Apuntes de meteorología y climatología para el medioambiente

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APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE /

Iñigo A g u irre de C árcer P ila r C arral

LWB

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A PU N TES DE M E T E O R O L O G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M E D IO A M B IE N T E íñigo Aguirre de Cárcer Pilar Carral

Introducción Casi todos los seres vivos habitan una zona de la interfase aire-agua-suelo. Los m ovim ientos de la capa de aire afectan de una form a extraordinaria a la vida que transcurra en ella. En otra escala tem poral, la atm ósfera y parte de su dinám ica se deben a la existencia de vida en el planeta Tierra (Tema 1). Los vientos mueven el vapor de agua favoreciendo el traslado de! agua de unas regiones a otras (Temas 3 y 4), donde caen en form a de lluvia. Los vientos tam bién dispersan los contam inantes atm osféricos y al precipitar la lluvia ácida produce la deposición húm eda de parte de los contam inantes. La deposición seca de contam inantes esta relacionada con los lentos y continuos m ovim ientos verticales, en especial la subsidencia (Tema 3). Casi todos los procesos que afectan a los seres vivos y al devenir de la contam inación atm osférica ocurren en la baja atm ósfera por lo que en lo que sigue nos centrarem os en la troposfera y la baja estratosfera. La gran máquina atm osférica esta basada en un núm ero lim itado de leyes válidas para todos los gases llam ados ideales. El m otor de la circulación atm osférica es la desigual ilum inación del Sol (Tema 2) en diferentes latitudes del planeta,, del ecuador a los polos. Esta desigualdad provoca una diferencia dé tem peraturas y como consecuencia un flujo de calor. La interacción de esta circulación atm osférica con la superficie produce una transferencia de energía térm ica a costa de la energía m ecánica de la masa de aire. Tam bién origina una transferencia de m ateria: erosión o deposición seca. El movim iento de rotación de nuestro sistem a de referencia, la Tierra, produce cam bios en la trayectoria respecto a la que resultaría en un sistema sin rotación o aceleración (Tema 4). Casi todos los fenóm enos en los que estamos interesados-, ocurren en la troposfera donde tienen un papel destacado la convección y la turbulencia. A m bos conceptos resultan decisivos para interpretar los datos sobre dispersión de contam inantes. La energía del Sol es la fuente prim aria de energía de la biosfera y del sistema Tierra-océano-atm ósfera. Es una fuente de radiación electrom agnética estacional, la intensidad depende de parám etros geom étricos relativos a las posiciones del Sol y la Tierra (Tema 2). Las nubes (Tema 10) y los aerosoles antropogénícos son capaces de m odificar la insolación pudiendo, a otra escala, m odificar el clima del planeta (Tema 2).

DOCUMENTOS DE TRABAJO

La atm ósfera que respiraríam os sin la intervención humana debería tener una composición constante en los primeros cien kilóm etros de altura como ocurre con los gases m ayoritarios. La com posición química de la atmósfera esta siendo seriamente alterada por actividades antrópicas. Este cambio en la concentración de algunos contam inantes minoritarios, en ocasiones en cantidades muy pequeñas, está provocando serios problemas a los seres humanos que viven bajo atmósferas contam inadas y a la propia Biosfera que puede encontrarse dentro de un proceso acelerado de Cambio Climático (Tema 8). La meteorología es la ciencia que estudia la física y la quím ica de la atmósfera. Vam os a llamar «tiempo» al estado de la atmósfera, durante un lapso por lo general breve, que puede ser normal o no, para la localidad o región considerada, definido por parám etros tales como: tem peratura, nubes, precipitaciones, etc. En este curso estudiarem os algunos procesos básicos que determinan el tiem po, sin pretender adquirir destreza alguna en el campo de la predicción atmosférica. Llamaremos «clima» a las características del tiempo promedio en un lugar y estación anual determ inada (Tema 9). La clim atología estudia el clima y su variabilidad. A pesar del carácter caótico del movimiento de la atmósfera hay estructuras que se repiten y se puede estudiar su distribución espacial y temporal (Temas 5,6 y 7). Por ejemplo, en un año promedio, en el territorio continental de E. U. de Am érica ocurren 10.000 tormentas, 5.000 inundaciones, 800 tornados, 2 huracanes y globalm ente han sido responsables del 85% de las declaraciones de desastre por la adm inistración norteamericana. Aunque los climas son muy perdurables en el tiem po (Temas 12-13), manteniéndose estables, con pequeñas fluctuaciones, permiten el desarrollo de una determinada vegetación y suelo característicos que se mantienen con el tiempo. Desde el inicio de nuestro planeta, el clima global ha sufrido variaciones muy bruscas, fríos y calores extremos dando lugar a la biodiversidad actual (Tema 14). Estos m últiples cam bios climáticos han generado grandes extinciones, tras las que nuevos organismos han sabido desarrollarse aprovechando las características de los nuevos climas. La Organización M eteorológica Mundial y eí Instituto Nacional de Meteorología son los responsables de proporcionar la información básica sobre la evolución del tiem po y su predicción a corto plazo a escala sinóptica, así como certificar el estado de la atm ósfera y las posibles consecuencias, sobre bienes y personas, en caso de litigio. Poder interaccionar con m eteorólogos expertos que poseen los datos de una situación en la que estamos interesados implica conocer el lenguaje y algunas ideas sólidas sobre unos pocos hechos básicos. Con los aprendizajes posibles en este texto se puede adquirir ambas. En los próximos años e! debate sobre lo que debe hacerse para paliar el cambio clim ático promovido por la especie humana es inevitable, porque año a año tendrem os tem peraturas más elevadas. Este debate seguram ente utilizará conceptos que se explican en estos apuntes (Tema 8 ). Las modas mediáticas no nos deben hacer olvidar que la radiación ultravioleta que alcanza nuestro habitat aumentara según las previsiones hasta el año 2050 (Tema 16).

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

En la elaboración de estas notas de clase se ha consultado una bibliografía extensa, algunas para aclarar ideas otras para contestar preguntas que surgen en la explicación en el aula, no podem os ahora m encionarlas todas. La m eteorología elem ental puede consultarse en cualquier buen libro sobre esta ciencia; nosotros hemos utilizado, sobre todo: S. Petterssen. Introducción a la Meteorología. Espasa-Calpe. Madrid 1976. J. Moran y M. Morgan. M eteorology. The Atm osphere and the Science o f W eather. Prentice Hall. U pp e rS a d le River. 1997 I. Font Tullot. El Hombre y su Am biente Atm osférico. Instituto Nacional de Meteorología. Madrid 1991. Los análisis matem áticos siguen las argum entaciones de alguno de los siguientos libros: R. Mclveen. Fundam entáis o f W eather and Climate. Chapman & Hall 1986. Antonio Naya. M eteorología Superior. Espasa-Calpe. Madrid 1984. J. T. Houghton. The Physics o f Atm ospheres. C am bridge University Press. 1986. F. Moran Samaniego. Apuntes de Term odinám ica de la Atmósfera. Instituto Nacional de M eteorología. Madrid 1944. Egbert Boeker; Rienk van Grondelle. Environmental Physics. John W iley & sons. Chichester. 1995. Otros libros citados en el texto son: Detler M óller (ed). Atm ospheric Environmental Research. Springer-Verlag. Beriin 1999. M. C. Llasat Botija. Gota Fría. Editorial Boixareu Universitaria. Barcelona 1991.

DOCUMENTOS DE TRABAJO

De las etapas prim eras de estas notas, quedan argum entaciones resultantes de estudiar el manual de O bservadores M eteorológicos de la U. K. M eteorological Office. Un Manual m agnífico que dejó de publicarse en 1970. Bibliografía básica en Clim atología • • • • • • • • • • • • •

Agrom eteoroiogía (2001), Francisco E lias del Castillo y Francesc Castellví Sentís. Cam bios clim áticos (1999). J.M. Chivefet. Calendario M eteorológico (1990). INM. Climatología general (1997); A. Gil O lcina y J. Olcina Cantos, ed Ariel, s.a. C lim atología y ciencia del suelo. J.M G andullo. publicaciones de la ETSM. Clim atología y fenologías agrícolas. A L. de Fina y A C. Ravelo. Editorial Universitaria de Buenos Aires. El cambio clim ático (1998). J.E..LIebot. ed.Rubes s.l. Geografía física. Arthur N. Strahler. Ed Omega. Geom orfología clim ática (2005). M. G utiérrez Elorza. Iniciación a la m eteorología agrícola. J.L. Fuentes Yagüe. Publicaciones de extensión agraria. Introducción a la climatología. P Pagney. Ediciones Oikos-tau. Los climas de España. J. Capel Molina. Ediciones Oikos-tau. Los mapas de! Tiempo (2005) J. Martín Vide.

Agradecemos a Adela Gijón y Miguel Ángel Tejedor (Servicio de Publicaciones UAM) sus aportaciones a la composición y maquetación de estos Apuntes de Meteorología y Climatología para el Medioambiente.

ÍN D IC E I. L A A T M Ó S F E R A ..............................................................................

19

1.1 Introducción a los fenóm enos atm osféricos............................................ 19 Escalas de tiem po y espacio Las leyes de la física en la atm ósfera. Causa y efecto. Caos 1.2 Origen, com posición y estructura de la atm ósfera............................... 24 Origen de la atm ósfera Com posición de la atmósfera Equilibrio difusión - convección Contam inantes atm osféricos y aerosoles Tiem po de residencia en la atm ósfera Estructura térm ica de la atm ósfera Troposfera Estratosfera Mesosesfera y term osfera 1.3 Presión atm osférica. Unidades y m étodos de m edida........................ 33 El principio de Pascal Variaciones de la presión con la altitud y a lo largo del dia Variaciones de presión horizontales. G radientes de presión Presión y viento Equilibrio hidrostático 1.4 Masas de aire y fre n te s ........................ Masas de aire Zonas frontales y frentes de superficie

II .

42

R ADIACIÓ N S O LA R Y B A L A N C E E N E R G É TIC O .................................... 51 .................51 2.1 Espectro electrom agnético. Leyes de la radiación Características de las ondas electrom agnéticas Leyes del Cuerpo Negro, Planck, W ien; Stefan-Bolztm an Dispersión Rayleigh, dispersión Mié y centros de absorción de ondas electrom agnéticas 2.2 Características de la radiación s o la r ................................................ 58 Distribución espectral e irradiancia. Constante solar Interacción de la luz solar con la atm ósfera y la superficie Atenuación atm osférica. Luz directa y luz difusa Albedo. Interacción con las superficies nubosas Interacción con las superficies terrestres y m arinas Los efectos de la altura sobre el nivel del mar y de la rugosidad del terreno

2.3

La radiación terrestre y atm osférica ................................... El flujo de radiación terrestre

2.4 Balance energético en el sistema Tierra-Atm ósfera. Forzam iento ra d ia tiv o ...................................................... 2.5

La contaminación y el efecto invernadero de origen a n tró p ico Forzam iento radiativo directo de los aerosoles

66

70 75

III. LA HUMEDAD Y LA ESTABILIDAD C O NVECTIVA EN LA A TM Ó SFERA ........................................................................................81 3.1

.... Humedad y el ciclo hidrológico.. Humedad absoluta, relativa y específica Concepto de saturación. Tem peratura de term óm etro húmedo, tem peratura de rocío y tem peratura virtual Tem peratura de Rocío. Tem peratura Virtual

81

3.2

Term odinám ica a tm o sfé rica .... El transporte de calor por la atm ósfera Primer Principio de la term odinám ica Calentam iento y enfriam iento isobárico

88

3.3

Procesos Adiabáticos. Enfriamiento por expansión. Calentam iento por co m p re sió n .......................................... Proceso de referencia Adiabático seco. Tem peratura potencial El Proceso de Referencia Adiabático Saturado. Tem peratura potencial equivalente Nivel de condensación ascendente

3.4

93

Estabilidad atm osférica. E je m p lo s..................................................... ..99 M antenim iento de la estabilidad cuasi-neutral Consecuencias del fenóm eno de la estabilidad

3. 5 Estabilidad convectiva y dilución de la contam inación. Turbulencia y Capa Límite P lanetaria....................... Aerosoles

105

3.6

111

Ejercicios

...............................................

IV. EL V IE N T O ..................................

115

4.1

Dinámica del aire. Fuerzas involucradas: gravedad, gradiente de presiones, efectos Coriolis y centrípedo, fric c ió n . ..................115 Efecto C oriolis sobre las trayectorias.

4.2

Órdenes de magnitud de las aceleraciones típicas en la atmósfera......................................................................................... 118

4.3 Movimientos horizontales. Vientos geostróficos, de gradiente y ciciostróficos............................................................................................... 119 4.4 M ovim ientos verticales en las proxim idades de los frentes.............. 124 4.5 Vientos horizontales en altura. Concepto de Viento Térm ico...........125 4.6 La dispersión local de contam inantes y el transporte transfronterizo ......................... 128

V. LA CIRCULACIÓN A ESCALA P LA N E TA R IA .......................................... 135 5.1 Estructura espacial de la circulación en la a tm ó sfe ra ...........135 136 5.2 Estructura espacial de los sistem as b á ric o s ............................. 5.3 La célula de Hadley y la corriente en chorro subtropical. Inversión de ios A lis io s .......... 137 Variaciones estacionales en los sistem as báricos y la célula de Hardley 5.4 El vórtice circum polar y los vientos del Oeste en latitudes medias 140 Las corrientes en chorro y el balance del momento a n gu la r....... 5.5 Gradientes Ecuador-Polos de presión y tem peratura. Atm ósfera barotrópica y B a ro clínica ........................................ 5.6 Otros sistem as báricos o s c ila n te s ............................................. La Oscilación dei S u r : El Niño, ia Niña La Oscilación del Atlántico Norte (NAO)

142 145

VI. ESTRUCTURAS DE PRESIÓ N. G ÉN ESIS Y EVOLUCIÓN ,..................151 6.1 A n ticiclo n e s ............. Anticiclones Fríos Anticiclones Cálidos Anticiclones de Bloqueo Form ación de Anticiclones 6.2 Evolución de los ciclones extratropicales. B orrascas Evolución de una depresión de sector cálido

151

..................155

6.3 Meteorología asociada a las depresiones de sector cálido .............. 160 6.4 Otros tipos de Depresiones Frontales .......................... 165 Depresiones desgajadas Bajas producidas por estrangulam iento de la Corriente en Chorro 6.5 Bajas térm icas, polares y o ro g rá fic a s................................................... 168 Bajas Térm icas Depresiones polares Depresiones Orográficas

6.6 6.7

T orn a do s .......... Fenóm enos m onzónicos

...171 172

........

VIL CIRCULACIÓN M ESO SESCALAR Y L O C A L ......................

7.1 7.2

Introducción................................................................... Interacción del flujo sinóptico con la topografía..... Vientos orográficos Vientos canalizados

.........

7.3 Vientos anabáticos y katabáticos. Brisas de valle y ladera 7.4 Brisas marinas y de la g o ................................................ 7.5 Movimientos ve rtica le s.................... ......................................... Convergencia

177

177 179

181 182 183

7.6 Circulación en las islas urbanas..........................................................187

VIII. EL SIS TEM A C LIM Á TIC O ........................................................................... 191 8.1 8.2 8.3 8.4

Introducción al estudio del Clima................... 191 Definición de C lim a .................................. 191 Factores de! clima atmosférico..... ...............................................192 El sistema climático................................................................................ 193 Com ponentes de! Sistema Clim ático Atm ósfera Hidrosfera Crioesfera Litosfera Bioesfera

8.5 Escala de tiempos en el sistema c lim á tic o ....................................... 201 8.6 Procesos de regulación entre subsistem as del clim a ............202 Duplicación del CO 2 sobre la Tsupemcie Estabilidad de la atm ósfera y del clima debido a los aerosoles negros Procesos de autoestim ulación: océanos-atm ósfera, atm ósfera-criosfera Secuestro del C 0 2 por la biomasa

IX. ELEM ENTOS CLIM ÁTICOS TÉ R M IC O S ..................

211

9.1 Factores climáticos........................ ........................... .......................... 211 Efectos de la atmósfera sobre la radiación solar 9.2 Leyes cualitativas acerca de la radiación s o la r ....... Ley de Bouguer Ley del coseno de oblicuidad

213

9.3 Temperatura del suelo................

215

.......

9.4 Tem peratura de! a ire ..............................................................................215 Tem peratura media diaria Am plitud diaria Variación anual de la tem peratura 9.5 Cuadro resumen de las te m p e ra tu ra s........................................

219

X. ELEM ENTO S CLIM ÁTICOS HÍDRICOS. FORM ACIÓN D E NUBES Y PRECIPITACIONES. E V A P O TR A N S P IR A C IÓ N ...................................... 223

XI.

10.1 10.2 10.3 10.4

Rocío y escarcha, N ieblas................... 223 Formación de nubes ................... 224 226 Precipitación y form ación de G o ta s.................... Núcleos de co n d e n sa ció n .................................................................. 230 Aerosoles y m odificación de nubes y precipitación Desarrollo de Nubes

10.5 10.6 10.7 10.8 10.9

M odelos de precipitación y form ación de go ta s ..................2 3 2 Lluvia ácida ......................................................................................235 Modificación del tie m p o ................... 237 Evapotranspiración ........................................ 239 Balances h íd ricos................................... 243

ÍNDICES C L IM Á T IC O S .................

249

índices de A ride z..................... índice de Lang índice de Martonne índice de Em berger Criterios de aridez de la UNESCO

249

XII. CLASIFICACIO NES C L IM Á T IC A S ........................................................ ...2 5 9 12.1 Clasificación de Kóppen .......................................... A clima tropical BSk Clim as de Estepas Frías Cf. Clima O ceánico es Clima M editerráneo df. Clima C ontinental Húmedo e. Climas Polares

259

12.2 Clasificación de Thornthwaite..., 12.3 Clasificación de UNESCO-FAO 12.4 Clasificación de Papadakis .

280 282 284

XIII. M ORFO CLIM ATOLO GlA

295

13.1 SISTEMA M O R FO G EN É TIC O ................................... Zona fría, Zona xérica, Zona tem plada, Zona tropical húmeda, Áreas de montaña

295

13.2 SISTEMAS M ORFO CLIM ÁTICO .......................... GLACIAR PERIGLACIAR ÁRIDO Modelado del relieve Modelado de formas estructurales Modelado de piedem ontes y llanuras Depresiones cerradas M odelados eólicos

297

SEMÍÁRIDO Modelado del relieve M odelado eólico Dunas TEM PLADO-HÚM EDO Modelado del relieve M odelados fluviales CONTINENTAL SECO M odelado del relive Cárcavas, glacis, conos de derrubios SELVA TROPICAL M odelado del relieve Alteritas Afloram ientos rocosos M odelado en calizas SABANA

XIV. GRANDES ZO NAS CLIM ÁTICAS DEL M UNDO. CLASIFICACIÓN C LIM ÁTICA DE AUSTIN M IL L E R .......... 315 XV. EL CLIMA DE E S P A Ñ A .............................

321

15.1 Introducción ...................................... 321 15.2 Climas regionales en la península Ibérica ......... 329 15.3 Variabilidad pluviométrica en la península. Las secuencias de días secos en España................. 331 15.4 El cambio Climático en la Península Ibérica y archipiélago Balear............................................................ ...............332

15.5 Clasificación de Rivas M a rtín e z ........................................................ 334 15.6 Clasificación de Allué ................................................ 335 XVI. CLIM ATOLO GÍA DEL OZONO ATMOSFÉRICO Y EL ULTRAVIOLETA B S O L A R ......

339

16.1 Radiación Ultravioleta Solar. G eneralidades............................ ...3 4 0 Variaciones en la Constante Solar Geom etría Sol - Tierra Nubes Efectos del UV-B solar sobre la salud Instrum entos para m edir el UV solar 16.2 El ozono atm osférico......................... 347 Variabilidad estacional y vertical del ozono estratosférico La Circulación Brewer- Dobson Ondas atm osféricas y circulación de Brewer-Dobson 16.3 Ozono T roposférico .................................................................. 351 Intercam bios estratosfera-troposfera Plegam ientos de la tropopausa Efectos perniciosos del ozono troposférico 16.4 La medida del contenido de ozono de la a tm ó sfe ra O zono sondas Instrum entos de medida remota

............. 353

16.5 El 0 3 y el UV solar en la a ctu a lid a d .......... Tendencias en el ultravioleta B solar Tendencias en el espesor de la capa de ozono Tendencias en la concentración de ozono troposférico

356

16.6 B ib lio g ra fía ..................

362

P R Á C T IC A S ...................................

363

Práctica 1. Los gases . Evolución de la atm ósfera (contam inantes en el aire en los últimos 30 a ñ o s )

....................... 365

Práctica 2. Sondeo aerológico . Curva de e s ta d o

.............

Práctica 3. Intensidad Solar en s u p e rfic ie

...................

Práctica 4. Análisis de sondeo para estudiar la dilución local de contam inantes .........................................................................

369 375

379

Práctica 5. Análisis del viento y del transporte de contam inantes a larga d is ta n c ia .............................................................................................. 387 Practicas Climatología

397

D O C U M E N TO S DE TRABAJO

T E M A 1. LA A T M Ó S F E R A

l.

La Atmósfera

En este capítulo se pretende presentar los conceptos que permiten hacerse una idea aproxim ada y cabal de la atm ósfera. Sobre esa idea base se irán construyendo, en capítulos sucesivos, una idea más sofisticada de los fenóm enos m eteorológicos y la evolución del Clima en la Tierra (la vida en Gaia). Esas ideas nos deben perm itir tom ar decisiones ante fenóm enos de contam inación o de dism inución de la calidad del aire y el agua que utilizam os para m antenernos vivos. En principio, basta considerar que la atm ósfera es un fluido en rotación en un espacio que está acotado por la superficie de la Tierra, al igual que una mezcla de aceite y otros aditivos en la elaboración de una mahonesa. En esta analogía, la superficie interior del va so donde se hace la em ulsión, está actuando com o la frontera de la superficie de la Tierra. Esta imagen es inexacta porque existen muchas otras características de la atm ósfera que no están incluidas en esa analogía. Sin em bargo, com o aproxim ación cero, no es errónea y puede ser utilizada por no-expertos, para im aginar situaciones atm osféricas simples. Al finalizar este tem a es recom endable realizar las prácticas 1 y 2.

1.1

Introducción a los fenómenos atmosféricos

La m ayor parte de la masa de la atm ósfera está concentrada en una delgada capa sobre la superficie de la Tierra. En esta capa, la distribución de la mayoría de los parám etros observables: tem peratura, humedad, presión, etc, es fuertem ente anisótropa (valores diferentes en distintas direcciones), sobre todo en la distribución vertical de esos parámetros. La interacción de la atm ósfera con un flujo de energía radiante inhom ogéneo y periódico (radiación solar), y con una superficie a diferentes tem peraturas (que emiten y reflejan radiación), en un sistem a de referencia acelerado (rotación de la Tierra), da lugar a los fenóm enos que estudia la M eteorología (en fas llam adas escalas hem isférica y sinóptica). El rozamiento del aire con la superficie y la orografía local originan parte de los fenóm enos que se aprecian a una escala espacial inferior (m esoescala); y, a m enor escala, ios fenóm enos turbulentos dominan la escena (m icroescala). Las variaciones de los distintos parám etros atm osféricos con la altura y con la distancia en dirección paralela a la superficie son muy diferentes. Por ejem plo, la tem peratura dism inuye con la altura, en promedio, a un ritmo de cerca de 6 °C km ” 1 hasta alturas de 10-15 km sobre el nivel del mar, mientras que los gradientes de tem peratura horizontales más fuertes (aquellos asociados con fuertes frentes en latitudes m edias) raram ente exceden de 0,05 °C km” 1. Como resultado, las isolíneas (tam bién llam adas isopletas; líneas o superficies de

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

igual valor en la magnitud considerada, tal como las isóbaras e isotermas) normalm ente son casi horizontales (en escalas de decenas y centenas de kms) y los perfiles verticales tienen una estructura en capas horizontales o capas estratificadas.

Altura

Altura

En la figura 1.1 se muestran las tem peraturas medias en los meses de Enero y Julio a diferentes alturas (presiones) desde 90° N hasta 90° S, donde se observa la estructura en capas estratificadas.

Figura 1.1 . Enero (a rrib a )-ju lio (abajo) Isotermas a lo largo de un meridiano (N -S ) frente a la altura sobre la superficie (vertical). Zonas som breadas para isotermas positivas. A la estratificación de la atm ósfera le corresponde un com portam iento específico de determ inados estratos, como verem os a continuación. — Capa límite planetaria. Es la capa de aire pegada a la superficie con la que mantiene una interacción turbulenta. Tiene un espesor entorno a los 500-1.000 m que puede variar según los lugares y épocas del año. En el resto de la atm ósfera la circulación no esta afectada por el suelo (dirección e intensidad del viento), y se llama atm ósfera libre. En la Capa Límite Planetaria ocurren todos los procesos de contam inación que afectan al bienestar del ser hum ano y a la fortaleza de los ecosistem as que vivimos.

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APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

— Troposfera. De 9 a 18 km de altura aum entando desde el Polo hasta el Ecuador. Es la zona donde ocurren todos los fenóm enos m eteorológicos que estudiarem os. Entre ellos el transporte de los contam inantes desde las capas de mezcla en donde se generan, hasta los biotopos donde habitan otros seres vivos. La atm ósfera es global, las perturbaciones locales (en su respuesta física , com posición y reactividad quím ica), por insignificantes que parezcan, convergen aditivam ente dando lugar a cam bios en las condiciones iniciales que deben considerarse junto con las leyes que rigen el com portam iento de la atm ósfera. Esas perturbaciones en las condiciones iniciales dan lugar a soluciones muy diferentes, tal com o ocurre con el com portam iento de los gases con esas m ism as condiciones de contorno.

— Estratosfera. Formada por capas prácticam ente horizontales separadas de la troposfera por una zona, en ocasiones m uy bien definida, llamada tropopausa. Su com portam iento se ve influido por la Troposfera, al variar la altura de su lím ite inferior por la capa de inversión (difícilm ente penetrable) que crea la fotoquím ica del ozono al absorber la radiación ultravioleta hasta niveles com patibles con la diversidad actual de form as de vida.

Escalas de Tiem po y Espacio. La troposfera es un lugar de continuas conm ociones atm osféricas que ocurren en intervalos tem porales y extensiones geográficas m uy dispares.

Fig. 1.2 Huracán Bonnie desde el espacio. Septiembre 1992

Así, los cúm ulos (del latín colina) se form an y se disuelven en intervalos de tiem po del orden de decenas de minutos, m ientras crecen y se desvanecen en su interior los m ovim ientos verticales. En latitudes medias, los vórtices de escala continental crecen y desaparecen en cuestión de días. En estos «ciclones extratropicales» que pueden

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

observarse en las im ágenes de M ETEOSAT, aparecen grandes bandas de nubes que pueden producir lluvia, nieve y localm ente granizo. Están asociados a grandes áreas de baja presión atm osférica en la superficie. Entenderem os por Meteorología, en el contexto de esta asignatura, el estudio de la naturaleza física de la baja atmósfera, sobre todo la troposfera, prestando especial atención al carácter dinám ico de los cam bios que ocurren en ella. En esta línea argumental, la clim atología tendría en cuenta los fenóm enos más frecuentes y las situaciones promedio, y los valores extrem os en un período de tiem po conveniente (30 años). Cada vez que m encionem os un promedio (como en el análisis de la figura 1.1) estamos en el ám bito de la Climatología. El estado físico promedio de los subsistem as e interacciones dentro del Sistema Climático terrestre definen el Clima. La Clim atología trata de lo que sabemos sobre la evolución tem poral del Clima. La humanidad ha invertido en los últimos 150 años, gran cantidad de fondos en poder pronosticar el com portam iento atm osférico con seis horas de antelación. Especialmente, el que afecta a las condiciones en la superficie. En el momento actual, los grandes com putadores que centralizan todos los datos m eteorológicos de innum erables fuentes y los procesan, son capaces de proporcionar un pronóstico, para grandes áreas geográficas, con tres días de antelación. El pronóstico se hace menos fiable cuando se proyecta con una semana de antelación. Para lograr pronósticos fiables con m ayor antelación se requiere una capacidad de cálculo hoy no disponible que im plicaría m ultiplicar por mil el número de operaciones por segundo que es capaz de realizar el ordenador actual más rápido. Este potencial de cálculo, im plicaría disponer de la capacidad de sim ular la interacción océano-atm ósfera a gran escala, que resulta esencial para pronósticos a largo plazo de la evolución promedio de la atm ósfera global. Se confía en lograr esa capacidad de cálculo en las próximas décadas. En este texto, no vam os a pretender dom inar las técnicas de pronóstico, sino a estudiar fenóm enos básicos. La asim ilación de las técnicas de pronóstico meteorológico solam ente es accesible a un sector especializado de los meteorólogos profesionales, contando con una ingente información, por lo general no accesible a los especialistas en medioam biente. Entre los acontecim ientos que ocurren en la atm ósfera podemos distinguir fenóm enos a muy diferentes escalas (8 órdenes de m agnitud) tanto en una dimensión espacial como en la tem poral. Las escalas espaciales y tem porales están relacionadas de forma que los acontecim ientos más extensos ocurren con cierta lentitud, mientras que los acontecim ientos muy localizados ocurren muy rápidamente. En casi todos los casos, dividiendo la escala espacial por la escala temporal de los diferentes fenóm enos m eteorológicos se obtiene 1 m -s '1.

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APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

Figura 1.3 Tamaño (ordenadas, m) frente a duración (abcisas, s) de fenómenos atmosféricos.

Esta escala puede utilizarse como prim era aproxim ación para contestarse preguntas del tipo, ¿este fenóm eno que duración tiene?, ¿o cuál es el tam año de la zona afectada por un fenóm eno de una duración determ inada?

Las leyes de la física en la atm ósfera. Causa y efecto. Caos La atm ósfera es un fluido que obedece las leyes de la m ecánica y de la term odinám ica ( y de la quím ica , aunque no se trate en extenso en este texto). Sin em bargo hay que tener cuidado con identificar en los fenóm enos atm osféricos observados "las causas" y los "efectos producidos", en su lugar deberíam os contem plarlos com o relaciones dinám icas entre parám etros. Así, si dijéram os que la existencia de un gradiente de presiones (cociente entre la diferencia de presiones entre dos puntos y la distancia que los separa) causa una aceleración del aire, nos costaría ver que, la redistribución de las m asas de aire que están ocurriendo constantem ente, producen un cambio en el gradiente de presiones. • . En los medios de com unicación, al describir el pronóstico m eteorológico en algunas ocasiones se hace en térm inos de causa a efecto. Por encim a de la capa límite planetaria los tipos de perturbaciones dom inantes ocurren en grandes escalas y los casos individuales están a mitad de cam ino entre la uniform idad estadística y la unicidad de cada acontecim iento; en estas condiciones los cúmulos, torm entas, depresiones, huracanes, semejan entidades vivas y al describirlas en el pronóstico del tiem po se tratan com o si realm ente lo fueran:

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

«El debilitam iento del anticiclón sobre las isla Británicas está permitiendo a un cinturón de lluvia moverse hacia el noroeste de Irlanda.» Para no utilizar un lenguaje anim ista o que diera que pensar en relaciones causa a efecto, deberíam os decir: «El anticiclón sobre las islas Británicas se está debilitando y un cinturón de lluvia se está trasladando desde el Atlántico hacia el noroeste de Irlanda. » A principios del siglo XX, Shaw caracterizaba el tiem po m eteorológico como una sucesión de incidentes durante el funcionam iento de una gran máquina natural. La analogía con una máquina term odinám ica aparece cuando consideram os la energía incidente del Sol, el trabajo realizado por la atm ósfera y los océanos, y la energía desprendida por la atmósfera. La fuente de energía la proporciona, sobre todo, la energía solar que alcanza la superficie de la Tierra; el sum idero de energía lo constituye la em isión infrarroja terrestre al espacio, sobre todo la em itida desde la parte superior de la troposfera. La energía m ecánica generada com o diferencia de ambas corresponde al movim iento de masas de aire y la distribución inestable de masas atm osféricas, que trasladan la energía térm ica en form a de calor latente de las zonas de excedentes a las de déficit por m edio del agua líquida contenida en las nubes. La máquina atm osférica genera y mantiene sus propias estructuras entre las que se incluye una jerarquía de perturbaciones asociadas con el tiem po meteorológico en la superficie. A su vez, la atm ósfera controla la entrada de energía solar mediante la producción de masas nubosas que reflejan una fracción significativa de la luz solar, y de una form a m enos obvia, tam bién regula con las nubes, la salida de radiación terrestre al espacio.

1.2

Origen, com posición y estructura de la atm ósfera

Origen de la atmósfera La nebulosa primitiva que dio origen al Sol, planetas y lunas del sistema solar, tuvo probablem ente una com posición sim ilar a la del Sol actual, m ayoritariam ente (99%) hidrógeno (H2) y helio (He). Nuestro sistem a solar se originó cuando esa nebulosa, una nube enorm e de gas cósmico, polvo y hielo, se desintegró por acción de su propio cam po de fuerzas gravitatorias. La gran compresión resultante aum entó la tem peratura de la nube a varios m iles de grados Kelvin, lo que llevó a la evaporación de la mayoría de los componentes. La primera atmósfera terrestre se form ó por gases exhalados por el planeta cuando éste aún se hallaba en estado líquido. Las sustancias líquidas encerradas en fragm entos sólidos, a partir de los cuales se solidificó la Tierra, fueron expelidos por el calor. Dado que el oxígeno se encontraba firm em ente ligado a otros elementos, estos gases tienen que haber estado am pliam ente reducidos, de modo que la atm ósfera prim igenia estuvo probablem ente

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APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

com puesta, en su mayoría, de m etano CH4| y m ezclas de hidrógeno H2, am oniaco NH 3 y vapor de agua H 20 . Aún no se conoce la com posición exacta de esta antigua atm ósfera, que data de unos 1.0 0 0 m illones de años posterior al origen del sistem a solar, es decir, unos 3.500 m illones de años. Casi todo el oxígeno que ha sido liberado durante el transcurso de la historia del planeta es un producto derivado de la fotosíntesis de la biom asa de la Tierra. La Tierra órbita alrededor del Sol a la distancia necesaria para que pueda estar el agua en estado líquido. Casi todo el C 0 2 que fue liberado durante el período de expulsión de gases por la corteza, fue transform ado por medio de procesos quím icos en el océano, en carbonatos de calcio y de magnesio, depositándose luego en form a de sedim entos. Hoy sabem os que la generación prim itiva de la vida desde sustancias inorgánicas sólo habría sido posible en un m edio reductor. Así, la atm ósfera primigenia, libre de oxígeno, fue una condición para la existencia de la vida prim itiva sobre el planeta. Un avance decisivo en la evolución fue el desarrollo de organism os vivientes que absorben su carbono en form a de dióxido de carbono pudiendo form ar cadenas orgánicas más com plejas utilizando energía química. Los prim eros seres autótrofos, tam bién llamados quim iotrofos, probablem ente utilizaron al dióxido de carbono com o receptor de electrones (oxidante) y al agua como donante de electrones (reductora). Por ejem plo, las bacterias sintetizadoras de ácido acético o m etano obtenían energía de las siguientes reacciones 2 C 0 2 + 4 H2 CH 3COOH + 2H20 C 0 2 + 4 H 2 ------------ CH 4 + 2H20 El desarrollo de pigmentos, permitió a los organism os usar por primera vez la energía de la luz solar en form a directa, por m edio de la fotosíntesis.

Longitud de onda en nm Figura 1.4 Solapamiento entre las bandas de absorción de pigmentos pertenecientes a organismos fotosintéticos y la intensidad de la radiación solar (Intensidad relativa en ordenadas y longitud de ondas en nm en abcisas).

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

Con la aparición de cantidades im portantes de oxígeno libre en la atm ósfera, las rocas, por primera vez en la historia terrestre, se som etieron a la corrosión por oxidación, lo que llevó a la form ación de arenisca roja (conteniendo hierro trivalente), así como a la form ación de sedim entos con sulfatos. Las primeras areniscas rojas en la Tierra emergen de form aciones que tienen menos de 2.000 millones de años. En el mar, el oxígeno convirtió el hierro bivalente en trivalente que, al ser insoluble en el agua, precipitó y fue depositado sobre el fondo del mar como sedimento. Adem ás de participar en la oxidación del Fe(ll), el oxígeno tam bién participó en la oxidación de com puestos de azufre a sulfato que tam bién fueron depositados en sedim entos marinos. Se ha calculado que aún con un nivel de oxígeno relativam ente bajo pudo haber existido una capa de ozono en la estratosfera primitiva que protegiese a la vida (biomoléculas) sobre los continentes de la radiación ultravioleta solar. Com posición de la atmósfera El aire es una mezcla hom ogénea de gases distintos. Sus com ponentes principales mantienen una proporción constante en el llamado aire seco. La com posición química del aire seco se muestra en la siguiente tabla. % por volumen 79.09 Nitrógeno N2 20.95 Oxígeno 0 2 0.93 Arqón Ar 0.03 C02 Dióxido de carbono

% por masa 75.51 23.15 1.23 0.05

Gases traza: Hidrógeno H2; Neón Ne; Helio He; Krypton Kr; Xenón Xe; Ozono 0 3; Metano CH4 y Radon Rd. Adem ás, en proporciones que ráram ente alcanzan el 4% por volum en (el máximo está en torno al 6.4% que corresponde a 40 g de vapor de agua por kg de aire a 45°C, presión a nivel del mar) el vapor de agua es un ingrediente fundamental de la troposfera y está casi ausente en niveles superiores de la atmósfera. La figura siguiente representa el perfil vertical de las concentraciones de esos gases expresadas por medio de la densidad del aire en cada altura.

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APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

Figura 1.5 Perfil vertical de temperatura, presión y densidad del aire

El aire es un gas que se com prim e con facilidad por lo que la gravedad terrestre lo concentra en una fina capa próxim a a la superficie de la Tierra, como consecuencia existe una rápida caída de la densidad del aire y de la presión en los prim eros kilóm etros de la atm ósfera, mientras que a m ayor altura la dism inución de estos parám etros deja de ser tan abrupta. En los prim eros 80-100 km de atm ósfera, nos encontram os con una mezcla de gases que tienen una proporción constante. Sin embargo, la cantidad de vapor de agua es pequeña y variable, estando casi toda ella concentrada en la troposfera. Por ello se distingue habitualm ente entre aire seco y el mismo, pero considerando su contenido de vapor de agua, aire húmedo. A dem ás de los gases de la tabla anterior, en la atm ósfera existen pequeñas cantidades de hielo y agua líquida form ando nubes y precipitaciones, así com o un conjunto de partículas aún m enores llam adas aerosoles, concentradas sobre todo en la troposfera. Equilibrio Difusión-Convección La atmósfera, lejos de ser el resultado de una evolución previsible desde una situación inicial determinada, es un ente activo y dinám ico, y, sin embargo, mantiene continuam ente un estado casi-estacionario. Por ello, sus propiedades, incluyendo la distribución uniform e de especies quím icas, debe ser el resultado de un equilibrio continuo entre procesos contrapuestos que compiten. Podem os distinguir procesos que promueven la uniform idad de las concentraciones relativas de especies quím icas (difusión y convección) y otros procesos que promueven la variabilidad (gravedad).

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

A escala atmosférica, la difusión m olecular resulta poco efectiva com parándola con otros procesos de mezcla (salvo en escalas del orden de m ilímetros en la baja atm ósfera) dentro de la capa límite planetaria. Sin embargo, a gran altura el aire es tan tenue que las moléculas pueden viajar distancias considerables entre colisiones consecutivas, m oviéndose a la velocidad del sonido, por lo que la velocidad de difusión de las especies quím icas puede ser muy elevada. En un volumen de aire de 1 km de altura, la gravedad produce un gradiente de densidad significativo de abajo-arriba, mientras que los dos tipos de mezclas (difusión y agitación m ecánica o convectiva) tienden a producir distribuciones verticales diferentes. En el caso de difusión en una columna de aire de gran altura, cada especie m olecular se mantiene en una distribución en equilibrio (distribución de energías cinéticas de las moléculas a determ inada tem peratura), en el cuál el tirón hacia abajo debido a la gravedad está com pensado por una difusión neta hacia arriba mantenida por el gradiente en esa dirección del núm ero de partículas por unidad de volum en (ley de Fick). Este resultado es independiente de cualquier otro tipo de especies químicas presentes. En este tipo de equilibrio por difusión bajo la acción de la gravedad, las densidades específicas (densidad de la especie quím ica dividida por la densidad del aire) de las moléculas más pesadas son m ayores a m enores alturas, mientras que las densidades de las especies m oleculares más livianas son mayores a mayores alturas. Esto últim o es lo que en esencia ocurre por encima de los 100 km de altura, en donde la difusión es rápida en un aire muy poco denso y escasam ente agitado. En el caso de una colum na de gran altura en la cuál predomine la mezcla mecánica o convectiva sobre la difusión, las diferentes especies quím icas se están mezclando mucho más rápidam ente por los m ovim ientos al azar producidos por grandes espirales o rem olinos que la separación producida por la difusión molecular bajo el efecto de la gravedad. Acercándonos más a la superficie , la turbulencia gobierna casi todos los fenóm enos. Considerem os el ciclo de vida de un remolino (eddy, en inglés) desde el momento de su formación, a partir de los restos de rem olinos anteriores, hasta el momento de su destrucción por un proceso de mezcla. En ese corto intervalo de tiem po (10 s, en el caso de pequeñas turbulencias) la parcela de aire puede haberse movido 10 m, conservando mientras tanto su mezcla original de especies moleculares. La com binación de este m ovim iento conservativo y del proceso de "com partir mediante mezcla" repetido indefinidam ente a través de todo el volumen de la mezcla mientras dure la agitación, .lleva a una uniformidad del equilibrio convectivo. Por ello se observa una estratificación vertical en densidades de la m ezcla homogénea de especies gaseosas ( el porcentaje de cada una se m antiene constante, mientras la densidad disminuye con la altura).

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APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

Contam inantes atm osféricos y Aerosoles En la atm ósfera tam bién encontram os otras especies quím icas y partículas originadas directa o indirectam ente por la actividad hum ana, que afectan a la salud de los seres humanos, los ecosistem as y el propio com portam iento de la atm ósfera. Llam arem os contam inantes a estos com puestos. En las tablas siguientes se muestran los com puestos contam inantes más habituales así como sus focos de em isión principales.

Contam inante

P a rtícu la s

Central Térmica

Trafico

Calentamiento domestico

*

*

*

Refinado petróleo

M inería

Ind. Química M anufacturas Incineración . , . y Farmac. metálicas residuos A gncullura *

*

*

co

*

*

*

*

C02

*

*

*

*

SO,

*

*

*

NO,

*

*

*

*

.

COV

«

*

*

*

*

*

*

*

o3 HC

*

*

*

*

* *

*

*

*

Metales pesados

Hg

*

*

*

*

•*

*

*

*

*

*

Cu Cd

*

*

*

Pb

*

*

*

*

X

Zn *

Radionucleidos

* *

CFC

(.SO x S 0 2 y S 0 3 ; NOx NO y N 0 2 ; COV Compuestos orgánicos volátiles; HC hidrocarburos; CFC Compuestos fluoroclorados)

Tiem po de residencia en la atm ósfera Los contam inantes una vez liberados en la atm ósfera tienen una vida limitada caracterizada por el llamado tiem po de residencia. Sea M la masa atm osférica de una determ inada especie química, p.e. N2, en kg, y F el ritmo de denitrificación (producción de N2 en superficie) en kg por año, que tiene que ser igual al ritmo de fijación (pérdida de N2 atm osférico), ya que M es constante. Si las m oléculas de N2 entrasen y saliesen de la atm ósfera en el mismo orden cronológico, cada una em plearía M/F años en la atm ósfera, de ahí la definición de tiem po de residencia en la atm ósfera.

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

Compuesto

Atmósfera libre (concentración ppb)

Atmósfera contaminada (ppb)

Tiempo residencia aproximado

> 100 g/m3

Partículas 120

1.000-10.000

65 días

O O

320.000

400.000

5 años

so2

0.2-10

20-200

40 días

NO

0.01-0.6

50-750

1 día

no2

0.1-1

50-250

1 día

hno2

0.001

1-8

hno3

0.02-0.3

3-50

03

20-80

100-500

nh3

1-6

10-25

20 días

ch4

1.500

2.500

8-10 años

n 2o

300

h 2s

0.2

Pb

0.005 mg/m3

CM

CO

1 día

10-150 años

0.5-3 mg/m3

r/'

En promedio una m olécula de N2 concreta puede perm anecer cerca de 42 millones de años en la atm ósfera entre una denitrificación y la siguiente fijación. Este es el tiem po de residencia del nitrógeno en la atm ósfera, dentro del ciclo global del nitrógeno. El tiem po de residencia se calcula dividiendo la masa de reserva de la especie que corresponda por el ritmo de flujo o influjo. El tiempo de residencia del C 0 2 en la atm ósfera entre sucesivas entradas y salidas de la bioesfera es de cerca de 5 años. La fotosíntesis puede estar ocurriendo a tal velocidad en las masas vegetales densas, bien soleadas y regadas, que la concentración de C 0 2 puede dism inuir hasta en un 20 % en sus proximidades respecto a los valores promedios en esa zona y época del año. Por la noche en esas m ismas zonas, los niveles de C 0 2 , por la respiración vegetal, pueden aum entar por encima de los valores promedios en una proporción similar, al no existir captación de dióxido de carbono al cesar la fotosíntesis y seguir el desprendim iento de C 0 2 correspondiente a la respiración celular de la m ayor parte de la biomasa. El tiem po de residencia del agua en la atm ósfera es de tan sólo 11 dias.

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APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

En la siguiente tabla se puede apreciar los tiem pos medios de residencia en la baja atm osfera para los contam inantes m ás relevantes en el problem a de la acidificación. so2

1-40 dias

NOx

horas-1 día

H N 03

h oras

HCI

h oras

nh

3

horas-1 dia

03

1 se m a n a

S u lfa to s

1 se m a n a

N itra tos

1 se m a n a

Tan pronto como son em itidos en el aire, los contam inantes quedan som etidos al proceso general de dispersión ejercido por la atmósfera. El conocim iento de la dinám ica atm osférica es fundam ental a la hora de describir el proceso de transporte de los contam inantes. Los m ovim ientos del aire en la atm ósfera no sólo determ inan la m eteorología sino tam bién la dispersión de los contam inantes.

Estructura térm ica de la atmósfera La división de la atm ósfera en capas con nom bres específicos (Figura 1.5), está basada en cam bios que se observan en la estructura vertical de tem peraturas; estos cam bios en el gradiente vertical de tem peratura son debidos a la distinta capacidad de cada una de las capas para absorber energía radiante. Troposfera — Es la capa más próxim a a la superficie de la Tierra, en ella existe una dism inución mas o m enos uniform e de la tem peratura con la altura, en promedio 6,5°C por kilóm etro de altura, excepto en las proxim idades del polo en invierno en donde existe una inversión de tem peratura (la tem peratura aum enta con la altura) persistente, encima de la superficie helada. — Al aum entar la altura, suficientem ente alejados de la superficie (atmósfera libre, el efecto del rozam iento con el suelo es despreciable), generalm ente aum entan la circulación del aire así como las velocidades de los vientos hasta un poco antes de la tropopausa. A esa altura se

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

sitúan las corrientes en chorro troposférico (un estrecho segmento de la alta troposfera en donde el aire circula a gran velocidad). — Contiene casi la totalidad del vapor de agua de la atm ósfera y las nubes. — Se encuentra en ella toda la actividad convectiva (asociada con la form ación de nubes) y tiene com ponentes verticales de viento apreciables. — Contiene a casi todos los fenóm enos que dan lugar al meteorológico» y a la mayoría de los contam inantes atmosféricos.

«tiempo

La altura de la tropopausa no es constante ni en el tiem po ni en el espacio y existen marcadas variaciones de su altura con la latitud y la época del año. En el ecuador la tropopausa normalm ente está a 16-17 km y sólo a 8-9 km en las regiones polares; en latitudes medias se suele encontrar en un escalón intermedio, 10-13 km (Figura 1.1). La altura de la tropopausa en un día concreto se obtiene mediante el análisis de un sondeo aerológico de tem peratura. La región en el que el enfriam iento con la altura se desvanece llegando incluso a invertir su tendencia es la tropopausa. El criterio de la organización m eteorológica mundial (OM M -W M O) sobre la posición de la tropopausa es; altura a la que el decremento de tem peratura con la altura es inferior a 2 K/km durante al menos 2 kms seguidos. Su altura en metros se determ ina a partir de los valores de la presión y tem peratura, utilizando la ecuación de Laplace que analizarem os mas adelante. En la alta troposfera existen tem peraturas más bajas sobre el ecuador que sobre los polos. Esto es debido a que cuanto más alta sea la troposfera, en m ayor medida desciende la tem peratura al alcanzar la tropopausa (gradiente adiabático de enfriamiento). En las proximidades de las corrientes en chorro polar y encima de los ciclones extratropicales, ocurren frecuentes distorsiones y roturas de la tropopausa. En estas zonas tiene lugar una interacción entre la troposfera y el aire, seco y cargado de ozono, de la estratosfera.

Estratosfera El nombre proviene de estar estratificada, no existen m ovim ientos convectivos. Se extiende desde la tropopausa hasta aproxim adam ente 50 km (estratopausa). Las características principales son: — En la baja estratosfera (hasta 25 km) las tem peraturas se mantienen constantes o aum entan gradualm ente con la altura; a partir de ahí las tem peraturas aum entan con la altura hasta alcanzar tem peraturas próximas a los valores de la superficie.

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APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

— Los vientos tienden a descender con la altura en la baja estratosfera y aum entan con la altura en la alta estratosfera, siendo de dirección Este en verano y de dirección Oeste en invierno. — La estratosfera es extrem adam ente seca, no existiendo nubes ni tiem po meteorológico. (Sin embargo, existen estructuras que actúan como eficaces destructores del ozono a las que se denom ina nubes nacaradas o Madreperla). — Contiene del 95 al 90 % del ozono de la atm ósfera aunque esté presente en cantidades muy pequeñas; el m áximo de concentración de ozono representa tan sólo diez partes por millón de las moléculas existentes en ese nivel. La m ayoría de los m eteoritos que quedan atrapados en el cam po gravitatorio terrestre se quem an en la estratosfera, dando lugar en el cielo nocturno a las llam adas estrellas fugaces.

M esosfera y term osfera La mesosfera se extiende desde la estratopausa hasta los 80 km de altura. En esta capa las tem peraturas vuelven a descender hasta valores de — 90 °C en la mesopausa; en ocasiones en esta capa se alcanzan los — 100 °C. Los vientos del Oeste aum entan en la parte baja de la m esoesfera alcanzando 80 metros por segundo a 70 km de altura. En la term osfera la tem peratura vuelve a aum entar con la altura. La densidad de la atmósfera es extrem adam ente baja, estando com puesta fundam entalm ente de nitrógeno y oxígeno molecular. A partir de los 200 km predom ina el oxígeno m onoatóm ico que al absorber la radiación ultravioleta solar de m ayor energía permite que se alcancen tem peraturas de hasta 1200°C.

1.3

Presión A tm osférica. Unidades y m étodos de medida

La presión es el resultado del m ovim iento de las moléculas del aire en un espacio confinado. Si im aginam os una superficie en contacto con un gas a cierta presión, el choque de esas m oléculas origina una fuerza sobre la superficie im aginaria o real (variación de la cantidad de m ovim iento en la unidad de tiem po); el cociente entre esa fuerza y el valor de la superficie considerada nos da el valor de la presión. La presión producida por las m oléculas que com ponen el aire depende de: i)

la masa de las moléculas,

ii)

la tem peratura, es decir, la energía cinética media de las moléculas,

iii)

la fuerza de la gravedad que va com prim iendo las capas inferiores con el peso de las masas de aire situadas en su vertical.

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

La presión atm osférica se define como el peso por unidad de área de la columna de aire. A nivel del mar está entorno a 1 kp/cm 2 = 9.81 N/10 A m2 » 105 Pa. La unidad de presión es el pascal Pa = N/m2 pero también se utilizan otras unidades en dom inios específicos: en meteorología

m bar = 100 Pa = hPa

en la industria

atm ósfera (atm) = 1.013 • 105 Pa

en los laboratorios

1 atm = 760 mm Hg

El principio de Pascal establece que la presión en un fluido (gas, líquido) es la misma en todas las direcciones y que, localm ente, sólo depende de la altura del fluido situado encima. La presión atm osférica es capaz de equilibrar el peso de una columna de líquido en cuya parte superior no exista presión (vacío). Este hecho proporciona un m étodo para m edir la presión atm osférica en la superficie de la Tierra mediante el baróm etro de Torricelli. Imaginemos un tubo largo cerrado en uno de sus extremos lleno de un líquido (se emplea normalm ente el mercurio por ser muy denso, con lo cual se acorta la longitud del tubo), si lo invertim os sobre una cubeta con cuidado de no introducir ninguna burbuja de aire dentro del tubo, parte del fluido descenderá del tubo dejando en el otro extremo una zona en la que podem os pensar que al no existir aire la presión está próxim a a cero. Al alcanzarse el equilibrio, la presión que ejerce el aire sobre la superficie libre del m ercurio en la cubeta es igual a la presión que ejerce el peso de la colum na de m ercurio a la altura de la superficie libre. Com o verem os el resultado es independiente de la sección del tubo o la cubeta. (Peso= masa x aceleración de la gravedad; m asa=densidad x Volumen; Volum en de un cilindro= superficie de la base S x la altura h). Patmosférica = Peso Hg/ S (sección tubo) = dHg • s ■h • g/S = = pHg ■h • g donde h es la altura de la columna de m ercurio en metros, g el valor de la aceleración de la gravedad en m/s2y pHg la densidad del m ercurio en kg/m 3. Así, en una atm ósfera standard la presión equilibra a una columna de m ercurio de 0.76 m = 760 mm. Patm = 13.600 kg/m 3 • 0.76 m ■9.81 m/s2 = 101396 Pa « 105 Pa La atmósfera standard es el valor prom edio para todas las latitudes y estaciones del año Pas = 1013,25 mbar. Para medir la presión atm osférica en térm inos relativos se utilizan tam bién los barómetros aneroides. Estos dispositivos son cápsulas metálicas flexibles en

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APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

cuyo interior se ha realizado un vacío parcial, lo que produce que la superficie metálica esté parcialm ente com prim ida. Si aum enta la presión, la cápsula se com prim e más y si dism inuye ligeram ente la presión, la cápsula se expande gracias a un muelle que une por el interior los dos trozos de la capsula. Un sistem a de brazos m ecánicos transm ite las variaciones de espesor de las cápsulas a una escala que puede graduarse com parándola con los valores que proporciona un baróm etro de Torricelli. Si el indicador del baróm etro aneroide está provisto de una plum illa sobre un papel pautado colocado sobre un cilindro que gira com o un reloj, obtenem os una gráfica presión-tiem po. Se trata de un barógrafo. Las sondas aerológicas utilizan condensadores eléctricos para m edir la presión. La capacidad de un condensador plano depende de la distancia entre las placas. Esta distancia varia con la presión que ejerce la atm ósfera sobre ellas. Los cambios de presión se convierten en cam bios de la señal eléctrica procedente del condensador, transm itiéndose de esta form a los cambios de presión a un receptor situado en la estación m eteorológica desde donde se efectúa el sondeo. Variaciones de ia presión atm osférica con la altitud La presión atm osférica dism inuye con la altura sobre el nivel del mar. La fuerza de la gravedad comprime la atm ósfera siendo por tanto la densidad del aire máxima en la superficie de la tierra. Pascal (1648) observó las variaciones de presión con un baróm etro de Torricelli al subir al pico de Puy de Dome de 1467 m (Macizo Central, Francia). Valores extrem os registrados recientem ente: 870 mb Tifón Tip, 12 octubre 1979; 880 mb huracán Gilbert sobre México 1988. 1083,8 mb, anticiclón siberiano, 31 diciem bre 1968. En algunos tornados se pueden observar valores inferiores a 870 mb a nivel del mar. Variaciones de la presión a lo largo del día Como consecuencia del calentam iento (insolación) y enfriam iento (radiación nocturna) del suelo, la densidad del aire sobre la mism a cambia produciéndose ligeras variaciones de presión en un lugar a lo largo del día. Estas variaciones de apenas unos m ilibares tienen dos máximos, a las 10:00 y las 22:00, y dos mínim os diarios, a las 04:00 y a las 16:00 horas. Los fenóm enos m eteorológicos que se aprecian, en una escala de tiem po de horas-dias en ese lugar originan variaciones mucho más acusadas, com o se aprecia en el siguiente barogram a en que los valores de la presión se han registrado cada dos horas (Fig. 1.6).

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

Time 3 - 3 0-82

3 - 31-82

4 - 1-82

4 - 2-8 2

4 - 3-32

4 - 4-8 2

Figura 1.6 Barograma 3-4 enero 1982

Variaciones de presión horizontales Para poder com parar las presiones en superficie en diferentes posiciones debemos neutralizar en prim er lugar el efecto de la altura a la que están las estaciones de medida. A esta operación se le denom ina reducción a nivel del m ar y consiste en añadir al valor obtenido por el barómetro el peso de la columna de aire que debería situarse entre la estación y el nivel del m ar (más adelante veremos como estim ar este valor). Las variaciones de presión horizontales son m ucho más pequeñas que las observadas en altura, correspondiendo 30 m etros de altitud a las diferencias de presión observadas a nivel del m ar a través de una distancia de, como mínimo, 200 km (1,75 mb/100 km). Las diferencias de presión en superficie originan el movim iento de las masas de aire que a su vez dan lugar a los fenóm enos meteorológicos. Pero, como indicamos anteriormente, lo fenóm enos m eteorológicos a su vez dan lugar a diferencias de presión. Tres factores determinan estas diferencias de presión en horizontal: la temperatura del aire, la humedad, y el ritmo en que el aire entra o desaparece de una columna de aire (convergencia y divergencia). La Temperatura La temperatura de un gas es proporcional a la energía cinética media de las moléculas 1 /2 m v 2 ~ kT.

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En la atm ósfera el aire no está confinado en un volum en determ inado por lo que se expande y se com prim e al dism inuir o aum entar la presión. El aire al calentarse aum enta la energía cinética m edia de sus m oléculas y al aum entar la velocidad aum enta la distancia entre las mismas, la densidad del aire dism inuye con la tem peratura. El aire frío es más denso y aum enta la presión sobre el lugar sobre el que esté situado. La humedad La masa m olecular del aire seco, teniendo en cuenta su proporción de especies químicas, es de 29 g/mol, mientras que el vapor de agua tiene una masa m olecular inferior, 18 g/mol. Com o un mol de cualquier gas a la misma presión y tem peratura ocupa el mismo volumen, el aire húm edo es menos denso que el aire seco, lo cuál puede producir que flote sobre el aire seco (fuerza ascensional). La continuidad del aire Si el ritmo de salida del aire del volum en considerado, sobrepasa al ritmo con el que entra el aire en el mismo volum en, se producirá un descenso en la presión atm osférica de la columna. Si el desequilibrio es en dirección contraria, aum entará la presión. No existe acum ulación o sum idero de aire.

Presión y Viento La distribución horizontal al nivel del m ar de la presión puede representarse dibujando las líneas que pasan por puntos de igual presión, líneas llamadas isóbaras. Al representar las lecturas sim ultáneas de diferentes baróm etros situados a lo largo de una superficie extensa en un mapa geográfico nos encontram os en ocasiones que las isóbaras form an curvas cerradas alrededor de un centro de alta presión o de baja presión. Un centro de alta presión se denom ina Anticiclón, mientras que un centro de baja presión se llama ‘Depresión’, ‘B orrasca’, ‘C iclón’, etc. Cuando las isóbaras se extienden hacia afuera dan lugar a una ‘D orsal’ o cuña anticiclónica si lo hacen a partir de un centro de alta presión y una ‘V aguada’ si lo hacen a partir de un centro de baja presión. En el mapa adjunto (Figura 1.7) podemos com probar que las diferencias de presión no son muy grandes. Es raro encontrarse con presiones inferiores a 940 mb a nivel del mar, o presiones superiores a 1050 mb.

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

El valor de la presión rara vez se m antiene constante. Se define como ‘tendencia barom étrica’ en un lugar al cam bio de presión en las últimas 3 horas. Estos cam bios de presión indican un cam bio en la masa de aire de una columna situada en ese lugar. Ese cam bio bien puede ocurrir como consecuencia de un calentam iento o enfriam iento de la masa de aire (lo que daría lugar a una tendencia barom étrica de aproxim adam ente 1 mb cada 3 horas) o bien en la advección de aire hacia esa columna (transporte neto de masa, aire de distinta densidad y tem peratura), en cuyo caso la tendencia barom étrica puede ser muy elevada (10 mb en 3 horas). En un mapa también podemos representar las líneas denom inadas isalóbaras (de igual tendencia barom étrica) . El dibujo de las isalóbaras y por tanto de los centros en los que la presión ha dism inuido o ha aum entado en las horas anteriores son útiles al indicar la dirección en la que se están m oviendo algunas entidades barom étricas (altas, bajas, frentes, etc). Por ejemplo, con una baja isalobárica a un lado de una depresión y una alta isalobárica en el lado contrario, la depresión se moverá siguiendo la dirección desde la alta isalobárica (representada por la línea de trazos) hacia la baja isalobárica. Un anticiclón se moverá en dirección contraria (Figura 1.8).

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XSftLOñfVKA^

/W.V i3>\\

Figura 1.8 Esquema de mapa de isalóbaras en superficie.

Viento Mientras no se indique lo contrario nos referirem os a m ovim ientos horizontales de aire con una velocidad determ inada (en m/s o en nudos - m illas náuticas por hora; 1 m/s = 2 nudos). Por dirección del viento se entiende la dirección desde la que viene una masa de aire. A nivel del suelo podemos distinguir dos tipos de variaciones del viento: uno de tipo irregular, con una duración de segundos, de origen turbulento, y otro que varía lentamente en el que los cam bios tienen lugar en horas o días. Por ello, cuando se da un valor y una dirección para el viento se está expresando el valor medio de esos parám etros (m agnitud y dirección) en los últimos 10 minutos. Cuando analicem os la turbulencia del aire y su papel en la contam inación del aire, verem os que los rem olinos turbulentos más grandes tienen unas dim ensiones próxim as a las de la capa lím ite planetaria. Si suponem os que los remolinos turbulentos más grandes que podemos detectar son de 100 m, durarán un tiem po de 100 s en una posición determ inada. Si los prom edios se tom an para intervalos de tiem po superiores a esa duración de los remolinos, los resultados son razonablem ente estables (valores prom edio en 10 minutos).

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

El viento suele representarse en los mapas m eteorológicos mediante flechas. La dirección del viento la marca la dirección de la flecha haciendo el pequeño redondel el papel de punta. El núm ero de plumas en la flecha indica la m agnitud; una raya completa indica 10 nudos y media raya 5 nudos, un triángulo 50 nudos. Un nudo equivale a una milla náutica (1800 m) por hora.

Figura 1.9 Representación del vector viento

En el hemisferio Norte nos encontram os con que: a) el viento sopla casi paralelo a las isóbaras dejando las bajas presiones a la izquierda de la dirección de movimiento, b) la magnitud del viento es m ayor ahí donde las isóbaras están más próximas. Estas regularidades fueron definidas en 1857 y se conocen como leyes de Buys Ballots (Figura 1.9). Equilibrio hidrostático La presión atm osférica varia de una form a continua con la altura sin discontinuidades (saltos bruscos), debido al equilibrio hidrostático. Las variaciones horizontales de la presión son mucho m enores que las verticales, mientras que las variaciones de presión en un punto con el tiem po son muy modestas y suaves. De hecho la presión es con mucho la variable atmosférica medible con una distribución más regular y suave.

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Por unidad de superficie, la ecuación fundam ental de la dinám ica en dirección vertical indica que si la masa de aire esta en equilibrio, la suma de las fuerzas es cero. P2> z2

Presión neta f = Peso j

P2 — P-i = M • g /S;

P i, z i

M/S = p -(z 2— z -,);

(P2— P i )/(z2 — z-,) = dPIdz ; dPIdz = — g ■ p

Si en la ecuación anterior hacem os P2 = 0 entonces la presión P i es la presión atm osférica. La presión atm osférica en cualquier nivel es proporcional a la masa total de la atm ósfera en la colum na vertical sobre ese nivel. La presión dism inuye con la altura a un ritmo que depende de la tem peratura de la capa de aire. com o para un kg , P • V = R ■T se sigue que 1/V = p = P/R • T ; dPtdz = — g • p= — P/R ■T ■g = — 1/(R • T/g) • P = — P/He

donde He = R • T/g es el decrem ento exponencial. Tam bién se utiliza el H 10 = 2,302 • He, intervalo de altura en el que la presión dism inuye a 1/10 de su valor. De esta misma fórm ula se obtendrá el espesor de una capa de aire en función de su tem peratura y de su presión (en lugar de la tem peratura delterm óm etro se utiliza la tem peratura virtual, tem peratura que adquiriría la-m asa de aire si todo el vapor de agua se convirtiese en líquido). z2 — z i= R ■Tvm/g ■L n (P i/P 2) ; Fórmula de Laplace z2 — z i= 67,5 • Tvm • log P 1 /P 2 donde z2 — zi es el espesor en metros, P en m ilibares y Tvm la tem peratura virtual en kelvin. A sí mismo la fórm ula de Laplace permite «reducir» las presiones en superficie, obtenidas en estaciones m eteorológicas a distintas alturas, a la presión equivalente a nivel del mar. Es esta última presión reducida es la que aparece en los m apas m eteorológicos de superficie. Ejercicio. La presión que se representa en los mapas de superficie corresponde a la presión referida al nivel del mar. Si la presión en Madrid (630 m sobre el nivel del mar) en un día en que la tem peratura virtual es de 22.5 °C, es de 943 mb, indicar cuál será la presión que figure en los mapas sinópticos de superficie.

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

La ecuación del equilibrio hidrostático dp p- g dz y la ecuación de estado de los gases p p- / M ■R T, pueden com binarse para elim inar la densidad, —

=

dp=

—

•

■

p ■g /(R a ■ T) ■d z ;

integrando esta expresión

dp/p

=

-

g/(Ra■T) - dz

Ln( P2/P 1)

=

—

g /R a Tv ■ (z2 '

La constante de los gases para el aire Ra = 8 . 3 / 2 9 1CT3 9.81 (630 — 0) = 7.307 ■ 1CT2 Ln (943/pt) 286.2-295.5 Pt/943 = 1 .0 7 5 8 ; p-, = 1014 m bar ■

=

------------------------------------------------------ ■

Z 1)

—

=

=

286.2 J/kg ■m ol

—

Ejercicio. ¿Qué corrección hay que realizar sobre la lectura de un barómetro en el mar Muerto (392 m bajo el nivel del m ar) suponiendo una densidad de 1,2 kg rrf3 para estim ar la presión a nivel del mar. dp = pr g ■d z 1.2 kg/m 3 ■9.81 m /s2 392 m = = 4.61 ■ 103 Pa Ap = 46 m bar (re sta ra la lectura del barómetro). —

1.4

—

■

MASAS DE AIRE Y FRENTES

Hasta ahora hemos considerado alguno aspectos de la m eteorología desde la perspectiva de un sólo observador, com probando el cambio incesante en la temperatura, presión, viento, nubes; tam bién hem os visto algunos de los procesos que controlan esos cambios. Algunos cam bios se han debido a m odificaciones de las propiedades locales, por ejemplo, cambios de tem peratura producidos por insolación o m ovim ientos erráticos del aire producidos por turbulencia. Sin em bargo hay otros cambios producidos por la advección de masas de aire con características adquiridas en otro lugar. El tiempo (estado m eteorológico) que se experim enta en un lugar determinado en un mom ento dado es el resultado de la mezcla de los dos procesos anteriores: cambios debidos al «desarrollo» de las condiciones locales y debidos a la «advección» de masas de aire producidas en otro lugar; ambos tipos de cambios dan lugar a la tendencia m eteorológica. Para com prender como la ‘advección’ puede alterar la m eteorología de un lugar necesitam os saber dos cosas: la distribución del tiem po en los alrededores de ese lugar y las configuraciones de viento que mueven esas condiciones meteorológicas hacia otros lugares. El procedim iento más usual es disponer de una red de observaciones meteorológicas que realicen medidas simultáneas. Algunos de los parám etros meteorológicos com o la tem peratura, presión, punto de rocío (relacionada con el grado de humedad), etc, se expresan numéricamente sobre un mapa de superficie; otros elem entos com o las nubes y la precipitación se expresan como sím bolos en los m ismos mapas sinópticos en un intento de tener una 'visión de p á ja ro ' del conjunto del tiempo. Sin

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em bargo con este tipo de representación sólo podem os lograr una visión general, sin poder obtener detalles de lo que ocurre en regiones más pequeñas, por ejem plo inferiores a 30x60 km2. Existen dos tipos de mapas sinópticos en la información m eteorológica: de superficie y de ‘altura’. En los mapas de superficie la presión a nivel del m ar se expresa en m ilibares, mientras que en los mapas de altura se indica la altura en metros en que se sitúa una presión determ inada (850 mb, 700 mb, 500 mb, 300 mb). En la preparación de un mapa sinóptico se distinguen tres fases: observación, elaboración y análisis. El análisis es una operación difícil que requiere tanto destreza como experiencia. Masa de aire Es un concepto fundamental para la com prensión del com portam iento de la atm ósfera en la troposfera. La frecuencia de advecciones de distintas masas de aire en un lugar, explican la clim atología local, en gran parte de la Tierra. Una masa de aire típica tiene un orden de magnitud de 1000 km en dirección horizontal y en vertical ocupa toda la troposfera. Se caracteriza por ser muy hom ogénea horizontalmente, no tiene variación apreciadle de sus propiedades físicas y especialm ente carece de gradiente horizontal de tem peratura. A las masas de aire se las distingue por la zona en donde se originaron. Las masas de aire cálido o frío son el resultado de un calentam iento o enfriam iento del aire debido, casi exclusivam ente, a un contacto prolongado con suelos calientes o fríos. Estos procesos de transferencia y equilibrio térm ico son lentos; es necesario que pasen días o sem anas hasta que la masa de aire cambie su tem peratura en 10 °C o 20 °C, diferencias de tem peratura que se observarán en todas las alturas hasta la tropopausa. Por este motivo las masas de aire deben estar ‘estancadas’ m ientras se produce su calentam iento o enfriam iento. A las zonas del globo donde se producen estos estancam ientos se les denom ina «regiones fu e n te » . Estas regiones suelen estar en las partes centrales de los grandes anticiclones que se mueven m uy lentamente, sobre todo en los cinturones de altas presiones polares y subtropicales; en ellos se originan las masas de aire polares y tropicales. Una de las características que adquieren las masas de aire en la regiones fuentes es su estabilidad o inestabilidad convectiva. El aire polar es estable y frío por haberse enfriado por debajo, mientras que el aire tropical es inestable y caliente por haberse calentado desde abajo. Los anticiclones de las regiones fuente no están perm anentem ente anclados, sufren desplazam ientos tem porales asociados con m ovim ientos de masas de aire en otras partes del globo. Estas masas de aire a medida que se alejan de sus regiones fuente van cam biando paulatinam ente sus características: a)

Una masa de aire que haya seguido una trayectoria marítim a tenderá a saturarse de agua, especialm ente en las capas más bajas. Una trayectoria

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em bargo con este tipo de representación sólo podem os lograr una visión general, sin poder obtener detalles de lo que ocurre en regiones más pequeñas, por ejem plo inferiores a 30x60 km2. Existen dos tipos de mapas sinópticos en la información m eteorológica: de superficie y de ‘altura’. En los mapas de superficie la presión a nivel del m ar se expresa en m ilibares, mientras que en los mapas de altura se indica la altura en metros en que se sitúa una presión determ inada (850 mb, 700 mb, 500 mb, 300 mb). En la preparación de un mapa sinóptico se distinguen tres fases: observación, elaboración y análisis. El análisis es una operación difícil que requiere tanto destreza como experiencia. Masa de aire Es un concepto fundamental para la com prensión del com portam iento de la atm ósfera en la troposfera. La frecuencia de advecciones de distintas masas de aire en un lugar, explican la clim atología local, en gran parte de la Tierra. Una masa de aire típica tiene un orden de magnitud de 1000 km en dirección horizontal y en vertical ocupa toda la troposfera. Se caracteriza por ser muy hom ogénea horizontalmente, no tiene variación apreciadle de sus propiedades físicas y especialm ente carece de gradiente horizontal de tem peratura. A las masas de aire se las distingue por la zona en donde se originaron. Las masas de aire cálido o frío son el resultado de un calentam iento o enfriam iento del aire debido, casi exclusivam ente, a un contacto prolongado con suelos calientes o fríos. Estos procesos de transferencia y equilibrio térm ico son lentos; es necesario que pasen días o sem anas hasta que la masa de aire cambie su tem peratura en 10 °C o 20 °C, diferencias de tem peratura que se observarán en todas las alturas hasta la tropopausa. Por este motivo las masas de aire deben estar ‘estancadas’ m ientras se produce su calentam iento o enfriam iento. A las zonas del globo donde se producen estos estancam ientos se les denom ina «regiones fu e n te » . Estas regiones suelen estar en las partes centrales de los grandes anticiclones que se mueven m uy lentamente, sobre todo en los cinturones de altas presiones polares y subtropicales; en ellos se originan las masas de aire polares y tropicales. Una de las características que adquieren las masas de aire en la regiones fuentes es su estabilidad o inestabilidad convectiva. El aire polar es estable y frío por haberse enfriado por debajo, mientras que el aire tropical es inestable y caliente por haberse calentado desde abajo. Los anticiclones de las regiones fuente no están perm anentem ente anclados, sufren desplazam ientos tem porales asociados con m ovim ientos de masas de aire en otras partes del globo. Estas masas de aire a medida que se alejan de sus regiones fuente van cam biando paulatinam ente sus características: a)

Una masa de aire que haya seguido una trayectoria marítim a tenderá a saturarse de agua, especialm ente en las capas más bajas. Una trayectoria

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J C

2-j

Figura 1.10. Sección de una zonal frontal.

Si se lanzara un radiosondeo en B, las dos m asas de aire quedarían claram ente identificadas por su distribución vertical de tem peraturas. En el radiosondeo realizado en B, la zona frontal aparece como una capa de inversión. En ejem plos de zonas frontales no tan extrem ados, el radiosondeo m ostraría una dism inución de la tem peratura con la altura pero m enor que los correspondientes a la masa de aire que se encuentra encima y debajo. Una zona frontal es aguda si el cambio de tem peratura es tal que es casi discontinuo y será difusa si el gradiente de tem peratura está mal definido. Se conoce com o ‘frontoqénesis’ el proceso de form ación o agudización de un frente; es un proceso que ocurre siem pre que existe convergencia en una región próxima al suelo en la que el aire ya tenga un gradiente horizontal de tem peratura (aunque inicialm ente sea pequeño). Los frentes suelen estar más marcados en las proxim idades de las depresiones extratropicales en fase de desarrollo. El debilitam iento de un frente se conoce por ‘frontolisis’ y suele ocurrir cuando el frente tropieza con una zona de divergencia, por lo que los frentes se suelen extinguir en las proxim idades de anticlones en desarrollo.

Frentes El viento no es capaz de soplar atravesando un frente. Las masas de aire están en movimiento por lo que el propio frente tam bién estará en movimiento. Se llama frente cálido, a un frente que se m ueva de modo que el aire cálido reemplaze al aire frío cuando pasa por encima de un determ inado lugar.

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

B ata

l ouo«*A> > I o o SLa u Íb >

jO ÍO **^ Al t a Figura 1.11. Representación en superficie de un frente cálido. Las flechas indican la dirección del viento en la atmósfera libre.

Si el movim iento es tal que el aire frío reem plaza al aire caliente, se denom ina frente frío. Cuanto m ayor es el contraste de tem peraturas más agudo es el ángulo que form an las isóbaras. Como las isóbaras tienen distinta dirección a am bos lados del frente, los vientos soplan en direcciones diferentes a cada lado. En las figuras anteriores se ha indicado mediante una flechita la dirección del viento geostrófico. En la figura 1.11 puede apreciarse que cuando el frente pasa por encima del observador el viento vira de dirección, tanto si es un frente cálido como en el casó de un frente frío. El gráfico 1.12 señala el resultado de un sondeo sim ultáneo en las zonas identificadas como A, B y C correspondientes a diferentes posiciones en el frente cálido anterior, fig. 1.11.

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Figura 1.12. Curvas de estado (altura - temperatura) en las zonas A, B y C de la figura 1.11

Una radiosonda en A estaría totalm ente sum ergida en la masa de aire cálida y daría lugar a la línea A; obtendríam os sondeos parecidos para todas las posiciones al Oeste del punto A. Los radiosondeos en B y C estarían parcialm ente en la masa de aire frío (niveles inferiores) y el resto del tiem po en el aire cálido (arriba), tal como muestran las líneas B y C; en estos dos sondeos queda patente una mayor profundidad del aire frío en C. Hemos tenido ocasión de ver que la presión atm osférica a nivel del suelo aum enta a medida que la tem peratura media de la atm ósfera disminuye, debido a la m ayor densidad del aire frió. Por tanto, dado que la diferencia entre los sondeos en A y en B es la existencia de capas bajas frías en B, la presión atm osférica a nivel del suelo en B será m ayor que en A. De la mism a form a com o la capa de aire frío en C es m ucho m ayor que eñ B, la presión atm osférica en C será m ayor que en B. A lo largo de una línea en la dirección de movim iento del frente cálido tenem os que la presión al oeste del frente es baja y constante, mientras que aum enta progresivam ente hacia el este. Sin embargo, esta distribución de presiones está parcialm ente atenuada por una dism inución gradual de la troposfera desde la masa de aire caliente hacia la masa de aire frío.

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e s

D O C U M E N TO S DE TRABAJO

T E M A II.

R A D IA C IÓ N SO LAR Y BALAN C E E N E R G É T IC O

ÍNDICE 2.1

Espectro electrom agnético. Leyes de la radiación C aracterísticas de las ondas electrom agnéticas. Leyes del Cuerpo Negro, Planck, Wien; Stefan-Bolztm an Dispersión Rayleigh, dispersión Mié y centros de absorción de ondas electrom agnéticas

2.2

Características de la radiación solar. Distribución espectral e irradiancia. Constante solar Interacción de la luz solar con la atm ósfera y la superficie Atenuación atm osférica. Luz directa y luz difusa Albedo Interacción con las superficies nubosas Interacción con las superficies terrestres y marinas Los efectos de la altura sobre el nivel del m ar y de la rugosidad del terreno La radiación terrestre y atm osférica El flujo de radiación terrestre Balance energético en el sistem a Tierra-Atm ósfera. Forzam iento radiativo

2.3 2.4

2.5

La contam inación y el efecto invernadero de origen antrópico Forzam iento radiativo directo de los aerosoles

2.1

Espectro electrom agnético. Leyes de la radiación

Características de las ondas electrom agnéticas Una onda electrom agnética com puesta por un cam po Como toda onda que se m agnético son periódicas y y cada distancia X, longitud

es una perturbación que se propaga en el espacio eléctrico y un cam po m agnético perpendiculares. propaga, las m agnitudes del cam po eléctrico y tom an los m ism os valores cada tiem po T, período, de onda.

Una onda electrom agnética m onocrom ática (de un solo color es decir con una sola longitud de onda) se representa m ediante la siguiente expresión: A = A 0 sen 2n (t/T — x/X) ; A es el cam po eléctrico E o el cam po m agnético B. La longitud de onda y el período están relacionados por la velocidad de propagación de la onda que depende de las características del m edio de propagación: velocidad de onda v = X ÍT

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

en el vacío las ondas EM tienen una velocidad c = 300.000 km/s; para el aire se puede tom ar la misma velocidad. Las ondas electrom agnéticas m onocrom áticas se transm iten como fotones (unidades discretas de energía), cuya energía E y m om ento p, valen para cada uno de ellos. E = h v = h • clX ; p = h/X ; h = constante de Planck = 6, 10 '34 J s. A la inversa del período se le llama frecuencia 1/T = v (hercios, Hz). Puede haber ondas electrom agnéticas de todas las longitudes de onda. Según el valor de X, o de v, reciben distintos nom bres: rayos y, rayos X, Ultravioleta , visible, infrarrojo, microondas. La radiación electrom agnética al incidir en un medio parte se refracta e incide en el nuevo medio y parte se refleja al m edio inicial. Las sumas de las intensidades reflejadas y transm itidas es igual a la intensidad incidente (Figura 2 . 2 ). I¡ = Ir + la + L

'O l

Leyes del Cuerpo Negro, Planck, W ien; Stefan-Bolztm an Todo objeto a tem peratura superior a 0 K em ite energía en form a de ondas electrom agnéticas. Para estudiar la radiación emitida por un cuerpo a una tem peratura determinada, se elaboró el concepto de «cuerpo negro». Se llama cuerpo negro a una entidad que absorbe toda la energía que incide sobre él, sin reflejar ni transm itir nada de energía al exterior. En este tipo de

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cuerpos, que experim entalm ente resultan ser entidades radiantes perfectas, emiten radiación electrom agnética con una distribución precisa en las intensidades relativas a las distintas longitudes de onda. Esto se pone de m anifiesto al practicar un agujero por donde salga la luz del cuerpo negro, sin perm itir que descienda la tem peratura del mismo, y analizarla espectralm ente. Si recuerdas la última vez que vistes un fuego de chim enea, te acordaras que la parte más interna del mismo es mucho más brillante que el resto (está radiando más energía por unidad de superficie) y resulta m uy difícil distinguir detalles de lo que se esta quem ando en esa zona. Esta observación se interpreta como que la radiación que se emite desde una zona cerrada del espacio es uniform e y depende de la tem peratura a la que se encuentre la superficie, las características de la misma no varían con la naturaleza de las superficies de ese espacio. Un cuerpo negro em ite radiación electrom agnética de diferentes longitudes de onda. La intensidad relativa de las diferentes longitudes de onda sólo dependen, para un cuerpo negro, de su tem peratura. Cuando un cuerpo se calienta mucho y está a elevada tem peratura, la radiación que em ite no sólo es más intensa sino que es más blanca; aumenta la proporción de luz azul emitida frente a la luz roja. En la figura 2.3 se observa que al elevar la tem peratura la intensidad a todas las longitudes de onda aum enta, pero aum entan más rápidam ente las intensidades correspondientes a longitudes de onda menores. Las estrellas más calientes que el Sol; p.e. Sirius y Vega, aparecen como azules, no blancas, porque su m áximo de em isión está más cerca del azul, m ientras que el máximo del Sol está en el verde (Figura 2.3). En ordenadas la energía radiada/ m2/s en la banda X + 6X.

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Si llam am os Xm a la longitud de onda correspondiente al m áximo de la curva de distribución de la energía emitida por un cuerpo negro, se cumple la llamada ley de Wien. Xm-T = 2,9 1CT3 m-K = Cte Si llam am os EAm a la altura de la curva en su valor máximo, entonces

Las curvas EA frente a X, para cada T, responde a la llamada ley de distribución de Planck. Si llamam os E a la energía total radiada por m etro cuadrado y por segundo a la tem peratura T (área bajo la curva) E

=g

T 4 ley de Stefan-Bolztm an ; g = 5,7 1CT8 W -m '2 • K-4

En las figuras 2.4 y 2.5 podemos observar la distribución de intensidades a diferentes longitudes de onda em itidos por el Sol y la Tierra respectivam ente considerados como cuerpos negros. El suelo de los continentes y de los océanos, así com o las distintas partes de la atmósfera, emiten radiación electrom agnética, lo que implica una pérdida de su energía interna y en consecuencia una dism inución de tem peratura (salvo que reciban sim ultáneam ente energía de otra fuente y que e! ritmo de calentam iento a través de esta fuente supere a la radiación emitida).

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Dispersión Rayleigh, dispersión Mié y centros de absorción de ondas electrom agnéticas Cuando una onda EM atraviesa la m ateria, el cam po eléctrico de la misma provoca un movim iento de cargas (sobre todo, un m ovim iento de electrones). A su vez ese movim iento de electrones da lugar a una radiación en distintas direcciones, ya que cualquier carga eléctrica acelerada emite radiación electrom agnética. Este proceso de re-radiación se conoce com o scattering o dispersión. Como resultado de la dispersión, la intensidad de la radiación en la dirección del rayo incidente dism inuye frente a su valor antes de la dispersión , y la energía perdida en esa dirección se redistribuye en otras direcciones (ángulos) como luz difusa. Aunque la magnitud de este fenóm eno es muy pequeña, es un fenóm eno generalizado en la naturaleza y tiene una im portancia considerable (Figura 2.6).

Figura 2.6. Distribución de la intensidad dispersada Rayleigh respecto a la dirección de incidencia

Al analizar la luz dispersada por la atm ósfera debem os distinguir entre dos situaciones de interés, teniendo en cuenta la relación entre la longitud de onda que se dispersa y el tam año (diám etro) de la partícula dispersora: a)

El centro de dispersión tiene un tam año m enor que un décimo de la longitud de onda. En estos casos el proceso fundam ental es la llamada dispersión Rayleigh que se aplica sobre todo a la atm ósfera libre de nubes en la que los centros dispersores son m oléculas con un tamaño de aproxim adam ente 0.1 nm (1 angstrom ). Tam bién es importante en los mares de aguas claras, sin sólidos en suspensión.

La luz se dispersa casi en partes iguales en la dirección hacia delante y hacia atrás respecto a la dirección del rayo; m uy poca luz se dispersa en direcciones perpendiculares a la de incidencia. La intensidad de la luz dispersada Rayleigh es proporcional a la inversa de la longitud de onda a la cuarta potencia. La dispersión de Rayleigh tiene im portancia cuando se consideran longitudes de onda cortas. La luz dispersada está parcialm ente polarizada. Si consideram os las longitudes de onda de los extrem os del rango visible 0.39 mieras (violeta oscuro) y 0.76 mieras (rojo oscuro), el primero se dispersará más que el segundo en una proporción (0.39/0.76)’4 = 14.

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Esto implica que cuando la luz solar que vem os blanca (suma de todos los colores) incide en la atm ósfera terrestre y se dispersa en las moléculas que se va encontrando en su trayecto, el extrem o azul del espectro visible se dispersará mucho más que el extrem o rojo. Por ello la luz difusa del cielo tiene una com ponente de intensidad en el azul m ucho m ayor que la luz directa y el cielo parece azul. Los atardeceres parecen rojos porque las longitudes de onda próximas al azul ya no están en la luz directa que ilumina nuestro cénit, al sufrir scattering en la atmósfera, y por lo tanto los objetos (principalm ente nubes) ilum inados directam ente por el sol los vemos como rojos. La observación de la luz difusa procedentes de aguas muy lim pias tam bién tiene un marcado color azul debido a la dispersión Rayleigh en las moléculas de agua. b) Cuando los centros de dispersión tienen un diám etro mayor que la longitud de onda de la luz, tal com o en los aerosoles, el proceso de scattering se denom ina scattering o dispersión Mié. En estas condiciones la luz dispersada es m ucho m ayor en la dirección hacia delante que en cualquier otra dirección (Figura 2.7).

Figura 2.7. Distribución de la luz difundida Mié según el ángulo respecto a la.dirección de incidencia

La teoría de Mié es bastante más com plicada que la que permite calcular la intensidad difundida en el scattering Rayleigh (un caso particular de la teoría de Mié), por ello se suele utilizar la fórm ula de turbiedad (transm isión de la atm ósfera) de Angstrom para describir la transm itancia de la atm ósfera debida a los aerosoles (fracción de la intensidad incidente que consigue traspasar la capa de aerosoles). Itransmitida ”

^aX ' I X

ma = masa de aire = longitud de atmósfera atravesada respecto a la distancia mínima que debe atravesar en incidencia perpendicular.

En esta fórm ula a p se conoce com o coeficiente de turbiedad de Ansgtrom , a es el exponente para la longitud de onda X (depende de la form a geom étrica de los aerosoles) cuando esta se expresa en mieras.

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Parám etros de atmosférica:

Angstrom

para

distintas

Atm ósfera

P

a

Lim pia Clara Turbia Muy turbia

0.00 0.10 0.20 0.40

1.3 1.3 1.3 1.3

situaciones

de

transparencia

Visibilidad (km) 340 28 11 5

Los aerosoles reflejan y absorben radiación solar (efecto directo del aerosol) y m odifican las propiedades de las nubes (efecto indirecto del aerosol), enfriando la superficie. Los aerosoles troposféricos tienen una distribución espacial y tem poral heterogénea debido a su corta vida media, aproxim adam ente una sem ana. Esta corta vida media exige, para su estudio, una extensa red de sensores para observar la emisión y el transporte de densas plumas de aerosoles viento abajo de áreas urbanas y contam inadas (contam inación urbana); regiones con incendios vegetales (humo); y, desiertos. Los aerosoles tienen un impacto tanto en el balance energético regional como en el balance global. Adem ás de cam biar de dirección los fotones que constituyen la radiación electrom agnética pueden ser absorbidos (desaparecer del flujo incidente) si interaccionan con un objeto que tenga dos niveles de energía permitidos con una diferencia de energía igual a la del fotón incidendente. La intensidad de luz absorbida depende del número de centros de absorción que se encuentre en su camino. El núm ero de centros de absorción en la atm ósfera depende de la longitud de la atm ósfera que tenga que atravesar en ese mom ento y de la concentración de centros de absorción por unidad de camino, de acuerdo con la ley de Beer. Ley de Beer. Absorción de la atm ósfera en un pequeño cam ino As a través de la atmósfera - n densidad de partículas absorbentes en el aire ( núm ero-m '3) - b sección eficaz de absorción de cada partícula (m2). Área de som bra que provoca ITransmitida = lincidente e ~ n b As i si llam am os k al coeficiente de absorción m2/gram osa¡re y p a la densidad del aire en esa zona (g/m2)

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2.2

Características de la radiación solar

Distribución espectral e irradiancia. Constante solar La vida en la Tierra se mantiene gracias a la irradiación solar. El balance detallado entre la energía entrante y saliente determ ina la tem peratura en la superficie de la tierra. La absorción de luz solar por los pigm entos fotosintéticos dirige un proceso de conversión de energía único que permite, a las plantas, algas y a unas especies de bacterias fotosintéticas, alm acenar energía solar en forma de entalpia libre química para su ulterior uso. La figura 1.4 muestra como el espectro solar se superpone con el espectro de absorción de distintos pigmentos. Las curvas inferiores indican las longitudes de onda que son absorbidas por los distintos pigm entos fotosintéticos, la altura de esas curvas es proporcional a la probabilidad de que el fotón incidente en la molécula sea absorbido. Los fotones absorbidos desencadenan una serie de reacciones quím icas que transform an C 0 2 y agua en m oléculas orgánicas más complejas liberando sim ultáneam ente 0 2 a la atm ósfera. De esta forma la bioesfera ha transform ado a la atm ósfera y ha ido acum ulando energía química que le ha permitido evolucionar hasta los niveles de biodiversidad alcanzados en Gaia. La luz que observam os al m irar las zonas donde se produce la fotosíntesis contiene todas las longitudes de onda del espectro solar en el rango visible menos aquellas que han sido absorbidas por los pigmentos fotosintéticos. Cuando la luz solar llega a la superficie de la Tierra está com puesta de un ancho rango de frecuencias características del: emisor, el Sol y los elem entos específicos situados en la atm ósfera solar;

y. la composición de nuestra atmósfera, ya que la luz se transm ite a través de la atmósfera terrestre. De igual forma, la luz reflejada por la atm ósfera o por la superficie de la Tierra y detectada por los satélites (teledetección) contiene información sobre la composición química y tem peratura de la atm ósfera terrestre. Finalmente, la Tierra adem ás de absorber y reflejar luz em ite energía electromagnética. La emisión terrestre corresponde a la de un cuerpo negro a 288 K, por tanto emite en el infrarrojo lejano. El balance de energía detallado del sistema Atm ósfera-Tierra está basado (además de la entrada de energía solar) en la emisión y absorción parcial de esta radiación infrarroja por el suelo y las distintas capas atm osféricas. C ualquier cambio en cualquiera de los procesos implicados puede alterar el balance de energía y, por tanto, la tem peratura final de la superficie terrestre.

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Figura 2.8. Espectro solar en el borde exterior de la atmósfera y a nivel del suelo en función de la longitud de onda de los fotones expresada en mieras.

La figura 2.8 muestra el espectro de em isión del Sol, tanto en el borde exterior de la atm ósfera (línea continua superior) com o en la superficie de la Tierra (línea continua inferior). Superpuesta a am bas curvas, se señala la distribución espectral de energía de un cuerpo negro a 5900 K (tem peratura de la capa mas externa de la atm ósfera solar). Las áreas en el espectro solar que llega a la superficie que han desaparecido corresponden a la absorción específica de diferentes gases atm osféricos. En la figura se puede apreciar la intensa absorción del ultravioleta actínico entre 200 y 300 nm (0.3 - 0.3 mieras) por el oxígeno m olecular y el ozono; la fuerte absorción del agua en el infrarrojo próxim o (longitudes de onda superiores a 0.79 mieras) y las zonas en donde existen transiciones im portantes en las m oléculas de dióxido dé carbono. Los efectos de la absorción atm osférica de la luz solar en el rango infrarrojo se pueden analizar con más detalle en los dos gráficos siguientes. La figura 2.9 corresponde a la absorción de la atm ósfera en una distancia horizontal de 1800 metros (que corresponde a una densidad óptica D.O = 1, espacio en el que la intensidad dism inuye en un factor 10) a nivel del mar, en porcentaje sobre la radiación incidente en esas longitudes de onda. I = lo ■ 10 ‘D O En el se puede apreciar las fuertes absorciones de agua y del oxígeno que alcanzan hasta el infrarrojo. A dem ás se puede apreciar en el mismo gráfico la absorción casi total por el dióxido de carbono de las longitudes de onda por encim a de 12 mieras.

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La figura 2.10 muestra el espectro de absorción de los diferentes gases invernaderos y la absorción vertical de la atm ósfera en el infrarrojo. La línea continua indica la transm itividad de la atm ósfera (en porcentaje) para las diferentes longitudes de onda expresadas en mieras. Las zonas del espectro con elevada transm itividad con valores entre 60% y 80% corresponden a las longitudes de onda para las que la atm ósfera es casi transparente, el rango electrom agnético visible (en donde se sitúa la m ayor parte del espectro solar) y algunas zonas del infrarrojo próximo. CQz H2Q COzO?

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Estos gráficos ponen de m anifiesto que la distribución espectral y la intensidad de radiación solar que finalm ente alcanza la superficie terrestre están en gran m edida condicionadas por las características de absorción y dispersión (scattering) de la atmósfera. De igual form a la cantidad de luz absorbida por la superficie terrestre en un rango concreto de frecuencias está determ inada por la distribución y características espectrales de los pigm entos de la vegetación y las características de reflectividad de la superficie. Irradiación solar El Sol está radiando energía continuam ente en todas las direcciones del espacio, y la Tierra intercepta una fracción de la misma, 1/(2,2 • 106), desde una distancia de aproxim adam ente 149,5-106 km. Si la Tierra pudiese verse desde el Sol, parecería una moneda de 0,20 euros observada desde 265 metros distancia. El Sol em ite radiación en un rango muy am plio de longitudes de onda, pero el 99% de la energía transm itida está en la región 0,15-4,0 mieras; -el 9% se emite en longitudes de onda inferiores a 0,360 mieras dem asiado energéticas para ser apreciadas por el ojo hum ano (rango ultravioleta) pero con la suficiente energía para disociar las m oléculas de oxígeno (0,15-0,24 mieras) y de ozono (0,24-0,36 mieras). - El 47% de la energía radiada está en la banda del visible (0,40-0,70 mieras). -Finalm ente el 46% restante ocurre en el infrarrojo próximo, sin que pueda apreciarse por el ojo, pero que se detecta claram ente en la piel al exponerla al Sol. El espectro de em isión del Sol en la actualidad tiene el máximo aproxim adam ente en el medio de la banda visible, 0,5 mieras, por ello el Sol parece blanco (mezcla de todos los colores). La cantidad de esta energía solar que alcanza una zona de la superficie terrestre está determ inada por cuatro parám etros astronómicos. La constante solar Se denom ina Constante Solar, al flujo de radiación solar que se recibe en una superficie perpendicular a la dirección del Sol, en el borde exterior de la atm ósfera situada a la distancia media Sol-Tierra. La constante solar es de 1.360 ± 20 vatios/m 2 (1.95 cal/cm '2 • m in-1) valor obtenido tras m uchos años de medidas precisas. Sin em bargo en un experim ento realizado en 1977 por el satélite Nim bus-6 sobre el balance de la radiación en la Tierra sugirió un valor de 1.392 W rrf2, un 1.6% m ayor que el previsto. A parte de estas discrepancias en las que algunos interpretan variaciones a largo plazo de la órbita terrestre por la atracción de otros planetas del sistema solar y que pudieran explicar la existencia de glaciaciones en la

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Tierra en otras épocas, existen pequeñas variaciones de la constante solar debidas a los ciclos solares. Al ciclo solar de 11 años le corresponde una diferencia de un 1% en el flujo total de energía entre el máximo y el mínim o durante el ciclo. Al período de rotación del Sol (veinte y tres días) y la presencia de manchas solares se le atribuye pequeñas oscilaciones de la intensidad de la radiación ultravioleta por debajo de los 300 nm, como verem os al exam inar la clim atología del ultravioleta B. La distancia Sol-Tierra La excentricidad de la órbita de la Tierra alrededor del Sol provoca variaciones en la distancia al Sol dando lugar a diferencias del orden del 6% del valor de la constante solar según el momento del año (posición en la órbita). El valor máximo, 1.403 W-m"2 (2.01 cal cm '2 min"1) se encuentra en el perihelio, el 3 de Enero (distancia al Sol 147-106 km), y el valor mínim o de 1.312 W-m"2 (1.88 cal-cm"2 • min"1) en el afelio, el 6 de Julio (distancia solar 152 -106 km). La excentricidad de la órbita y la variación de la constante solar debería dar lugar a inviernos más suaves en el hem isferio Norte que en el hemisferio Sur, y a veranos mas calurosos en el hem isferio Sur que en el Norte. Sin embargo, estas posibles variaciones estacionales están apantalladas por otros factores relacionados con la circulación atm osférica y las diferencias de tem peratura océanos/continentes en am bos hemisferios. La altura del Sol. Ángulo Cenital El ángulo entre los rayos solares y la superficie terrestre afecta de gran manera los niveles de insolación (cantidad de energía que llega al s.uelo). Cuanto m ayor sea la altura del Sol en el cielo más concentrada estará la intensidad de la radiación en una determ inada área de la superficie y m enor será la atenuación del rayo solar debido a la absorción y reflexión de la atmósfera. En el sistema Tierra-Atm ósfera los factores cruciales son: la altura del Sol (ángulo cenital 0, ángulo entre el cénit local y la dirección de los rayos solares), sobre una superficie horizontal a una latitud, en un día concreto del año (6 declinación solar, definido por el paralelo terrestre en el que la luz solar incide perpendicularm ente a la superficie, siempre situada entre los trópicos de Cáncer y de Capricornio) y a una hora determ inada (a partir del mediodía solar > 0). Esta insolación puede calcularse a través de las relaciones trigonom étricas (producto escalar de los vectores de posición de los rayos solares y de la vertical del lugar (a una latitud A) utilizando un sistema de referencia ortogonal donde la dirección del vector unitario de la tercera com ponente cambia de dirección como cot, ( t=0 s al mediodía).

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La duración del día La radiación solar sólo está disponible de día. Cuanto m ayor sea la duración del día m ayor será la energía recibida en un lugar determ inado. Esta variable sólo depende de la latitud y la época del año. La insolación diaria se obtiene integrando la intensidad instantánea por el tiem po y es proporcional a las horas de Sol, N, y a la intensidad m áxima a mediodía. Insolación diaria lD = íNo l*dt

; I = lmax sen (nt/N ) ; Id = Uax íNo sen rrt/N-dt=

2/TT-N -lmax

Promedio diario de irradiancia lD/N = 2 /T M max La irradiación solar local y a lo largo del periodo anual. La Tierra y el Sol están unidos por la fuerza de gravitación, dirigida según el eje de sus centros de masas, es por tanto una fuerza central. Por ello, la Tierra se mueve alrededor del Sol en una órbita elíptica que incluye al Sol en uno de sus focos. Por otro lado, la cantidad de radiación solar que llega a la Tierra es inversam ente proporcional al cuadrado de la distancia al Sol; esa cantidad varía con la posición de la Tierra en su trayectoria alrededor del Sol. El plano en el que se sitúa la trayectoria elíptica que describe la Tierra y que contiene al propio foco de la elipse, el Sol, se denom ina Eclíptica. La Tierra gira sobre si m isma alrededor del llamado eje polar. Este eje está inclinado z= 23.5° con respecto a la normal a la eclíptica, m anteniéndose constante el ángulo a lo largo de la trayectoria (Figura 2.11).

La rotación de la Tierra alrededor del eje polar da lugar a las variaciones diarias en la irradiación solar.

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La posición del eje polar en relación con la dirección del Sol da lugar a los cam bios estacionales en la irradiación solar. Situándonos en el centro de la Tierra como origen de un sistema de referencia, debido al movim iento diario de la Tierra alrededor del eje polar, el Sol describirá una órbita en la bóveda celeste. En los equinocios de prim avera y otoño el Sol estará situado en el ecuador celeste; en estos días la distancia Tierra-Sol es la misma, 1 unidad astronóm ica (1 AU), y los días y las noches tienen la misma duración.

Interacción de la luz solar con la atm ósfera y la superficie de la Tierra Atenuación atmosférica. Luz directa y luz difusa La radiación que pase a través de un material, p.e. la atm ósfera, está sujeta tanto a absorciones por las m oléculas que la componen y que se excitan en esas longitudes de onda, como a la dispersión por el resto de las moléculas y partículas. La dispersión de la luz por las m oléculas del aire tiene lugar en todas las direcciones de forma que la luz que se recibe en la superficie proviene de todas las direcciones del cielo. Por la misma razón de día el cielo aparece brillante. La m ayor parte de la radiación de m enor longitud de onda en el ultravioleta es absorbida por diferentes com ponentes atm osféricos ( 0 2 hasta < 240 nm y 0 3 hasta 320 nm). La radiación solar de longitudes de onda mayores que 320 nm (UV-A), que corresponden a la zona del ultravioleta solar donde la intensidad es más alta, es escasam ente absorbida por la atm ósfera y se transm ite sin dism inuir su intensidad, aparte de los efectos de la fuerte dispersión Rayleigh debida a la corta longitud de onda. La parte que no se refleja, es absorbida por el suelo y este aum enta de tem peratura según su calor específico. El suelo caliente tiende a calentar el aire situado encima por conducción y convección.

Albedo El albedo de una superficie puede definirse como la fracción de intensidad reflejada sobre la intensidad incidente. Cuando se utiliza el térm ino albedo sin m ayor especificación se trata de la reflectividad en el rango del espectro electrom agnético del Sol, es decir, el rango visible y el infrarrojo próximo. Las superficies nubosas La cobertura de nubes puede dar lugar a una barrera a la penetración de radiación solar directa ya que actúan com o espejos y devuelven al espacio parte de la luz incidente en la atm ósfera. Su efecto depende de la cantidad de nubes presentes, del tipo de nubes y de su espesor. La cantidad atenuada depende de la cantidad reflejada, de la absorbida (por las partículas de hielo y

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agua que componen la nube) y la cantidad dispersada (que producirá una radiación difusa en la superficie de la nube). La reflectividad (albedo) de los distintos tipos de nubes varía mucho. Las nubes de gran altura y las de forma de lámina, tienen un albedo de 21%; las nubes de niveles medios (entre 3 y 6 km) tienen un albedo del 48%; las de m enor altura, 69%, y las nubes de convección profundas del 70%, aunque los valores dependen del espesor de la nube tam bién. Tan sólo un 1,5% de la luz solar incidente es absorbida por las nubes. Sin embargo una lámina de nubes puede atenuar por reflexión y absorción la radiación terrestre que se escapa al espacio durante el día y la noche. De esta form a la presencia de nubes dism inuye en gran manera el rango de tem peraturas a lo largo del día.

Las superficies terrestres y m arinas La radiación absorbida por la superficie de la Tierra depende de la naturaleza de la superficie, en particular de su albedo, y los efectos que producen en ella dependen tam bién de la capacidad calorífica de la superficie. Los valores típicos del albedo en superficies terrestres se sitúan entre 5-45%; los bosques 5-20%, hierba y praderas 10-20%, desierto 25-30% y nieve recién caída 75-90%. Las superficies de agua norm alm ente tienen albedos menores, pero estos valores dependen de la deform ación de la superficie (olas y rizos) y del ángulo solar. Con el Sol muy alto en el cielo, una superficie marina en calm a tiene un albedo de sólo 5-10%, pero cuando el Sol está bajo en el cielo, los valores son mucho más altos (por encima del 50%). La radiación absorbida por el agua suele calentar los diez prim eros metros. La energía térm ica absorbida por esta capa de agua se transfiere después a grandes profundidades a través de procesos turbulentos en tres dim ensiones provocados por la acción de las olas y corrientes oceánicas. La respuesta de las superficies terrestres a la insolación depende de la capacidad térm ica de los m ateriales que com ponen la superficie. La capacidad térm ica de un material es el calor (energía térm ica) que requiere para aum entar su tem peratura 1°C. El calor específico es el calor necesario para aum entar un grado a la unidad de masa de ese material. El calor específico del agua es m ucho m ayor que el de la m ayoría de los materiales que com ponen la superficie terrestre, así el calor específico de la arena de playa es de 0.84J/g- °C frente a 4.18 J/g-°C del agua. Por ello el agua debe absorber hasta cinco veces más energía térm ica que la arena para aum entar su tem peratura en la m isma magnitud por unidad de masa. Al enfriarse se desprende la misma cantidad de calor, por lo que el agua debe desprender gran cantidad de calor para descender su tem peratura. Por esta

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razón los océanos son unos depósitos muy efectivos para alm acenar la energía térmica en la Tierra. Debido a la diferente capacidad calorífica, el rango de variación diurna de tem peraturas sobre superficies oceánicas es inferior al que existe entre superficies continentales adyacentes y las diferencias de respuesta térm ica entre continentes y las superficies m arinas explica los efectos clim áticos continentales a gran escala y las brisas m arinas costeras a escala local.

Los efectos de la altura sobre el nivel del m ar y de la rugosidad del terreno Tanto la altura como el aspecto de la superficie (rugosidad e inclinación sobre la horizontal) son factores determ inantes de la cantidad de insolación que se absorbe en un determ inado punto geográfico a nivel local. Sobre la ladera de una colina, el ángulo de incidencia de los rayos solares sobre la superficie y el aspecto de la superficie determ ina el grado de insolación o de sombra de un punto concreto. La pendiente y el aspecto, conjuntam ente, determ inarán el período de insolación solar directa y la cantidad total de energía absorbida para un mom ento determ inado del año en una latitud concreta. El efecto de la altura de una superficie sobre el nivel del m ar es, sobre todo, aum entar el período de insolación directa diario, adem ás de la reducción en la atenuación atm osférica debida a que la luz debe atravesar una m enor distancia en la atmósfera.

2.3

La radiación terrestre y atm osférica

Mientras que el Sol emite radiación de longitud de onda corta al espacio, la Tierra y las distintas capas de la atm ósfera radian en longitudes de onda larga (como consecuencia de su tem peratura), sobre todo en el infrarrojo, entre 5-80 mieras, con una emisión máxima a 10 mieras. La emisión total de la Tierra es de 350-400 W -rrf2; EA= eAE*A (e= em isividad). La atm ósfera sólo es parcialm ente transparente a la radiación de longitud de onda larga que emite la Tierra y las capas atm osféricas contiguas; absorbe el 94% de la radiación emitida, mientras que el 6% se transm ite al espacio exterior. La energía radiante absorbida por la atm ósfera vuelve a radiarse en parte a la Tierra, aum entando la radiación total recibida en el suelo. A consecuencia de este proceso de absorción y re-emisión parcial, la tem peratura media en la superficie terrestre es de unos 38°C m ayor que la que existiría si no tuviésem os la atm ósfera con la com posición química que hemos estudiado. El agua y el dióxido de carbono son los com ponentes atm osféricos responsables de la absorción de la radiación terrestre de longitud de onda larga

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principales. El agua absorbe principalm ente en el rango 5.5-8.0 mieras y más allá de 20 mieras. El dióxido de carbono absorbe las longitudes de onda entre 4-5 mieras y 14-16 mieras. Entre estos rangos de absorción existe una zona (denom inada ventana atm osférica), entre 8 y 13 mieras, que es casi transparente a la radiación terrestre; la radiación del suelo o desde el techo de las nubes atraviesa sin ser absorbida la troposfera hasta el espacio exterior. Los sensores de los satélites utilizan las longitudes de onda de esta ventana para estim ar la tem peratura del suelo y de las nubes. En las longitudes de onda en las que existe absorción por parte de los gases de efecto invernadero, la energía emitida por la superficie del suelo y el m ar es absorbida en tan solo 30 metros de aire, aum entando la energía de estas m oléculas en prim er lugar y cediendo parte de la energía al resto de las m oléculas vecinas por lo que aum entan la tem peratura del aire. A lo largo del día , la energía solar absorbida por el suelo en latitudes medias del HN puede ser del orden de 30 MJ m"2 en verano y menos de 1 MJ m"2 en un invierno nublado. La mayoría de los m ateriales tienen una em isividad > 0.9 , entre 0,9-0,98. La nieve y los desiertos son los únicos con valores m enores que 0,9, debido a la transparencia parcial del cuarzo a la em isión infrarroja. La emisión infrarroja en los océanos y superficies líquidas , procede de tan sólo los últimos m ilím etros de agua. El flujo de radiación terrestre La superficie del suelo recibe y absorbe la radiación solar y emite radiación infrarroja hacia la atmósfera, intercam bia energía térm ica con las primeras capas de suelo y recibe la radiación infrarroja de la capa de aire más próxima. Cada una de las restantes capas atm osféricas absorbe radiación infrarroja de la capa que tiene encima y de la que tiene debajo, y sim ultáneam ente emite radiación infrarroja hacia la capa más externa y hacia las capas más internas. En la capa más externa de la atm ósfera, se absorbe radiación infrarroja de las capas más internas pero se em ite energía radiante según la tem peratura a la que se encuentre , hacia el interior de la atm ósfera y hacia el espacio exterior. Cada porción de suelo, océano, atmósfera, está em itiendo energía electrom agnética en función de su tem peratura según la ley de StefanBolztm an, corregido por un factor -Ts. Resulta más fácil com parar el proceso adiabático saturado con el de la adiabática seca utilizando las variaciones de la tem peratura potencial 0 en ambos procesos. Estos cam bios en la adiabática seca son por definición cero. 6 = T ■(1000/P)R/Cp;

log 0= log T + R/Cp • log 1000/P

Cambiando de signo al 2.° logaritmo (— log P/1000) y diferenciando d0/0= dT/T — R/Cp • dP/P Del primer principio de la term odinám ica, dQ = Cp • dT — 1 /p • dP P = p ■R ■T ;d Q = Cp -d T — R • T ■dp/p ; dividiendo por Cp • T dQ/(Cp-T) = dT/T — R/Cp ■dP/P como el segundo miembro de esta expresión coincide con el correspondiente a la variación relativa de la tem peratura potencial, igualamos am bas expresiones. d0/6= dQ /(C p • T), en la adiabática saturada el aumento de calor procede de la vaporización — L ■ dqs, siendo dqs la variación de la humedad específica de saturación la masa por unidad de volumen que se condensa. d0/6= — L • dqs/(C p ■T) dQ = - L • Q/fCn • T) • dqs

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ésta ultima fórm ula muestra que el efecto de la condensación (dqs negativa) es aum entar la tem peratura potencial, m ientras que la evaporación dism inuye la tem peratura potencial. En la adiabática saturada no existe un único gradiente de tem peratura ni aún en el caso de una altura determ inada (presión), depende tam bién de la tem peratura. De la misma form a que existe una única tem peratura, 0 , para identificar una adiabática seca, resulta útil disponer de una sola tem peratura para identificar cada adiabática saturada. A elevadas alturas (presiones muy bajas) las tem peraturas y contenidos de vapor son tan bajos, aún en la saturación, que cualquier adiabática saturada es asintótica con una adiabática seca particular, cuya tem peratura potencial recibe el nom bre de tem peratura potencial equivalente 0e de la adiabática saturada. En térm inos físicos 0e puede ser considerada como la tem peratura que alcanzaría una parcela de aire tras una descom presión siguiendo un proceso adiabático saturado hasta casi presión nula, y una presurización a partir de ese momento hasta llegar a 1000 mb. Un procedim iento alternativo es identificar a cada adiabática saturada mediante la tem peratura a la cuál corta a la isóbara 1000 mb, 0W, a esta tem peratura se la denomina tem peratura potencial de term óm etro húmedo, que es inferior a la tem peratura potencial equivalente 0e. Una buena aproxim ación es: 0e— 0w = 2,5 ■ qs donde qs es la humedad específica del aire saturado a 1000 mb, en gramos de vapor de agua por kg de aire. Supongam os una parcela de aire no saturado con tem peratura T y que tiene una tem peratura de term óm etro húmedo T w y presión P. La tem peratura de term óm etro húmedo es m enor que la tem peratura del aire en una cantidad que es una medida del grado de saturación del aire, y en un diagram a aerológico se indica en la misma isóbara que T ya que, T w se alcanza por enfriam iento isobárico por evaporación.

Nivel de condensación ascendente Teorem a de N orm and. La adiabática seca que pasa por T y la adiabática saturada que pasa por Tw se cortan en el nivel de condensación ascendente (LCL lifting condensation level) de la parcela inicialm ente no saturada, que es el nivel al cuál el aire se convertiría en saturado si ascendiera adiabáticam ente desde su estado inicial.

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Figura 3.5 Representación de la curva de estado con la altura y el nivel de condensación ascendente.

Como consecuencia del teorem a de Normand, la adiabática saturada va adoptando, en cada momento, la tem peratura del term óm etro húmedo de la parcela de aire no saturado que asciende o desciende adiabáticamente. Si el recorrido alcanza el nivel de 1000 mb, la tem peratura que alcanza se denomina tem peratura potencial de term óm etro húm edo de la parcela de aire, que es la tem peratura de term óm etro húmedo que la parcela de aire tendría si fuera llevada adiabáticam ente hasta el nivel de 1000 mb. En cualquier proceso adiabático, la tem peratura potencial de term óm etro húmedo se conserva. Vamos a analizar ahora dos situaciones más o menos realistas de procesos adiabáticos que tienen lugar en las proxim idades de un cumulonimbo. Supongamos que la nube cuya base está en el LCL empieza a producir una lluvia densa de pequeñas gotas de agua. Estas gotas constituyen una ingente superficie de inferíase desde donde ocurre una gran evaporación hacia el aire de alrededor que está situado bajo la nube y por tanto por debajo del nivel de saturación. Cada una de las gotas se enfriará así com o enfriará al aire ambiente de la misma forma que lo hace un term óm etro húmedo. El resultado neto es el

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enfriam iento de la parcela que contiene las gotas de agua hasta la tem peratura de term óm etro húmedo del aire no saturado al nivel que se trate. El aire tenderá a hundirse con la lluvia, des-saturándose al descender y volver a saturarse al evaporarse agua de las gotas, de form a que la parcela de aire sigue la adiabática saturada que baja del nivel base de la nube. Si el proceso continua hasta el nivel 1000 mb la parcela saturada conteniendo las gotas de lluvia llega ahí con la tem peratura 0W. Este tipo de procesos da cuenta de las bajadas de aire húmedo y frió que pueden observarse en la superficie poco antes de una lluvia. La evaporación sin em bargo puede no seguir al ritmo de desecación al comprimirse y calentarse por estar hundiéndose, particularm ente si las gotas de lluvia son grandes y por tanto con una m enor superficie de evaporación. En este caso la columna descendente llega al suelo con la misma tem peratura de term óm etro húmedo, pero con una tem peratura del aire T mayor. Si por el contrario, el aire se hunde com pletam ente de forma adiabática seca bajo el nivel base de la nube LCL, como ocurre con las subsidencias nosaturadas adyacentes a los cúm ulos y cumulonimbos, entonces se calentará hasta la tem peratura T trazando la adiabática seca desde LCL. Si el descenso continua hasta la superficie de 1000 mb el aire llega con una tem peratura igual a la tem peratura potencial de la parcela que sufre subsidencia, mientras que la tem peratura de term óm etro húm edo es igual a 0W. En todos los casos 0W se conserva.

3.4

Estabilidad atm osférica. Ejemplos

Hasta ahora hemos considerado la secuencia de estados que experim enta una parcela de aire cuando se ve som etida a un m ovim iento vertical por medio de una adiabática seca o saturada. Sin embargo, las radiosondas miden algo muy diferente. Las radiosondas proporcionan instantáneas de la estructura vertical de la atm ósfera; perfiles de tem peratura, humedad, presión y viento en un instante (la radiosonda tarda cerca de una hora en llegar al nivel más elevado). La distinción entre el punto de vista de la parcela de aire de la teoría adiabática y la perspectiva am biental instantánea es básica. Pero a pesar de que las perspectivas son diferentes, muy a menudo existe un gran acuerdo entre las teorías de parcela y las observaciones am bientales. El descenso de tem peratura propio de la adiabática seca se puede observar am bientalm ente en extensos capas de la baja troposfera. Vam os a ver a continuación con mayor detalle la conexión entre una parcela de aire individual y su ambiente más inmediato. Supongam os una parcela de aire contenida en una masa de aire que tiene un determ inado gradiente de tem peratura dJIdz (la derivada parcial corresponde a un valor instantáneo, a una instantánea del ambiente de la parcela de aire).

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Figura 3.6 Gradiente atmosférico.

Supongam os ahora que la parcela de aire se mueve hacia arriba o hacia abajo a través de su entorno, sufriendo un proceso como parcela individualizada, adiabático seco. La tem peratura de la parcela variará en esta adiabática seca como dT/dz = — Td = — 9.8 °C km-1 La flotabilidad de esta parcela de aire depende críticam ente del valor dT/dz, gradiente de temperatura am biental respecto al valor del gradiente adiabático secó. Si el gradiente am biental dT/dz es superadiabático (m ayor que el valor de la adiabática seca Td) la atm ósfera en el segm ento evaluado será inestable no saturado (figura 3.6a). dT/dz < — Td o lo que es equivalente d0/dz < 0 a la altura Z2 , la parcela está a T2 y el aire am biente a T 2, siendo T 2< T 2 Considerem os la misma parcela que sigue un proceso adiabático seco, contenida en una capa de aire con un gradiente de tem peratura am biental subadiabático, la situación atm osférica será estable no saturada (figura 3.6b). dT/dz > — Td o dG/dz > 0

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Figura 3.6b a la altura z2 la parcela está a T 2 y el aire am biente a T 2, siendo T 2 > T 2 De la figura se desprende que esta capa de aire es estable respecto a la convección. Cuando alguna parcela de aire individualizada es desplazada hacia arriba o hacia abajo a través del aire am biental en ambos casos vuelven a la posición inicial. Se puede m ostrar de la misma manera que una capa de aire con un gradiente de tem peratura am biental igual al gradiente adiabático seco está en un estado de estabilidad convectiva neutral, que indica que cualquier parcela de esa capa de aire tenderá a perm anecer en su nueva posición después de haber sido desplazada. El mismo tipo de análisis puede utilizarse para encontrar los criterios de estabilidad convectiva cuando las parcelas de aire están siguiendo un proceso de adiabática saturada, suponiendo que existe suficiente agua para m antener el aire descendente saturado.

Figura 3.7 Análisis de estabilidad en un proceso adiabático saturado.

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Esta gráfica (fig. 3.7) se parece a la gráfica correspondiente a la situación inestable no saturado, excepto en que las líneas rectas correspondientes a adiabáticas secas han sido reem plazadas por las líneas ligeramente curvadas de las adiabáticas saturadas, cuyos ritmos de enfriam iento r s son siempre menores que los correspondientes a valores adiabáticos secos. También se puede hablar de Inestabilidad Potencial, para describir cómo en determ inadas ocasiones una parcela de aire estable para el aire seco y saturado, se convierte en inestable para el aire saturado, si se ve forzado a subir de altura.

DIAGRAMA DE STÜVE Para analizar las posibles evoluciones de una masa de aire a partir de unos parámetros iniciales (Po, T 0, HR) podemos utilizar un diagram a aerológico. En estos diagramas están representados m ediante haces de líneas: todos los puntos que tienen la misma tem peratura potencial (corresponden a procesos adiabáticos secos); todos los puntos que tienen la misma tem peratura potencial de term óm etro húm edo (procesos adiabáticos saturados); todos los puntos que tienen igual humedad específica de saturación (equisaturada). El uso del diagrama nos evita el cálculo de los valores de presión, tem peratura y humedad utilizando las fórm ulas correspondientes a cada proceso. En el diagrama de Stüve , el eje de abcisas corresponde a la tem peratura de la masa de aire. En el eje de ordenadas se representa pRICpí aunque en la escala tan sólo aparecen las presiones hasta 100 mb. Las líneas horizontales son isóbaras y las líneas rectas inclinadas adiabáticas secas. A cada adiabática seca se le asocia la adiabática saturada con igual tem peratura potencial equivalente, con lo que coinciden en el límite de bajas tem peraturas y bajas presiones. Las adiabáticas secas son rectas en el diagram a de Stüve que pasan por los puntos: T= 0 K T =Q K

P = 0 mb P = 1000 mb

Mantenim iento de la estabilidad cuasi-neutral Examinaremos ahora cómo se llega a la situación que se representa por un sondeo aerológico dado y como se m antiene en el tiem po las características básicas del mismo. Lo haremos con el caso más simple, el de un am biente con gradiente adiabático seco. Una situación común muy próxim a al gradiente adiabático seco es el existente en muchas de las capas bajo las nubes en la baja troposfera. Sin em bargo, no se observa en las vecindades del suelo cuando se produce el enfriam iento nocturno o en los m omentos posteriores a su cese. En el diagram a 3.4 se

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indica el estado del aire en las proxim idades de la superficie hacia el final de una noche estrellada (máximo enfriam iento nocturno). El suelo, y el aire en su contacto, se han enfriado durante la noche como resultado de una em isión infrarroja neta, produciendo una capa convectiva estable que puede extenderse hasta alcanzar más de un centenar de metros de altura. El enfriam iento puede ser lo suficientem ente potente y producir una inversión de tem peratura en parte de la capa considerada. Exam inem os ahora como esta inversión desaparece, figura 3.4, al térm ino de unas pocas horas convirtiéndose en una capa de estabilidad neutra durante el resto del día hasta que la siguiente noche reintroduzca estabilidad en las proxim idades de la superficie. Al salir el sol, la superficie y las capas de aire contiguas son calentadas por absorción de radiación solar. Este proceso al principio es muy rápido por im plicar capas muy delgadas (respuesta térm ica de la superficie). En el aire próxim o a la superficie calefactada, el gradiente de tem peratura am biental se convierte en positivo o se aproxima al valor de la adiabática seca (1). En el mom ento en que se excede el valor de la adiabática seca , la delgada capa de aire com ienza a ascender por convección , al ser ligeram ente superadiabática y por tanto convectivam ente inestable. Dos son los resultados de la convección en esta situación. En prim er lu g a r , se mantiene el gradiente de tem peraturas de la capa convectiva en el valor de la adiabática seca (ligeramente por encima). En segundo lugar , se establece un eficiente bombeo de energía sensible (y vapor de agua procedente de la humedad del suelo) hacia la capa convectiva, dando lugar a su calentam iento. El gradiente de tem peraturas de la adiabática seca se mantiene como consecuencia de la mezcla turbulenta incesante de parcelas de aire que suben y bajan en las corrientes convectivas, cada una de las cuales con el gradiente adiabático seco, antes de llegar a m ezclarse con los otras. El segundo efecto corresponde al calentam iento gradual de la capa convectiva como consecuencia de que, en promedio, las parcelas de aire que ascienden están a m ayor tem peratura que la tem peratura promedio de la capa. El ligero exceso de tem peratura cuando se ha m ezclado la parcela de aire, se convierte en un nuevo equilibrio térm ico común con una tem peratura superior a la de la masa de aire de la capa convectiva inicial. Consecuencias del fenóm eno de la estabilidad — Raras veces se encuentra el gradiente superadiabático. Salvo en algunas ocasiones en las capas bajas de la atmósfera, donde frecuentem ente el aire no se mueve o lo hace con lentitud, sobre un suelo muy recalentado por fuerte insolación. Entonces las capas inferiores de aire se calientan por influjo del suelo mucho más que las superiores.

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— Preponderancia de los m ovim ientos horizontales en la atmósfera. Com o la estratificación es casi siempre estable en la atmósfera, las masas de aire no pueden moverse en dirección vertical sin ser rechazadas hacia el nivel de partida. La atmósfera tiende, pues, al m ovim iento horizontal. — Im penetrabilidad de las inversiones. Una capa en que la tem peratura crece con la altura necesariamente ha de oponer grandísima resistencia a los m ovim ientos verticales. Es frecuente, observar que la corriente ascendente que está dando origen a una nube, en lugar de seguir creciendo en espesor, toma el aspecto de yunque; a esa altura la corriente ascendente ha encontrado una inversión que le ha opuesto un obstáculo infranqueable. — Estabilidad convectiva de las masas frías y calientes. Masas frías son las que están a más baja tem peratura que la superficie sobre la que se encuentran. Proceden en general de latitudes más altas y como vienen calentándose, sobre todo por debajo, el gradiente es en ellas muy grande, y por tanto, muy pequeña estabilidad, por lo cual se desarrollan fácilm ente en su seno las corrientes verticales. Estas corrientes verticales reparten en un gran espesor el vapor de agua y el polvo procedentes del suelo, e impiden que tales im purezas se acumulen en las capas bajas y las enturbien. La visibilidad es muy buena en las masas frías. Las masas calientes, que son las que, por proceder de más bajas latitudes, corren por suelos más fríos que ellos, se enfrían mucho más por debajo que por arriba y adquieren un gradiente de tem peraturas muy pequeño y negativo, sobre todo en las capas inferiores (inversión de tierra). Por eso las partículas de polvo y la humedad procedentes de tierra se acumulan en las capas bajas, determ inando baja visibilidad. Las nubes y precipitaciones típicas de las m asas frías son las determ inadas por fuertes corrientes ascendentes, es decir: cúm ulos espesos, cum ulos-nim bos, chaparrones, chubascos y tormentas. Las nubes e hidrometeoros de las masas calientes son características del enfriam iento directo por radiación hacia el suelo: nieblas, nubes estratiform es y lloviznas, o lluvias de régimen regular y continuo. En primavera el aire, aunque no haya venido de latitudes más altas, se com porta como masa aérea fría, pues en esta estación el suelo está calentándose por insolación mucho más deprisa que el aire. De aquí la transparencia atm osférica característica de dicha época del año y los chaparrones de abril y torm entas de mayo. En otoño, en cambio, el aire se encuentra sobre un suelo que se enfría por radiación más rápidamente que él, de ahí las nieblas otoñales y el carácter, en general apacible, del tiem po de otoño.

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3.5

Estabilidad convectiva y dilución de la contam inación. Turbulencia y Capa Lím ite Planetaria

(En esta sección seguirem os parcialm ente el análisis de la difusión atm osférica de contam inantes que realiza Ronald Kathren en “ Radioactivity in the environm ent». Harwood Academ ic Publishers. 1984). La turbulencia suele ser el principal factor de mezcla de los contam inantes en la atmósfera. El tratam iento matemático del flujo turbulento es muy com plicado, por eso se suelen analizar los movim ientos de masas de aire sin considerar, en prim era aproxim ación, la turbulencia. Al resultado de ese prim er análisis se incorporan los resultados del análisis estadístico de la turbulencia: 1.

La energía de la turbulencia es m ayor en masas de aire inestables y menor en el aire estable.

2.

La energía de la turbulencia horizontal es algo m ayor que la turbulencia vertical.

3.

En una atm ósfera estable, la fluctuaciones turbulentas tienen corta duración, normalm ente del orden de unos segundos o menos. En una atmósfera inestable la duración típica es mayor, del orden de minutos debido a la participación de la convección.

4.

La turbulencia aum enta con la altura como resultado de dism inuir el am ortiguam iento que produce el suelo. Por tanto en altitudes elevadas encontram os fluctuaciones turbulentas con tiem pos propios mayores.

5.

La energía turbulenta aum enta con la velocidad del viento.

6.

La turbulencia es m ayor sobre superficies rugosas que sobre superficies suaves.

El transporte y difusión de contam inantes en la atm ósfera depende, adem ás de la difusión de rem olinos turbulentos, de otros factores. La velocidad del viento afectará a la dism inución de concentración del contam inante (dilución) e indicará la dirección en que serán transportados. La estabilidad atm osférica determ ina el grado de difusión de los contam inantes em itidos por chim eneas y fuentes puntuales. Turbulencia La turbulencia atm osférica puede tener un origen m ecánico (convección forzada), relacionada con cam bios rápidos en el viento prom edio de unos puntos a otros próximos, o ser de origen térm ico (convección libre). Durante el día, el calentam iento de la superficie y las grandes variaciones de velocidad con la altura (cizalladura del viento) dan lugar a una form ación continua de rem olinos turbulentos. Estos rem olinos son los responsables de una mezcla eficiente y de los intercam bios de masa, energía térm ica y momento, a través de la capa límite planetaria.

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En los años en que llevan estudiándose este tipo de problemas, se han identificado seis tipos de plumas de contam inantes em itidos por una chim enea, características de la estabilidad atm osférica en el punto de em isión. Su análisis nos permite discutir el sino de los contam inantes en cada situación de estabilidad convectiva. La estabilidad de la atm ósfera es un parám etro básico para determ inar como se difundirá el material que se libera a la atm ósfera.

Figura 3.8. Variación de la velocidad del viento, u, con la altura, z (imagen izquierda). Variación de la tem peratura con la altura (línea continua) frente al gradiente adiabático seco en línea punteada (centro). Imagen de chimenea y trayectorias de sus em isiones (Pluma en espiral) en esas condiciones de estabilidad (imagen derecha).

Las plumas de espiral se producen cuando el gradiente am biental es grande y superadiabático. La atm ósfera es muy inestable (convectiva) y los remolinos térm icos turbulentos dan lugar a que la pluma toque el suelo en distintos puntos viento abajo. Esta situación suele ocurrir cuando existe una fuerte insolación solar y vientos muy pequeños en superficie. Cuanto más próximo sea el contacto de la pluma con el suelo, la concentración de contam inantes que aporta estará menos diluida.

Figura 3.8 b Pluma de cono.

Las plumas en forma de cono se producen con gradientes superadiabáticos pero de m enor magnitud, por tanto sin turbulencia a gran escala. La pluma adquiere la forma de un cono. Esta situación ocurre cuando el gradiente am biental está entre el gradiente adiabático seco y la isoterma. Suele ser bastante común cuando la atm ósfera es ligeramente inestable, existen nubes y vientos de superficie. En ésta ocasiones los modelos m atem áticos predicen bastante bien la dispersión de contam inantes. La contam inación va ocupando el volumen de un cono progresivam ente desde el vértice em isor viento abajo, ocupando un volumen mayor con el paso del tiem po y por tanto diluyéndose antes de que la superficie del cono toque el suelo.

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Figura 3.8 c. Cono achatado Cuando prevalecen las condiciones de inversión hasta una altura a considerable distancia de la pluma, la mezcla y la turbulencia vertical quedan suprim idas. La mezcla horizontal existe aunque está debilitada dando lugar a un cono achatado vertical mente. En condiciones de inversión los vientos suelen ser suaves por lo que no es infrecuente el desarrollo de una sinuosidad horizontal. El volum en de la pluma es muy pequeño por lo que la concentración de las especies quím icas de la pluma es muy alta. Esta situación es muy común en noches claras con vientos suaves.

Figura 3.8d. Pluma flotación.

Sj existe una inversión a baja altura y un gradiente superadiabático más arriba se produce el tipo de pluma “flotación” existiendo principalm ente una difusión vertical hacia arriba. La difusión hacia abajo está inhibida por la existencia de la inversión por debajo de la altura de la chimenea. No es previsible encontrarse concentraciones significativas de este origen en el suelo.

Figura 3.8 e Pluma de fum igación. Lo contrario de la “elevación” es la “fum igación” que ocurre cuando el gradiente ambiental neutro se encuentra por debajo de una inversión. Por ejemplo, cuando una capa estable de aire está a corta distancia por encima del sitio de emisión y una capa inestable se encuentra por debajo de la pluma. Estas situaciones suelen encontrarse cuando las capas bajas de la atm ósfera son caldeadas por el Sol, dando lugar a un ensancham iento de la capa superadiabática. Cuando esta capa alcanza la altura de la chim enea tendrá

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lugar m ovim ientos turbulentos de origen térm ico, y porciones de la pluma altam ente concentradas llegarán al suelo. La fum igación tam bién puede producirse en las islas de calor urbanas a media tarde cuando se eleva el aire de la ciudad y a nivel del suelo su espacio lo ocupa aire de los alrededores rurales donde la inversión se haya form ado ya. La pluma evacuada por debajo de la inversión se quedará atrapada, forzándola a descender hasta el suelo. Es característica de una inversión situada sobre una capa con condiciones de fum igación débiles. En estas condiciones una pluma de contam inantes evacuados por debajo de la inversión estará atrapada, forzándola a reconducir su trayectoria hacia el suelo. En ocasiones, si además existe otra inversión por debajo del nivel de em isión de la pluma, la masa de aire contam inado quedará atrapada entre las dos inversiones, pudiendo descender al suelo días después en condiciones de subsidencia. El régimen de vientos y las condiciones m eteorológicas locales, las características topográficas y de rugosidad del terreno, así como la tem peratura y el grado de humedad de la pluma produce resultados interm edios entre 2 o más de los tipos analizados. El aspecto de la pluma irá cam biando a lo largo del día siguiendo las m odificaciones que ocurran en el gradiente ambiental. A lo largo del día vimos que existen variaciones en la estabilidad atm osférica que ocasionan cam bios en la evolución de la concentración de los contam inantes viento abajo. Por ejemplo, para un día claro de verano o primavera, la evolución de la concentración de contam inantes a nivel del suelo, en un punto viento abajo de una chimenea elevada que emite una cantidad constante, podría ser la siguiente: Al am anecer la concentración empieza a crecer rápidamente llegando a un máximo a media mañana debido en gran medida a la aparición de la fum igación. Más tarde la concentración em pezará a decaer rápidam ente alcanzando un mínimo a primeras horas de la tarde debido al ligero aumento en el gradiente ambiental durante el período de máxima insolación. A medida que avanza la tarde, el gradiente am biental dism inuye hasta llegar a la inversión del atardecer, en la cuál aumenta la concentración de contam inantes. En una ciudad debido al efecto de fum igación de la isla urbana, es posible apreciar un segundo máximo al comienzo del atardecer. La difusión de los contaminantes puede analizarse cualitativam ente siguiendo algunas reglas básicas: — La concentración viento abajo es directam ente proporcional a la tasa de emisión. — La concentración es inversam ente proporcional a la velocidad prom edio del viento y a la anchura horizontal y vertical del penacho. — Para una descarga de contam inantes en altura, por ejemplo la producida por una chimenea alta, la altura efectiva es importante ya que es inversamente proporcional a la concentración en cualquier punto que se considere viento abajo.

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El orden de magnitud de las concentraciones se puede obtener utilizando las siguientes ecuaciones que consideran: V velocidad promedio del viento H dispersión horizontal del penacho Z dispersión vertical del penacho A e Altura efectiva de la emisión D distancia viento abajo hasta el receptor

Concentración

Tasa de em isión = ----------------------------------ttV-H-Z-A e-D

Caso general, fuente puntual, receptor en la línea central de emisión. Em isor y receptor en superficie En la línea central de la pluma

Tasa de emisión = -------------------------ttV-H-Z

La capa lím ite planetaria La capa límite planetaria se puede v e r como una estructura multicapa: la capa lam inar viscosa, muy próxima a la superficie, de espesor no m ayor de unos m ilím etros, donde el rozam iento (y la viscosidad, rozam iento entre capas de aire) es la fuerza predom inante y no existe mezcla turbulenta. Esta capa lam inar conecta la superficie del suelo con la capa m ezclada de algunas decenas de centím etros de espesor llamada capa de Prandtl o de flujo constante, en donde la turbulencia adquiere el máximo protagonism o. Por encima, hasta la capa de Ekman, la atm ósfera está gobernada por el efecto C oriolis , el gradiente de presiones y la turbulencia. Atm ósfera libre 500 m Capa Ekman (capa en la que existe un flujo de momento, de materia, y de energía térm ica)

ATM Ó SFER A LIBRE

Capa Ekman: variación de la magnitud y dirección del viento predecible 50 m 5 m Capa límite turbulenta superficial (atm ósfera del ser humano) 0.5 m

Capa mezclada

0.05 m zona de transición

Capa Lam inar viscosa

0.005 m capa límite lam inar

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APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

La capa límite laminar, a pesar de ser tan pequeña, rodea absolutam ente a todos los objetos sobre la superficie. Todos los flujos, excepto los flujos de momento, hacia o desde la superficie (energía térm ica, vapor de agua, dióxido de carbono) tienen que pasar por ella. Debido a la gran resistencia que ofrece esa capa, da lugar a gradientes muy elevados de concentraciones y parám etros m eteorológicos asociados. Aerosoles La mayoría de los aerosoles tienen un carácter regional debido a su corta vida media, la distribución regional de sus fuentes, y la variabilidad de sus propiedades. Las condiciones m eteorológicas estacionales determ inan cuán lejos son transportados los aerosoles desde sus fuentes, así como se distribuyen verticalmente en la atmósfera. Finalmente, las propiedades de los aerosoles se modifican durante el transporte por deposición seca o húmeda, procesos intra-nubes, y reacciones quím icas atm osféricas. Contam inación urbana (urbana y contam inación industrial regional) Están constituidos principalm ente por pequeñas partículas higroscópicas y se encuentran viento abajo de las regiones pobladas (m otores de vehículos, industria, cocina y fuegos). Humo procedente de quem a de biom asa Este humo está dom inado por pequeñas partículas orgánicas con distribución variable en la concentración de carbono negro absorbente de luz solar, emitidos en la parte más caliente de la llama. En los fuegos forestales, a la etapa de llama le sigue una larga etapa de rescoldos (sm ouldering stage) en la que la madera gruesa, no totalmente consum ida, emite humo (com puesto por partículas orgánicas sin carbono negro) en cantidades mucho mayores que en la etapa de llama. El humo es bastante menos higroscópico que los aerosoles de origen regional. P o lvo El polvo se emite desde los lechos de antiguos lagos: en el Sahara, Este de Asia y península Arábica, que estaban inundados en el Pleistocenó. Casi no se observa polvo de los desiertos australianos en los que la topografía es más llana y altamente m eteorizada (más antiguo). Este aerosol está dom inado por partículas grandes que contienen diferentes concentraciones de óxidos de hierro que absorben luz en el azul y el ultravioleta. Por ejemplo, en el transporte de polvo desde el Este Asiático, lo que suele ocurrir en Abril-M ayo a una altura de 3-5 km, hacia Norteam érica y Europa, parte del polvo se deposita en los océanos Pacífico y Atlántico proporcionando m icronutrientes clave (Hierro) al fitoplancton oceánico.

110

D O C U M E N T O S DE TRABAJO

Aerosol Oceánico Está com puesto de partículas gruesas surgidas de la espuma en condiciones de viento y pequeñas partículas de sulfato procedentes de em isiones oceánicas. Por lo general, el aerosol oceánico absorbe muy poca luz solar.

3.6

Ejercicios

1. En un desierto subtropical se observa la form ación de rocío todas las noches cuando la tem peratura de la superficie alcanza los 5 °C. Suponiendo una presión atm osférica constante así como la constancia del contenido vapor de agua del aire, estim ar la humedad relativa cuando la tem peratura de la superficie alcanza 50 °C (la presión saturante del vapor de agua a 50 °C es 123 mb). R;. 7.2%. 2. El aire a 1000 mb y 20 °C tiene una humedad relativa del 60%. Encontrar los valores de los parám etros de hum edad (incluyendo el nivel de condensación por ascensión). R:. q =9 g • kg 1; e 14.5 mbar Td =12.2 °C; T w= 0W= 15 °C; LCL 890 m. 3. Las siguientes m edidas fueron tom adas a mediodía por una sonda: Presión (kPa) Tem peratura (°C) Punto de Rocío (°C) 100 13 11 94 9.5 8 90 7 5 78 0 —3 —5 70 — 11 60. — 11 — 17 50 — 20 — 28 40 — 32 — 42 30 — 47 20 — 49 — 50 15 — 48 10 a) ¿Cuál es la presión en la tropopausa? R.: 30kPa. b) ¿Que partes de la curva son estables para (i) aire seco?; (ii) aire saturado? c) ¿Cuál es la relación de mezcla a (i) 100 kPa?; (ii) 50 kPa?. R.: 8 g/kg ; 0.8 g/kg. d) Si la superficie irradia energía y se enfria durante la noche ¿cuantos grados debe bajar la tem peratura para que em piece a form arse niebla? R.: descender 2 °C. e) Si al día siguiente el aire sobre la superficie se calienta y sube adiabáticam ente, ¿a que nivel com enzará la condensación? R.: 960 mbar. f) ¿A que altura estará el techo de la nube convectiva que se habrá ido form ando durante el dia? R.: 65kPa. 4. Supongam os que la masa de aire a la que se refiere el ejercicio anterior se ve forzada a ascender sobre una cuña de aire seco de una superficie frontal

m

APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

fría. Considérese la capa de aire inicialm ente entre 70 kPa y 78 kPa que es estable tanto para el aire seco como para el aire húmedo, y que esta capa se ve forzada a ascender en 10 kPa m anteniéndose no obstante de 8 kPa de espesor. Encontrar la nueva tem peratura de la parte inferior de esa capa de aire. Encontrar el valor de la tem peratura para el límite superior de la capa. M ostrar ahora que la capa es inestable con respecto a la adiabática saturada (situación conocida como inestabilidad potencial). R epetir los cálculos para la capa entre 90 kPa y 78 kPa. 5. Una masa de aire entra por la alta troposfera en un anticlón (al nivel de 400 mbar) con una tem peratura de — 30 °C estando saturada respecto al agua subenfriada. Si se hundiese hasta el nivel de 700 mbar en 3 dias, enfriándose al em itir radiación neta a razón de 2 °C por dia, encontrar su tem peratura y humedad relativa en el nivel de 700 mbar, utilizando el diagrama de Stüve. R.: 6 °C y HR 9.4 %.

112

m

DOCUMENTOS DE TRABAJO

T E M A IV.

4.1

EL V IE N T O

Dinám ica del aire. Fuerzas involucradas: gravedad, gradiente de presiones, efectos Coriolis y centrípedo, fricción

El análisis de los vientos debe perm itirnos seguir la evolución tem poral y geográfica de los contam inantes que hayan sido dispersados en la atm ósfera en ese u otro lugar. Ese mismo análisis junto con el conocim iento general del com portam iento de la baja atm ósfera permitirán predecir el mom ento en el que es más probable que ocurran precipitaciones. Este último es un fenóm eno m eteorológico de gran im portancia: limpia la atm ósfera y contribuye a m antener un nivel de humedad en el suelo. Las masas de aire adquieren velocidad al estar som etidas a una aceleración y ésta es el resultado de todas las fuerzas aplicadas sobre las masas de aire cuando se encuentran en un sistema de referencia inercial. Sin em bargo, los vientos (m agnitud de la velocidad y dirección) se miden en un sistem a de referencia acelerado, la superficie del suelo, lo cuál introduce un elem ento adicional en el cálculo de la aceleración relativa al suelo. Adem ás de las fuerzas reales sobre la masa de aire hay que introducir el efecto del giro de la Tierra, el efecto Coriolis. Entre las fuerzas reales tendrem os que incluir necesariam ente a la fuerza centrípeta, responsable del cam bio de la dirección del viento para que este siga trayectorias curvas alrededor de la Tierra o en torno a un eje de giro perpendicular al suelo. Estas fuerzas centrípetas dependen de la distancia al eje de giro y de la velocidad. Para ayudarnos a analizar las velocidades del aire conviene utilizar un sistema de referencia local, con una dirección en la vertical del lugar (eje z, positivo hacia arriba); una dirección a lo largo del m eridiano (y, positivo hacia el polo); y una dirección a lo largo del paralelo (x, positivo hacia el este).

Figura 4.1a. Ejes cartesianos adoptados com unm ente en al análisis meteorológico. Las velocidades según esos tres ejes se suelen denom inar w (vertical), v (m eridiana); u (zonal, a lo largo del paralelo).

115

D O C U M E N T O S DE TRABAJO

En térm inos generales, la fuerza por unidad de masa sobre el aire se puede descom poner en tres categorías: a) Efecto del campo gravitatorio y sistem a de referencia acelerado Las masas de aire están som etidas a la atracción hacia el centro de gravedad de la Tierra lo que las somete a una fuerza por unidad de masa de g en la línea que les une con el centro de la Tierra (hacia ese centro). Al estar en un sistem a de referencia acelerado (velocidad angular Q) aparecen dos nuevos térm inos que se miden en unidades de m/s2 : an y el llam ado efecto Coriolis 2 • Q x V (producto vectorial entre la velocidad del aire y la velocida angular de la rotación de la tierra). (Ver práctica 5.) g = — g k ; an= — Q 2 ■R k ¡ Coriolis 2 • Q x V

; H = 0 (0 , cosA., senA,)

de las tres, la última depende de cuál sea la magnitud y dirección de la velocidad del aire y es perpendicular a esa dirección provocando un giro hada direcciones precisas.

Figura 4.1b Com ponentes del vector velocidad angular. Efectuem os el producto vectorial para descubrir que las com ponentes del efecto Coriolis desvían sistem áticam ente las trayectorias en el HN hacia la derecha (y las del hem isferio Sur hacia la izquierda).

2 • O x V= 2

i 0 u

j O cosA,

v

k QsenA. w

2 i O w cosA.+ 2 j Q u senA, + 0 — 2 k O u cosA, — 2 i Q v senA. — 0 por tanto 2 0 x V = (2 0 w cosA, — 2 0 v senA., 2 0 u senA., — 2 0 u cosA.) El término 2Q w cosA., se desprecia al ser w mucho más pequeño que u y v. El térm ino 2 k O u cosA, tiene dirección vertical, por lo que el efecto de Coriolis sobre las trayectorias en el plano 2 0 x V | x,y =— 2 i O v senA,+ 2 j O u senA. Por lo que - 2 0 x V | x,y = (2vQ senA., - 2uO senA.) a 2 0 senX = f se le llama en ocasiones ‘parámetro de C oriolis’.

116

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

b) En los fluidos las fuerzas se sustituyen por las presiones (fuerza por unidad de superficie). Analicem os en prim er lugar la aceleración que produce una diferencia de presiones a lo largo de una distancia horizontal. Si una parcela de aire está som etida por dos de sus caras paralelas a una diferencia de presión, sentirá el efecto de una fuerza neta.

P

!x+-4x

Figura 4.2 Gradiente de presiones. 2 F = Fx — Fx + dx= (Px — Px + dx)dy- dz = — dP/dx ■dx ■dy • dz como la variación de la presión en la dirección x se puede expresar por medio de la pendiente de la recta ( P x - P x + dx)

=

-(¿P/ -A » ? *

a

j

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T E M A X . ELEM EN TO S C L IM Á T IC O S H ÍD R IC O S . F O R M A C IÓ N DE NUBES Y PR EC IP ITAC IO N ES. E V A P O T R A N S P IR A C IÓ N

10.1

Rocío y escarcha

El rocío y la escarcha se producen directam ente sobre el suelo y los objetos que hay en él. El rocío, al igual que la escarcha, se forma por condensación directa sobre los objetos, sobre todo por la noche cuando la superficie de la tierra lleva horas irradiando infrarrojo y desciende la tem peratura. En climas secos, el rocío puede ser un aporte hídrico fundam ental para el crecim iento de algunas plantas. Esta situación se observa entre otros sitios en las estepas secas próximas a una costa. La brisa marina deposita sobre la costa una masa de aire húmedo durante el día, que se condensará en rocío por la noche al enfriarse el aire. La escarcha consiste en cristales de hielo en forma de agujas y plaquitas que se forman al paso directo del vapor de agua a cristales de hielo.

Nieblas La presencia de gotitas de agua líquida y aerosoles en el aire durante una niebla limita la visibilidad a menos de 1.000 metros. La mayor parte de las nieblas se producen por enfriam iento del aire en contacto con la superficie terrestre o por evaporación. En las noches claras con gran irradiación en el infrarrojo, el aire en contacto con el suelo term ina bajando su tem peratura lo cuál eleva la humedad relativa hasta que se alcanza la saturación, form ándose la “niebla de irradiación” . Si el aire húmedo se dirige hacia una región fría, irradiará energía infrarroja neta al suelo, enfriándose y originando la llam ada “niebla por advección”. Cuando el aire remonta una montaña o colina, se expande adiabáticam ente y al bajar su tem peratura se inicia la condensación, se llaman “nieblas de ladera” o “nieblas de m ontaña” . La interfase entre lám inas de agua a más tem peratura con aire más frío y de m enor HR, puede originar nieblas por evaporación, igual que cuando exhalam os aire a la tem peratura de los pulm ones en aire frío del exterior. Tam bién se observan nieblas de evaporación en sistem as frontales, cuando la lluvia originada en el sector cálido de altura cae a través del aire de la masa fría pegada al suelo.

223

DOCUMENTOS DE TRABAJO

10.2

Formación de nubes

El 70% de la superficie de la Tierra es agua, y gran parte del resto o es hielo o son superficies húmedas. En principio deberíam os esperar que el aire en contacto con estas superficies (salvo las superficies muy áridas) esté saturado a la temperatura de la superficie. De acuerdo con esto deberíamos ver una ancha capa de aire saturado cubriendo gran parte de la superficie que se mantendría por la continua evaporación del agua, es decir, deberíamos esperar una gran capa de niebla rodeando toda la Tierra. Como realmente observamos pocas nieblas, debe existir algún mecanismo que esté retirando agua de la atm ósfera de un modo bastante eficiente. Este mecanism o es la precipitación que asegura que buena parte de las gotas de nubes y cristales de hielo crezcan hasta un tam año suficiente como para caer a la superficie antes de term inar de evaporarse. El proceso menos eficiente de precipitación se observa en las espesas capas de niebla que pierden continuam ente parte del agua en suspensión por medio de gotas muy finas, con un tam año interm edio entre las m inúsculas gotas de nubes y las gotitas correspondientes a las lloviznas. Estas pérdidas resultan insuficientes para despejar la niebla por precipitación. Para lograr precipitaciones más eficientes es necesario la presencia de corrientes ascendentes persistentes y capas de nubes de espesores mayores. Cuando esto ocurre, el flujo de precipitación sobre cualquier superficie excede con mucho el caudal evaporado en la misma. Solamente una parte de la Tierra está cubierta de nubes con precipitación eficiente, pero estas nubes se están alim entando de la evaporación en todo el planeta. Las nubes son la manifestación física de la atm ósfera en movimiento. La naturaleza y desarrollo de diferentes tipos de nubes depende de la densidad del aire que la forman respecto a la del aire a su alrededor. Cuando el aire asciende para producir una nube, lo hace por siguientes motivos.

alguno de los

1) Se ha convertido en más liviano que el que se encuentra a su alrededor como resultado de su humedad y de estar más caldeado, produciendo nubes convectivas inducidas térm icam ente. 2) Ha sido forzado a sobrepasar algún obstáculo que se interponía en su trayectoria, por ejemplo una cadena m ontañosa, produciendo mecánicamente nubes inducidas por la orografía. 3) Ha sido forzado a ascender debido a la convergencia de aire en la superficie, por ejemplo en una depresión, produciendo diferentes nubes inducidas dinámicamente.

224

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

Si la tem peratura de la parcela de aire se enfría suficientem ente el aire se convertirá en saturado y normalmente com enzará un proceso de condensación de agua, de vapor a líquido. La condensación de vapor de agua dentro de la parcela de aire considerada dará lugar a la transferencia de calor latente al ambiente y por tanto a una dism inución del gradiente de enfriam iento con la tem peratura. Cuando el aire saturado es forzado a ascender se enfría a un nuevo ritmo, el correspondiente al gradiente adiabático del aire saturado. Cuando una parcela de aire es forzada a ascender o entra en un proceso convectivo, suele ser normal que no esté saturado a nivel del suelo y se vuelva saturado al ascender una determ inada altura. A esta altura, conocida como nivel de condensación o base de la nube, se em pezará a form ar una nube. Las nubes son agregados visibles de partículas minúsculas de agua, hielo o ambas cosas que se m antienen en suspensión en el aire. Una nube no es una entidad aislada que deriva por la atm ósfera sino mas bien una m anifestación visible de los procesos físicos que tienen lugar en la atm ósfera, unos con tendencia a form ar una nube, otros tendiendo a disiparla; cuando los primeros procesos dominan se forma la nube. Dos factores im portantes determ inan la apariencia de las nubes. La estabilidad de la atm ósfera en la que se forma la nube. 1 )L a estabilidad determ ina la naturaleza de los m ovim ientos verticales; si la atm ósfera es estable el aire forzado a subir lo hará en un ascenso sua­ ve despacio y desparram ándose en una gran superficie, lo que da lugar a nu­ bes estratiformes. Si la atm ósfera es inestable, las parcelas de aire ascenderán espontáneam ente en movim ientos rápidos y localizados que darán lugar a una dispersión de nubes cumuliformes. 2) El contenido, agua o hielo, de la nube y si se desprende precipitación de la nube. Las nubes de hielo tienen bordes difum inados y en general son tenues, mientras que las constituidas por agua líquida tienden a ser más definidas en sus contornos. En cualquier instante, aproxim adam ente la mitad de la superficie del planeta está cubierto de nubes cuyos espesores varían entre unas pocas decenas de metros y toda la anchura de la troposfera (muy pocas). La existencia de estas nubes suele ser efímera; un cúm ulo puede desarrollarse rápidam ente en media hora hasta abarcar una extensión de 10 kilómetros cuadrados; y desaparecer una hora después tras haber dejado un rastro de lluvia. La existencia de las gotas de agua dentro de las nubes es aún de m enor duración siendo esta del orden de varias decenas de minutos. Las grandes espirales de nubes asociadas con frentes de latitudes medias (nim bo-estratos) son aparentem ente más persistentes, pareciendo que duran incluso una semana o más días. Sin em bargo, un análisis detallado muestra

225

DOCUMENTOS DE TRABAJO

que el aire fluye a través de estas nubes tan rápidam ente que cualquier parcela de aire se mantiene dentro de la nube por espacio de tan sólo uno o dos días, saliendo de la nube o evaporándose a partir de ese momento. Como podemos encontrar nubes en todas partes su mecanism o de form ación y extinción debe ser muy rápido. Cuando se inicia la precipitación las gotas son mucho m ayores que las gotas de agua originales de la nube. Poco después de iniciarse la precipitación las partículas más grandes aparecen debajo y las más pequeñas encima. Se form arán hilos de precipitación debajo de la nube y la base de la nube, si la lluvia se generaliza, se desdibujará. La niebla se define como un estado de opacidad atm osférica en el que la visibilidad es menor que un kilómetro. Puede ser considerado como una nube estratiform e con su base en el suelo. Las nubes se clasifican en un gran número de categorías; así atendiendo a la altura en la que se suelen encontrar se distingue Nubes altas entre 6000 y 12000 metros. (Cirrus, Cirrostratos, Cirrocúmulus) Nubes Medias entre 2500 y 6000 metros. ( Altostratus, Altocúm ulus, Nim bostratus) Nubes Bajas hasta una altura de 2500 metros. (Stratus, Stratocúmulus) Nubes de Desarrollo Vertical: de gran espesor, van desde cerca del suelo hasta grandes alturas. (Cúmulus, Cumulonimbus)

10.3

Precipitación y form ación de Gotas

Al enfriarse el aire, su hum edad relativa em pezará a aum entar hasta la saturación en la que su humedad relativa será del 100%. Esto raramente ocurre en la naturaleza sin que se produzca la condensación de agua. Sin embargo, en condiciones de laboratorio, el aire limpio húmedo puede absorber agua por encima de la saturación sin condensarse. Esto implica que la condensación no ha tenido lugar directam ente como consecuencia de alcanzar la tem peratura de rocío. Una muestra de aire muy limpio, en condiciones de laboratorio, puede llegar a tener una hum edad relativa del 700% sin que tenga lugar la condensación. En la naturaleza nunca se encuentran humedades relativas de esta magnitud, por lo que parece claro que sim plem ente por enfriar por debajo del punto de rocío no se logra la condensación, y aún menos la precipitación.

226

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

Presión de vapor en función de la concentración y el radio La presión de vapor a la que el agua se condensa depende de una forma muy marcada del radio de curvatura y de la presencia de sustancias higroscópicas; los datos tabulados de presión de saturación del vapor de agua corresponden a una superficie de separación plana en la interfase vapor-líquido, ps. La fórm ula de Kelvin para la densidad de saturación para una gota de radio r es

pr/ps = exp (A/r-T)

2 a A = -------pw • R H 2 0

las gotas pequeñas se evaporan antes que el agua sobre superficies de m ayor radio o planas (ps). Las leyes de Raoult para las disoluciones indican que la presencia de un soluto reduce el equilibrio de la densidad de vapor sobre una superficie plana según la concentración 'm ' del soluto disuelto en la gota. La densidad de vapor saturante dism inuye proporcionalm ente a la molalidad e inversam ente proporcional al cubo del radio. pr/ps ~ - B-m/r3 Utilizando los prim eros térm inos del desarrollo en serie de la función exponencial la suma de los dos efectos sim ultáneos puede expresarse como: pr/ps= 1 + A/r-T - B-m/r3 Existe un radio crítico a partir del cual la gota em pieza a crecer mucho. Para radios muy pequeños el térm ino higroscópico es dom inante y la presión de saturación de la gota es inferior a la presión de saturación plana (la gota puede crecer aunque HR Pg Que produce un aumentp del tamaño.

F = 4-7c-n2-D-dp/dn

; Flujo de vapor de agua. Positivo hacia la gota

D= coeficiente de difusión del vapor de agua en el aire; dp/dn gradiente de densidad de vapor de agua a la distancia 'n ' del centro de la gota esférica. F

J”rdn/n2 =4-7i-D-ídp

; F

=4-n r-D- Ap

F > 0 si Ap > 0 El flujo es positivo (hacia la gota) si la presión de vapor de agua del am biente excede de la presión del vapor de agua en la superficie de la gota, y este flujo es proporcional a esa diferencia de presiones de vapor. El flujo de vapor de agua da lugar a la condensación y al aum ento de la masa de la gota. F = pw* d/dt (4 /3 -jrr3) = 4n;-pw-r2 dr/dt = 4-irr-D -Ap r-dr/dt = D Ap/ pw finalm ente la velocidad de crecim iento de la gota es dr/dt = D -Ap/ pw -1/r Si la diferencia de presión de vapor entre el am biente y la superficie de la gota se mantiene constante Ap =cte, el ritmo de crecim iento de la gota dr/dt es inversam ente proporcional al radio.

229

DOCUMENTOS DE TRABAJO

Las gotas crecen m uy deprisa al principio y m ucho mas despacio después (con una ligera sobresaturación 0.05% pueden alcanzar un tam año de 0.5 mieras en unos pocos segundos, pero aún tardará un día en llegar a tener al tam año de una gota de lluvia 10 a 20 mieras, sólo por difusión en un ambiente saturado). Si llamamos Sobre Saturación SS a: SS=(RH-100) la diferencia de densidades puede expresarse como Ap = pa - ps = p s /1 0 0 -(1 0 0 -p a /p s -100) = ps/100-S S

r-dr/dt = SS/( pw-100/D- ps)

;

(pw-100/D- ps) t = -----------------(r22- n 2) 2-SS

En realidad el aire atm osférico nunca está limpio y puro, siempre existen im purezas que proporcionan una superficie en la cuál el aire se condensa. Al nivel del suelo el papel de estas superficies lo juegan la tierra del suelo, la vegetación, etc. sobre los que se depositan el rocío y las heladas. En la atmósfera existen núcleos de condensación de origen natural por lo que es raro encontrar hum edades relativas por encima del 100%. De hecho, la mayoría de los núcleos de condensación tienen afinidad por el agua; por ejemplo, la condensación en núcleos de sal común puede iniciarse con hum edades relativas tan bajas com o el 78%.

10.4

Núcleos de condensación

Los núcleos de condensación están presentes en la atm ósfera en grandes cantidades y en tam años que cubren un am plio espectro. Suelen ser partículas sólidas, gotas de disolución y de mezclas de partículas en las que parte son solubles y parte insolubles.

Tipo

Diámetro (pm)

Concentración media. N°/m3

Cantidad por cm 3

0,01 -0 ,4

4 - 1 0 10

N. grandes

0 ,4 - 2

108

102

N. Gigantes

2-60

106 - 103

0,5-1

Núcleos Aitken

4

104

Núcleos de Aitken Tienen diám etros inferiores a 0,4 mieras y se forman principalm ente en los procesos de com bustión tanto de origen humano com o natural. Sus concentraciones varían entre 106 m"3 sobre la superficie del océano y 1012 rrf3 en regiones próxim as a zonas industriales.

230

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

Al ser la presión de vapor saturante sobre una gota de agua inversam ente proporcional a su radio, sólo una pequeña fracción de estos núcleos juega un papel activo en la form ación de nubes. Núcleos grandes Son muy higroscópicos y están com puestos sobre todo por sulfato am ónico o cloruro amónico.

ácido sulfúrico,

Núcleos gigantes O son núcleos mixtos conteniendo gran cantidad de ácido sulfúrico o son partículas de sal marinas provenientes de la rotura de las olas y de la explosión de burbujas de espuma de mar. Hoy día se sabe que las partículas de sal contribuyen sólo en pequeños porcentajes al número total de núcleos im plicados en la form ación de nubes; el resto proviene de la com bustión, de reacciones fotoquím icas en la atm ósfera y de la m eteorización eólica de las rocas. Aerosoles y m odificación de nubes y precipitación Cada gota de nube necesita una partícula de aerosol para que se produzca la condensación de vapor. La concentración, tam año y com posición del aerosol que puede actuar de núcleo de condensación de nubes, determ ina las propiedades de la nube, el desarrollo y evolución de la precipitación. Las investigaciones exploratorias parecen indicar que los aerosoles de humo y de contam inación urbana aprovechan todas las oportunidades para reducir la form ación de precipitación y causar sim ultáneam ente un im pacto en las propiedades radiativas de la nube. Con m edidas realizadas desde aviones, se puso en evidencia que en el aire contam inado, un aum ento de seis veces la concentración de aerosoles finos por unidad de volumen, produce un aum ento de la concentración de gotas de 3 a 5 veces mayor. Este aum ento de la concentración de gotas da lugar a que las mismas tengan un diám etro entre un 10% y 25% m enor debido a que el vapor de agua se divide en un número m ayor de gotas. Las nubes con gotas más pequeñas y más num erosas tienen un área superficial m ayor y a esto le acom paña un aumento de la reflectividad del orden del 30%. Desarrollo de Nubes En un aire limpio, el tam año de la gota aum enta a medida que se desarrolla la nube y aum enta la profundidad de la nube hasta que alcanza un radio crítico de 15 mieras, para el inicio de la precipitación. Si la tem peratura alcanza - 10°C, las gotas se pueden congelar. En medidas de plumas contam inadas en Australia y Canadá desde satélite se muestra que no sólo existen gotas dem asiado pequeñas en la base de la nube (5-8 mieras, en lugar de 15 mieras), sino que tam bién se observa una falta de

231

DOCUMENTOS DE TRABAJO

aum ento del tam año de las gotas a m edida que la nube se desarrolla y ascienden en la atm ósfera acum ulando vapor de agua. En esas mismas regiones, en condiciones de atm ósfera libre, las gotas de nubes crecen hasta 20-30 mieras y tiene lugar precipitación. La supresión de la precipitación tam bién ha sido observada en nubes estratiform es contam inadas por chim eneas de barcos y en cúm ulos con contam inación en el Océano índico. Análisis tem porales en la fracción nubosa y precipitación a lo largo del último siglo sugieren que se necesita más nubes en la actualidad para obtener el mismo nivel de precipitación, tal como se esperaría dado el efecto inhibitorio de la contaminación sobre la precipitación. Cristales hielo En nubes producen embargo, alcanzar -

contam inadas con fuertes corrientes ascendentes cuyas gotas no precipitación pueden llegar a hacerlo una vez se congelen, sin se ha observado que el proceso de congelación se retarda hasta 37,5°C, en lugar de hacerlo a - 10°C.

La presencia de carbono negro en los aerosoles tam bién afecta a las propiedades de las nubes. La sim ulación de modelos indica que el calentam iento de la baja troposfera por la absorción de radiación por los aerosoles reducirá la form ación de nubes (efecto semi-directo), aunque no existen medidas directas de este efecto. Los datos de los sensores de satélites muestran en la cuenca del Am azonas, que las nubes más espesas que tengan una gran proporción de aerosoles humo, aum entan la tem peratura del techo de la nube en 4°C, dism inuyendo la reflectancia en 0,13, y reduciendo el tam año de las gotas en un 40%. La subida simultánea de la tem peratura en el techo de la nube yla reducción de la reflectancia (más de lo que se podría esperar de la absorción de las partículas negras) indican la posibilidad de una reducción en la convección, causando de esta forma una dism inución de la velocidad de ascensión y en el agua disponible para la form ación de la nube. La reducción de la eficiencia de la precipitación por aerosoles antrópicos tiene el potencial de desviar las precipitaciones fuera de las regiones contaminantes. Como los continentes están más contam inados que los océanos, este efecto puede dar lugar a una pérdida de agua dulce sobre los continentes, particularm ente en las regiones más pobladas.

10.5

Modelos de precipitación y form ación de gotas

La lluvia se produce por condensación del exceso de vapor de agua en el aire bajo condiciones de saturación; la hum edad condensada forma nubes de pequeñas gotas que con el tiem po aum entan de tam año hasta alcanzar el tam año suficiente para caer a la superficie por influencia del campo gravitatorio.

232

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

La velocidad de caída de las gotas depende de dos factores: el peso de la gota y la resistencia aerodinám ica del aire. Para un cuerpo extenso y pesado, la resistencia del aire es un factor secundario y caerá como si se tratase de una piedra, pero para un cuerpo pequeño, como una gota de lluvia, la resistencia del aire es fundam ental y caerá como una pluma a una velocidad límite.

Tipo de gota

Diám etro (mm)

Nube

0,01 0.04 0.1 0.4 1.00 2.00 4.00

Llovizna Lluvia

Velocidad (cm/s-1) 0.3 5.4 27 170 390 690 930

límite Tiem po que tarda en recorrer 100 m 5 días . 6 horas 1 hora 10 minutos 4 minutos 2,3 m inutos 1,8 minutos

De la tabla anterior se puede apreciar que una gota de 10 mieras (0,01 mm) de diám etro no tendría tiem po suficiente para alcanzar el suelo desde nubes a media altura en todo el tiem po de vida de una depresión extratropical. En realidad la velocidad real de caída de las gotas será m enor que la indicada en la tabla ya que esas velocidades son insignificantes com paradas con los m ovim ientos ascensionales y otros m ovim ientos que tienen lugar en el interior de la nube. La masa de una gota de lluvia de solo un m ilímetro de diám etro es un millón de veces m ayor que la de una gota de 10 mieras; el problema de las teorías de la form ación de precipitación es explicar como tiene lugar esta concentración de masa de agua, com o un proceso continuo en un tiem po limitado. La condensación por si sola no es capaz de explicarlo. Los procesos de nucleación de hielo aseguran que la población de cristales de hielo en las nubes aum enta al dism inuir la tem peratura. Por encima de -10 °C casi no hay hielo. Entre -10°C y -20°C aum enta el número de núcleos de hielo que en principio están en minoría. Entre -20°C y -30°C, los núcleos de hielo son mayoría y por debajo de -30°C las nubes son predom inantem ente hielo. No se encuentra agua subenfriada por debajo de -40°C. De esto se desprende que la concentración de cristales de hielo en las nubes aumenta con la altura; las nubes en la troposfera media en las regiones tem pladas contienen tanto hielo como agua subenfriada, mientras que las nubes de hielo predom inan en la alta troposfera. En la actualidad existen dos teorías im portantes que pudieran explicar una transform ación continua y rápida de gotas en las nubes a gotas de lluvia. Una

233

DOCUMENTOS DE TRABAJO

está basada en e! papel que juega el hielo en el desarrollo de la precipitación (Bergeron-Findeisen) y la otra esta basada en procesos de colisión y coalescencia. En el modelo Bergeron-Findeisen la argum entación transcurre en cuatro etapas. 1. En los niveles en los que existen potencialm ente nubes de lluvia en los que las tem peraturas están por debajo del punto de fusión del agua, -5°C a -10°C, es frecuente encontrar una mezcla de gotas de agua (superenfriadas) y unos pocos cristales de hielo. Es importante darse cuenta que mientras el hielo se fundirá a líquido a 0°C al absorber calor, el agua líquida no pasará necesariam ente a solidificarse a 0°C. Para que esto ocurra es necesario la presencia de núcleos de congelación, que pueden ser mucho más infrecuentes que los núcleos de condensación de líquido. De hecho el agua líquida puede enfriarse hasta tem peraturas de -40°C antes de que la solidificación se produzca espontáneam ente. Entre 0°C y 10°C el número de partículas de hielo es normalm ente muy pequeño en com paración con el número de gotas de agua, pero la concentración de partículas de hielo aumenta al dism inuir la tem peratura. 2. A tem peraturas por debajo de 0°C la presión de vapor de saturación del aire sobre hielo es menor que la presión de saturación del vapor de agua sobre una superficie de agua subenfriada. La diferencia entre ambas presiones de vapor saturante (cerca de un 10%) es pequeña, pero esta diferencia tiene una im portancia crítica en una nube que contenga una mezcla de gotas de agua y cristales de hielo, ya que el aire que esté saturado respecto a la superficie de agua líquida estará supersaturado con respecto al hielo. 3. En una nube de esas características, el agua se condensará preferentem ente sobre las partículas de hielo que crecerán mientras que las gotas líquidas mermarán y se evaporarán. Las partículas de hielo normalmente crecerán como cristales hexagonales. 4. Los cristales de hielo crecerán acum ulando agua adicional por acreción caer rápidamente al suelo, fundiéndose tem peratura del aire está por encima del

convirtiéndose en copos de nieve, hasta que su masa sea suficiente para en gotas de lluvia en el tránsito (si la punto de fusión).

El proceso de colisión y coalescencia Este proceso fue propuesto para explicar el proceso de lluvia de nubes calientes, pero no es un proceso despreciable en nubes en las que se encuentren presentes cristales de hielo. En síntesis se considera que la nube está formada por un gran número de gotas que son transportadas por la turbulencia y convección produciéndose gran número de colisiones entre ellas.

234

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

Las gotas más grandes en este proceso atrapan a las de m enor tam año que chocan contra ellas convirtiéndose en una gota mayor. Si la nube es profunda y tiene un alto contenido de agua, cuando las gotas más grandes alcancen el techo de la nube serán dem asiado pesadas para levitar en las corrientes ascendentes y caerán a través de la nube, creciendo aún más en los choques que se produzcan en el descenso.

10.6

Lluvia ácida

Hay autores que consideran que la acidificación de nuestro m edioam biente es el problema más serio con el que se ha encontrado el hombre hasta el mom ento (M óller 1999). Un problem a que se acrecienta a partir de la revolución industrial. En 1872 R.A. Smith indicaba que desde las zonas rurales al centro de la ciudad se distinguían tres am bientes: el de los carbonatos am ónicos en el mundo rural, el de los sulfatos am ónicos en los suburbios de la ciudad, y finalmente el de los sulfatos ácidos y de ácido sulfúrico en la ciudad. Sin embargo, no mereció la atención de una com unidad científica de tamaño razonable a la complejidad del estudio hasta la crisis de contam inación en 1952 en Londres, que estuvo precedida por los daños a la vegetación y cosechas en Los Ángeles en 1944. El daño clásico a las masas forestales ya había sido achacado al S 0 2 un siglo antes. Este tipo de daño clásico destruyó toda la población de abetos en las cumbres de una región alem ana (Erzgebirge) en 1970. El daño clásico es consecuencia de la formación de una película ácida en el agua disponible por los vegetales, por infiltración de S 0 2 en la misma. En 1998 se estimaba que el 52% de los bosques europeos estaban dañados o afectados por la acidificación del ambiente. La acidez es el punto de equilibrio existente entre las sustancias ácidas y las básicas en las zonas de reserva de los ciclos biogeoquímicos, incluyendo el ciclo hidrológico. Para facilitar el análisis que sigue distingam os entre los conceptos de ácidobase que pueden ser sustancias en cualquier estado (sólido, líquido, gaseoso), y la acidez y los iones hidrógeno que sólo tienen significado en disolución acuosa. En las ciencias de la atm ósfera solam ente se consideran las disoluciones acuosas aunque en un am plio rango de concentraciones. En este contexto, la lluvia y las nubes tienen la consideración de disoluciones diluidas para las que son válidas las condiciones de m ezcla ideal. Sin embargo, las transferencias entre el agua en estado líquido (gotas) y el estado sólido (núcleos de hielo, aerosoles) tienen lugar a concentraciones muy elevadas de modo que esas leyes físicas son excesivam ente sim ples ya que en el último caso existe una interacción m olecular importante. Las gotas de lluvia tienen H 2O como solventes y sustancias soluto en concentraciones que varían entre nMol y

235

DOCUMENTOS DE TRABAJO

mMol. Antes de form arse la gota el agua constituía un vapor y los solutos aerosoles o moléculas gaseosas. El flujo de materia entre la fase gaseosa y la acuosa es Cg “ Caq F = kg/R-T • ---------H cg concentración en fase gaseosa; caq concentración en fase acuosa R constante de los gases. T tem peratura; H constante de la ley de Henry el coeficiente de transferencia kg ( r^/D + 4r/3-v-a )'1 r radio de la gota; D coeficiente de difusión fase gaseosa; v velocidad m olecular media; ra factor de acom odación (probabilidad de que una m olécula que choque con

la superficie se introduzca en el interior del líquido) En la atm ósfera los ácidos y las bases más im portantes son. Ácidos fuertes

a. débiles

bases fuertes

h 2s o 4 HCI

base débiles

NH 3

HNO3 Gases

H N02

Materia particulada y en disolución

HSO4"

HCO3'

n h 4+

hco

3'

HSO 3' 0 2* (*) RCOO"

OH' HSO 3 N 0 3‘

CO32' HS 04'

'

s o 42'

S 0 32’ (*) óxidos

N 0 2’

Entenderem os por acidez la capacidad de ceder H+ a las moléculas del agua expresada en valores de pH. El impacto (la acidificación) está causado por la deposición ácida originada en la capacidad acidificante de la atm ósfera. La im portancia de la acidez de la atmósfera y sobre todo de la niebla ácida se puso de m anifiesto a finales del siglo XIX con la muerte de los bosques. Existen algunos com puestos quím icos en la atm ósfera con capacidad de neutralizar la acidez, p.e. el binom io C 0 2-H 20 . En disoluciones básicas C 0 2 (aq) + O H ' HCOs"

236

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

en el resto de las situaciones 0 O 2 (aq) + H 2O H2CO3

HCO3" + H+ C 0 32' + H+

H2CO3 HCO3'

Tam bién existe una diversidad de neutralizantes de la acidez entre los aerosoles y m ateria particulada: p.e. las partículas de carbonato pueden form ar una fase acuosa alcalina que resulta ser un absorbente eficiente de gases ácidos y precursores de los mismos, especialm ente S 0 2. La concentración [HCO 3'] disuelto en agua de lluvia en equilibrio con el C 0 2 atm osférico oscila entre 0.2- 0.5 microMol"1 con un rango de pH de 4.0 a 4.5. Los episodios de lluvia acida en ios años 80 tenían un fondo de 98 microM ol"1 y unos picos de 130- 260 m icroM ol'1. Estos datos indican que el CO 2 atm osférico y el agua de lluvia están en una situación de no-equilibrio. Tam bién los óxidos que proceden de las cenizas neutralizan C aO (s) + H20 ------------- Ca2+ + 2 OH" El am oniaco es el único neutralizante en fase gaseosa. La industria europea ha conseguido bajar sustancialm ente la emisión de S 0 2, pero la respuesta de la deposición húm eda resulta ser no lineal. La reducción en un 50% de los depósitos húmedos ácidos ha requerido una dism inución en un factor 20 (en lugar de 2) en la em isión de S 0 2. En Alem ania durante los últimos 100 años el pH del agua de lluvia se ha m antenido prácticam ente constante a pesar del aum ento gigantesco de la emisión de dióxido de azufre. Sin em bargo los depósitos ácidos aum entaron por el incremento de la deposición seca. Los efectos de las deposiciones secas fueron pasando paulatinam ente desde un ám bito local centrado en los focos em isores a ám bitos regionales que en ocasiones no contenían focos.

10.7

Modificación del tiempo

Lluvia artificial En 1891 el norteam ericano Gathmann patentó un método de producción artificial de la lluvia m ediante “siembra" de nubes con “ácido carbónico líquido” , ya sea rem ontándolo en globo o im pulsado por un cañón. En 1930 el holandés Veraart utiliza dióxido de carbono sólido (hielo seco) logrando resultados positivos. Cuando la com unidad científica aceptó un modelo de precipitación (m odelo de Bergeron- Findeisen), Findeisen expuso por primera vez la posibilidad de intervenir en el proceso de la precipitación inyectando artificialm ente a las nubes sustancias que actúen como núcleos glaciógenos, con lo que se pretendía no sólo provocar la lluvia, sino tam bién evitar el granizo y la form ación de hielo en las alas de los aviones. Findeisen

237

DOCUMENTOS DE TRABAJO

logró entre 1942 y 1944 realizar vuelos experim entales y lograr precipitaciones de algunas nubes y la disipación de otras. En el caso de nubes frías que contengan agua en estado líquido por debajo de cero grados en la parte superior de la misma, es posible introducir cristalitos de hielo en número suficiente para que se produzca lluvia de dos form as distintas. - Método A Sem brar la nube de partículas de C 0 2 sólido cuya tem peratura de sublimación es de - 78.5 °C. Estas partículas al caer convertirán en cristalitos de hielo a las gotas que se encuentren a su paso, a razón de miles de m illones de cristales de hielo por partícula de C 0 2 sólido. Si desde un avión se lanza suficiente número de partículas de hielo seco para que antes de sublim arse puedan atravesar toda la parte superior de la nube que se encuentra con agua subfundida, podrán producirse precipitaciones mas o menos im portantes. Hoy este no parece un método excesivam ente práctico. - Método B Se utiliza yoduro de plata (Agí) en aerosol tenue, que actúa como núcleos giaciógenos a partir de tem peraturas del orden de - 4 °C, rebajando sensiblem ente la tem peratura del m étodo anterior. El aerosol se produce bajo las alas del avión quem ando soluciones de Agí, y excepcionalm ente, cuando existen fuertes corrientes ascendentes de aire, quem ando la sal en superficie. La siem bra de nubes cum uliform es con Agí además de sus efectos como sum inistradores de núcleos giaciógenos, tam bién es eficaz cuando las condiciones son propicias para que el calor latente de fusión liberado mediante la conversión de las gotitas subfundidas en cristalitos de hielo, sea suficiente para provocar un mayor desarrollo vertical de la nube (siembra dinámica). Este método puede ser particularm ente eficaz en los casos en que el seno de la nube puede adquirir fuerza suficiente com o para atravesar la inversión y perm itir que la nube siga desarrollándose vertical mente. En cualquier caso parece que estos métodos son eficaces cuando las condiciones m eteorológicas son propicias, aquellas que de por sí producirían precipitación. 10-15% de aum ento de la precipitación en nubes cumuliformes y 10 % en nubes orográficas. Inocencio Font hace una descripción de los diferentes métodos utilizados para evitar los desastres que producen localm ente algunas situaciones m eteorológicas: granizos, nieblas, huracanes, etc (I.Font Tullot “El hombre y su ambiente atm osférico” INM. Madrid 1991), al que acompaña un análisis científico de los métodos y de los resultados. Com entando el gran avance tecnológico y científico que se inició al term inar la segunda guerra mundial (1939-1945) indica, “ ... Pero, a pesar de ello, no sólo no ha logrado el m eteorólogo m odificar el tiem po a su antojo, si no que ni siquiera ha visto cum plido el m ayor de sus anhelos predecir el tiem po con exactitud” (Font, 1991).

238

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

10.8

EVAPOTRANSPIRACIÓ N

Es el proceso com binado de la evaporación de vapor de agua desde el suelo y de la transpiración de las plantas. Éste fenóm eno tiene mayor interés para el agrónom o que la simple evaporación desde superficies de agua. La intensidad de la evapotranspiración depende, principalm ente, de los siguientes factores: Los elem entos m eteorológicos: Radiación solar, viento, tem peratura y humedad del aire. Para pasar del estado líquido al vapor se debe sum inistrar una cierta energía térmica (calor latente de cambio de estado). La radiación solar y la tem peratura del aire son las dos fuentes que, fundam entalm ente, proveen la energía necesaria para el cambio de estado del agua. La transferencia del vapor de agua a la atm ósfera desde el suelo y la planta es favorecida por el viento y el m enor contenido de humedad del aire. Las características físico-quím icas del suelo, que influyen en forma pronunciada en la disponibilidad de agua para la evapotranspiración. El contenido de humedad del suelo, al variar continuam ente desde un valor óptimo, pocas horas después de una lluvia prolongada, a valores críticos para la planta, en épocas de intensa sequía, condiciona las pérdidas de agua por evapotranspiración. A medida que la humedad del suelo dism inuye, la evapotranspiración se restringe. El tipo de cobertura vegetal. La transpiración de las plantas es distinta según la especie de que se trate y está relacionada con el número y tam año de estom as que posean, a la profundidad de su sistema radicular, etc. Thornththw aite introduce el térm ino de evapotranspiración potencial, para designar la cantidad de agua que evaporaría ei suelo y transpirarían las plantas si el suelo tuviera un contenido óptimo de humedad y la cobertura vegetal fuera completa. Estas condiciones suelen presentarse, por ejemplo, en cultivos de cereales invernales después de lluvias abundantes. La intensidad de la evapotranspiración potencial (ETP), observada en una parcela experimental o en un cultivo, está determ inada por los elem entos m eteorológicos m encionados para la evapotranspiración, ya que la cobertura vegetal completa, las características físico-quím icas y el contenido óptim o de humedad del suelo se consideran condiciones invariables. La Evapotranspiración Real (ETR), es la cantidad de agua que realmente evapora el suelo, y transpiran las plantas de acuerdo al contenido de humedad del suelo y cobertura vegetal. Es decir, se trata de la evapotranspiración en condiciones variables de hum edad edáfica; desde el valor óptimo al crítico, y con una vegetación que puede cubrir el suelo total o parcialmente. De acuerdo a lo anterior, la ETR de un cultivo puede acusar valores iguales o inferiores a los de la ETP, pero nunca superiores.

239

DOCUMENTOS DE TRABAJO

La Evapotranspiración resulta entonces el proceso inverso de la Precipitación, y su conocim iento permite establecer las necesidades de agua de un cultivo en un área determinada. La ETP puede ser determ inada en form a satisfactoria m ediante el evapotranspiróm etro de Thornthwaite. La versión original de este instrumento consiste, en esencia, en un tanque cilindrico de 4 m2 de sección, conteniendo suelo no disturbado y una vegetación herbácea que lo cubre totalm ente. La humedad del suelo se mantiene en el nivel óptim o por medio de una irrigación subsuperficial controlada. La magnitud de la evapotranspiración potencial diaria está dada por el volumen de agua que debió sum inistrarse al tanque, ese día, para m antener constante el contenido de humedad. Debido a que los evapotranspiróm etros costosos, su difusión es escasa.

son

relativamente

com plejos

y

La carencia de registros indujo a num erosos investigadores a estim ar valores de la evapotranspiración potencial diaria y mensual mediante fórm ulas que utilizan uno o más elem entos m eteorológicos. Entre las más conocidas, por su exactitud para calcular el fenóm eno clim ático, se encuentra en la fórm ula de Penman, que requiere los datos de radiación neta, viento y humedad del aire. La fórm ula propuesta por Thornthwaite sobre sus experiencias con el evapotranspiróm etro, exige únicam ente observaciones de tem peratura, lo que favorece su aplicación. ETP= 16(10 tm /l)a ETP= mensual en mm/mes Tm= tem peratura media mensual en °C I = índice de calor anual, que se calcula a partir del índice de calor mensual. i= índice de calor mensual (para un mes determ inado)= (tm, de ese m es/5)1>5i4 a= parámetro que se calcula, en función de I según la expresión a = 0,000000675.l3-0,0000771. l2+0,01792.1 + 0,49239 Tanto los valores “i” como los “a ” se pueden obtener directam ente de las tablas adjuntas. (Tabla 1 y 2). Para el cálculo de la ETP de un mes determ inado se tiene que corregir, mediante un coeficiente que tenga en cuenta el número de días del mes y horas de luz de cada día, en función de la latitud. ETP (mes) = ETP (mes) sin ajustar X Factor de corrección del n° de días del mes y la duración astronóm ica del día (horas de sol). Este factor de corrección, tam bién se puede obtener de la Tabla 3 (coeficientes para la corrección de la ETP debida a la duración media de la luz solar).

240

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

Tabla 1. índice de calor mensual tm (°C) 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24, 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40

.0

.1

.2

.3

.4

.5

.6

.7

.8

.9

0.00 0.09 0.25 0.46 0.71 1.00 1.32 1.66 2.04 2.43 2.86 3.30 3.76 4.25 4.75 5.28 5.82 6.38 6.95 7.55 8.16 8.78 9.42 10.08 10.75 11.44 12.13 12.85 13.58 14.32 15.07 15.84 16.62 17.41 18.21 19.03 19.86 20.70 21.56 22.42 23.30

0.00 0.10 0.27 0.48 0.74 1.03 1.35 1.70 2.08 2.48 2.90 3.34 3.81 4.30 4.80 5.33 5.87 6.43 7.01 7.61 8.22 8.85 9.49 10.15 10.82 11.50 12.21 12.92 13.65 14.39 15.15 15.91 16.70 17.49 18.30 19.11 19.94 20.79 21.64 22.51 23.38

0.01 0.12 0.29 0.51 0.77 1.06 1.38 1.74 2.11 2.52 2.94 3.39 3.86 4.35 4.86 5.38 5.93 6.49 7.07 7.67 8.28 8.91 9.55 10.21 10.89 1157. 12.28 12.99 13.72 14.47 15.22 15.99 16.77 17.57 18.38 19.20 20.03 20.87 21.73 22.59 23.47

0.01 0.13 0.31 0.53 0.80 1.09 1.42 1.77 2.15 2.56 2.99 3.44 3.91 4.40 4.91 5.44 5.98 6.55 7.13 7.73 8.34 8.97 9.62 10.28 10.95 11.64 12.35 13.07 13.80 14.54 15.30 16.07 16.85 17.65 18.46 19.28 20.11 20.96 21.81 22.68 23.56

0.02 0.15 0.33 0.56 0.82 1.12 1.45 1.81 2.19 2.60 3.03 3.48 3.96 4.45 4.96 5.49 6.04 6.61 7.19 7.79 8.41 9.04 9.68 10.35 11.02 11.71 12.42 13.14 13.87 14.62 15.38 16.15 16.93 17.73 18.54 19.36 20.20 21.04 21.90 22.77 23.65

0.03 0.16 0.35 0.58 0.85 1.16 1.49 1.85 2.23 2.64 3.07 3.53 4.00 4.50 5.01 5.55 6.10 6.66 7.25 7.85 8.47 9.10 9.75 10.41 11.09 11.78 12.49 13.21 13.94 14.69 15.45 16.23 17.01 17.81 18.62 19.44 20.28 21.13 21.99 22.86 23.74

0.04 0.18 0.37 0.61 0.88 1.19 1.52 1.88 2.27 2.68 3.12 3.58 4.05 4.55 5.07 5.60 6.15 6.72 7.31 7.91 8.53 9.16 9.81 10.48 11.16 11.85 12.56 13.28 14.02 14.77 15.53 16.30 17.09 17.89 18.70 19.53 20.36 21.21 22.07 22.94 23.83

0.05 0.20 0.39 0.63 0.91 1.22 1.56 1.92 2.31 2.73 3.16 3.62 4.10 4.60 5.12 5.65 6.21 6.78 7.37 7.97 8.59 9.23 9.88 10.55 11.23 11.92 12.63 13.36 14.09 14.84 15.61 16.38 17.17 17.97 18.79 19.61 20.45 21.30 22.16 23.03 23.92

0.06 0.21 0.42 0.66 0.94 1.25 1.59 1.96 2.35 2.77 3.21 3.67 4.15 4.65 5.17 5.71 6.26 6.84 7.43 8.03 8.66 9.29 9.95 10.61 11.30 11.99 12.70 13.43 14.17 14.92 15.68 16.46 17.25 18.05 18.87 19.69 20.53 21.38 22.25 23.12 24.00

0.07 0.23 0.44 0.69 0.97 1.28 1.63 2. 2.39 2.81 3.25 3.72 4.20 4.70 5.22 5.76 6.32 6.90 7.49 8.10 8.72 9.36 10.01 10.68 11.37 12.06 12.78 13.50 14.24 14.99 15.76 16.54 17.33 18.13 18.95 19.78 20.62 21.47 22.33 23.21 24.09

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DOCUMENTOS DE TRABAJO

Tabla 2. Valor del coeficiente de “a” i a 20 0.83 21 0.84 22 0.86 23 0.87 24 0.89 25 0.90 26 0.92 27 0.93 28 0.95 29 0.96 30 0.98 31 0.99 32 1.01 33 1.02 34 1.04 35 1.05 36 1.07 37 1.08 38 1.10 39 1.11 40 1.13 41 1.14 42 1.16 43 1.17 44 1.19 45 1.20 46 "1.22 47 1.23 48 1.25 49 1.26 50 1.28 51 1.30 52 1.31 53 1.33 54 1.34 55 1.36 56 1.37 57 1.39 58 1.40 59 1.42

i 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90 91 92 93 94 95 96 96 97 99

a 1.44 1.45 1.47 1.48 1.50 1.52 1.53 1.55 1.57 1.58 1.60 1.62 1.63 1.65 1.67 1.69 1.71 1.72 1.74 1.76 1.78 1.80 1.82 1.83 1.85 1.87 1.89 1.91 1.93 1.95 1.97 1.99 2.01 2.04 2.06 2.08 2.10 2.12 2.14 2.17

I 100 101 102 103 104 105 106 107 108 109 110 111 112 113 114 115 116 117 118 119 120 121 122 123 124 125 126 127 128 129 130 131 132 133 134 135 136 137 138 139

a 2.19 2.21 2.23 2.26 2.28 2.31 2.33 2.35 2.38 2.40 2.43 2.45 2.48 2.51 2.53 2.56 2.59 2.61 2.64 2.67 2.70 2.73 2.76 2.79 2.82 2.85 2.88 2.91 2.94 2.97 3.00 3.03 3.07 3.10 3.13 3.17 3.20 3.24 3.27 3.31

I 140 141 142 143 144 145 146 147 148 149 150 151 152 153 154 155 156 157 158 159 160 161 162 163 164 165 166 167 168 169 170 171 172 173 174 175 176 177 178 179

242

a 3.34 3.38 3.42 3.45 3.49 3.53 3.57 3.60 3.64 3.68 3.72 3.76 3.81 3.85 3.89 3.93 3.97 4.02 4.06 4.11 4.15 4.20 4.24 4.29 4.33 4.38 4.43 4.48 4.53 4.58 4.63 4.68 4.73 4.78 4.83 4.88 4.94 4.99 5.05 5.10

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

Tabla 3 Coeficientes para la corrección de la ETP debida a la duración media de la luz solar, según Thornthwaite. Latitud iN 27 28 29 30 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44

Enero

Feb

Marz

Abr

Mayo

Jun

Jul

Agos

Sep

Oct

Nov

Dic

0.92 0.91 0.91 0.90 0.87 0.87 0.86 0.85 0.85 0.84 0.83 0.82 0.81 0.81

0.88 0.88 0.87 0.87 0.85 0.85 0.84 0.84 0.84 0.83 0.83 0.83 0.82 0.82

1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.02 1.02

1 07 1 07 1 07 1 08 1 09 1 10 1 10 1 10 1 11 1 11 1 11 1 12 1 12 1 13

1.16 1.16 1.17 1.18 1.2 1.2 1.2 1.2 1.2 1.2 1.2 1.2 1.2 1.2

1.15 1.16 1.16 1.17 1.21 1.22 1.23 1.24 1.24 1.25 1.26 1.27 1.28 1.29

1.18 1.18 1.19 1.20 1.23 1.24 1.25 1.25 1.26 1.27 1.27 1.28 1.29 1.30

1.13 1.13 1.13 1.14 1.16 1.16 1.17 1.17 1.18 1.18 1.19 1.19 1.20 1.20

1.02 1.02 1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.04 1.04 1.04 1.04 1.04 1.04 1.04

0.99 0.98 0.98 0.98 0.97 0.97 0.97 0.96 0.96 0.96 0.96 0.95 0.95 0.95

0.90 0.90 0.90 0.89 0.86 0.86 0.85 0.84 0.84 0.83 0.82 0.82 0.81 0.80

0.90 0.90 0.89 0.88 0.85 0.84 0.83 0.83 0.82 0.81 0.80 0.79 0.77 0.76

Ejemplo: Vamos a calcular la ETP del mes de agosto según los datos de tem peraturas medias del observatorio de C olm enar Viejo, en Madrid. Con una latitud de 40° 40’. M es tm

e n e ro 4 ,4

fe b re ro 4 ,7

m a rz o 7 ,3

a b ril 1 0 ,4

m ayo 15,6

ju n io 1 9 ,4

ju lio 2 3 ,7

a g o s to 2 2 ,9

s e p ti. 1 8 ,8

o c tu b re 1 4 ,0

n o v d ic ie m b re 7 ,5 3,4

°(C)

La ETP = 1 6 (10.tm /l)a Necesitam os calcular I y a. Fijándonos en la tabla 1 calculam os la I . M es i

e n e ro 0 .8 2

fe b re ro m a rz o 0.91 1 .7 7

a b ril 3 .0 3

m ayo 5 .6 0

ju n io ju lio 7 .7 9 1 0 .5 5

a g o s to 10.01

s e p ti. 7 .4 3

o c tu b re 4 .7 5

nov 1 .8 5

d ic ie m b re 0 .5 6

I = I ¡ = 55,07 El valor de “a” se obtiene en la tabla 2. Para un valor de I = 55.07, el valor de “a” es igual a 1.36. ETP (agosto) = 16[10(22,9/55,07)] 1’36 = 110,8. Para obtener la ETP corregida con una latitud de 40°40’ (M irar en la tabla 3 de coeficientes de corrección de la ETP debida a laduración media solar), será de 1,18. ETP (agosto corregida) = 1 1 0 ,8 x 1 ,1 8 = 130,74.

10.9

BALANCES HÍDRICOS

Es el equilibrio entre todos los recursos hídricos que ingresan al sistema y los que salen del mismo, en un intervalo de tiempo determ inado. Contabiliza las ganancias de agua por lluvia o riego y las pérdidas por evaporación,

243

DOCUMENTOS DE TRABAJO

escorrentía, drenaje profundo y la variación del alm acenam iento de aguas en el suelo. Conocer el balance de humedad en el suelo es importante para: - Estudios hidrológicos: drenaje. - Estudio de suelos: disponibilidad de agua para cultivos, régimen de humedad, conservación, degradación de suelos salinos, repoblación forestal. - Establecer criterios de diferenciación clim ática. El término de evapotranspiración potencial, designa la cantidad de agua que evaporaría el suelo y transpirarían las plantas si el suelo tuviera un contenido óptim o de humedad y la cobertura vegetal fuera com pleta. La Evapotranspiración Real (ETR), es la cantidad de agua que realmente evapora el suelo, y transpiran las plantas de acuerdo al contenido de humedad del suelo y cobertura vegetal. Es decir, se trata de la evapotranspiración en condiciones variables de humedad edáfica; desde el valor óptimo al crítico, y con una vegetación que puede cubrir el suelo total o parcialmente. Existen varios modelos para estim ar el balance de agua en el suelo, nosotros seguiremos el propuesto por Thornthwaite y M atter según el método directo en el que se va perdiendo agua hasta agotar la reserva, máxima de 100 mm y mínima de 0. Los parám etros que vamos a definir mes a mes son: P: Precipitación media en mm ETP: evapotranspiración potencial R: reserva VR: variación de la reserva ETR: evapotranspiración real F: falta Ex: exceso. A continuación vam os a analizar éstos parám etros: Reserva del suelo = R Cuando en un mes las precipitaciones superen a las evapotranspiraciones, P>ETP, el agua sobrante pasará a engrosar las reservas del suelo. La reserva máxima será 100. La reserva mínima de 0 y la variable será igual a la reserva del mes anterior más la precipitación m enos la evapotranspiración potencial del mes que estam os evaluando. R máxima = 100. R mínima = 0 R variable Ri-1 + (Pi-ETPi) Variación de la Reserva = VR, es igual a la reserva del mes menos la reserva del mes anterior VR, = R¡ - R m

244

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

Evapotranspiración Real = ETR Es la cantidad de agua que realm ente se evapotranspira en el mes si es que hay suficiente agua para evaporar, por lo tanto la ETP es siem pre m ayor o como m ucho igual a la ETR. En el período húmedo, como la precipitación cubre la dem anda potencial, la evapotranspiración real será igual a la evapotranspiración potencial. ETR¡ = ETP¡en período húmedo. En período seco, el agua que se evapora será el de la precipitación más la reserva que nos queda menos la que teníam os el mes anterior. ETRi = P+VR ( en valor absoluto) en período seco. Falta de agua = F Es el agua que se necesitaría para paliar las necesidades de poder evaporar y transpirar las plantas, y por tanto sólo ocurre en los meses secos. F¡ = ETP¡- ETR¡ Exceso de agua = Ex Es la cantidad de agua que supera la reserva máxima (100 mm) y por tanto sólo se daría en los meses en los que la precipitación es bastante más elevada que la evapotranspiración potencial. Ex¡ = 0 cuando P-ETP es m enor o igual a cero Ex¡ = Pi-ETPi-Vr¡ cuando P-ETP > 0 Con los datos extraídos de Precipitación y Evapotranspiración potencial (en mm) del INM, vamos a realizar el cálculo de la Reserva de agua en el suelo (R) de la variación de la reserva (VR); la evapotranspiración real (ETR); La falta de agua en el suelo (Falta) y el exceso de agua en el suelo (Exceso). Estación m eteorológica de Mora de Toledo. Coordenadas: Longitud, 3°46'; latitud: 39° 4 1 ’. Altitud 717 m.

P ETP R VR ETR F EX

0 30 58 0 0 30 28 0

N 47 20 27 27 20 0 0

D 38 7 58 31 7 0 0

E 36 13 81 23 13 0 0

F 49 15 100 19 15 0 15

M 22 28 94 -6 28 0 0

245

A 39 63 70 -24 63 0 0

MY 19 86 3 -67 86 0 0

J 31 124 0 -3 34 90 0

JL 9 177 0 0 9 168 0

A 7 156 0 0 7 149 0

S 26 100 0 0 26 74 0

LW B I___________ DOCUMENTOS DE TRABAJO

T E M A XI.

ÍN D IC E S C L IM Á T IC O S

índices de Aridez índice de Lang índice de Martonne índice de Emberger Criterios de aridez de la UNESCO La im portancia de los índices clim áticos es com binar analíticam ente varios elem entos del clima con el fin de establecer diferentes tipos climáticos sintéticos. Un inconveniente de estos índices es la falta de generalidad y objetividad; adem ás en el cálculo de éstos se utilizan valores medios prescindiendo de la variabilidad tem poral. No obstante, suelen ser útiles ya que nos aproximan rápidam ente al clima de la zona. Generalm ente se trata de índices de aridez por ser éste último uno de los parám etros principales que determ ina el crecim iento y desarrollo de la vegetación y de los cultivos. Algunos de los clásicam ente utilizados se muestran a continuación. ÍNDICES DE A RIDEZ Los índices de aridez consideran como dato fundam ental las precipitaciones caídas a lo largo del año (como fuente de agua) y las tem peraturas (como indicador de la energía disponible para evaporar). ÍNDICE DE LANG (II) Está definido por medio de la expresión: II = P/tm P: precipitación media anual en mm. tm : tem peratura media anual en °C. Fue desarrollado en Alem ania como auxiliar de las clasificaciones de suelos. En la actualidad, prácticam ente no se utiliza.

249

DOCUMENTOS DE TRABAJO

ZONAS

V ALO R DE II

Desiertos

0< IK20

Árida

20< II 10


3 Pvi PV6 > 10 P¡1 Pi > 6 6>P i>10 -0 ,0 4 P Pi > 0,7 P y P 0,7 P y P 0,7 P y tm < P < 2tm IO I Pv > 0,7 P y tm +14 < P < 2tm+28 /O / tm + 7 < P < 2tm+14 10° > tm -12 > 0°C 0o > tm -12

Leyenda: P= Precipitación media siem pre en cm P i= precipitación media del mes más seco, en cm tm = tem peratura media en °C Pi = Suma de las precipitaciones de los 6 m eses más fríos

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APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

Pv = Suma de las precipitaciones de los 6 meses más cálidos P ¡1 = Precipitación mínima de los 6 meses más fríos P¡6 = Precipitación m áxima de los 6 meses más fríos P V1 = Precipitación mínim a de los 6 meses más cálidos Pv6 Precipitación máxima de los 6 meses más cálidos. Así mismo para matizar el régimen térm ico se hace uso de una tercera letra, que nos permite especificar m ayores variaciones climáticas; las más significativas son: a = verano caluroso b = verano cálido c = veranos cortos y frescos d = inviernos m uy fríos h= seco y caluroso k = seco y frío subdivisión a b c d h k

Condición tm 12 > 22° tm 9 > 1 0 ° tmio ó tm 11 ó tm-i2 > 10°C tm i < -38° tm > 18° tm < 18o

Grupos posibles C, D C, D C, D D B B

La definición de los clim as es la siguiente. A CLIM A TROPICAL Climas situados entre la zona ecuatorial y los desiertos cálidos. Caracterizados por la existencia de una estación seca invernal que aum enta a medida que nos alejam os del ecuador. Se localiza entre los 10° y los 25 0 de latitud norte y Sur

DOCUMENTOS DE TRABAJO

Generalidades: Los clim as tropicales, al igual que la m ayoría de los de la zona intertropical, están determ inados fundam entalm ente por la denom inada Zona de C onvergencia Intertropical (ZCIT) y sus variaciones estacionales, en relación con el movim iento aparente del Sol. En esquema, la ZCIT está constituida por un centro dinám ico de Bajas Presiones, situado sobre el Ecuador, y dos centros dinám icos de Altas Presiones, situados sobre los Trópicos. Desde los centros de Altas Presiones tropicales soplan constantem ente vientos hacia las bajas presiones ecuatoriales, que desviados por el efecto de Coriolis presentan una componente NE. en el Hemisferio Norte y SE en el Hemisferio Sur. Pero son siem pre vientos del Este. Son los llam ados vientos Alisios, fundam entales para entender el clima, las corrientes marinas, e incluso los modos de vida de todas las áreas tropicales. Tanto las Bajas Presiones Ecuatoriales, com o las Altas Presiones Tropicales son centros de acción dinám icos, por lo tanto no determ inados fundam entalm ente por las tem peraturas, com o ocurre, por ejemplo, con el gran centro de acción térm ico eurosiberiano, donde la existencia de Altas o Bajas presiones depende de las tem peraturas estacionales. En esta área, donde las tem peraturas son siem pre elevadas, no son las que explican el funcionam iento de este centro de acción. Pero el elemento fundam ental para entender estos clim as tropicales, son las variaciones estacionales de estos centros de acción. Las Altas y Bajas presiones no están estáticas, sino que se desplazan a lo largo del año siguiendo el movim iento aparente del sol entre los dos trópicos. Esto es lo que explica la existencia de estación seca y húm eda en los climas tropicales. Las Altas presiones tropicales dan lugar a tiem po seco cuando se sitúan sobre una zona tropical. Lo contrario ocurre con las bajas presiones ecuatoriales. A medida que nos alejam os del Ecuador hacia los Trópicos la duración de la estación seca crece, pudiendo ir desde unos tres meses en los climas tropicales más cercanos al Ecuador, llam ados sudaneses, hasta nueve meses en los más cercanos a los trópicos (llam ados sahelienses). Ejemplo de clim ograma de Bom bay situado a 18° 57’ de latitud N y 72° 49’ de longitud Este. Con un clima A con estación seca en invierno (Aw).

262

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

MESES

La persistencia de altas tem peraturas a lo largo de todo el año es el rasgo clim ático esencial del mundo tropical. Los rayos solares a mediodía, no están nunca lejos de la vertical; por eso la cantidad de calor recibida es grande y varía poco a lo largo del año. Los clim as tropicales no conocen el invierno; la tem peratura media del mes m enos cálido es superior a 18°C (ésta es la media del mes más cálido en París). Pero esta media de 18° C. es la m ínim a de las medias; habitualm ente los países tropicales registran en el mes más frío tem peraturas m edias de alrededor 23°C, y, por supuesto, no hiela nunca. Pero existen diferencias, tam bién en cuanto a tem peraturas, entre los climas ecuatoriales y los tropicales propiam ente dichos. En las latitudes ecuatoriales, donde la altura del Sol a m ediodía varía muy poco, las tem peraturas son estables: la amplitud térm ica es inferior a 3o. En latitudes más alejadas del Ecuador, pero todavía tropicales, la amplitud térm ica puede alcanzar 10° C. Los calores más fuertes del globo no se registran en los trópicos lluviosos, sino en las regiones desérticas. La m áxima absoluta de Sevilla (47°C) es desconocida en la mayoría de las estaciones tropicales. En efecto, la humedad del aire de los climas tropicales lluviosos dificulta la penetración de los rayos solares, modera la irradiación terrestre y, en suma, eleva al m áximo la eficacia del "efecto invernadero". La principal característica pluviom étrica de este tipo de climas, es que las lluvias no son constantes, aparece una estación seca en torno al solsticio de invierno que aum enta a medida que nos alejam os del Ecuador hacia los Trópicos. El volum en total de precipitaciones puede variar mucho, desde la variedad llamada guineana, cuyas precipitaciones se acercan mucho a los clim as ecuatoriales, hasta el saheliense con precipitaciones muy escasas, m enores de 400 mm. recibidas en su m ayor parte en los tres meses de verano. Al no existir variaciones térm icas estacionales apreciables, los habitantes de los países tropicales no hablan de invierno y verano, sino de estación seca y estación de lluvias.

263

DOCUMENTOS DE TRABAJO

Con respecto a la vegetación, en estos clim as con estación seca, tiene que adaptarse a largos períodos de aridez, durante los cuales la evaporación es activa. Los paisajes vegetales se em pobrecen poco a poco y las form as xerófitas (adaptadas a la sequedad) adquieren una im portancia creciente a medida que se van aproxim ando a los dos Trópicos. El bosque abierto sucede al bosque denso cuando la estación seca dura más de tres o cuatro meses. Su dom inio es el del clima sudanés. Se trata de un bosque de hojas caducas que se caen en la estación seca. El paso del bosque denso, siem pre verde, al bosque seco se hace por transiciones lentas. El sotobosque herbáceo se espesa gracias a la m ayor cantidad de luz que llega al suelo. La sabana, que es una extensión herbácea más o menos salpicada de árboles, se presenta en las m ism as latitudes que el bosque claro, en las zonas en que los suelos son más permeables. En el dominio de las sabanas, el bosque se refugia en el fondo de los valles, donde las raíces pueden proveerse de humedad durante la estación seca: así se explica el paisaje de los bosques-galería tropicales. A medida que dism inuye la pluviosidad y se acorta el período húmedo, la sabana, al principio muy poblada de árboles, los pierde progresivam ente y ya no está salpicada más que por arbustos raquíticos y muy separados unos de otros. Un árbol típico de las sabanas del Sudán occidental es el karité ("árbol de la manteca"). El paisaje de las sabanas se debe en gran parte a la acción del hombre: muchas sabanas ocupan hoy el lugar que antaño tuvo el bosque denso; los agricultores abatieron extensas zonas de bosques para establecer campos temporales. Las hierbas de la sabana, que han sido protegidas contra el retorno del bosque por incendios anuales y el pisoteo del ganado, han conquistado los campos abandonados. Los incendios de la sabana son provocados por los cazadores para espantar a los animales, y por los pastores deseosos de elim inar las hierbas secas. Solam ente sobreviven los árboles capaces de resistir el paso estacional del fuego y las gram íneas con rizomas que, cuando vuelve la estación de las lluvias, se convierten en hierbas muy altas. El matorral claro con plantas espinosas sucede a la zona de sabanas cuando se afirma el carácter árido del clima saheliense. Los arbustos, entre los que aparecen grandes rodales de suelo desnudo, se encuentran dom inados por pequeñas acacias achaparradas. En el África saheliana solam ente los baobabs, árboles bien adaptados a la sequedad, dibujan en el horizonte su extraña silueta de cuando en cuando.

Am CLIM A MONZÓNICO Son los climas más húmedos del planeta, aunque tienen una estación seca invernal. Presentan un contraste estacional m uy fuerte entre el verano cálido y húm edo y el invierno seco. Este tipo de clima aparece fundam entalm ente en el sudeste del continente asiático. Dentro de la zona de circulación monzónica. En invierno el viento sopla del interior de los continentes secos. En verano, sopla del mar, cargado de humedad provocando lluvias monzónicas. Ejemplo Calcuta situada a una latitud de 23°N, en el mismo paralelo en África prim a el desierto, ya que el prim er

2 64

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

efecto del monzón es el desplazam iento hacia el norte de la convergencia intertropical, debido a la gran extensión del continente asiático

Af. CLIM A DE SELVA TR O PIC A L Los clim as ecuatoriales se corresponden con las zonas de calm as ecuatoriales, entre los 5o de latitud S. y los 10° de latitud N. Extendiéndose por las Cuencas del Am azonas y del Congo, y el golfo de Guinea. Se encuentra en el centro m ism o del mecanism o conocido com o ZCIT (Zona de convergencia intertropical). Zona donde durante todo el año predom inan las bajas presiones ecuatoriales. En la latitud 0o el sol se encuentra muy alto durante todo el año. Esto provoca tem peraturas elevadas y constantes, y predom inio de masas de aire cálidas y húmedas que ascienden desde el Ecuador, enfriándose lentamente. Esta elevación y enfriam iento es la que provoca las llam adas lluvias term oconvectivas que se producen en este tipo de climas. Ejemplo de clim ograma de Kuala Lum pur situado a 30° 9’ de latitud N y 101° 4 ’ de longitud E. K u a la L u m p u r

17

26 5 G rad C 2364 m m

m

Generalidades: Las tem peraturas son m uy elevadas a lo largo de todo el año. El Sol se encuentra siem pre cerca de la verticalidad. La duración día/noche y la posición de los rayos solares varía m ínim am ente a lo largo del año, lo que unido al elevado grado de humedad produce un calor asfixiante. Son zonas no muy aptas para los asentam ientos humanos. Com o todos los clim as intertropicales, los clim as ecuatoriales tienen todos los meses una m edia de tem peraturas superior a los 18° C. Pero no son los climas más cálidos del planeta, los superan algunos tropicales y los desiertos cálidos. La tem peratura media

265

DOCUMENTOS DE TRABAJO

mensual suele situarse entre los 20° y los 27°C. La característica fundam ental de estos climas en cuanto a las tem peraturas es su escasa amplitud térm ica anual. La más reducida de todos los tipos clim áticos. La diferencia entre el mes más frío y el mes más cálido no supera los 3o C. y en la mayoría de los casos es de solo 1o o 1,5°. Por su latitud, cercana al Ecuador, las condiciones solares y atm osféricas varían m ínim am ente a lo largo del año. La amplitud térm ica diaria es también m uy reducida, aunque algo m ayor que la anual. Por ello es a últimas horas de la tarde o primeras de la noche, cuando refresca un poco, el mom ento en que se producen las lluvias term oconvectivas características de este tipo de climas, y que son prácticam ente diarias. Las tem peraturas son muy elevadas y constantes a lo largo del año. Es lo que significa la T en el sistem a de Kóppen. La humedad relativa es tam bién m uy elevada durante todo el año. El total de precipitaciones anuales suele superar los 2000 mm. y se reparten a lo largo de todo el año. Este tipo de climas no tienen meses secos, aunque si existen meses más o menos lluviosos. Las m ayores precipitaciones coinciden con el paso del sol por la vertical que en cada uno de estos puntos coincide con los equinoccios, m ientras que los m ínim os se producen en los solsticios, cuando el sol está ligeram ente más alejado del Ecuador. Las precipitaciones son de tipo term oconvectivo. Las elevadas y constantes tem peraturas hacen que el aire cálido se esté elevando de form a constante, creando los centros de Bajas presiones que predom inan en estas áreas. Al elevarse el aire se va enfriando y al estar m uy cargado de hum edad y muy cercano al punto de saturación, una pequeña dism inución de la tem peratura provoca la condensación y precipitaciones. En las últim as horas del día cuando las tem peraturas descienden un poco se suelen producir la m ayor parte de las precipitaciones.

CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA DE KÓPPEN: CLASE A: INTERTROPICALES

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APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

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Río Amazonas

BSk clim as de Estepas Frías • Climas sem iáridos bien representados en el interior de los continentes. © Sus precipitaciones son m uy escasas e irregulares, norm alm ente en form a de chubascos. • Las tem peraturas se presentan con inviernos fríos y fuerte amplitud térm ica anual.

Generalidades Aunque estos climas son contiguos con los climas tropicales secos en el Norte y el Sur de Am érica y en Asia central, tienen diferentes orígenes. Los verdaderos desiertos fríos se extienden a unos 50° de latitud y las estepas frías alcanzan aproxim adam ente los 60° N en las praderas canadienses, mucho más allá de los límites de los anticiclones subtropicales. Estos clim as deben sus orígenes a su profunda localización en el interior de los grandes continentes, lejos de las costas a barlovento y de las fuentes de humedad del aire marítimo. La lejanía de las fuentes de hum edad y vapor de agua se ve acentuada en algunas regiones (como las grandes llanuras de los Estados Unidos) por barreras m ontañosas en sentido perpendicular contrarias al viento dominante. Las condiciones de tem peratura son extrem adam ente variables, con medias anuales decreciendo y am plitudes térm icas anuales aum entando hacia el interior y los polos. En las altas latitudes, los vientos son m uy fríos, con escasas precipitaciones (m uchas de ellas en form a de nieve) asociadas con aire polar y ártico de las borrascas frontales. Tanto el BWk como el BSk, con climas de las latitudes medias y deben sus orígenes a los mecanism os atm osféricos de estas latitudes, pero la estepa tiende a localizarse en la periferia de los verdaderos desiertos, donde se reduce la evaporación bajo

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DOCUMENTOS DE TRABAJO

condiciones de muy bajas tem peraturas haciendo que la mayoría de las escasas precipitaciones estén disponibles com o humedad en el suelo para el crecim iento de las plantas. Dos clim ogram as representativos son.: Kabul (BSk) situado a una latitud norte de 34°32’y una longitud de 69°’Este y Kamlops, Canadá (Bwk), situado a 50°40’ latitud N y 120° 21' longitud Oeste.

KAMLOOPS 345

KABUL - 1815 TEMPERATURA 28°

°c

TEMPERATURA

40

27°

30

20

10 0

-10 PRESIÓN

mb

PRESION

835

1025

830

1020

825

1015

820

1010

815

1005

810

PRECIPITACIONES

1000

mm

PRECIPITACIONES * mm

300

338 mm

mb

300

250

262 m m

200

25Q 200

150

150

100

100

50

50

O EFMAMJJAS- OND

EFMAMJJASOND

o

Kabul (BSk) situado a una latitud norte de 34°32’y una longitud de 69°’Este y Kamlops, Canadá (Bwk), situado a 50°40’ latitud N y 120° 21’ longitud Oeste.

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APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

K o e p p e n 's C lim ate C la s s ific a tio n : C la ss B: D ry by FA O - SD RN - A g ro m e te o ro lo g y G roup -1 9 9 7

A medida que se van acentuando las características de la aridez la cubierta vegetal va em pobreciéndose. La vegetación característica de este tipo de climas es la estepa que les da nombre, se trata de grandes form aciones herbáceas, con escasa presencia arbórea, limitada a algunas especies muy resistentes y xerófitas (adaptadas a la sequedad). En las zonas donde las precipitaciones son más elevadas aparecen grandes extensiones ocupadas por estas form aciones herbáceas bastante densas que paulatinam ente, a medida que aum enta la sequedad, se va haciendo una estepa cada vez más clara, cada vez más pobre en vegetación y llena de calveros. Este em pobrecim iento de la vegetación lleva tam bién consigo el del número de las especies. Aparecen m atorrales claros con plantas espinosas. Los arbustos, entre los que aparecen grandes rodales de suelo desnudo, se encuentran dom inados por pequeñas acacias achaparradas, im poniéndose las características de la

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DOCUMENTOS DE TRABAJO

vegetación de los medios m uy áridos; gran desarrollo de las raíces, reducción de las superficies de evaporación (enanism o de las plantas, reducción o desaparición de las hojas) y por la adopción de tejidos carnosos que constituyen reservas de agua. Su ciclo anual se adapta al de la corta estación de lluvias. BWh. CLIMAS DE DESIERTO CÁLIDO • • •

Desiertos sobre áreas interiores entre los 15° y los 35° de latitud. Aridez extrema. Precipitaciones escasas e irregulares, evaporación muy elevada, sequedad del aire extrema, hum edad relativa muy baja. Los límites de los desiertos son difíciles de determ inar, excepto en Europa, presentes en todos los continentes.

G eneralidades: A la altura de los trópicos, de forma perm anente se localizan centros de Altas Presiones dinám icas muy potentes y estables. El aire se comprime y calienta al descender, y en lugar de aportar lluvias, se deseca y estimula la evaporación. Sobre las fachadas orientales de los continentes las altas presiones se borran en la estación cálida y permiten el establecim iento de un régimen tropical de lluvias denom inado "de monzón". Por esta causa los desiertos zonales subtropicales se interrum pen al Este de las masas continentales. La continentalidad dism inuye las posibilidades de llegada del aire marítimo. En los países templados, las altas presiones continentales originadas por los fríos invernales alejan las depresiones oceánicas: los inviernos son secos. Durante el verano, el calor provoca una evaporación muy fuerte, que hace menos aprovechables las lluvias aunque se produzcan. En el interior de las grandes masas continentales de la zona tem plada existen, pues, desiertos continentales. Cf. C U M A OCEÁNICO •

Se extiende entre los 40 y los 60° de latitud norte y sur, en la zona de influencia de las borrascas ciclónicas ® Carecen de estación seca, aunque tienen un mínimo estival. Las estaciones vienen m arcadas por las tem peraturas • Hacia el interior de los continentes y hacia el N y S el clima se modifica sensiblemente G eneralidades: En verano: las altas subtropicales se desplazan hacia el norte im pidiendo el paso a las borrascas del Frente Polar, siendo entonces predom inante el tiem po cálido y seco. Pero en el interior de los continentes se instala una “Baja Térm ica” que puede producir depresiones y es la causante de las lluvias estivales en los climas continentales. En invierno: Las altas subtropicales se desplazan hacia el sur, pudiendo entonces penetrar las Depresiones Atlánticas que riegan abundantem ente las

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APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

zonas occidentales de los continentes. Pero en el interior de éstos se instala el Anticiclón térm ico que provoca tiem po frío y seco, y que puede extender su acción hasta las zonas costeras, im pidiendo entonces la penetración de las borrascas frontales. Karlsruhe 112 m

1ü.3Giad C 770 mm

Cfb

J

F

H

A

M

J

J

A

5

MESES

Clim ogram a de Karlsruhe (Cfb) Alem ania, localizado en una latitud de 49° T Norte y una longitud de 8o 23’ Este.

En el hem isferio Norte el clima oceánico reina sobre la costa atlántica de Europa, desde Portugal a Noruega (incluyendo las orillas del Canal de la mancha y del M ar del Norte), sobre la costa pacífica de los Estados Unidos (Oregón, W ashington), de Canadá y de Alaska. En el hem isferio Sur su dominio es la vertiente pacífica de Chile m eridional, Tasm ania y Nueva Zelanda. En el clima oceánico la oscilación térm ica entre un invierno suave y un verano fresco es pequeña. En ninguna otra parte del mundo las estaciones intermedias, otoño y primavera, están m ejor caracterizadas. Hacia el interior de las tierras, así com o hacia los Trópicos y hacia el Círculo Polar, el clima oceánico se modifica sensiblem ente.

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

C L A S I F I C A C I Ó N C L I M Á T I C A DE K Ó P P E N

Paisaje característico de Clima Oceánico Los bosques de árboles caducifolios y las landas son los paisajes vegetales de los países de clima oceánico. Las masas forestales más extendidas son las de robles, fresnos y hayas, cuyas espesuras cobijan un rico sotobosque. El bosque de frondosas favorece la form ación de suelos de muy buena calidad, si no son excesivam ente ácidos. Los suelos dem asiado drenados se transform an en suelos de color gris ceniciento, como los podsoles de Rusia. La landa de aliagas, de brezos y de heléchos aparece cuando el bosque se degrada por la acción del hombre y de los animales; y sostiene un suelo ácido. En altura, la violencia de los vientos, el frescor de los veranos y la larga duración de la nieve sobre el suelo constituyen obstáculos para el crecim iento de los árboles. Las montañas del Oeste de Inglaterra, por encim a de los 300 o 400 metros no soportan casi nada más que herbazales y en las zonas mal drenadas turberas.

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APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

Cs CLIM A M EDITERRÁNEO • Clima subtropical de la zona tem plada, entre los 30° y los 45 de latitud N yS. ® Caracterizado por una m arcada sequía estival. © La sequía estival está motivada por la permanencia del Anticiclón subtropical. G eneralidades: Es un clima de las zonas tem pladas más cercanas a los trópicos, y siem pre en la fachada occidental de los continentes. Se localizan aproxim adam ente entre los 30° y los 45° de latitud N. y S., en latitudes más bajas que los clim as oceánicos de las fachadas occidentales. Se localiza, por tanto, en la zona de transición entre los clim as húmedos tem plados y los secos de los desiertos tropicales. 36 m

M a r s e lla

14-5Giad C 534 mm

C sa 500450-

4-..4-.. -40

400-

Ü aoo- •

* ----- ± ...... i- ...... 4-...... 4-...... 4-.......4-»

¡250

>200-

- —10

J18Q- ' >100

50

MESES

Climograma de Marsella, Francia, localizado en las coordenadas: 43 °19 ’ de latitud Norte y 5o 2 3 ’ de longitud Este. El clima m editerráneo es el clim a subtropical de la fachada occidental de los continentes. En el hem isferio Norte se da en los países que bordean el Mediterráneo y tam bién en California; en el hem isferio Sur, en Chile central, la región del Cabo, en África del Sur, y en Australia del Suroeste. A un verano cálido y seco (cuatro m eses tienen una m edia superior a 20° C; y el 3% de las lluvias anuales caen de junio a agosto) sucede un invierno suave y más o menos lluvioso. Este ritmo es típicam ente mediterráneo, debido a su situación geográfica, que se encuentra alternativam ente bajo la acción de una masa de aire m eridional en verano (desplazam iento hacia el Norte de los anticiclones subtropicales) y de aire oceánico en invierno (paso de las perturbaciones del

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

frente polar). En invierno no son raras las olas de frío, especialm ente en el borde Norte del Mediterráneo. Se deben a los “vientos continentales” que soplan desde los anticiclones fríos continentales hacia las bajas presiones del tibio Mediterráneo. Así se explica la violencia de estos vientos helados, com o el Mistral de Provenza, la Tram untana del Rosellón y el Bora dálmata. Inversam ente las costas meridionales del M editerráneo pueden ser invadidas por el aire abrasador y seco del Sahara. Las precipitaciones pueden ser de una violencia extraordinaria. En algunas estaciones situadas al pie de una montaña se han recogido 1.000 mm. en veinticuatro horas.

C L A S I F I C A C I Ó N C L I M Á T I C A DE K Ó P P E N

El régimen de los ríos mediterráneos es de los más irregulares y contrastados del m undo. Al calor y la sequedad de los veranos corresponden lógicamente caudales insignificantes; muchos ríos quedan com pletam ente secos y no es raro ver en algunas regiones como se ha puesto a secar la ropa blanca recién lavada, sobre los cantos rodados de los lechos fluviales. Sólo corren los ríos que nacen en las montañas próximas y aún los alimenta la fusión de las nieves o el agua de las fuentes serranas. Las lluvias de otoño desencadenan enormes crecidas, tanto más rápidas y poderosas cuanto las cuencas vertientes son más montañosas. La violencia de las lluvias lleva consigo una fuerte erosión del suelo, sobre todo en las vertientes m ontañosas. Los ríos acarrean enormes cantidades de materiales sólidos que depositan en las llanuras, mientas las vertientes se degradan y dejan la roca madre al desnudo. Por todo esto, los suelos cultivables son generalmente discontinuos y poco profundos. Para evitar la erosión del suelo arable, los cam pesinos construyeron bancales en las laderas m ontañosas. La vegetación arbustiva adaptada a la larga sequedad del verano se degrada fácilmente. El encinar es la form ación vegetal típica. A lluvias más elevadas corresponden alcornocales; a lluvias más débiles, bosques claros de pinos albares y enebros. Estos bosques han sido destruidos con frecuencia por incendios provocados por los pastores. En esos casos, sobre las calizas se instala la garriga, form ación baja y discontinua, de árboles y arbustos que dejan una parte del suelo al desnudo. Sobre los suelos silíceos (granitos y areniscas), el maquis (campo cubierto de maleza) es más tupido y

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APUNTES DE M E T E O R O L O G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

los pinos y encinas aisladas em ergen de un sotobosque denso de altos brezos, madroños, lentiscos y jaras. Las regiones más áridas pasan a la estepa arbustiva (thuya, palmera enana) o herbácea (estepa de esparto en África del Norte), que anuncia el desierto. Df. CLIM A C O NTINENTAL HÚMEDO • • •

Ocupa la m ayor parte de la zona tem plada propiam ente dicha. Climas muy contrastados. A un invierno muy frío y seco se opone un verano cálido y lluvioso. La oscilación térm ica anual es m uy elevada. En los bordes del clim a continental las precipitaciones aunque no muy abundantes son regulares.

Generalidades: En verano: las altas subtropicales se desplazan hacia el norte im pidiendo el paso a las borrascas del Frente Polar, siendo entonces predom inante el tiem po cálido y seco. Pero en el interior de los continentes se instala una Baja térm ica que puede producir depresiones y es la causante de las lluvias estivales en los clim as continentales. En invierno: Las altas subtropicales se desplazan hacia el sur, pudiendo entonces penetrar las Depresiones Atlánticas que riegan abundantem ente las zonas occidentales de los continentes. Pero en el interior de éstos se instala el Anticiclón térm ico que provoca tiem po frío y seco, y que puede extender su acción hasta las zonas costeras, im pidiendo entonces la penetración de las borrascas frontales. Los clim as continentales se localizan en el interior de los continentes más masivos, Asia y Am érica del Norte. Se trata de clim as muy contrastados, cuya causa fundam ental es de tipo térm ico: el diferente com portam iento ante la tem peratura de los continentes y los océanos. Las masas marinas tienen una m ayor "capacidad calorífica" que las masas continentales. Es decir, tienen una m ayor capacidad para m antener su propia tem peratura ante la tem peratura ambiente. Por lo tanto, se enfrían y se calientan más lentam ente que las masas continentales. Esto es lo que explica el com portam iento de los centros de acción térm icos sobre las grandes masas continentales del hem isferio Norte. En invierno, ante el fuerte descenso de las tem peraturas, los continentes se enfrían más rápidam ente que los océanos. Eso explica que en diciembre, sobre Am érica del Norte y Asia se sitúe un centro de Altas presiones térm icas (el aire frío pesa y tiende a bajar desecándose). Sobre el Océano, m enos frío, se instalan centros de Bajas presiones. Pero el Anticiclón térm ico continental impide o limita la penetración de borrascas hacia el interior de los continentes. Esto explica los inviernos muy fríos y poco húmedos característicos de los climas continentales. En verano, ante el fuerte aum ento de las tem peraturas, la situación se invierte. En el interior de los continentes se instalan centros de Bajas presiones térm icas que dan lugar a inestabilidad y favorecen las precipitaciones. Esto explica las altas tem peraturas y la hum edad estival que caracteriza a los clim as continentales.

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D O C U M E N T O S DE TRABAJO

Helsinki 56 m

Jyvaeskylae 145 m

4.5Grad C 651 mm

Dfb

2.6Grad C 640 mm

Dfc

J

F

H

A

H

J

J

A

S

O

N

D

MESES

Clim ogram a de clima Df en Finlandia localizado entre las coordenadas de 59° a 70° de latitud Norte y una longitud entre 21° y 62 0 Este. El clima continental reina sobre la m ayor parte de la zona tem plada propiam ente dicha, con la única excepción de la franja costera occidental, de tipo oceánico. Está m uy bien representada en el hemisferio Norte, donde los continentes ocupan una gran extensión entre los 40° y 60° de latitud (Estados Unidos, Canadá, Europa, Siberia). En el hemisferio Sur, a causa del adelgazam iento de los continentes al Sur del paralelo 40°, no se encuentra el clima continental más que en la Argentina (Pampa seca del Sudeste, Patagonia). El clima continental es m uy contrastado; un invierno frío y seco se opone a un verano cálido y lluvioso. La amplitud anual de las tem peraturas es muy fuerte, como lo muestran las cifras de Varsovia: lejos de los océanos el invierno es largo y riguroso; los meses de diciembre, enero y febrero tienen una media inferior a 0o; el suelo permanece cubierto de nieve durante ochenta días al año, y las tem peraturas del verano son más elevadas que en las regiones oceánicas. Las precipitaciones caen sobre todo durante la estación cálida, a finales de la prim avera y en verano, en form a de violentos aguaceros de torm enta. Así se oponen un invierno frío y seco y un verano cálido y lluvioso, mientras que las estaciones intermedias, primavera y otoño, se recortan notablemente. El clima continental que se extiende sobre grandes espacios, presenta considerables modificaciones, pudiéndose subdividir en varios tipos: 1. El tipo ucraniano anuncia los medios áridos del Asia Central. Los climas tem plados continentales conocen, en efecto una degradación de

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APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

sequedad hacia el Sur. El calor de los veranos aum enta y, aunque el m áximo de lluvias se da en la estación cálida, el clima tom a poco a poco un matiz estepario, ya que a los inviernos fríos y secos suceden veranos tórridos en los que la evaporación es m uy fuerte. Un clim a análogo se extiende sobre las grandes llanuras del Oeste americano, protegidas por las Montañas Rocosas de las influencias oceánicas. 2. El tipo m anchuriano es una variedad de los climas de m onzones. Reina sobre las fachadas orientales de los continentes. Su dom inio por excelencia se sitúa en Asia. El efecto monzónico acusa el contraste entre un invierno seco y m uy frío y un verano cálido y lluvioso; el aire es entonces más húmedo, y las precipitaciones más abundantes que en el tipo siberiano. El monzón procede aquí de dos mecanismos: en invierno, las altas presiones siberianas impiden la llegada de las depresiones del Oeste; el tiem po es, frío y seco. En verano, el aire m arítim o que invade Asia oriental procede de las masas de aire tropicales que han conseguido rem ontarse hasta Shanghai. Por eso, en Chen Yang (antigua Mukden, 41° 48' N.) el mes de julio es casi tan cálido com o en Shangai (31° 11' N.); las tem peraturas m edias de am bas estaciones son en este mes, respectivam ente, 24° 7 y 26°9. Gracias al monzón, la fachada oriental de Asia tiene una continuidad climática; en el extremo Sur reina un clima tropical lluvioso: calor todo el año, pequeña amplitud, estación seca de noviem bre a abril y estación lluviosa de mayo a octubre (tal como se registra en Saigón). De este clim a se pasa por transiciones muy suaves al clima chino (invierno suave, verano cálido y lluvia todo el año, con un m áximo en verano) y al clima manchuriano. 3. El tipo siberiano es continental severo com parado con el tipo de Polonia, la sequedad y el rigor de los inviernos se acusan a medida que se adentra en el interior del continente. El invierno es tan crudo que el polo del frío se encuentra en el Norte de Siberia oriental. En, Verkhoyanks se han registrado -70° C (En el Antártico las tem peraturas más bajas observadas se han registrado a 2.800 m. de altura: -87°). Este clima continental frío, con una tem peratura media anual m uy baja (-16°C) y escasísim as lluvias anuales, preludia ya los climas polares. En realidad, tan solo se diferencian de éstos por los tres meses estivales.

Paisaje de los Montes Urales

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DOCUMENTOS DE TRABAJO

E. CLIMAS POLARES • • •

Zonas de altas presiones polares. Frío intenso y constante. Ningún mes supera los 10°C, debido a la oblicuidad de los rayos solares. Precipitaciones escasas y dism inuyendo a medida que nos acercam os a los polos. En form a de nieve la mayoría.

Generalidades: Los climas fríos se localizan en zonas dom inadas por las altas presiones polares y árticas, entre el polo y la isoterm a de los 10° C de tem peratura media estival, que marca el límite para los clim as continentales fríos. Las altas presiones dan lugar a tiem po estable y muy frío. En las zonas costeras, sin em bargo, se forman grandes diferencias de presión provocando fuertes vientos m uy fríos (Los Blizzards). Los vientos predom inantes son del este. Las masas de aire dom inantes en estas zonas son: La masa de aire polar continental que se refuerza en invierno con los anticiclones continentales. Posee una humedad relativa débil y produce tiem po seco. Masa de aire polar marítima: con origen oceánico, menos fría que la continental y produce algo de humedad, aunque no m uy importante. Masa de aire ártica continental: se forma cerca del Polo. Provocan tem peraturas m uy bajas y una gran sequedad. Masa de aire ártica marítima: tam bién muy fría, puede provocar alguna humedad pero no muy elevada. El invierno dura ocho o nueve m eses y no hay verdadero verano, durante nueve meses no cesa de helar. La media térm ica de este interminable invierno es de -20° ó -30°, con m ínimas que pasan de -50°. El verano, muy fresco, a duras penas remonta el 0o C. La originalidad del medio polar radica no tanto en la crueleza del invierno como en la falta de un verdadero verano el clim a,siberiano, uno de los más fríos del mundo, no es, a pesar de todo, un clim a polar, porque durante tres meses por año las tem peraturas superan los 10° de media. La intensidad del frío polar se explica por la naturaleza de la insolación. La noche más larga dura 24 horas en el Círculo Polar y se alarga progresivam ente hasta alcanzar los seis m eses en el Polo. Noches tan largas son poco favorables al calentam iento del aire. El día varía igualmente entre 24 horas en el Círculo Polar y seis meses en el Polo. En estas latitudes, los rayos del sol caen siem pre muy oblicuos: En el Polo el sol en su m ayor altura no pasa de 23° 27' sobre el horizonte en el solsticio de verano. Resulta, por tanto, que los rayos solares pierden una gran parte de su energía al atravesar una atmósfera muy espesa, y su eficacia queda enorm em ente mermada, aunque la insolación sea continua. La iluminación prolongada de los días polares compensa ligeramente la insuficiencia de la insolación y favorece el crecimiento relámpago de la vegetación (una vegetación muy adaptada al medio), muy pronto interrum pido por las prim eras heladas. Las precipitaciones caen sobre todo en form a de nieve; pero en las latitudes altas la nieve es escasa. La persistencia de un manto de nieve, que generalm ente no pasa de los 30 cm. de espesor, se explica sólo por la intensidad y duración de los grandes fríos.

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APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE

LOS DIVERSOS CLIMAS POLARES El límite geográfico de los climas polares (de tundra y de inlandsis que excluye a los países cuya tem peratura media en el mes más cálido es superior a 10° C.) es sinuoso; en el Ártico desciende hacia el Sur con las corrientes frías que bañan las fachadas orientales de los continentes (corriente del Labrador y de Oya Chivo) y alcanza hasta el paralelo 55°, en la península del Labrador. Por el contrario, la tibieza de la deriva nordatlántica empuja este límite en Noruega hasta el Cabo Norte (72° N.). El hemisferio Sur es más frío; el Sur de la Tierra de Fuego tiene ya una tem peratura inferior a 10°C en el mes más cálido, aunque su latitud 55°S es equivalente a la de Dinamarca. El clim a polar continental (Canadá septentrional, Siberia septentrional) tiene inviernos extrem adam ente rudos y veranos sensiblem ente cálidos. Los vientos son frecuentes en verano, pero el invierno goza de una calm a anticiclonal. El clima polar de tipo glaciar reina en las regiones constantem ente cubiertas de hielo (centro y Norte de Groenlandia, Continente Antártico). Las precipitaciones son muy escasas y el viento, a m enudo huracanado, esparce una nieve polvorienta, a través de la cual el sol brilla en ocasiones.

Paisaje de Groenlandia cubierto de tundra helada. Los fríos polares hielan el suelo hasta una gran profundidad (en algunos casos, 100 m., esta profundidad dism inuye desde el Ártico hacia las regiones de clima continental, con veranos más largos. El escaso calor del verano deshiela solam ente una capa superficial. Las alternancias de hielo y. deshielo de la superficie producen desplazam ientos del suelo superficial sobre el subsuelo perpetuam ente helado. Hielo, deshielo y subsuelo perpetuam ente helado crean problem as de difícil solución en la construcción de casas, ferrocarriles, carreteras, etc. El agua solam ente se encuentra en estado líquido durante el verano. Como, aún entonces, el subsuelo permanece helado (form ando una masa de consistencia pétrea e im perm eable), las aguas se expanden en lagos y lagunas de todas clases y los lechos de los ríos ocupan en verano inm ensas

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DOCUMENTOS DE TRABAJO

extensiones. Por ser muy bajo el límite altitudinal de las nieves perpetuas, modestos relieves de una decena de m etros se cubren de glaciares en cúpula Un medio físico como el polar no se presta al crecim iento de los árboles. A partir del momento en que ningún mes del año sobrepasa los 10° C de tem peratura, la taiga o bosque de coniferas se degrada. Turberas y pantanos se intercalan en el bosque, las coniferas se achaparran cada vez más y aparecen sauces y abedules polares, con aspecto de matorrales; cada vez más extensam ente se presentan áreas de m usgos y liqúenes. M uy pronto, los árboles y arbustos, rechazados de las colinas por los fuertes vientos, se refugian en los valles, form ando raquíticos bosques-galería polares; la tundra es un paisaje vegetal achaparrado. Sobre los suelos perpetuam ente helados en superficie y sobre las extensiones rocosas, la tundra deja paso al desierto polar. La fauna está bien adaptada a este severo clima. La tundra alimenta durante el verano a numerosos herbívoros, que en el invierno se refugian en el bosque: Las aguas de los mares polares son ricas en plancton; el m ar abunda, pues, en peces, de los que se alimentan las focas, morsas, osos blancos e innumerables pájaros, como los pingüinos del Antártico. En verano, junto a los pantanos de la tundra pululan los m osquitos y otros insectos.

12.2

C LA SIFICAC IÓ N DE TH O R N TH W AITE

La clasificación de Thornthwaite (1949) está basada en: ® La evapotranspiración potencial (ETP) que se calcula a partir de la tem peratura media mensual en °C, con correcciones para la longitud del día. Para cada 30 días de 12 horas la {ETP (cm)= 1,6 (10.tm /l)a}, dónde I es el índice de calor anual = a la sum a para doce meses de (tm /5)1,514. Y “a” es un parámetro que se calcula en función de I (Tablas 1 y 2 en ' Tem a 10). ® Y, en la humedad disponible, expresada como índices de humedad y de aridez a partir del balance hídrico directo con 100 mm de reserva máxima. Esta clasificación define unos tipos según la humedad (representado por letras mayúsculas) y su variación estacional (letras minúsculas), y otros tipos según la eficacia térm ica (letras m ayúsculas con com illas) y su concentración estival (letras minúsculas con comillas). El índice de humedad se define como el conjunto de los Excesos de agua (E, según el balance hídrico) en porcentaje respecto a la ETP anual. Ih= 100.[X excesos de los meses del año que lo tengan/ ETP total]. El índice de aridez se define com o el porcentaje de la falta de agua (F) de los distintos m eses respecto a la ETP del año. Ia= 1 0 0 [Xde las faltas de los meses del año con falta/ETP total].

280

APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

El índice de humedad global se define com o el porcentaje de excesos m enos el 60% del porcentaje de falta de agua. Im = lh-(0,6.la)

A partir de estos índices se define el tipo de humedad según las siguientes condiciones: TIPO DE HUMEDAD E D C1 C2 B1 B2 B3 B4 A

DESCRIPCIÓN Arido Semiárido Seco subhúmedo Subhúmedo Húmedo “ «

Perhúmedo

CONDICIÓN -40 > lm>-60 -20 > lm>-40 0 > lm>-20 20 > lm>0 40 > lm>20 60 > lm>40 80 > lm>60 100 > lm>80 lm>100

La variación estacional de la hum edad da lugar a los siguientes tipos: Tipo de variación estacional r s w s2 w2 H u S

w s2 w2

Descripción

Condición

Falta de agua pequeña o nula Falta de agua estival moderada Falta de agua invernal moderada Falta de agua estival grande Falta de agua invernal grande Exceso de agua pequeño o nulo Exceso de agua invernal moderado

16,7> la > 0 falta estival 33,3> la > 16,7 falta estival 33,3> la >16,7 falta invernal la> 33,3 falta estival la > 33,3 falta invernal 10> Ih > 0 20> Ih >10 Exceso invernal 20> Ih > 10 Exceso estival

Exceso de agua estival moderado Exceso de agua invernal grande Exceso de agua estival grande

Ih > 20 Exceso invernal Ih >20 Exceso estival

281

Solo para los tipos de humedad A,B y C2

Solo para los tipos climáticos en función de la humedad C1,D, E

D O C U M E N T O S DE TRABAJO

Según la eficacia térm ica (ETP) se definen los siguientes tipos: T IP O

D E S C R IP C IÓ N H elada p e rm a n e n te T u n d ra M icro té rm ico

E’ D’

cr C 2’ BT B2’ B 3’ B 4’ A’

M e so té rm ico

M e g a té rm ico

C O N D IC IÓ N 142 > ETP 285 > ETP > 142 427 > ETP >285 570 > ETP >427 712 > ETP >570 855 > ETP >712 997 > ETP >855 1140 > E T P > 997 ETP >1140

La concentración de la eficacia térm ica en el verano se define como el porcentaje de ETP correspondiente al verano, es decir: ETP verano % = 100[(ETPvi+ETPvii+ETPvi¡)/ETP] (Mes vi, junio; mes vii, julio y mes viii, agosto) Y genera los siguientes tipos de concentración estival de la eficacia térmica: TIPO a’ b’4 b’3 b’2 b’1 c’2 c’ 1 d’

CONDICIÓN 48,0 > ETP v% 51,9 > E T P v% > 48,0 56,3 > E T P v% > 51,9 61,6 >ETPv% > 5 6 ,3 68,0 > E T P v% > 61,6 76,3 >ETPv% > 68,0 88,0 >ETPv% > 76,3 ETPv% > 88,0

12.3 ( CLASIFICACIÓN DE UNESCO-FAO Realiza un agrupam iento por características térm icas y de aridez. Para éstas últimas se define un índice xerotérmico. INDICE XERO TÉRM ICO ANUAL = a la sum a de los índices XEROTÉRM ICOS MENSUALES, Para aquellos meses en los cuales la Precipitación media (mm) es menor o igual a dos veces su tem peratura media (°C). X= INDICE XEROTÉRM ICO ANUAL = £ x m ese mes.

para todo m (mes) que P< 2tm de

xm = INDICE XERO TÉRM ICO MENSUAL. xm= (N° de días del mes m - N° de días con niebla/2 - n° de días con rocío/2) k. k = es una constante en función de la hum edad relativa. k Hr

1 0-40%

0,9 40-60%

0,8 60-80%

0,7 80-90%

0,6 90-100%

Así pues el Indice xerotérm ico representa los días del mes que no son de lluvia, ni de niebla ni de rocío; y está afectado por un coeficiente reductor a medida que la humedad relativa es mayor. Es un índice de días secos.

282

APUNTES DE M E T E O R O LO G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

La clasificación por TEM P ER ATU R A define tres Grupos: CLASE

CONDICION

GRUPO 1

tm i> 0

Cálido

tm i > 15

Tem plado-cálido

15>tmi ^ 10

Tem plado-m edio

10>tm1 >0

GRUPO 2

0 > tm-i

Tem plado-frío

0>tm i > -5

Frío

-5>tm i CNJ

• *—

Ei A O

GRUPO 3 Glacial

0>tmi2 Los tipos de invierno se caracterizan en función de la tem peratura m edia de m ínim as del mes más frío (ya que esta clasificación tiene en cuenta el frío invernal). TIPO DE INVIERNO Sin invierno Cálido Suave Moderado Frío Muy frío

CONDICION ti > 11 11>ti > 7 7>ti > 3 3>ti > -1 -1 > ti > -5 -5 > ti

GRUPO 1: Divisiones por aridez SUBDIVISIÓN AXERICOS

M ONOXERICOS

TIPO CONDICIÓN P1 > 2 tm del mes todos los meses Cálido ecuatorial tm-i>20 Cálido subecuatoria! 20> tm-i>15 Tem plado cálido 1 5 > tm i> 1 0 Tem plado medio 1 0 > tm i> 0 Los meses con Pi 300 Sudesértico acentuado 300 > X >250 Subdesértico atenuado 250 > X >200 Xerom editerráneo 200 > X >150 Term om editerráneo acentuado 150 > X >125 Term om editerráneo atenuado 125 > X >100 M esom editerráneo acentuado 100 ¿ X >75 M esom editerráneo atenuado 75 > X > 4 0 Subm editerráneo 40 > X > 0 Tropical acentuado 200 > X >150 Tropical medio 150 > X >100 Tropical atenuado 100 > X >40 Tropical de transición 40 > X > 1

283

DOCUMENTOS DE TRABAJO

Los meses con Pi> 2 tm i no son consecutivos Bixéricos acentuado 200 > X > > 150 Bixérícos medio 150 > X 100 Bixéricos atenuado 100 > X > 40 Bixéricos de transición 40 > X > 1

BIXERICOS

El Grupo 2 tiene las siguientes divisiones por aridez. TIPO Desértico frío Sudesértico frío Frío de estepa Subaxérico frío

CONDICIÓN 12 > Mhs > 11 10 > Mhs > 9 8 > Mhs > 5 4 > Mhs > 2

Mhs= Meses afectados por heladas o sequías. Ejemplo: Vam os a clasificar la estación de Hortaleza, Madrid, situada a una latitud de 40° 29’ y con una longitud de 3°38’ Oeste, humedad relativa del 40% para los meses de verano, según los datos del INM.

tm 2tm t P días de lluvia niebla rocío

Enero 5.8 11.6 1.4 41

febrero 6.7 13.4 1.8 55

Marzo 10.0 20 4.3 43

Abril 12.7 25.4 6.3 47

Mayo 17.6 35.2 10.0 40

Junio 21.8 43.6 14.2

Julio 25.5 51 17.3

Agosto 25.4 50.8 17.2

36

33

7

8

7

8

7

6

4

3

2

2 0.5

2 0.6

3 0.7

15

Sep 21.2 42.4 14.0 43

Oct. 14.9 29.8 9.2 74

Nov. 8.9 17.8 4.1 60

Dic. 5.8 11.6 1.3 44

3

3

6

8

7

7

2 0.8

2 0.7

3 1.0

3 0.9

4 0.8

5

tm1 = temperatura media del mes más frío = corresponde a enero con 5,8°C. Grupo 1 tem plado medio. t1 = tem peratura media de m ínimas del mes más frío = corresponde tam bién a Diciembre con 1,3°C. Los meses con P< 2tm son: Junio (30 días), Julio (31 días) y Agosto (31 días). Tipo de invierno moderado. Para una humedad relativa del 40%, la k es igual a 1. X = (30-6-0.7/2-3/2) 1 + (31-3-2/2-0.8/2) 1+(31-3-2/2-0.7/2) 1 = 22.15 + 26.6 +

26.65 = 75.4. Monoxérico, M esom editerráneo acentuado.

12.4

CLASIFICACIÓN DE PAPADAKIS

La clasificación de Papadakis (1966, 1980) pretende responder a la ecología los cultivos, redefiniendo los clim as en función de variables relevantes cuanto a la viabilidad de cultivos. El principal rasgo de ésta clasificación introducir tem peraturas extremas (im portantes para los cultivos) y balance agua en el suelo (no solamente precipitaciones recibidas).

284

de en es de

APUNTES DE M E T E O R O L O G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M EDIOAM BIENTE

Las características fundam entales que selecciona son: 1. Rigor invernal (tipo de invierno). 2. Calor estival (tipo de verano). 3. Aridez (disponibilidad o no de agua) y su variación estacional. El sistema define un tipo de invierno y un tipo de verano que juntos nos define el régimen TÉRMICO. Por otra parte, en función de las precipitaciones y el balance de agua del suelo, obtenem os el régimen HÍDRICO. Con el régimen térm ico y el régimen hídrico obtenem os, las unidades climáticas.

E cuatorial Ec

O

""o

TIPO DE INVIERNO

*-t QJ

El tipo de invierno define la severidad de la estación fría en función de la ta l (tem peratura media de m ínim as absolutas del mes más frío), t1 (tem peratura media de m ínimas del mes más frío) y T i (temperatura m edia de m áxim as del mes más frío). L (°C)

Ti (°C)

>7

>18

>7 >7 >7

1 3 a 18 8 a 13

>21 >21 8

>21 10 a 21

-10 a -2.5 >-10

>-4

>10 5 a 10

Tro pical

Cálido Tp Medio tP Fresco tp C itrus

Tropical Ct Citrus Ci A vena

Cálida Av Fresca av T riticum

Avena-trigo Tv Cálido Ti Fresco ti

-29 a -10 > -2 9 > -2 9

>5 0a 5 4.5[m]

>25[6] >25[6]

>33.5 20

C offee c

= 12[m]

>21 [6]

4.5[D]

>21 [6]

Cálido T

>4.5[D]

Fresco t

2.5a 4.5[D]

1?[4] >17[4]

Triticum

5

Frígid

Cálido F Fresco f

0 T? T ¿ W ' s- L A ^ ' * ’l 4 3

* #

* * % " * '

-

j& t*

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1

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I,

^ r f v

u ta *# * T i »4 (julio) y ETP/P>3,5 (julio+agosto) y ETP/P>2,5 (junio+julio+agosto). De acuerdo con ello, se definen dos conjuntos de clima: Clima Eurosiberiano, sin sequía estival (no cum ple el requisito anterior) y Clima Mediterráneo, con sequía estival. Dentro de cada Clima se establecen una serie de pisos exclusivam ente térm ico (índice de term icidad) = It.

con un criterio

lt = (tm + t 1 + T 1)10 Dentro del Clima eurosiberiano se definen cuatro pisos: Colino Montano Subalpino Alpino

lt> 180 180>lt>50 50>Jt>-50 lt< -50

Dentro del clima m editerráneo se definen cinco pisos y seis tipos de humedad, dependiendo de la precipitación anual. Pisos T erm om editerráneo Mesomediterráneo Supram editerráneo Orom editerráneo Criorom editerráneo

lt>350 350> lt>210 210 >lt>60 60>lt>-30 lt11 3< a 11 meses 2 < a < 11 0< a< 2 a=0 y en algunos m eses 2P/3