
(Ecuación hidrostática)
Si la presión en la altura z es p(z), tenemos
o como p = 0 en el infinito:
Esto significa que la presión en el nivel z es igual al peso del aire que está
arriba de este nivel en la columna vertical de sección recta con área unitaria. Si
la masa de atmósfera estuviese uniformemente distribuida sobre el globo, la
presión al nivel del mar (z = 0) sería 1013 mb (milibares), que se denomina
presión atmosférica normal.
Para saber como la presión varía en la vertical, vamos a sustituir ρ en la
primera ecuación usando la ecuación de los gases ideales (considerando que
la atmósfera obedece esta ley):
Donde R es una constante del gas (para el aire seco) y T es la temperatura (en
la escala Kelvin). Entonces la primera ecuación queda:
Suponiendo g constante y T constante con la altura (atmósfera isotérmica) e
integrando entre dos niveles z1 y z2, cuya presión es p1 e p2,
obtenemos
Donde ln significa logaritmo
e=2,718.
natural o neperiano, cuya base es el número
De la ecuación anterior se obtiene:
Donde
Es decir que cuando aumenta la temperatura, aumenta el espesor de la capa
de atmósfera H sin variar la presión p del aire en esa altura y al disminuir la
temperatura T, disminuirá el espesor. De lo expuesto surge que hay una
relación lineal entre el espesor de una capa de aire y su temperatura. Este es el
teorema del espesor de una capa de aire.
7.2.2 Viento térmico
Si se consideran dos porciones de aire, una más caliente que la otra, y se
efectúa un corte meridional, suponiendo que la porción caliente está del lado
ecuatorial y la fría del lado polar, entre ambas habrá una zona de transición,
como muestra la figura 7.4
Figura 7.4 Equilibrio de fuerzas para el caso de isobaras no horizontales
En el análisis de la figura 7.4 se supondrá que a lo largo de un paralelo la
presión se mantiene constante (p(ϕ) = cte.), y que lo mismo ocurre a lo largo de
un meridiano, es decir, no varía con el tiempo. Además, la temperatura de
superficie, dentro de cada porción de aire, es constante, aunque cada zona
tiene diferente estado térmico. En cada porción de aire la fuerza debida al
gradiente de presión (∇P) está equilibrada con la gravedad, en consecuencia,
las partículas están en reposo, es decir que no hay viento.
En la zona fría, los espesores son menores que en la caliente, o sea que las
distancias entre isobaras son menores en el aire frío que en el caliente.
Se puede afirmar que para igual presión en superficie en dos masas de aire de
diferentes condiciones térmicas hay una altura, a una misma altitud, alta
presión en el aire caliente y baja en el aire frío. Esto se comprueba
comparando los valores de presión en los puntos A y B de la figura 7.4.
El campo de isobaras se denomina campo bárico y en la zona de transición la
temperatura varía rápidamente, es decir, el gradiente (∇T) de la temperatura es
grande.
Cuando en un corte vertical, como en la figura, las superficies de presión y
temperatura son paralelas, se dice que existe barotropía, en tanto, que si se
interceptan entre sí, se dice que la atmósfera es baroclínica, o que hay
baroclinicidad, como se puede apreciar en la zona de transición. Además, en
esta zona, el gradiente horizontal de la presión no es nulo y aumenta con la
altura. Esto se ve haciendo un corte horizontal como el AB: a mayor inclinación
tendremos mayor cantidad de isobaras por unidad de longitud. Se ve
claramente en el diagrama vectorial para la partícula m, pues la fuerza debida a
la presión (∇P) es normal a las isobaras y dirigida hacia la baja presión y tiene
dos componentes: una vertical (Gv) que se equilibra con la fuerza peso debida
a la gravedad, y una horizontal (Gh) que es balanceada por la fuerza de
Coriolis y resulta en un viento geostrófico en la dirección perpendicular al papel.
Como la componente horizontal Gh aumenta con la altura, la velocidad del
viento geostrófico aumentara con la altura. Este aumento del viento geotrópico
con la altura se denomina viento térmico.
7.2.3 Corrientes en chorro
En la sección anterior vimos que el viento tiende a aumentar con la altura en
una banda de latitudes si esa banda esta entre dos masas de aire de diferentes
temperaturas. Esta es la situación de las corrientes en chorro que se ubica
entre la masa de aire calida tropical y la fría polar.
Ahora, ¿por que la corriente en chorro es máxima a la altura de la tropopausa?
La tropopausa se define como la altura donde la temperatura deja de disminuir
y comienza a aumentar.
Esta inversión en el campo térmico produce una inversión en el campo bárico,
lo cual dará lugar a que centros fríos en superficie corresponden centros
calientes en altura por encima de la tropopausa, y viceversa, como muestra la
figura 7.5.
Figura 7.5 Centros fríos en superficie coinciden con centros calientes en altura y
viceversa
Como se ve que los centros calientes se transforman en fríos, habrá una
variación de los gradientes de presión con la altura, y ello traerá aparejado un
cambio en la dirección del viento. Esto se muestra en la figura 7.6. El valor
máximo del viento se dará aproximadamente en el nivel de la tropopausa,
definiendo la altura de la velocidad máxima de las corrientes en chorro.
Figura 7.6 Variación de la dirección del viento con la altura
Como en el caso de la temperatura, el gradiente de presión en la mitad de la
atmósfera cumple además que:
(∆
∆P/∆ϕ
∆ϕ)
∆P/∆ϕ
∆ϕ)
∆ϕ invierno > (∆
∆ϕ verano
De ello se puede inferir que los vientos del oeste son más intensos en invierno
que en verano (figura 7.7). Cuando la corriente en chorro en un hemisferio es
intensa, en el otro hemisferio es relativamente débil. Esto se da pues a la
diferencia de presión (temperatura) entre ecuador-polo está dada
principalmente por las variaciones polares, ya que en la zona ecuatorial (entre
los dos trópicos) la temperatura varía muy poco, dado que la inclinación de los
rayos solares no cambia.
Figura 7.7 Componente media del viento en dirección este-oeste (en m/s), para
DJF arriba y JJA abajo (ERA 40).