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Extensión y Composición de la Atmósfera.
La Circulación General Atmosférica.
Ciclones y Anticiclones
El Viento.
Circulaciones de Escala Meso.
El Perfil Vertical de la Atmósfera; Estabilidad Vertical
La turbulencia atmosférica
Diccionario de Términos
EXTENSIÓN Y COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA
La atmósfera es la capa gaseosa que rodea la Tierra atrapada por ésta bajo la acción de la
gravedad. Esta capa gaseosa presenta un máximo de densidad en la proximidad de la
superficie de la Tierra y gradualmente se vuelve menos densa conforme remontamos en altura
hasta que termina siendo indistinguible del gas interplanetario según se muestra en la figura.
El 90% de su masa total se encuentra confinada en los primeros 20 km y a 100 km de altura la
presión ya ha descendido a un orden de 10-3 mb partiendo en la superficie con una presión
media de 1020 mb.
En función de la variación con la altura de su temperatura media la atmósfera suele dividirse
en cuatro regiones o capas diferenciadas:


La Troposfera es la capa más próxima a la superficie de la Tierra y tiene una
extensión del orden de 10 km. En esta capa la temperatura media desciende uniformemente
con la altura y es en ella donde se producen los fenómenos físicos más ligados con lo que
denominamos el "tiempo atmosférico".
La Estratosfera es la siguiente región atmosférica tras la Troposfera, su altura va

desde los 10 km hasta cerca de los 100 km. En esta región el perfil térmico medio aumenta
con la altura debido a las reacciones fotoquímicas de producción del ozono a partir del oxígeno
y la radiación ultravioleta proveniente del sol.
La Mesosfera y la Termosfera son las capas más exteriores de la atmósfera. La
temperatura disminuye con la altura en la primera y aumenta en la segunda aunque este
aumento esté ligado puramente a la acción de la radiación solar sobre los sensores térmicos.
Desde el punto de vista de su composición de la Atmósfera está en un 99 % formada por una
mezcla de oxígeno y nitrógeno molecular siendo el resto casi en su totalidad argón y dióxido
de carbono.
LA CIRCULACIÓN GENERAL ATMOSFÉRICA
La Tierra es un cuerpo que está en equilibrio radiante entre la radiación solar incidente, la
reflejada y la emitida. La atmósfera puede considerarse como una máquina térmica con la
fuente de calor en la zona ecuatorial donde hay un superávit neto de energía y un sumidero en
las regiones polares que tienen un déficit neto de energía. Una función de la atmósfera es
transformar la energía potencial de la diferencia de calor entre los trópicos y polos en energía
cinética de movimiento que transporta el calor entre estos.
Si la Tierra no girara, el aire caliente del ecuador ascendería por convección y se movería
hacia los polos donde de enfriaría y tras hundirse regresaría como viento de superficie dejando
parte de su energía cinética y el resto de su calor en la fricción con el suelo. Como la Tierra
gira alrededor de un eje que pasa por los polos estas células de convección generadas en el
ecuador (Celdas de Hadley) son deformadas por la acción de las fuerzas de Coriolis que
modifican su trayectoria hasta la derecha en el hemisferio norte de forma que el flujo hacia los
polos gira hacia el este y el de regreso hacia el oeste.
Funcionamiento de la circulación:
El resultado de la acción de la fuerza de Coriolis sobre estas celdas de Hadley es que la celda
circulatoria se fracciona en una serie de circulaciones de carácter más zonal que meridiana
(alrededor de la tierra más que a lo largo de sus meridianos), de forma que solo un décima
parte de este movimiento se proyecta en la dirección ecuador-polos.
En la zona ecuatorial el aire que asciende se enfría dando lugar a la condensación y
precipitación típica de las zonas de selva tropical. En las zonas de descendencia del aire, éste
se calienta y su humedad relativa disminuye produciéndose sequía y "buen tiempo" con falta
de precipitación. Este hundimiento o subsidencia se produce en torno a los 30º de latitud
asociándose con las regiones desérticas de la Tierra y la posición media de los grandes
sistemas anticiclónicos semipermanentes como son por ejemplo el del Pacífico y el de las
Azores.
CICLONES Y ANTICICLONES
Para conservar el momento de su cantidad de movimiento (con respecto al eje terrestre), el
aire en movimiento gana velocidad en su subida de latitud o la pierde con su bajada. Esto da
lugar a una concentración de altas velocidades en las zonas de contacto de las grandes
células circulatorias, lo que origina las corrientes de chorro (jet streams). El jet stream polar no
permanece fijo sino que meandrea causando perturbaciones en la posición del frente polar
donde se encuentra el aire frío del polo con los aires más calientes de los trópicos. Esta
interacción entre el jet y el frente polar da lugar a la formación de los sistemas frontales de
depresiones que son la causa más fuerte de modificación del tiempo atmosférico de las
latitudes medias.
Estas son las áreas fluctuantes de baja presión (depresiones o ciclones) que con sus frentes
son responsables de la variación del estado atmosférico en las altitudes medias. Los sistemas
de baja presión están relacionados con la perturbación del jet stream polar y se organizan a lo
largo de las superficies frontales que separan las masas de aire con diferentes características
de humedad y temperatura. La formación de un centro de baja presión va acompañado de la
formación de una onda en el frente, que consiste en un frente frío y un frente cálido ambos dos
moviéndose alrededor de una zona depresionaria en el sentido contrario a las agujas del reloj
en el hemisferio norte. El ciclo de formación y disipación de una depresión frontal está
representado en la figura adjunta.

El frente frío es la zona de transición entre el aire caliente y el aire frío, con el aire frío
moviéndose sobre la superficie previamente ocupada por el aire caliente al que empuja hacia
arriba. La pendiente de la discontinuidad es de 1/50 a 1/150.

El frente cálido separa aire caliente que avanza sobre aire frío que retrocede, su
pendiente es de 1/100 a 1/300, o más, debido a los efectos de fricción en la cola del frente.
Esto da lugar a que aire caliente "se monte" o ascienda por encima del frío.
EL VIENTO
El viento es aire en movimiento y aunque en general su movimiento es tridimensional,
normalmente sólo se considera la velocidad y dirección de la componente horizontal. En el
análisis del viento se suelen considerar diferentes escalas tal y como se sumariza en la tabla.
Escala de longitud Dimensiones (km)
Ejemplos
Planetaria
±5.000
Celda de Hadley
Sinoptica
±1.000
Ciclones de media latitud
Mesoescala
±75
Tormentas y Brisas
Escala pequeña
<5
Turbulencias
Cada escala presenta unos procesos atmosféricos propios e identificables y en general una
actividad vigorosa en una escala superior anula la actividad de las escalas inferiores.
Variación del perfil vertical del viento:
En primera aproximación el aire presenta un movimiento en el que se equilibra la acción de la
diferencia de presiones junto con la fuerza de Coriolis. Este equilibrio geostrófico supone que
el aire se mueve paralelamente a las líneas isobaras dejando en el hemisferio norte las zonas
de alta presión a la derecha de su dirección de avance. Cerca de la superficie este equilibrio
se descompensa debido a la fricción del suelo por lo que éste se reajusta con el resultado de
una disminución en el módulo de la velocidad del viento y una variación de la dirección que
hace que el viento corte las superficies isobáricas introduciéndose en las zonas de más baja
presión. El efecto de la fricción del relieve no sólo depende de éste si no también del tipo de
tiempo característico de cada momento.
En las situaciones de viento moderado bajo cubierta nubosa no muy extensa la velocidad del
aire aumenta desde cero en el nivel del suelo hasta su valor geostrófico a una altura de 300500 m girando con la altura en sentido de las agujas del reloj. En verano durante el mediodía
cuando la intensidad solar es máxima la fricción del suelo se deja sentir hasta una altura
considerable (1000-2000 m ) intensificada por las corrientes convectivas que hacen ascender
el aire desde el suelo. Por esta misma razón la velocidad media del viento es casi constante
en los primeros 1000 m de la atmósfera sin que se noten efectos de cambio en la dirección
con la altura. Durante la noche, especialmente si ésta es despejada, el viento en la parte más
baja de la atmósfera es casi nulo y sólo se acelera por efecto gravitacional fluyendo hacia las
hondonadas del relieve en lo que se conoce como vientos de derrame.
CIRCULACIONES DE ESCALA MESO
Efectos Urbanos:
La presencia de ciudades cambian respecto a su entorno el balance energético.Las razones de
este cambio son :
1.
La presencia de industrias y calefacciones.
2.
3.
La áreas de cemento, ladrillo y asfalto que absorben el calor durante el día y lo sueltan
durante la noche.
La capa de contaminantes que actúan como reflectora de radiación infrarroja.
Este conjunto de modificaciones supone la aparición de lo que se conoce como "isla de calor"
que es capaz de generar de manera propia una circulación convectiva caracterizada por
vientos débiles que penetran en el interior de la ciudad y son capaces de modificar el régimen
pluviométrico medio de la región en la que se sitúa la ciudad.
Vientos de Ladera y Valle:
El calentamiento o enfriamiento de las laderas de los montes causa pequeñas modificaciones
de la densidad y la presión cuyo resultado es la aparición de circulaciones locales que son más
intensas conforme los regímenes de vientos generales son más débiles.
Básicamente estos vientos durante la noche suponen un descenso de aire frío por las laderas
de las montañas (vientos katabáticos). Durante el día el aire más ligero relacionado con el
calentamiento intenso de las laderas soleadas asciende por éstas en lo que se denomina
vientos anabáticos. Ambos vientos (kabáticos y anabáticos) suponen un círculo de recirculación
propio de las regiones montañosas.
Brisas de Mar y Tierra:
En días soleados con cielo claro y vientos regionales débiles el calentamiento de la tierra
adyacente al mar es mucho más rápido que el del agua. Este proceso diferencial, da lugar a la
aparición de una diferencia de temperatura mar-tierra que genera una circulación local de aire
que penetra en la costa procedente del mar.
De manera contraria, durante la noche el enfriamiento rápido de la superficie de la tierra frente
a un más lento o casi nulo enfriamiento del agua del mar, supone una reversión en los vientos
con flujos netos de aire que procedentes de la tierra se introducen en el mar.
EL PERFIL VERTICAL DE LA ATMÓSFERA
El ciclo diario del calentamiento y enfriamiento del suelo bajo la acción de la radiación del sol,
así como la mezcla de masas de aire de procedencia diferente tiene como consecuencia la
modificación del valor de la temperatura del aire en función de la altura. Esta modificación
repercute en la habilidad de la atmósfera en iniciar o inhibir los movimientos verticales del aire.
De manera general diremos que una atmósfera estable es aquella que inhibe los movimientos
verticales mientras que una atmósfera inestable los amplifica. Una atmósfera se denomina
neutra cuando es indiferente a estos movimientos.
Estabilidad vertical:
La relación entre el perfil adiabático y el real de la atmósfera determina lo que se conoce como
estabilidad vertical. En el desplazamiento adiabático seco de una burbuja de aire que sube o
baja de altura se produce un enfriamiento o calentamiento de unos 10ºC por kilometro. Se
producen tres tipos de niveles: Estable, Neutro e Inestable.
Figura ESTABLE(a)
Figura INESTABLE(b)
Consideremos las figuras : las líneas sólidas representan el perfil real de temperatura en la
atmósfera y las lineas de trazos el de la temperatura que seguiría en sus desplazamientos
verticales una burbuja situada previamente en A (perfil adiabático seco).
En el caso (a) si la burbuja de aire asciende su temperatura terminaría siendo menor que la de
su entorno y por tanto se hundiría de nuevo hacia A por ser más densa que aquel. En este
mismo caso si la burbuja descendiese su temperatura sería más alta que la de su entorno y
tendería por tanto a recuperar su posición A al poseer una densidad menor que el aire
circundante. Estamos entonces frente a un perfil vertical ESTABLE en el que se tiende a
inhibir los movimientos verticales del aire.
Si en un perfil estable la temperatura del aire ascendiera con la altura diremos que nos
encontramos ante una inversión térmica. En el caso (b), siguiendo los mismos razonamientos
anteriormente empleados observamos que el resultado es una amplificación de los
movimientos verticales de la burbuja por encontrarse ésta más ligera (arriba) y más densa
(abajo) que el aire que le circunda. Estamos entonces ante una situación INESTABLE. Las
condiciones de fuerte inestabilidad son las causantes de fuertes ráfagas ascendentes de aire
en las que condensa el vapor de agua dando lugar a la formación de gotas de agua que
pueden alcanzar un tamaño tal que terminan por precipitar.
Si el perfil real de la atmósfera coincide con la variación adiabática de temperatura diremos
que estamos ante un perfil NEUTRO.
Procesos Adiabáticos:
Los movimientos verticales del aire están condicionados a su flotabilidad, la flotabilidad de una
burbuja de aire depende de su densidad relativa respecto a la del entorno que la rodea.
Aunque la densidad del aire es casi constante, su densidad relativa varía fuertemente en
función de su temperatura de forma que al aire más frío le corresponde mayor densidad
relativa y por tanto una tendencia al hundimiento siendo todo lo contrario lo que sucede con el
aire caliente.
Una burbuja de aire desplazada verticalmente experimenta cambios rápidos de presión; como
respuesta a los cuales el volumen y/o su temperatura deben cambiar a su vez. Suponiendo
que el intercambio de calor de dicha burbuja con su entorno vía conducción o radiación es
suficientemente lento, tal y como en realidad ocurre, sus cambios de temperatura se deben
casi exclusivamente a sus cambios de volumen.
Teóricamente, el proceso ideal durante el cual no hay absolutamente ningún intercambio de
calor con el medio circundante se llama proceso adiabático. Como el aire contiene
normalmente agua, y los cambios de fase de ésta implican intercambios de calor latente,
distinguiremos entre dos tipos de procesos adiabáticos :
1.
2.
Adiabático seco: Durante el que no hay cambios de fase en el agua.
Adiabático húmedo: Con cambios de fase en el agua.
Durante un proceso adiabático húmedo, los cambios de fase de una burbuja que cambia de
presión causan la conversión de calor latente a calor sensible y viceversa. Esto es, cuando
ocurre condensación el calor latente desprendido calienta la burbuja y hace subir su
temperatura, con lo que el descenso no es tan rápido como en un proceso adiabático seco.
Cuando ocurre evaporación, el calor latente enfría la burbuja más rápidamente que en el caso
seco. El valor de subida o bajada de la temperatura en los procesos adiabáticos húmedos está
condicionado a la presencia de agua sin condensar o evaporar por lo que no dependen sólo de
la altura como es el caso de los secos.
LA TURBULENCIA ATMOSFÉRICA
Definiremos como turbulencia las variaciones caóticas observadas en los valores de las
magnitudes termodinámicas medidas de forma instantánea en el seno de la atmósfera. Este
último concepto es de suma importancia a la hora de discutir cualquier proceso atmosférico.
Cuando se mencione la velocidad, dirección del viento, temperatura, etc... no puede dejarse de
entender que esta medida es un promedio temporal de las mismas propiedades.
La turbulencia puede considerarse como la fluctuación al azar sobrepuesta a los valores
medios de una magnitud termodinámica medida en la atmósfera, como se puede apreciar en
la figura 1.
Figura 1
Figura 2
Existen varias teorías sobre el origen de la turbulencia, la teoría de la estabilidad de los flujos
laminares parece ser la más aceptada. El movimiento de un fluido puede satisfacer todas las
ecuaciones del movimiento y, sin embargo, ser inestable, esto es, las características del flujo
experimentan cambios irreversibles cuando se introduce una perturbación. Un flujo laminar
puede pasar a turbulento como se indica en la figura 2. En estas dos capas paralelas y
uniformes de un fluido (sin fricción mutua) estos se mueven a diferentes velocidades (a). Si se
introduce una perturbación en la zona de contacto (b), la presión en el punto a, Pa, aumenta al
disminuir la velocidad en este punto mientras que Pb disminuye al acelerarse el fluido en el
punto b. El resultado es que la diferencia de presiones produce una fuerza neta que empuja al
fluido en la zona de contacto hacia el punto b. Esto acentúa aún más la perturbación de la
zona de contacto, se inicia la formación de torbellinos y la perturbación se termina propagando
a todo el fluido dando lugar a la creación de un flujo turbulento. La turbulencia de un fluido
puede visualizarse como un conjunto de torbellinos de diferente escala que se superponen al
flujo medio. Los torbellinos de mayor escala se fraccionan en torbellinos de menor escala
transfiriendo energía de las fluctuaciones de gran escala a las de menor escala en un proceso
de cascada energética que termina en los choques moleculares. Una de las consecuencias
más importantes de la existencia de la turbulencia es el hecho de que la intensidad física de
cualquier elemento de volumen en la atmósfera se pierde a lo largo de un cierto tiempo lo que
añade una dificultad intrínseca a la realización de previsión meteorológica más allá de una
cierta escala temporal. Por otro lado la turbulencia es la causa que determina la dispersión de
contaminantes en el seno de la atmósfera.
Dispersión Turbulenta:
Si consideramos una bolsa de contaminación emitida a la atmósfera el efecto de la turbulencia
se manifiesta de la forma siguiente: los torbellinos o fluctuaciones turbulentas de escala más
grandes que la bolsa de contaminación la empuja, trasladan o sacuden al azar. Los torbellinos
de escala similar a la bolsa la estiran, la deforman y terminan por fraccionarla en bolsas
irregulares más pequeñas; éstas a su vez caen bajo la acción de los torbellinos de escala más
pequeña que ya les desgajan en sus límites y así sucesivamente hasta que la acción de la
difusión molecular terminan el proceso. Al mismo tiempo el tamaño general de la nube de gas
crece durante este fraccionamiento y pasa a caer bajo la acción turbulenta de escalas
mayores. El efecto final es la dispersión de la contaminación inicialmente concentrada en la
bolsa de aire. Usualmente este efecto turbulento se caracteriza físicamente mediante lo que se
conoce como teorías en K donde este parámetro determina la relación entre turbulencia y las
magnitudes termodinámicas medias de la atmósfera.
Los resultados de estos modelos físicos de la turbulencia ponen en evidencia que el grado de
estabilidad de la atmósfera es el condicionante básico de la forma de dispersión. Así para el
penacho de contaminación de una chimenea tendremos que (figura adjunta):
1.
2.
3.
Si el perfil térmico de la atmósfera es estable el penacho de contaminación dispersa
lentamente en forma "tubular".
Si el perfil térmico es neutro el penacho dispersa en forma "cónica".
Si el perfil térmico es inestable el penacho dispersa en forma "serpenteante".
DICCIONARIO DE TÉRMINOS

Agua

Aire

Altocumulo

Altoestrato

Anemometro

Anticiclon

Atmosfera

Aurora

Barometro

Beaufort, escala de

Borrasca

Brisa

Celsius, Anders

Celsius Temperaturas

Ciclón

Cirro

Clima

Condensación

Coriolis, Fuerza de...

Cúmulo

Cúmulonimbo

Depresión Atmosferica

Equinoccios


Estrato
Estratocúmulo

Evaporación

Evaporimetro

Fahrenheit, escala de

Fahrenheit, Gabriel

Frente

Géiser


Globo Sonda

Gradiente

Granizo

Helada

Heliógrafo

Hidrometeoro

Higrometro

Humedad

Huracán

Insolación diaria media

Invernadero, efecto

Isobara

Jet Stream

Kevin, Lord

Kelvin, temperatura

Latitud

Lluvia
Longitud

Magnetosfera

Meteorología

Niebla

Nieve

Nimboestrato

Nube

Ozono

Piranómetro

Pluviometro

Precipitación

Presión atmosferica

Psicometro

Rayleigh, difusión de

Relámpago

Rocío

Solsticio

Temperatura

Temporal

Tormenta

Tromba

Trópicos

Viento

Viento Geostrófico

Viento solar