Meteorología y Climatología

Juan. C. Guerra García

Tema 1 Meteorología y climatología. La Atmósfera.

1.1. Meteorología, tiempo atmosférico y clima. La meteorología es la rama de la Física que estudia la atmósfera y los fenómenos físicos que en ella tienen lugar. Deriva de las voces griegas meteoro y logos, que significan fenómeno celeste y tratado. Su objetivo es estudiar los fenómenos atmosféricos y resolver el problema fundamental de la meteorología, a saber, la predicción del tiempo. Es una ciencia observacional, por lo que su comprensión depende fuertemente de los sistemas de medidas y de observación. Incluye el análisis de las variaciones diarias de las condiciones atmosféricas (meteorología sinóptica), el estudio de las propiedades dinámicas, térmicas, eléctricas, ópticas y otras de la atmósfera (meteorología física); el estudio del clima, las condiciones medias y extremas durante largos periodos de tiempo (climatología), la variación de los elementos meteorológicos cerca del suelo en un área pequeña (micrometeorología) y muchos otros fenómenos. El estudio de las capas más altas de la atmósfera (superiores a los 50 km) suele implicar el uso de técnicas y disciplinas especiales, y recibe el nombre de aeronomía. El término aerología se aplica al estudio de las condiciones atmosféricas a cualquier altura.

El tiempo se puede considerar como una compleja combinación de movimientos horizontales y verticales de las masas atmosféricas, de su temperatura y de su contenido de agua. Es el estado de la atmósfera en un instante y lugar dado, cambia continuamente, a veces en forma muy errática, por lo que es impredecible. Los movimientos en apariencia desordenados de la atmósfera obedecen a unas leyes; la propia atmósfera manifiesta tendencias regulares, aunque no constantes, a adoptar estados semejantes en unos mismos lugares y en unos mismos instantes del ciclo solar anual. De esta forma se distinguen frecuentes sucesiones de tipos de tiempo, a los que se llama 29

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clima. Clima es el efecto a largo plazo de la radiación solar sobre la superficie y la atmósfera de la Tierra en rotación. La palabra clima viene del griego klima, que hace referencia a la inclinación del Sol. Aunque el tiempo cambia erráticamente, es posible encontrar un comportamiento regular de esas variaciones, definiéndose el clima. El modo más fácil de interpretarlo es en términos de la información estadística de muchos años del tiempo, medias anuales o estaciónales de temperatura y precipitaciones, en un lugar o región dada, que incluye variaciones extremas y la probabilidad que tales anomalías se produzcan. La climatología como ciencia esta estrechamente relacionada con el rápido y progresivo desarrollo de la meteorología. El objetivo de la climatología es tratar de predecir como se va a comportar la atmósfera en el futuro a partir de lo que ha ocurrido con la atmósfera en el pasado. La posibilidad de predecir el clima tiene fuertes implicancias socioeconómicas. El estudio del tiempo y clima se hace en términos de elementos básicos, cantidades que se miden regularmente. Algunos de los más importantes son temperatura del aire, humedad del aire, presión atmosférica, rapidez y dirección del viento, tipo y cantidad de precipitación, tipo y cantidad de nubes; estas son consideradas las variables del tiempo y clima. Aunque cada una de ellas se estudia en forma separada, se debe tener en cuenta que están relacionadas entre sí, ya que el cambio de una produce una variación de las otras. La comprensión del clima puede ser obtenida con estudios de diagnóstico basados en análisis observacionales tanto de las leyes físicas como de modelos matemáticos. Las áreas de tierra firme y las marinas, al ser tan variables, reaccionan de modos muy distintos ante la atmósfera, que circula constantemente en un estado de actividad dinámica. Las variaciones día a día en un área dada definen el tiempo meteorológico, mientras que el clima es la síntesis a largo plazo de esas variaciones. El clima se mide por medio de termómetros, pluviómetros, barómetros y otros instrumentos, pero su estudio depende de las estadísticas. Hoy tales estadísticas son realizadas competentemente por ordenadores. Con todo, un resumen sencillo a largo plazo de los cambios climáticos no proporciona una representación exacta del clima. Para obtenerla, es necesario el análisis de los patrones diarios, mensuales y anuales. La investigación de los cambios climáticos en términos de tiempo geológico es el campo de estudio de la paleoclimatología, que requiere las herramientas y métodos de la investigación geológica. Además de los efectos de la radiación solar y sus variaciones, el clima siempre está bajo la influencia de la compleja estructura y composición de la atmósfera y de los mecanismos por los que ésta y los océanos transportan el calor. Así pues, para cualquier área dada de la Tierra, debe considerarse no sólo su latitud (que determina la inclinación del Sol), sino también su altitud, el tipo de suelo, la distancia del océano, su relación con sistemas montañosos y lacustres, y otras influencias similares. Otra consideración a tener en cuenta es la escala: el término 30

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macroclima hace referencia a una región extensa; mesoclima, a una más pequeña; y microclima, a un área diminuta. Por ejemplo, puede especificarse que un buen microclima para cultivar plantas es el que hay al abrigo de grandes árboles y de su sombra. El clima tiene una gran influencia en la vegetación y la vida animal, incluyendo a los humanos. Desempeña un papel significativo en muchos procesos fisiológicos, desde la concepción y el crecimiento de los seres vivos hasta la salud y la enfermedad. El ser humano, por su parte, puede influir en el clima al cambiar su medio ambiente, tanto a través de la alteración de la superficie de la Tierra como por la emisión de contaminantes y productos químicos, como el dióxido de carbono, a la atmósfera.

3.1. Origen de la Atmósfera Terrestre. El vocablo atmósfera, que etimológicamente proviene del griego atmos (vapor) y sphaira (esfera), hace referencia a la envoltura gaseosa que rodea a los planetas conocidos del sistema solar. La atmósfera terrestre es una delgadísima capa de aire que se mantiene unida a la tierra por efecto de la atracción gravitatoria del planeta y que se extiende algunos miles de kilómetros hasta mezclarse con el medio interplanetario. Esta sutil envoltura gaseosa es, sin embargo, la responsable de que las condiciones ambientales en la superficie sean adecuadas para el desarrollo de la vida tal y como la conocemos:

Para entender la composición actual de la atmósfera terrestre, vamos a continuación exponer algunas de las teorías existentes sobre la formación de la atmósfera y su evolución hasta el presente.

Hace más de 4.5 billones de años, el Sol, la Tierra y el resto de los planetas que componen el sistema solar, surgieron como consecuencia de la condensación de una nube interestelar de gas y polvo en uno de los brazos de la espiral galáctica. Los elementos pesados de esta nube primordial (Silicio, Fe, Ni, etc.) colapsaron para formar la tierra sólida. Algunos elementos volátiles como el hidrógeno, el carbono y oxígeno fueron física y químicamente atrapados dentro de la tierra sólida. La presencia inicial de grandes cantidades de hidrógeno puede haber dado origen a la formación de compuestos hidrogenados como el metano (CH4), el amoniaco (NH3) y el agua (H2O). En la "atmósfera actual" de los planetas exteriores se encuentran efectivamente estos compuestos. 31

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Fe H2 Rest o

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El colapso gravitatorio da lugar a la aparición del sol y a los planetas del sistema solar

Ni

He

Nube Interestelar

Sistema Solar

El fuerte viento solar en la fase t-tauri del Sol barre completamente el remanente de los gases de la nube interestelar.

Tierra Sólida Si Fe Ni Compuestos hidrogenados Protoatmósfera

Tierra Sólida

Planeta sin atmósfera

H2O

CO2

Tierra Sólida NH3

La acumulación y transformación de los componentes emitidos desde el interior da lugar a la atmósfera actual.

Atmósfera Primitiva

Tierra Sólida

Atmósfera Actual

La atmósfera primordial de la Tierra o Protoatmósfera (el remanente de los gases de la nube que quedaron atrapados gravitatoriamente) fue barrida por el intenso viento solar durante la fase TTauri del Sol. Con el transcurso del tiempo, una nueva atmósfera se forma alrededor de la tierra a partir de los componentes volátiles atrapados. Estos componentes volátiles fueron literalmente "exudados" en un proceso de desgasificación y expelidos por la capa de tierra situada debajo, debido a que los procesos radiactivos y de sedimentación de los elementos más pesados hacia el centro de 32

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la tierra, elevaron las temperaturas de este primitivo planeta (fenómenos volcánicos).

Los elementos liberados, tales como H2O (vapor), CO2, Cl, NH3, S, etc., se fueron acumulando y transformando en el transcurso de millones de años, hasta constituir la atmósfera actual. Así , por ejemplo: •

La condensación de las grandes cantidades de vapor de agua liberado dio lugar a la

formación de los océanos, después de que condensara al enfriarse en al atmósfera. •

La mayor parte del dióxido de carbono liberado entro fácilmente en los océanos

disolviéndose y dando lugar a iones carbonatados. Así, sólo una traza de CO2 permaneció en la atmósfera. Igual ocurrió con el clorhídrico (ClH), sulfuro de hidrógeno (H2S), etc. •

La descomposición del amoniaco, debido a la fotodescomposición en presencia de luz solar,

dio lugar a la aparición de nitrógeno gaseoso N2, el componente más importante en la atmósfera actual como veremos con posterioridad, e hidrógeno gaseoso H2.

Es importante destacar que el oxígeno O2, el segundo constituyente más importante de la atmósfera actual, no estaba presente en la atmósfera primitiva porque no fue liberado desde el interior. No podemos suponer que todo el oxígeno liberado originado en la disociación del agua haya pasado a formar parte de la atmósfera como O2 libre. Una parte de este oxígeno debe haber reaccionado con otros elementos (tales como el Fe) para formar la gran cantidad de materiales oxigenados que se encuentran en la corteza terrestre. Por lo tanto, el origen del oxígeno no puede atribuirse sólo a este hecho. Según la primera escuela de pensamiento, la aparición del oxígeno debió esperar 2 billones de años más hasta la aparición de la FOTOSÍNTESIS de las plantas verdes. En este proceso las plantas con clorofila absorben agua y CO2 y los convierten en hidratos de carbono y oxígeno. 6CO2 + 6H2O + energía solar  C6H12O6 (Hidratos de Carbono) +6O2

Algunos elementos muy poco reactivos, tales como los gases nobles, aunque se emitieron del interior en muy poca proporción, dada su escasa reactividad, han permanecido tal cual en la atmósfera terrestre; o bien dado su bajo peso atómico, se perdieron en el espacio. Algunos de estos gases nobles, tales como el argón, son el resultado de desintegraciones radiactivas de otros elementos (un isótopo del potasio en el caso del argón) y se han acumulado de igual forma que sus 33

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predecesores han decaído.

Algunos otros elementos minoritarios fueron surgiendo lentamente. Tal fue el caso del ozono (O3) que surgió como consecuencia de reacciones fotoquímicas originadas por la radiación solar sobre las moléculas del abundantísimo O2. Algunas teorías acerca de la aparición del ozono atmosférico apuntan incluso la posibilidad de que la vida pasara del agua a la tierra sólida sólo después de que existiera una primitiva capa de ozono, la cual permitiría filtrar la radiación UV letal para las formas de vida vegetal, ya que debajo del agua el filtro de la radiación ultravioleta lo ejercería el agua.

3.2. Composición Química de la Atmósfera Terrestre Actual. Nuestra comprensión de la química de la atmósfera se ha caracterizado por ser un proceso que comienza ya en la antigua Grecia, cuando Aristóteles (384-322 A C) reconoció que el agua era un componente del aire. Mucho después se descubrió que tal aire podía constar de varios componentes más, y nuestro medio vital fue cada vez más descompuesto y mejor comprendido y explotado. La historia comienza con John Mayow (1641-1679), cuyos experimentos le llevaron a concluir que el aire seco está formado por dos partes, una que sirve de alimento a la vida y al fuego, y otra que no tiene ninguna de estas dos propiedades. A la primera la llamó aire fuego, y aunque no la aisló de forma pura, puede ser identificada con lo que hoy llamamos oxígeno. El primero de los gases que se identificó con claridad fue, cosa rara, el dióxido de carbono, que se presenta sólo en pequeñas cantidades (0.03% en volumen). Josep Black (1728-1799) encontró que por combustión de ciertas sustancias se obtenía un gas, al que denominó como aire fijo. El siguiente gas descubierto fue el nitrógeno. Daniel Rutherford (1749-1819) llevó a cabo experimentos en los que haciendo arder sustancias y separando lo que Black había llamado aire fijo, obtuvo un gas residual. Rutherford mostró que este gas difería del aire ordinario en que no eran posibles ni la vida ni el fuego en su seno, por lo que dio en llamarlo aire mefítico, o lo que hoy denominamos nitrógeno. Casi inmediatamente después del descubrimiento de Rutherford, Josep Priestley (173334

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1804) y Carl William Scheele (1742-1786), trabajando por separado, aislaron el denominado aire fuego u oxígeno. En 1894, Lord Rayleight y Sir William Ramsay aislaron un cuarto gas al que se le llamó argón, el cual tenía la propiedad de ser químicamente inerte.

Así, antes de entrar en el siglo XX se habían encontrado cuatro componentes del aire seco. En los últimos años, con técnicas de medidas muy sofisticadas se han determinado con precisión las proporciones de estos elementos, a la vez que se ha descubierto el resto de componentes traza que forman la totalidad de la mezcla de gases que se incluyen dentro del término genérico de aire.

3.2.1. Composición del Aire Seco. El vapor de agua. Los Aerosoles. La composición química del aire suele estudiarse separando el vapor de agua del resto de los componentes, debido a que la gran variabilidad de este último. La siguiente tabla nos muestra la composición de la atmósfera seca:

Componente

Símbolo

Peso molec.

Nitrógeno Oxígeno Argón Diox.Carbono Neón Helio Metano Criptón Ox.Nítrico Hidrógeno Xenon Ozono

N2 O2 Ar CO2 Ne He CH4 Kr NO H2 Xe O3

28.013 31.999 39.948 44.010

% Volumen 78.08 20.95 0.93 0.03 0.0018 0.00052 0.00012 0.00010 0.00005 0.00005 0.000009 0.000003

% Masa

ppmv

g/m3

75.52 23.15 1.28 0.05

780.8 209.5 9.3 315 18 5.2 1.0-12 1.0 0.5 0.5 0.09 0.03

8.95 x 108 2.74 x 108 1.52 x 107 5.67 x 105 1.49 x 104 8.5 x 102 6.56-7.87 x 102 3.43 x 103 9.00 x 102 4.13 x 101 4.29 x 102 0.000003

Como podemos ver, alrededor del 99% en volumen lo constituyen el nitrógeno y el oxígeno, con notable predominio del primero que, prácticamente forma la mayor parte de la atmósfera. Si añadimos el argón, la cantidad total representa un 99.93%. El 0.1% restante lo forma una gran variedad de compuestos gaseosos a muy baja concentración, denominados componentes traza. A pesar de sus bajas concentraciones, algunos de estos componentes minoritarios juegan un papel muy

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importante en los procesos atmosféricos, como por ejemplo los gases de efecto invernadero (CO2, CH4, O3, etc.) o los que filtran parte de la radiación ultravioleta procedente del Sol (O2, O3, etc.). Estas dos características, es decir, su baja concentración y su participación destacada en diferentes procesos que se dan en la atmósfera, hacen que estos componentes sean los candidatos ideales para que la actividad antropogénica pueda introducir cambios importantes en sus concentraciones naturales y por ende en los delicados equilibrios que se dan en el sistema atmosférico.

Además de estos gases, el vapor de agua es un constituyente atmosférico vital, siendo su principal característica su gran variabilidad en cuanto a su presencia en el espacio y en el tiempo. Así, en algunas partes el aire puede estar casi completamente exento de vapor (zonas desérticas), mientras que en otras puede llegar a contener hasta el 4% de agua cerca del suelo (zonas tropicales).

En la atmósfera también existen cantidades variables de partículas sólidas y líquidas, denominados aerosoles, tales como sales marinas, polvo (particularmente silicatos), materia orgánica (polen, etc.) y humo, que provienen tanto de fuentes naturales (actividad volcánica, etc.) como de las actividades humanas (contaminación, prácticas agrícolas, etc.). Estas partículas sólidas y líquidas no actúan, la mayoría de las veces, como simple materia inerte, sino que pueden afectar a los procesos fisicoquímicos que ocurren en la atmósfera, por lo que deben ser consideradas como un constituyente más del aire. Así por ejemplo, el aerosol marino que se forma por pulverización de la película superficial del mar, incorpora en su composición una gran cantidad de cloruro de sodio que actúa como núcleo de condensación del vapor de agua en la atmósfera, favoreciendo la formación de nubes; las partículas sólidas de óxidos metálicos actúan de fotocatalizadores en procesos de oxidación en la atmósfera y contribuyen así a la formación de lluvias ácidas; las partículas inyectadas en la atmósfera por fenómenos volcánicos pueden modificar el balance energético terrestre y producir variaciones climáticas temporales; etc..

3.2.2. Distribución espacio-temporal de los componentes atmosféricos. Una importantísima peculiaridad que se observa en la distribución en la atmósfera de algunos de sus componentes son sus variaciones con la altura, la latitud o la estación del año, las cuales responden, en un porcentaje muy alto, a la localización en el espacio y en el tiempo de sus fuentes y sumideros. La distribución de los procesos o mecanismos de creación o destrucción de los componentes atmosféricos, crea desequilibrios que no pueden ser compensados por los mecanismos 36

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de mezcla que se dan en las capas bajas de la atmósfera –homosfera-.

Desde un punto de vista estático podríamos suponer que los gases más ligeros como el H2, el He, etc., abundan cada vez más hacia el exterior y los más pesados se situarían más cerca de la superficie, debido a la atracción gravitatoria del planeta, creando así una distribución en altura en función de pesos moleculares. Pero la mezcla turbulenta a gran escala que tiene lugar en la baja y media atmósfera, evita que se produzca esta separación por difusión (esta separación es importante, sin embargo, sobre unos 100 km de altura -heterosfera- donde los procesos de mezcla cesan o se reducen bruscamente). Pero, a pesar de la existencia de estos procesos mezcla se observa que no todos los componentes se distribuyen homogéneamente y se aprecian variaciones con la altura en determinados componentes atmosféricos, relacionadas casi siempre con la localización de las fuentes y los sumideros.

Termosfera Mesopausa

Mesosfera Estratopausa

Estratosfera Tropopausa Troposfera

Concentración aproximada de algunos componentes

ulas/cm3) Analicemos con algo de detalle la distribución vertical del vapor de agua, por cuanto nos interesa desde un punto de vista de la hidroclimatología y porque sus variaciones con la altura son muy importantes desde el punto de vista termodinámico puesto que determinan la estructura térmica vertical en la baja atmósfera, la Troposfera.

A pesar del bajo peso molecular del agua, inferior al de otros gases, la mayor parte se 37

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encuentra concentrado cerca del suelo, estando casi totalmente ausente por encima de los 10-12 Km. La explicación de este hecho debemos buscarla, tal como dijimos anteriormente, en la localización de sus fuentes y de los sumideros. Las fuentes de vapor de agua en la atmósfera son fundamentalmente los procesos de evaporación de las aguas superficiales y la transpiración de las plantas (evapotranspiración), procesos que ocurren en la superficie. Además, los sumideros de vapor de agua, es decir, los procesos de condensación y precipitación, también se localizan cerca de la superficie, puesto que las temperaturas del aire superior son demasiados bajas para que éste se encuentre en estado gaseoso.

Tensión de vapor (Hpa) Altitud (km) Verano Invierno 0 10 4,5 2 5 2,3 4 2 1,3 6 0,5 0,3 Valores promedio de la tensión de vapor en Europa Occidental a diferentes alturas.

Esta distribución vertical, unido al hecho de que el vapor de agua es un importante gas de efecto invernadero, es decir, que absorbe radiación infrarroja procedente de la emisión terrestre, es la responsable de la estructura térmica vertical en la baja atmósfera, la cual estudiaremos en los apartados siguientes.

Las variaciones de la composición atmosférica con la latitud, son particularmente interesantes en lo que respecta al vapor de agua y a otros gases traza como el ozono, pero nos centraremos en el vapor de agua. Como veremos a continuación estas variaciones están relacionadas generalmente con la localización de las fuentes y los sumideros, como ocurría en el caso de las variaciones con la altura. El vapor de agua atmosférico está estrechamente relacionado con la temperatura del aire junto al suelo. Por lo tanto el contenido en vapor de agua debe ser máximo en las proximidades del ecuador y en verano, disminuyendo a medida que aumenta la latitud. En la siguiente figura se representa el contenido total de vapor de agua en la atmósfera en un promedio de diez días, según los datos recogidos por un satélite de observación atmosférica. Como puede verse las mayores concentraciones se dan cerca del ecuador, para disminuir rápidamente a medida que nos acercamos a los polos

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Cantidad de vapor de agua en la atmósfera en función de la latitud y longitud.

Aunque la historia de la composición química de la atmósfera terrestre es una historia de cambios, tal como se pone de manifiesto de los estudios de trazas fósiles, los que se están produciendo por las actividades antropogénicas son muy diferentes de los que se han producido por causas naturales en los últimos 3 millones de años. La principal diferencia está en la razón de cambio, tal como se manifiesta en las concentraciones de los gases de efectos invernadero, principalmente el CO2, el CH4, el O3, o los que contribuyen a la desaparición del agujero de ozono, los Clorofluorocarbonos (CFCs).

Dentro del estudio de las variaciones temporales, debemos diferenciar entre variaciones estacionales y variaciones de largo periodo o tendencias. Las primeras, siempre de origen natural, hacen referencia a las variaciones del componente en un periodo de un año, las cuales se repiten de igual o similar forma durante todos los años. Estas variaciones estacionales son debidas a modificaciones en la fuerza o localización de las fuentes y de los sumideros del componente durante las diferentes estaciones del año. Así se pueden observar variaciones estacionales en el contenido de vapor de agua en la atmósfera, consecuencia también de la fuerza de los mecanismos de evaporación y precipitación a lo largo del año. 39

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Las variaciones de largo periodo, pueden ser de origen natural, tal como las variaciones observadas en épocas prehistóricas en las concentraciones de gases de efecto invernadero, o de origen antropogénico, como las que se registran hoy en día con algunos gases de efecto invernadero, gases nuevos como los CFCs, CH4, etc..

3.3. Estructura Vertical de la Atmósfera Terrestre. La atmósfera terrestre presenta una estructura completamente distinta en vertical que en horizontal. En vertical se observa un patrón de variación fijo en algunas de sus variables dando lugar a una clara estratificación, mientras que en la horizontal no aparece ningún patrón claramente definido y algunas estructuras semipermanentes presentas grandes variaciones (anticiclón de las Azores, baja africana, etc..). Tampoco sus dimensiones son comparables ya que en la vertical estudiamos una capa atmosférica de varios cientos de kilómetros (aunque desde el punto de vista del tiempo atmosférico sólo son interesantes los 10-15 primeros kilómetros de altura) y varios miles en horizontal (36.000 km en la zona ecuatorial).

El análisis de la estructura vertical se puede hacer estudiando las variaciones de algunas variables tales como la temperatura, composición química, presión, densidad, etc…

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3.3.1. Temperatura. En 1960, la Unión Internacional de Geodesia y Geofísica, divide a la atmósfera en una serie de regiones teniendo en cuenta las variaciones de la temperatura con la altura. En una primera división se pueden reconocer tres capas denominadas: atmósfera baja, atmósfera media y atmósfera alta, marcadas cada una de ellas por un aumento en la temperatura, es decir, el límite de separación entre las mismas coincide con un mínimo de la temperatura. Esta primera división admite una subdivisión en cuatro regiones perfectamente diferenciadas: Troposfera, Estratosfera, Mesosfera y Termosfera (algunas veces suele incluirse una última capa, la Exosfera), en las que la división se hace en función de los cambios de gradiente de la temperatura con la altura. Cada una de estas capas termina por una discontinuidad más o menos compleja que la delimita.

La región inferior, llamada troposfera, que etimológicamente viene a significar esfera del cambio por tener lugar en la misma cambios de naturaleza meteorológica (en ella se dan la mayoría de los fenómenos meteorológicos), se caracteriza porque la temperatura disminuye con la altura de manera casi constante, en una proporción que puede llegar a ser de 10 ºC/km. Puede ocurrir en esta capa, que durante unos cientos de metros la temperatura aumente con la altura, dando lugar a lo que denominamos inversión térmica, para volver de nuevo a disminuir. Estas inversiones térmicas pueden darse en altura, consecuencia de fenómenos de subsidencia, o pueden tener lugar en superficie debido al mayor enfriamiento del aire en contacto con la superficie terrestre durante las horas nocturnas. Estos fenómenos de inversiones en altura son típicos de la región subtropical sobre las Islas Canarias, dando lugar a la formación del conocido mar de nubes característico de las islas.

En esta primera capa se encuentra aproximadamente el 80% de la masa de la atmósfera terrestre y prácticamente todo el vapor de agua, el CO2 y los aerosoles atmosféricos. Su estructura térmica es consecuencia de la transparencia del aire a la radiación solar (la cual puede alcanzar la superficie y calentarla) y de la opacidad del vapor de agua a la emisión infrarroja de la superficie, provocando, ayudada por los movimientos convectivos, un calentamiento de los niveles bajos. El límite superior de esta región se llama tropopausa; un estrato que actúa a modo de tapadera de los movimientos convectivos inferiores. Su altura y temperatura dependen de la latitud y de la época del año.

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1E-4

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120

110

Termosfera

1E-3 100

Mesopausa 90

0.01

0.1

1

Mesosfera

70

Altura (km)

Presión (mb)

80

60

Estratopausa 50

40

Estratosfera

10

Nubes nacaradas

30

OZONOSFERA 20

1E+2

Tropopausa ecuatorial

10

Tropopausa polar

Troposfera 1E+3

0 -120

-100

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

80

Temperatura (ºC)

Estructura física (temperatura) de la atmósfera hasta una altura de 120 km.

Inversión térmica en superficie

Inversión térmica en altura Temperatur a

Temperatura

Capa de inversión Capa de inversión

térmica

térmica 42

100

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En el ecuador la tropopausa se sitúa a unos 18 km de altura y a -80 ºC de temperatura, mientras que en las regiones polares no sobrepasa los 8 km y la temperatura sólo disminuye hasta los -50 ºC. Esta variación latitudinal en la altura a la que se registra el cambio del gradiente de temperatura está íntimamente relacionada con las variaciones latitudinales estudiadas para el caso del vapor de agua y del ozono atmosférico.

Por encima de la tropopausa se extiende la estratosfera, que se caracteriza por un aumento de la temperatura con la altura. Esta estructura térmica facilita la estratificación a todos los niveles (de ahí su nombre), aunque no quiere decir que la reducida turbulencia de la capa no pueda producir una mezcla homogénea en la misma como se creía originariamente. El aumento de la temperatura con la altura en esta zona está íntimamente relacionado con la intensa absorción por parte del ozono (estratosférico) de radiación solar ultravioleta. El límite superior de esta zona, denominado estratopausa se encuentra a unos 50 km de altura, donde la temperatura es de aproximadamente unos 0ºC.

Desde la estratopausa hasta los 85 km aproximadamente la temperatura vuelve a disminuir de nuevo, como consecuencia de la menor absorción de radiación UV solar por parte de la molécula del ozono y del oxígeno molecular. En esta región, que recibe el nombre de mesosfera se llegan a alcanzar las temperaturas más bajas de la atmósfera, cercanas a los -100 ºC o inferiores. Hasta la mitad de esta capa pueden penetrar rayos cósmicos y fotones muy energéticos procedentes del sol, dando lugar a la ionización de los átomos y moléculas de aire (Ionosfera).

Por encima de la mesosfera y separadas por la mesopausa, comienza un nuevo aumento de la temperatura, que define la existencia de la termosfera. Este nuevo calentamiento es debido a la absorción de radiación UV muy energética por parte del O2 y N2. Aunque la energía puesta en juego en estos procesos es despreciable frente a la que tiene lugar en la estratosfera, la baja densidad del aire hace que la temperatura se eleve hasta alcanzar los 250ºC e incluso los 800ºC en los momentos de máxima actividad solar, bien entendido que el concepto de temperatura es casi matemático.

Entre los 500 y 700 km se podría situar la base de una última capa atmosférica, la exosfera, término poco preciso que engloba parcialmente el significado de la capa precedente y a menudo se utiliza para designar las mismas zonas espaciales. Esta última capa atmosférica se extiende hasta los 43

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límites superiores de la atmósfera, que alcanza al menos 1000 km de altitud, con una masa atmosférica evanescente ya que su densidad aquí se estima en una molécula por cm3. Estas densidades ínfimas tienden a confundirse ya con las del espacio interplanetario.

3.3.2. Composición Química. Pueden hacerse otras divisiones de la atmósfera atendiendo a la variación de otros parámetros. Atendiendo a si sus componentes permanecen en la misma proporción o no con la altura, es decir, a su composición química, puede dividirse la atmósfera en dos regiones bien diferenciadas, la homosfera y la heterosfera. A la homosfera se le asigna una altitud promedio entre 80 y 100 km, y aunque la densidad del aire disminuye rápidamente con la altura, se supone que la composición química es uniforme (se mantienen las mismas proporciones a excepción del vapor de agua) y se cumplen en ella las leyes de los gases perfectos.

En contraposición con esta capa, la situada por encima, la heterosfera, pierde la uniformidad en su composición química, las leyes generales de la hidrostática ya no se cumplen y la disposición en capas se identifica por su composición mejor que por sus características físicas. Se distingue así la capa de nitrógeno molecular (hasta los 200 km de altura), de oxígeno atómico (entre los 200 y 1000 km) y la de helio (hasta los 3500 km). Además por ausencia de mezcla turbulenta se produce la separación por difusión y los gases más pesados se acumulan hacia alturas menores, y los más ligeros tienden a concentrarse en niveles superiores donde pueden llegar a escapar del campo gravitatorio terrestre.

3.3.3. Ecuación de equilibrio hidrostático. Presión. La presión, p, de un fluido se define como la fuerza F por unidad de área A que ejerce el fluido en cualquier dirección P=F/A. La presión sólo depende del movimiento molecular de las componentes del fluido, y éstas de la temperatura y de la densidad del mismo. La presión atmosférica a un determinado nivel se entiende como la generada por el peso de la columna de aire sobre esa superficie y se expresa generalmente en meteorología en milibares (mb), siendo la razones de conversión las siguientes: 1 atm = 1013 mb = 760 mmH = 1013 hPa .

La atmósfera desde el punto de vista de la mecánica de fluidos, se comporta como un fluido 44

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en continuo movimiento. Sin embargo, en muchos casos, este movimiento resulta tan lento que podemos suponer una situación estacionaria, y la ecuación de equilibrio hidrostático se hace aplicable en la mayoría de los casos.

La ecuación de equilibrio hidrostático se obtiene como un caso particular de la ecuación de movimiento suponiendo v=0. Pero puede encontrarse a través de otros planteamientos más sencillos. Para ello, consideremos una columna de aire de sección unidad y consideremos un elemento infinitesimal de volumen.

Como hemos dicho, suponemos una situación estacionaria del aire, visto éste como un fluido. En este caso el elemento de volumen que hemos fijado tendrá que estar en reposo, y para ello es necesario que la suma de las fuerzas que actúan sobre él sea cero. Si suponemos que hay la misma cantidad de atmósfera por los cuatro lados de elemento, lo cual es bastante lógico, entonces, las fuerzas laterales se anulan y no hay ningún movimiento horizontal. Tope de la Atmósfera

Presión (p+dp)

Z

dz Peso (W)

X Presión (p) Fuerzas que actúan sobre la parcela de aire.

Columna de aire atmosférica

Y

Fuerzas ejercidas sobre una parcela de aire atmosférica.

En la componente vertical las fuerzas que actúan sobre el elemento son, por un lado, la fuerza neta debida a la presión del aire exterior

   Fp  p  k  (p  dp)  k   S  dp  k 45

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donde hemos tomado que la superficie S=1 m2.

Y por otro la fuerza debida al peso

   F w  m g k  ρ  dz  S  g  k  ρ  dz  g  k Aplicando la condición de equilibrio mecánico.



 Fi  (dp  ρ  dz  g)  k  0 es decir, que la condición de equilibrio hidrostático quedará

dp  ρ  g  dz

que recibe el nombre de ecuación de equilibrio hidrostático. La ecuación de equilibrio hidrostático nos da la variación de la presión con la altura. El signo menos nos dice que la presión disminuye con la altura, resultado lógico si tenemos en cuenta que la presión en cualquier punto de la atmósfera es debida al peso de la columna de aire que tenemos encima y a medida que nos elevamos en altura, la columna de aire va siendo progresivamente menor y su peso también será menor. Esta ecuación puede escribirse también en función del volumen específico “” como

αdp  g  dz Desde el punto de vista de la física atmosférica, es necesario analizar el campo de presión para conocer el estado de la atmósfera en un instante dado. Este análisis consiste en estudiar la topografía de ciertas superficies isobáricas, pues de ella depende el flujo del aire en las cercanías de las mismas. Es prioritario por tanto derivar una ley de correspondencia entre la altura z y la presión, que puede obtenerse por integración de la ecuación de equilibrio hidrostático, según: p

z

p0

0

 dp    ρ(g)g(z)dz (*)

Para poder resolver la integral anterior es necesario conocer la dependencia de la aceleración de la gravedad y de la densidad con la altura.

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Generalmente se considera que en la capa atmosférica de interés meteorológico, los 10-15 primeros km de altura la aceleración de la gravedad permanece invariable g(z)=go. Con respecto a la variación de la densidad del aire con la altura (z), no existe ninguna función analítica para expresar dicha dependencia y deberá ser determinada experimentalmente mediante medidas en la vertical. Pero medir densidades suele ser bastante complicado. Sin embargo podemos trasladar esta dependencia con la altura otra variable más fácilmente medible como por ejemplo la temperatura. Así, despejando la densidad de la ecuación de los gases ideales

(z) 

p(z) R d  Tv (z)

Y sustituyendo en (*) nos queda p

 p0

z

dp g 1  0   dz p R d z0 T (z)

El problema ahora para poder resolver la ecuación anterior está en conocer como varía la temperatura con la altura. En un caso real no es fácil saber como varía la temperatura con la altura, pudiendo considerarse que T(z) en una función arbitraria de z, aunque como hemos visto, esto no es exactamente cierto puesto que la temperatura varía con la altura de una forma aproximadamente conocida. Para ser estrictos, tendríamos que obtener la temperatura de un sondeo aerológico y realizar la integración de la ecuación de equilibrio hidrostático por métodos numéricos, suponiendo además una atmósfera estática.

La presión atmosférica promedio a nivel del mar es ligeramente superior a 1000 hPa, lo que corresponde a una fuerza cercana a 10 toneladas por metro cuadrado (1 Kg por cm2). Como la atmósfera es compresible, el efecto de la fuerza gravitacional hace que su densidad (masa por unidad de volumen) disminuya con la altura, lo cual a su vez explica que la disminución de la presión con la altura no sea lineal.

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