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F´ISICA DE LA ATMO´SFERA- 1º PARTE Andrea Cano de Pablo 1ºCuatrimeste 2022 CIRCULACIO´N GENERAL ATMOSFE´RICA Hechos experimentales La circulaci´on que se va a describir entra dentro del ´ambito de la macroescala, o la escala global, puesto que se van a describir cosas que acontecen en la tierra. Primero se ven los hechos experimentales llevaron a suponer que hab´ıa un mecanismo de circulaci´on. Temperatura constante Se comparan las altas y las bajas latitudes; las bajas altitudes reciben m´as energ´ıa de la que emiten por lo que deber´ıan estar continuamente calent´andose mientras que las altas altitudes reciben menos energ´ıa de la que irradia con lo cual al contrario que las bajas latitudes deber´ıan estar enfri´andose, pero este que se describe no pasa, por tanto existe una circulaci´on que mantiene constante la temperatura puesto que si no se dar´ıa el escenario anterior. La energ´ıa recibida es mayor que la cedida pero la temperatura se mantiene constante. En los polos sucede al rev´es, energ´ıa cedida es mayor que la recibida. Debe haber un movimiento del aire que transporte la energ´ıa de las bajas a las altas latitudes. Humedad relativa constante Si se contrastan los mares y los continentes en los oc´eanos el agua deber´ıa estar evapor´andose constantemente y como no hay orograf´ıa el agua no tendr´ıa posibilidad de precipitar con lo cual la humedad aumentar´ıa constantemente. Por su parte los continentes cuentan con poca humedad que con la mayor posibilidad de precipitaci´on gracias a la orograf´ıa del terreno deber´ıa ir disminuyendo continuamente, pero ninguno de estos casos se da y ello se explicar´ıa mediante un mecanismo de circulaci´on que favorezca el intercambio de humedad relativa entre oc´eanos y continentes. Debe existit un movimineto del aire que garantice el transporte del vapor de agua Velocidad de rotaci´on de la tierra constante La superificie donde prevalecen los vientos del este, los que frenan a la tierra, es mayor que donde hay vientos del oeste, con lo cual la tierra deber´ıa estarse frenando constantemente, lo cual no ocurre. Existe una ciculaci´on general de la atm´osfera que contrarrestre este hecho. El mecanismo que da sentido a estos tres hechos experimentales y posibilita el equilibrio entre los distintos puntos de la tierra es la circulaci´on general. Se va a estudiar la circulaci´on general de la atm´osfera en dos planos, el vertical y el horizontal. CIRCULACIO´N EN EL PLANO VERTICAL La gr´afica I muestra las capas de la atm´osfera y como evoluciona la temperatura en ella. Atendiendo al l´ımite entre la troposfera y la estratosfera tenemos la tropopausa. La tropopausa funciona como especie de techo que inhibe, no proh´ıbe, movimientos verticales. Esquema de una sola c´elula Gr´afica I, evoluci´on de la temperatura en las capas de la atm´osfera Esquema de una sola c´elula El esquema que se muestra a continuaci´on es sen- cillo pero no es v´alido por cosas que se analizar´an a continuaci´on, de todas formas muestra un acer- camiento al sistema de circulaci´on. La imagen presenta el esquema de una sola c´elula de circulaci´on. Empezando por el ecuador el aire asciende desde ah´ı y se desploma en los polos. El polo funciona entonces como un sumidero de aire y vuelve al ecuador por la superficie, de hecho, si este esquema fuera v´alido estos vientos de vuelta al ecuador deber´ıan ser muy muy intensos. Otra de las razones para que el modelo no sea v´alido es que en el polo el viento norte adquiere una com- ponente este debido a al aceleraci´on de coriolis, esta componente frenar´ıa y no se cumplir´ıa el he- cho experimental anterior de velocidad de rotaci´on constante. Para que el esquema sea correcto se modifica al esquema compuesto por tres c´elulas. Esquema de tres c´elulas En este esquema se nos presentan tres c´elulas, C´elula de Hadley, C´elula de Ferrel, C´elula Polar. La c´elula de hadley la c´elula polar son c´elulas t´ermicamente directas, pues est´an jus- tificadas por el ascenso y descenso de la temper- atura. Mientras la c´elula Ferrerl, una c´elula inter- media, es una c´elula t´ermicamente indirecta, pues se justifica por acci´on de las otras. Las bajas pre- siones se producen por la configuraci´on en el suelo y alta presi´on en las alturas, en las altas presiones sucede al contrario. Esquema de tres c´elulas En la C´elula Hadley el viento de la alta troposfera es sur pero por acci´on de Coriolis adquiere componente oeste. Tenemos entonces que en zonas tropicales y subtropicales un viento oeste el cual se acumula en ese techo que era la tropopausa. Este viento acumulado tiene que salir para algu´n lado va para abajo puesto que la zona de inversi´on le impide ir para arriba. Este mismo planteamiento es aplicable a la c´elula polar en latitudes altas. El viento aqu´ı tiene una componente norte que por acci´on de la fuerza de Coriolis adquiere componente este, de nuevo se acumula y la u´nica escapatoria que tiene es salir hacia arriba. Esto sucede en zonas subpolares que es justo por donde cierra la c´elula del esquema. Tenemos que los vientos (1) y (3) son vientos del este mientras que el (2) son vientos del oeste Cuando coinciden ⃗ p y ⃗ T el viento aumenta con la anchura, cuando son contrarias, el viento dismin- uye en la altura. En la troposfera prevalecen los vientos del oeste, el contrario que en la superficie. El gradiente de presi´on est´a dirigido a las altas presiones, es decir, el viento si va desde las altas pre- siones a las bajas presiones. Este es un esquema sencillo que se adapta a la medida experimental, dentro de el se traduce esto en bandas de presi´on y temperatura. Bandas de Presi´on y Temperatura Los siguientes esquemas muestran las bandas y direcciones de los vientos adem´as de las zonas de divergencia y convergencia, adem´as de las bandas de velocidad destacando la convergencia y divergencia en diferentes zonas. Cabe de destacar que en estos esquemas donde vemos zonas de presi´on se traduce en la realidad en centros de presi´on. En primer lugar en el ecuador tenemos una zona de bajas presiones. La c´elula de Hadley, en latitudes bajas, se cuenta con un viento noroeste, los llamados vientos alisios. Entre esta c´elula y la de Ferrer se situ´a una zona de divergencia que se traduce a una zona de altas presiones, anticiclones, esto se da generalmente en zonas subtropicales. La divergencia en superficie ⃗ V , se da en zonas donde el aire que cae empuja el de abajo au- mentando la velocidad, la divergencia da la sensaci´on de juntar el aire. Por otro lado la divergencia negativa o convergencia, es cuando el viento sale con velocidad menor, de hecho, parece que escapa, la convergencia separa el aire. En la c´elula de ferrel zona de medias latitudes el viento surge por coriolis y adquiere una direcci´on oeste. Entre la c´elula de ferrel y la polar nos encontramos con una zona de convergencia que se traduce en una zona de bajas presiones. Ya en la c´elula polar a altas latitudes el aire se desploma, y en la zona polar destaca una zona de anticicl´on. Bajas presiones la presi´on disminuye hacia el centro y son el resultado de ascendencias din´amicas o t´ermicas con convecci´on de aire. Los vientos giran en sentido antihorario en el norte, (horario en sur). Cuanto m´as hu´medo es el viento tambi´en es m´as ligero. Altas presiones o anticiclones la presi´on aumenta hacia el centro. Los vientos giran en sentido antihorario en el hemisferio sur y en horario en el norte. Suelen ser m´as extensa que las depresiones. Origen din´amicos : formados por un movimiento de subsidencia, descenso, del aire. En caso de aire c´alido se dan anticiclones tropicales. Origen t´ermicos : formados por un fuerte enfriamiento de las capas bajas de la atm´osfera por contacto con un suelo muy fr´ıo. Apenas existen en veranos y suelen formarse en invierno en las regiones continentales del hemisferio norte. Espesor de las c´elulas Cuando las c´elulas coinciden en direcci´on y sentido los gradientes de presi´on y temperatura el viento arrecia con la altura. Si no coinciden amaina en altura. En altas y bajas latitudes los gradientes son contrarios. Amaina con la altura hasta el nivel de no divergencia y surge viento contrario del oeste arreciando con altura hasta tropopausa. Se cierra en troposfera. Lo mismo pasa a bajas altitudes, surge un viento de sentido contrario, primero amaina con la altura y en la tropopausa alcanza el l´ımite de la velocidad. En latitudes intermedias arrecia con altura la componente este del viento. Se cierra en troposfera. Luego llega a la capa de inversi´on y se vuelve de sentido contrario. En la alta troposfera la velocidad es mayor. En toda la tierra en la tropopausa hay vientos del oeste. CIRCULACIO´N EN EL PLANO HORIZONTAL Si se imagina la superficie continental como un tri´angulo, representando vagamente el continente americano o lo que podr´ıa ser europa con asia, donde la mayor superficie continental se ubique en el hemisferio norte. Vamos a distinguir dos estaciones sobre las que estudiamos la circulaci´on en el plano horizontal. Verano Las bajas presiones van a estar sobre el continente mientras que las altas presiones sobre los oc´eanos. Esto se debe a que los rayos solares inciden sobre la l´ınea ecuatorial, exactamente en eltr´opico de c´ancer, es la l´ınea imaginaria que circunvala la tierra a lo largo del paralelo de latitud 23º 26′ 14′′ al norte del Ecuador, debido a esta incidencia hay un calentamiento sobre la superficie y en el aire. Invierno Debido al enfriamiento del continente las altas presiones surgen sobre el continente y las bajas quedan confinadas es el oc´eano. En este caso los rayos inciden sobre el hemisferio sur, sobre el tr´opico de capricornio, en las zonas subtropicales apenas hay incidencias y la atm´osfera que esta encima del continente se enfr´ıa y por ello surgen altas presiones. Las borrascas hacen de engranajes y mueven el aire de altas latitudes a bajas altitudes para man- tener la temperatura constante, se produce una transferencia de energ´ıa. Se produce tambi´en una transferencia de vapor de agua, por eso la humedad relativa se mantienen tambi´en constante. OTROS MECANISMOS SOBRE LA CIRCULACIO´N PLANETARIA Circulaci´on de Walker Es una circulaci´on zonal, es decir que va en sentido de los paralelos. Es la responsable de los fen´omenos del Nin˜o ( duraci´on de una 16 meses) y de la Nin˜a. Este es acoplamiento entre el oc´eano y la atm´osfera donde se produce un ascenso del aire en la zona del pac´ıfico, la superficie del mar se calienta y asciende. En ocasiones esta se desplaza al este al continente americano, donde tiene entonces el fen´omeno del nin˜o, tambi´en llamada oscilaci´on del sur. (figura inferior) Oscilaci´on Decadal del Pac´ıfico La Oscilaci´on del Pac´ıfico Norte o PDO (Pa- cific Decadal Oscillation) es una variaci´on del clima del Pac´ıfico que alterna fases de calen- tamiento y de enfriamiento cada 20 o 30 an˜os. En- tonces es un acoplamiento pero mucho m´as largo en el tiempo, contraste en la temperatura del mar entre el norte y este del pac´ıfico, siendo un proceso an´alogo al nin˜o. Oscilaci´on del Atl´antico Norte La Oscilaci´on del Atl´antico Norte (NAO en sus siglas en ingl´es) consiste en una oscilaci´on atmosf´erica de masa entre el anticicl´on subtrop- ical de las Azores y la regi´on de bajas presiones cerca de Islandia. Se trata de la mayor fuente de variabilidad tanto estacional como interdecadal de la circulaci´on atmosf´erica sobre el continente eu- ropeo. En caso de una gran constaste entre las pre- siones, gran diferencia de presiones, el viento esta muy canalizado entonces el viento procedente de Norte Am´erica se carga de humedad al atravesar el atl´antico y produce precipitaciones en Centro Europa. Ahora bien, si la diferencia de presiones no es muy grande, siendo el contraste de presiones menos intenso, el viento no viene tan canalizado y produce precipitaciones en el sur de Europa, pen´ınsula ib´erica. Dipolo del Oc´eano ´Indico El dipolo del oc´eano ´Indico (IOD), tambi´en conocido como el Nin˜o indio, es una oscilaci´on irregular de las temperaturas superficiales donde la parte occidental del Oc´eano ´Indico se vuelve de manera alterna m´as tibia o m´as fr´ıa, que la parte oriental de este oc´eano. Es por tanto un acoplamiento donde se aprecia el contrate de tem- peratura entre el este y el oeste. CORRIENTE EN CHORRO Tipos de corriente en chorro Es una corriente muy intensa con vientos del oeste que circunvala la tierra, son r´ıos de aire. El Chorro Polar, es el que mejor est´a estudiado y alcanza velocidad de 30m/s, tambi´en tenemos el chorro tropical, ecuatorial y ´artico. Se ubican en la alta troposfera donde hay ruptura de la tropopausa. Aunque la tropopausa sea una capa que limite movimientos y estable hay zonas donde existen rupturas, en esas zonas se ubican estos chorros polares por contraste t´ermino. Chorro polar se tiene m´as constancia de el que de otro tipo de corrientes, se encuentra a nivel de la tropopausa, tiene vientos de anchura de km y otro tantos de espesor, adem´as puede llegar a formar meandros. La velocidad del aire suele ser de 30 m/s. ¿Por qu´e surge? debido a un contraste t´ermico intenso entre el aire de dos latitudes medias y el aire de latitudes altas. Si bien el lugar donde este localizado el chorro produce una ruptura de la tropopausa, de ah´ı proviene el contrate t´ermico. Chorro tropical existe menos evidencia. Se da en el norte de A´frica debido al contraste t´ermico entre el Sahara y la zona mediterr´anea, se tiene entonces una ascensi´on del aire caliente del Sahara con lo que se genera un contraste, dando lugar a una corriente del oeste. Chorro ecuatorial vinculado la monz´on de verano de la India. En este caso es una corriente del este. Chorro ´artico ubicada en la estratosfera a unos 70◦ de altitud y 20 km de altura. Tiene el origen relacionado con los procesos radiactivos de intercambio de energ´ıa en la estratosfera siendo a veces corrientes del este y a veces del oeste, debido al aire caliente a veces es del este y otra del oeste. Procesos de convergencia y divergencia de las corrientes en chorro Se toma un segmento de lo que se supone un chorro polar, formado por equivalentes en velocidad, isotacas, l´ınea que une puntos de igual velocidad en un fluido, como el agua o el aire. En la representaci´on la velocidad se muestra perpendicular al eje, donde la corriente no es uniforme, hay partes con mayor velocidad o menor. Como se aprecia de A a P aumenta la velocidad, hay un proceso de divergencia. El aire en A viene de la troposfera, asciende y aumenta la velocidad. Este ascenso de aire puede provocar precipitaciones. Por su parte desde P a B disminuye la velocidad, el aire se marcha, cae. desciende de zonas donde hay mayor presi´on sufriendo una compresi´on adiab´atica. En este caso no se generan precipitaciones tenemos cielos despejados. Empezando desde la izquierda, el final del chorro. Nos movemos desde el punto A hasta el B y nos desplazamos por la componente de la velocidad perpendicular al chorro. En el centro del chorro la velocidad es mayor que en A. De A al centro del chorro llega aire que empuja el aire que ya estaba, de hecho este aire llega desde abajo, se produce entonces un proceso de divergencia. Cuando nos desplazamos del centro a B el aire se marcha hacia abajo, se desploma, dando lugar a un proceso de convergencia, una divergencia negativa. En la zona de convergencia, lo contrario, va de zonas de mayor presi´on a menor. Por otro lado la compresi´on adiab´atica que va acompan˜ada de calentamiento, no hay mal tiempo si no cielos despejados. Delante del chorro, al inicio del chorro. Si pasamos de A′ con velocidades bajas al centro con velocidades altas, el aire aumenta y dan precipitaciones, un proceso de divergencia con mal tiempo. Por otro lado del centro con m´as velocidades a menos en el punto B′, entonces se produce un descenso del aire que da lugar a cielos despejados, un proceso de convergencia. Ciclo del ´ındice Se llama ´ındice zonal a la diferencia de presiones entre los paralelos 35 y 55 norte (N). Se sabe que var´ıa con periodicidad variable entre 20 y 60 d´ıas. Este periodo es responsable a una alternancia. Entre circulaciones zonales y meridianos en la atm´osfera. Cuando el ´ındice es alto, la circulaci´on es zonal, sigue las paralelas, y se facilita el intercambio entre masa y continentes. Cuando el ´ındice es bajo, la circulaci´on es meridiana, se forman meandros que alejan anticiclones y huracanes. Este tipo de circulaci´on con diferencia de presiones bajas y facilita el intercambio entre latitudes bajas y altas. Situaciones de bloqueo En ocasiones un chorro se vuelve inestable y evoluciona. Sea un chorro delgado e inestable a altas latitudes este baja de latitud en bloque o formando meandros, estos meandros alojan anticiclones y borrascas. En el caso de la figura podemos ver un alta de bloqueo en la alta troposfera, es curioso destacar esto ya que se encuentra en latitudes que no le pertenecen. Sea entonces un anticicl´on situada en altas latitudes vinculado a una corriente en chorro, donde en verdad deb´ıa de haber bajas presiones, la corriente en chorro circula normal hasta que la corriente se convierte en estable. En caso de que sea inestable se transformar´a hasta alcanzar la estabilidad. Suponiendo una corriente en chorro inestable, delgada y a altas latitudes para hacerse m´as es- table deber´a aumentar su radio de curvatura. No entra en la estratosfera y desciende de latitud hasta la troposfera, lo que puede hacer con de- scenso en bloque de corriente e puede formar me- andros que alojan anticiclones en altas latitudes y ciclan en bajas latitudes. Otra situaci´on de bloqueo es un chorro ancho que se puede convertir en inestable que recibe una inyecci´on de corriente de aire y por eso se convierte en inestable. Una forma de hacerse m´as estable es dividi´endose el chorro y cambiando una porci´on de ´el. Se forma entonces una zona de difluencia y luego tenemos una zona de confluencia, por que la velocidad que tiene por que cambiar. Las zonas se desfasan, se divide la corriente. En latitudes altas se tendr´a un anticicl´on y en bajas latitudes se tiene un cicl´on. Monzones El monz´on es un viento estacional que se produce por el desplazamiento de la Zona de Convergencia Intertropical. En verano los vientos soplan de sur a norte, cargados de lluvias. En invierno, son vientos del interior que vienen secos y fr´ıos. Entonces un Monz´on es un movimiento de aire a gran escala que en general se producen en todos los continentes pero que destacan en Asia. El mecanismo por el cual se generan se basa en diferencia de calentamiento entre las superficie conti- nental y oce´anica. En verano, monz´on de verano, la superficie continental se calienta y este aire asciende chocando con- tra el aire cargado de humedad del mar, de esta forma se forma un centro de baja presi´on y libera gran cantidad de precipitaciones al chocar contra algu´n elemento orogr´afico. En Invierno, monz´on de invierno, se da la otra situaci´on, la superficie continental est´a muy fr´ıa y se forma un centro de alta presi´on, el aire se desparrama por el suelo dando lugar al aire continental con un viento muy seco que generalmente no lleva asociado precipitaciones. Los monzones son provocados porque la tierra se enfr´ıa y se calienta m´as r´apido que el agua, de acuerdo con el proceso de la alternancia del aire. Por lo tanto, en verano, la tierra alcanza una temperatura mayor que el oc´eano. Como el viento sopla desde ´areas de alta presi´on (anticiclones) hacia ´areas de baja presi´on (ciclones) con el fin de igualar ambas presiones, La lluvia es producida por el aire hu´medo elev´andose y enfri´andose por ese ascenso en las montan˜as. Cuando el sol calienta las tierras, las brisas soplan en sentido inverso, del mar a la tierra. Est´a a una temperatura mayor, as´ı, el aire se eleva, causando un ´area de baja presi´on en el oc´eano. El viento ahora sopla desde la tierra hacia el oc´eano. Pero como la diferencia de temperaturas es menor que durante el verano, el viento que sopla desde anticicl´on a la borrasca no es tan constante. Los monzones se producen t´ıpicamente en las costas meridionales asi´aticas en el Oc´eano ´Indico y, sobre todo, en las laderas meridionales de la cordilleras m´as elevadas del mundo (Himalaya y Karakorum) donde se producen las lluvias m´as intensas de nuestro planeta, con m´as de 10 m de agua al an˜o (Cherrapunji, Assam), solo comparables a las que se registran en el noroeste de Colombia, en la depresi´on del Quibd´o y en la selva de Dari´en, ya en la frontera con Panam´a. Monz´on de verano movimiento aire a la tierra, porque la tierra al calentarse es un centro de baja presi´on. Se carga de humedad y cuando asciende sore cualquier terreno geogr´afico produce intensas precipitaciones. Monz´on de invierno en esta estaci´on sobre el continente hay un centro de alta presi´on, el aire se desploma sobre ´el y el vineto seco sopla hacia el mar, no se producen precipitaciones. Circulaci´on atmosf´erica en el Laboratorio Se va a ver el experimento de la circulaci´on atmosf´erica con vasija giratoria. Esta experi- encia logra bajo ciertas condiciones de diferencia de temperatura y de velocidad de rotaci´on de la vasija reproducir el comportamiento atmosf´erico que recibe el nombre de ciclo del ´ındice, una la- ternacia entre circulaciones zonales y meridianas. A la vasija llena de agua y part´ıculas s ele im- prime una velocidad de rotaci´on constante y sobre su centro se le pone un foco fr´ıo a modo de im- itaci´on del polo, por otro lado la periferia de la vasija estar´a en contacto con un foco caliente ase- mej´andose al ecuador. En el ´ındice zonal se ve la diferencia de presi´on entre dos paralelos, generalmente el 35ºN 55ºN, en estos hay una regularidad en la variaci´on. Una gran diferencia de presi´on nos da un ´ındice zonal alto al que llamamos flujo zonal y se orienta con los paralelos. Lo vemos en la figura de la izquierda y este flujo permite intercambio de materia y energ´ıa entre mares y continentes. En caso de tener un diferencia baja se tiene el llamado flujo meridiano, donde las ondas se acentu´an y se permite el intercambio entre altas y bajas latitudes. Este flujo debido a sus ondas pronunciadas aloja anticiclones y borrascas. VIENTOS TEO´RICOS Viento Geostr´ofico El viento Geostr´ofico responde a un equilibrio de varias aceleraciones que hace que surja este viento. En escala continental la ecuaci´on de continuidad es fundamentalmente horizontal. Se parte entonces de la ecuaci´on de continuidad. V˙ = −ϱ∇hp − ilV Donde analizando los miembros de la ecuaci´on: −ϱ∇hp: t´ermino del gradiente de presi´on horizontal donde ϱ = 1 ilV : es el t´ermino de coriolis donde l es el par´ametro de coriolis. El t´ermino i nos indica que gira 90º el vector que est´a multiplicando, el i en el sentido antihorario en el hemisferio norte. Surge del equilibrio entre gradiente de presi´on y aceleraci´on de Coriolis. 0 = −ϱ∇hp − ilG ilG = −ϱ∇h p G = iϱ∇hp l G = |∇hp| lρ A menos latitud el par´ametro de coriolis disminuye y el viento de coriolis se vuelve m´as intenso. Sea un mapa de is´obaras El viento geostr´ofico es paralelo a las isobaras y deja a la derecha las altas presiones. Cuantas m´as juntas est´en las is´obaras, mayor ∇hp y m´as G. Cuanto menor es la densidad, m´as intenso es G. Cuanto m´as baja la latitud, G es menor con- siderada iguales. En cuanto al an´alisis en altura a continuaci´on tenemos la siguiente representaci´on que resulta de la inclinaci´on para una determinada presi´on, y cuyo gradiente horizontal de presi´on se describe con la siguiente f´ormula y a mayor inclinaci´on de la superficie is´obara se tendr´a una G mayor. ∂zp ∇hp = p2 − p1 = ρgz = ρgtgα = ρg ∂h = ρg∇hzp Se tratar´a con, isohipsas son las curvas de nivel para isobaras en altura. Siendo entonces la ecuaci´on del viento geostr´ofico en altura la sigueinte. G = iϱ∇hp = iϱρg∇hzp = ig∇hzp l l l |G| = g|∇hzp| Para el an´alisis horizontal los mapas de is´obaras se miden con las siguientes representa- ciones, cada barra son 10 nudos. Este modelo de viento geostr´ofico tiene dos restric- ciones. El viento Geostr´ofico exige una trayectoria rectil´ınea, solo en is´obaras rectas, o en iso- hipsas con muy poca curvatura. No se considera el rozamiento. Viento del gradiente El viento del gradiente es un movimiento circular del aire que obedece a las aceleraciones. Por medio de la modificaci´on de la ecuaci´on an˜adiendo curvatura y rozamiento. La ecuaci´on resulta ser la misma solo que se va a considerar un movimiento circular, por ello solo se aplica a trayectorias circulares, como borrascas. En el caso de los anticiclones solo es aplicable a las zonas con la trayectoria circular muy marcada, puesto que en los anticiclones las l´ıneas est´an generalmente m´as distendidas. V˙ = −ϱ∇hp − ilVg V˙ = −g∇hzp − ilVg V˙ = ilG − ilVg V 2 V 2 V˙ = g ⃗r → g r = ilGVg De esta u´ltima ecuaci´on se deduce que las is´obaras van a describir una circunferencia. Cualquiera de estas expresiones corresponde a la expresi´on de viento del gradiente. Ahora se estudian los casos particulares. Si el radio de la curvatura tiende a infinito el viento geostr´ofico coincide con el del gradiente. R → ∞ Vg = G En el caso contrario cuando el radio de la curvatura no es infinito la a aceleraci´on centr´ıpeta ser´a perpendicular a la trayectoria. Si l es muy pequen˜o, pr´acticamente despreciable. V 2 l ≃ 0 → En el caso de estar en partes de baja lati- tud, el movimiento del aire es circular donde la u´nica aceleraci´on es la del gradiente de presi´on. En el ecuador que hay borrascas se produce un movimiento giratorio dando lugar a centros de ba- jas presiones donde la resultante tendr´a que ir ha- cia dentro en sentido horario. g r = −ϱ∇hp Ecuaci´on de un anticicl´on sin rozamiento Se tiene un movimiento circular de aire entorno a un centro de altas presiones, un anticicl´on, con lo cual la resultante hace que el gradiente de presi´on vaya hacia dentro. Se va a tener un movimiento horario en el HN y con la aceleraci´on centr´ıpeta se obtiene laecuaci´on de una anticicl´on para en caso de que no haya rozamiento. |Vg| R = l|Vg| − ϱ|∇hp| Ecuaci´on de una borrasca sin rozamiento El radio de la curvatura suele ser grande en borrascas con velocidad baja la aceleraci´on centr´ıpeta pequen˜a. Rota en sentido antihorario en el hemisferio norte. De nuevo la resultante tiene que ir hacia dentro. Lo m´as normal es que ilVg por que la suma de ambos es pequen˜o, de hecho los t´erminos de acel- eraciones son pequen˜os. Pero tambi´en se puede dar el caso de que ilVg vaya hacia afuera. La ecuaci´on de una borrasca sin rozamiento. 2 |Vg| R = ϱ|∇h p| + l|Vg| Ecuaci´on de una Borrasca Excepcional (Tornado) Tenemos un centro de bajas presiones, en este caso aunque sea una borrasca la velocidad toma sentido horario como en los anticiclones. Se ha observado que la ecuaci´on de una borrasca excepcional. 2 Solo se da en condiciones de aceleraci´on centr´ıpeta muy grande donde hay gran velocidad del viento y se tiene un radio muy pequen˜o. Las borrascas excepcionales se dan en tornados, particularmente en 1 de cada 5 tornados. Una borrasca excepcional se da cunado ilVg va hacia dentro que va a reforzar el gradiente de presi´on que tambi´en va hacia dentro. Tambi´en existe cuant´ıa de la velocidad, las aceleraciones grandes se dan a velocidades grandes o a radios pequen˜os que es lo que suele pasar en los tornados, un radio pequen˜o hace que aumente la velocidad. |Vg| R = ϱ|∇h p| + l|Vg| Flujo Inercial Se supone un movimiento circular donde el gradiente de presi´on es cero. Suele suceder en centros de alta presi´on donde la presi´on es uniforme que puede considerarse cero. Tenemos un movimiento circular debido unicamente a la aceleraci´on centr´ıpeta. V = −ϱ∇hp − ilv V 2 V 2πR 2π R = lV → R = l → T = lR → T = l Es un movimiento circular debido a la rotaci´on de la tierra, no hay presiones. Se puede observar por la noche en la baja atm´osfera. La atm´osfera esta acoplada al suelo y se forma un viento circular por acci´on de la tierra. Se llama corriente en chorro a baja altura con una distancia m´axima de 300m donde ya se produce un desacople. Teor´ıa elemental del rozamiento Se consideran tres hechos experimentales que determinan la exitencia del rozamiento en la atm´osfera. Enigma de Buys-Ballot: al colocarnos de espaldas al viento las altas presiones quedan a la derecha y un poco hacia atr´as, pero en teor´ıa deber´ıan quedar hacia atr´as. Al ascender el viento gira a la derecha en el Hemisferio Norte. Los hielos polares descienden menos de latitud en el Hemisferio norte que en el sur, para el mismo paralelo se encuentran temperaturas mayores. Viento del equilibrio Si escribimos la ecuaci´on de rozamiento se ve que a la ecuaci´on se le an˜ade un nuevo t´ermino. V˙ = −ϱ∇hp − ilV − kV Suponemos que con estas aceleraciones se alcanza el equilibrio, recibe el nombre de Viento del equi- librio 0 = −ϱ∇hp − (k + il)Ve −ϱ∇hp −ϱ∇hp(k − il) ϱ∇hpk ϱ∇hpil ϱ|∇hp| Ve = = k + il k2 + l2 = k2 + l2 + k2 + l2 → |Ve| = √k2 + l2 El viento en equilibrio justifica estos hechos por que atraviesa las is´obaras que llevan el aire desde anticiclones a borrascas. Y es que atraviesa is´obaras llevando el aire de bajas a altas presiones. Si el terreno es muy rugoso α ser´a muy pequen˜o, por el contrario a poco rozamiento α ser´a muy grande. Con esto se explican los hechos experimentales. Al ascender α es m´as grande, menor rozamiento ya que la k disminuye y el viento en equilibrio tiende a volverse geostr´ofico. EL rozamiento es mayor en el hemisferio norte que en el hemisferio sur debido a que hay mayor ru- gosidad debida a que existe mayor superficie con- tinental. Cuanto m´as rugosa sea la superficie el aire atraviesa de las altas a las bajas presiones, en el HN habr´a mas rugosidad que en el sur esto conecta con el tercer hecho experimental. En el HN el aire c´alido se transporta con m´as intensidad que en el HS, por eso para la misma tem- peratura, por eso para la misma latitud esta ser´a m´as alta en el HN que en el HS de ah´ı que los hielos polares descienden menos en el HN que en el S. En caso particular de que el par´ametro de coriolis pequen˜a o pr´acticamente cero por que nos encontramos en el ecuador o en un recorrido de aire lo suficientemente corto para despreciar la rotaci´on de la tierra con l = 0, surge un viento del equilibrio puede escribirse de la siguiente forma y que es perpendicular a las is´obaras desde altas a bajas presiones. V = −ϱ∇hp k Como se trata de un viento que atraviesa las is´obaras perpendicularmente de las altas a las bajas presiones, un viento antitr´ıptico. Esto ocurre en el ecuador o en porciones escogidas de recorrido corto donde se pueda ignorar coriolis. El viento del equilibrio es subgeostr´opfico |G| = ϱ|∇hp| → |Vl| = √ l = senα l |G| k2 + l2 Esta expresi´on tiene una interpretaci´on geom´etrica pues a medida que ascendemos el viento del equilibrio se pone paralelo y tiende a confundirse con el geostr´opico. Lo que sucede es que la primera figura representa el caso ideal, una aproximaci´on puesto que la realidad lo que sucede es que describe una espiral logar´ıtmica, la espiral de Ekman-Taylor |Vl| = |G|senα Durante el d´ıa tiene relaci´on con la estructura de la parte baja de la atm´osfera, pero solo por el d´ıa ya que por la noche toda esta estructura colapsa. A continuaci´on tenemos la estructura de la capa l´ımite planetaria. En la capa superficial el flujo de calor y momentos son constantes. Direcci´on de viento constante con la altura. Por otro lado en la atm´osfera libre tenemos el viento geogr´afico y en la capa Ekmann est´a el viento con espiral logar´ıtmica. Suele haber encima de la capa de Ekmann, una capa estable mientras que durante la noche se forman capas residuales. Viento t´ermico En este caso se analiza el viento en altura, se toma la expresi´on correspondiente al an´alisis en la altura por lo cual se ve la cizalladura vertical, diferencia de velocidades de viento verticales, del viento geostr´ofico, de hecho vamos apartir de este. G = ig∇hzp = i∇h(gzp) = i∇hϕ l l l Sabiendo la siguiente relaci´on se procede a analizar la parcial: ϕ 1 RT dp = −ρgdz = −ρdϕ → ∂p = ρ = − p = ρRT p ∂G i ∂ϕ i RT Ri ∂G p ∂p = l∇h|p ∂p | = l∇hp(− p ) = − l ∇hT = ∂lnp′ En la siguiente ecuaci´on se aprecia como cambia el viento geostr´ofico con la altura. Ri dG = − (∇ T ) dlnp = −R K⃗ × (∇ T ) dlnp Se analiza ahora la expresi´on del viento t´ermico, que surge de los anterior, donde tenemos la cizalladura vertical del viento geostr´ofico. 2 R P2 ⃗ Vt = dG = G2 − G1 = − l K ( hT )pdlnp P1 Suponemos que lo de la integral lo sacamos por ser constante tal que VT quedando una constante hT , entonces es paralelo a las is´otopas deja a la derecha las temperaturas altas. En caso de que se produzca un giro del aire en sentido antihorario se denomina afecci´on fr´ıa (izquierda) , que va de zonas de menor temperatura a mayor temperatura. En caso de que halla un giro del viento geostr´ofico en sentido horario tendremos una afecci´on c´alida (derecha). En un corte vertical, podemos establecer la direcci´on de los gradientes para un an´alisis del viento en altura. En primer lugar si coinciden los gradientes de presi´on y temperatura el viento arrecia en altura. En caso contrario, donde no coinciden los gradientes de presi´on y temperatura el viento geostr´ofico amaina con la altura. Atm´osfera Barotr´opica y Barocl´ınica Si la densidad es solo funci´on de la presi´on la superficies is´obaras coinciden con isot´ermica y coinciden con las is´oporicas, no hya vineot t´ermico y no hay cizalladura del viento geostr´ofico. Se tienen antici- clones en altas y bajas latitudes. Diremos que la atm´osfera es barotr´opica cuando no hay cizalladura vertical y la densidad es solo funci´on de la presi´on. ρ(p).Esto se da en manantiales de masas de aire que alcanzan estas condiciones de barometr´ıa, como pueden ser algunos anticiclones. Por otro lado la atm´osfera barocl´ınica la densidad es funci´on de la presi´on y temperatura. En caso de haber viento t´ermino el viento gesotr´ofico cambiar´a con la altura. En este caso adem´as las isoclinas e isobaras no coinciden y de hecho forman un cierto ´angulo. Si la densidad es funci´on de la presi´on y temperatura las superficies is´obaras forman un ´angulo con las superficies isot´ermicas, entonces hay un viento t´ermico. Una columna de aire en movimiento no mantiene su forma vertical. ESTRUCTURA VERTICAL DE LOS ANTICICLONES Y LAS BORRASCAS Anticicl´on fr´ıo : en este caso se cuenta con gradientes contrarios, el aire que lo rodea es m´as c´alido, el viento amaina con la altura en la troposfera, a medida que descendemos el nivel de las is´obaras es menor. Luego surge un movimiento contrario al aire que arrecia con la altura hasta llegar a la tropopausa. Por encima de un anticicl´on fr´ıo hay una borrasca dentro de la troposfera. El viento amaina hasta los 600 hPa donde llega al nivel de no divergencia y luego surge un viento en sentido contrario que arrecia surgiendo as´ı una borrasca. Anticicl´on c´alido : en este caso los gradientes van ambos hacia dentro y como coinciden los gradientes de presi´on y temperatura el viento arrecia con la altura. Tenemos una superficie de is´obaras que van cada vez m´as inclinadas dentro de la troposfera. Este anticicl´on se desarrolla en toda la extensi´on de la troposfera y en toda ella se produce un movimiento anticicl´onico. Borrasca c´alida : movimiento cicl´onico en torno a un centro de bajas presiones, al ser c´alida el gradiente de temperatura va hacia adentro pues el aire que lo rodea es m´as fr´ıo. Como los gradientes son contrarios, el viento amaina con la altura. La inclinaci´on de las superficies is´obaras va descendiendo a medida que ascendemos, luego surge un movimiento que arrecia con la altura hasta llegar a la tropopausa. Las superficies is´obaras est´an hundidas, la inclinaci´on de superficies is´obaras disminuye hasta el nivel de no divergencia 600hPa y despu´es surge viento sen sentido contrario. Encima de una borrasca c´alida hay un anticicl´on Borrasca fr´ıa : es un centro de bajas presiones y el gradiente va hacia afuera. Fr´ıo o caliente depende de la superficie sobre la que est´a situada o las masas de aire que la rodean. Suponiendo que la rodea una masa fr´ıa, el gradiente horizontal de presi´on va hacia afuera. En este caso coinciden los gradientes y por eso el viento arrecia con la altura dando lugar a un movimiento cicl´onico en toda la troposfera. La inclinacin˜on de las superficies is´obaras aumenta con la altura, dentro de la troposfera, aqu´ı dentro es donde hay viento cicl´onico. Tenemos superficies is´obaras hundidas y se inclinan casa vez que aumenta. Sistemas m´oviles : Se llama sistema m´ovil al conjunto de anticicl´on fr´ıo junto con las borrascas c´alidas, se separan entonces en circulaci´on cicl´onica y anticicl´onica. En corrientes de circulaci´on anticicl´onica se tienen superficies levantadas y en la circulaci´on cicl´onica se encuentran hundidas. Si bien esto cambia con la altura. En un anticicl´on fr´ıo el aire se desprende y se sufre compresi´on adiab´atica acompan˜ada de calen- tamiento, se convierte entonces en un anticicl´on caliente. En la borrasca, el aire desciende, llega un momento que el aire caliente se agota y llega el aire fr´ıo parando la borrasca fr´ıa y dando un movimiento cicl´onico en toda la troposfera. Entonces los ejes evolucionan en la posici´on vertical. Vientos isalob´aricos Los cambios de presi´on tambi´en afectan al viento . Este u´ltimo es en primera aproximaci´on un equilibrio entre el gradiente de presi´on atmosf´erica y la fuerza de Coriolis debido a la rotaci´on de la Tierra. Cuando la direcci´on del movimiento del aire se estabiliza entre estas dos fuerzas, se vuelve paralela a las isobaras y genera el viento geostr´ofico . Este u´ltimo dar´a el viento real teniendo en cuenta la fricci´on y la fuerza centr´ıpeta cerca de la superficie. Una variaci´on del campo de presi´on mostrado por los isalobares tambi´en agrega un componente de aceleraci´on a este equilibrio y debe tenerse en cuenta en el c´alculo del viento (ver viento ageostr´ofico ). Por definici´on, este viento isalob´arico es la velocidad del viento para la cual la aceleraci´on del viento geostr´ofico es exactamente compensada por la fuerza de Coriolis . Preludio: tendencia Barom´etrica Es la variaci´on de presi´on en el transcurso del tiempo. ∂p ∂t dp = −ρgdz ∞ dp = 0 ∞ ρgdz 0 0 − p = − ∞ ρgdz p = 0 ∞ ρgdz = 0 ∞ ρdϕ 0 ∂p ∞ ∂ρ ∂ρ ∂(ρw) ∂t = − ∂t dϕ → ∂t = −∇(ρ⃗u) = −∇h(ρ⃗u) − ∂z ∂p ∂t = − ∂p ∂t = − ∞ ∇(ρ⃗u)dϕ − ∞ ρ∇h⃗udϕ − ∞ ∂(ρw) dϕ 0 ∂z ∞ ⃗uh hρdϕ 0 Se analiza ahora los t´erminos anteriores y su significado. T´ermino convectivo : ∞ ρ∇ ⃗udϕ Sea una columna de aire la entrada de m´as aire provocar´a un aumento de presi´on y solo la salida del aire disminuir´a la presi´on. T´ermino adhesivo : ∞ ⃗u ∇ ρdϕ h Si ahora sustituimos el aire por una masa de menor densidad, la presi´on dimsinuir´a en dicha columna. Si por el contrario se sustituye el aire por una masa mas densa que el aire, aumentar´a la presi´on. Campo isalob´arico Es un campo de tendencias barom´etricas donde las isal´obaras unen puntos con la misma tendencia isobarom´etrica. Se tienen datos de preis´on cada 3h, entonces los campos se construyen cada tres horas. En el dibujo se ve la intersecci´on y se puede calcular la variaci´on de presi´on con el tiempo y partir de ah´ı trazar las isalob´aricas. La isobaras unen puntos con la misma tenden- cia isobarom´etrica, se tienen datos cada 3h y los campos se van a dibujar cada tres horas entinces. En la intersecci´on se puede calcular la variaci´on de presi´on con el tiempo y partir de ah´ı se trazan las isob´aricas. Viento isalob´arico El viento real es la suma del viento gesotr´ofico mas el viento no gestr´ofico que da cuenta de como cambia la presi´on en el transcurso del tiempo. Tenemos dos teor´ıas pertenecientes al viento isalob´arico. Teor´ıa de Braut y Douglas : en esta teor´ıa se parte de la siguiente ecuaci´on de donde despejaremos la velocidad, luego se continuar´a estudiando. dv 1 1 1 dv dt = −ρ∇hp − ilv → v = il (−ρ∇hp − dt ) ∂v 1 1 ∂p ∂ dv 1 1 1 ∂p ∂t = il (−ρ∇h ∂t − ∂t dt ) → v = il (−ρ∇h − ilρ∇h ∂t ) 1 1 1 ∂p ′ v = −il ρ∇h − l2ρ∇h ∂t → V = G + V V ′ = 1 ∂p −l2ρ∇h ∂t La interpretaci´on de esta teor´ıa reside en que se tiene un campo isalob´arico dirigido de + a - y cortado por isalobaras perpendicularmente. Teor´ıa de Moller y Silbert o Teor´ıa del viento de retardo : esta por su parte sostiene que a la atm´osfera le lleva un cierto tiempo acostumbrarse a los cambios de presi´on, es decir, a la nueva presi´on. V = Gt − △t = Gt ∂G − △t ∂t = Gt i − △tρl∇ ∂p h ∂t = Gt − V i G = ρl∇h p V ′ = Gt i ∂p ρl h t En la realidad si tenemos vientos muy bajos, un gradiente de presi´on muy d´ebil, y m´ınimos isalob´aricos muy marcados. El viento isalob´arico se dirige de positivo a negativo girando en determinado ´angulo con las isalob´aricas. En la realidad si tenemos vientos muy bajos, d´ebil gradiente de presi´on, y m´ınimos isalob´aricos muy marcados, el viento isalob´arico dirige de pos- itivo a negativo girando un determinado ´angulo con las isalob´aricas. MASAS DE AIRE Una masa de aire es un cuerpo de aire de grandes dimensiones con temperatura similar al igual que contenido de humedad y gradiente vertical de temperatura. Sus caracter´ısticas dependen de los siguientes puntos. Naturalezas de manantiales Transformaciones de masas de aire Edad de de las masas de aire. En cuanto a la naturaleza de los manantiales, los manantiales son anticiclones por que en ellos hay un nacimiento lento y divergente del aire y se dan las condiciones de barometr´ıa, cuando la densidad solo depende de la presi´on. Los manantiales se clasifican segu´n su temperatura Masas de aire fr´ıas: tipo ´artico o polar, con la diferencia de que en el ´artico son un poco m´as fr´ıas. Masas c´alidas de aire : tipo tropical Los manantiales se clasifican segu´n la superficie en la que est´an, esto es segu´n su humedad Tipo continental (C) Tipo mar´ıtimo (M) Si bien no son posibles todas las combinaciones tenemos continental ´artico y polar como Siberia y Canad´a sobre todo en invierno. Al igual tenemos el continental tropical y el mar´ıtimo tropical. Las caracter´ısticas de CA y CP son de aire estable, ya que al estar sobre suelos fr´ıos se da un fen´omeno de inversi´on t´ermica. En estas zonas en general hay un contenido de humedad bajo ya que apenas se producen precipitaciones. Las caracter´ısticas de MT y CT son que en general son masas estables y su diferencia viene de la humedad. En MT si se desplaza hacia el norte, superficies fr´ıas, se van a producir nieblas. En los CT por ejemplo la masa de aire del sahara, una masa de aire recalentada, el suelo esta muy caliente y son m´as estables pero si se desencadena una situaci´on inestables habr´a una gran cantidad de movimientos verticales aunque no precipitaciones. Estudio de las diferentes masas de aire Masa continental polar El recorrido de la masa se origina en el anticicl´on de Norteam´erica, una masa fr´ıa y con poca humedad. Al alcanzar el oc´eano Atl´antico se inestabiliza por la corriente del golfo y se carga de humedad. Se encuentra entonces una superficie m´as fresca y se hace m´as estable, por u´ltimo alcanza el continente. Si se encuentra con un suelo m´as caliente se hace inestable y se se encuentra con un obst´aculo orogr´afico surgen las precipitaciones. An´alogamente ocurre en el pac´ıfico. En caso de que la masa descienda por el continente americano el suelo est´a m´as caliente y se hace inestable. Como el contenido de humedad es bajo, se producen entonces precipitaciones d´ebiles. Sin embargo, cuando se alcanza la zona de grandes lagos, ah´ı se carga de humedad y da lugar a intensas nevadas. Masa mar´ıtimo tropical En el caso de una masa de aire c´alido, tenemos la masa mar´ıtimo tropical. Si esta masa se desplaza hacia el norte, se encuentra con una superficie de agua cada vez m´as fr´ıa y se originan nieblas de anecci´on. Si m´as tarde se alcanza el continente y se encuentra con un obst´aculo orogr´afico se dar´an precipitaciones. Si se desplaza hacia el sur se vuelve inestable ya que se encuentra con la superficie del mar mucho m´as caliente. Masa continental tropical sobre el norte de A´frica Si se desplaza hacia el norte se encuentra con el mar mediterr´aneo carg´andose de humedad y al alcanzar Europa choca contra la cordillera de los Alpes. Tipos de transformaciones que sufren las masa de aire Cambios termodin´amicos Sobre superficies de aire caliente se hace m´as inestable que en una fr´ıa. Se hace m´as inestable el perfil con la temperatura. CPK : se denota as´ı cuando se desencadena sobre una superficie fria. CPW : Cuando se desencadena sobre una superficie c´alida. Transformaciones din´amicas Se da en procesos que son turbulentos, como remolinos en la atm´osfera, sobre todo en la baja atm´osfera, o en los ascensos y descensos de una columna de aire, experimenta compresi´on, as´ı como en el ascenso de una columna de aire cuando se eleva sobre una montan˜a o cuando desciende por la ladera de una montan˜a o sistema montan˜oso. Frentes Es la zona de separaci´on de dos masas de aire y cuenta m´as o menos con una anchura de 2 km. Los frentes se van a manifestar por medio de una sonda. Inversi´on frontal La sonda lo que leva es una caja suspendida de un globlo que lleva resistencia y otra que aporta el punto de radio, la temperatura del aire cuando se condensa. Si bien es verdad cuando hay nubes se confunde, En un frente de inversi´on se separan las capas de aire. La inversi´on frontal se forma cuando una capa de aire relativamente fr´ıo cerca del suelo pasa por debajo de una capa de aire relativamente c´alido y menos denso y lo desplaza hacia arriba, levant´andolo. Este proceso de formaci´on de una inversi´on ocurre con el paso de un frente fr´ıo. Es causado por el movimiento horizontal y vertical del aire. Los ciclones templados se forman por la convergencia de los vientos c´alidos del oeste y el aire polar fr´ıo, por lo que el aire c´alido se superpone al aire fr´ıo. La presencia de aire caliente arriba y aire fr´ıo abajo invierte el gradiente normal y ocurre una inversi´on de temperatura. Este tipo de inversi´on tiene una pendiente considerable, mientras que otras inversiones son casi horizontales. Adem´as, la humedad puede ser alta y las nubes pueden estar presentes inmediata- mente encima. Este tipo de inversi´on es inestable y se destruye a medida que cambia el clima. Inversi´on por subsidencia Es una inversion seca y se da cuando el aire se desploma. Se forma por el movimiento descendente del aire en los anticiclones. En este caso no se forman junto a la superficie, sino a una determinada altura (en general superior a 500 metros). Suelen cubrir grandes extensiones y pueden ser bastante persistentes. En una situaci´on de altas presiones (anti- cicl´onica), el aire fr´ıo de las capas altas comienza a descender hacia la superficie dando lugar a un movimiento denominado subsidencia. En ese de- scenso el aire se comprime (aumenta de presi´on), se calienta (calentamiento adiab´atico) y se seca (de ah´ı la ausencia de nubes). Tras varios kil´ometros de descenso puede llegar a ser m´as c´alida y seca que el aire que le rodea tanto por encima como por debajo. Se trata de un proceso lento que puede prolon- garse durante varios d´ıas. Durante este per´ıodo, la inversi´on por subsidencia se fortalece conforme se acerca al suelo y el aire se vuelve cada vez m´as c´alido y seco que la capa de aire inferior. Este tipo de inversi´on dificulta enormemente la dispersi´on de contaminantes. Muchas veces es compatible la existencia simult´anea de una inversi´on superficial (por irradiaci´on) con una inversi´on de subsidencia en niveles m´as altos de la troposfera. Inversi´on de turbulencia Inversi´on seca que se da en la baja atm´osfera. Este proceso tiene que ver por la paradoja del shaw. Si nosotros pudi´eramos agitar la baja atm´osfera y derretir las cumbres por los aire calientes de los valles, tendr´ıamos el efecto con- trario, calentar´ıamos los valles, las zonas bajas y se enfriar´ıan las zonas altas. Inversi´on por radiaci´on Este tipo de inversi´on se produce en la baja atm´osfera se presenta generalmente por la noche, cuando la superficie terrestre, al no recibir la radiaci´on del sol que la calienta, se enfr´ıa y por tanto el aire que se encuentra en contacto con la superficie se enfr´ıa m´as que el de mayores alturas. La atm´osfera pierde energ´ıa por la noche en forma de radiaci´on. Condiciones cinem´aticas y din´amicas del frente Condici´on cinem´atica : la velocidad del aire normal a la superficie frontal, tiene que ser igual en ambas masas de aire para que no se mezclen. Condici´on din´amica : las presiones en ambos puntos deben ser iguales. Suponiendo el frente de la imagen. PB1 = PA1 + ∇P1ds PB2 = PA2 + ∇P2ds 0 = (∇P1 − ∇P2)ds No tiene componente tangencial, ds es tangente a la superficie frontal. Invasiones de aire fr´ıo Aire del polo que entre en latitudes medias. Situ´andonos en el frente polar con vientos del noreste imaginamos que por alguna raz´on, por un cambio atmosf´erico o por un choque, se frena la componente este, por consecuencia de la ecuaci´on de la ecuaci´on de Morjuler la inclinaci´on de la su- perficie frontal se hace m´as pequen˜a. En estas condiciones el aire fr´ıo entra en las latitudes me- dias desde el polo. Borrascas ondulatorias Las borrascas extratropicales o borrascas ondulatorias, llamadas as´ı por deberse a ondulaciones de los frentes polares. El viento del noeste por algo se incrementa y la superficie frontal se vuelve cada vez m´as inclinada llegando en un momento incluso a abombar el frente. Se activa entonces un remolino cicl´onico produciendo una ondulaci´on de la superficie frontal. Por u´ltimo se desgaja y se forma la borrasca compuesta por dos frentes, uno c´alido y otro fr´ıo. Tipos de frentes Frente fr´ıo El frente fr´ıo es una franja de inestabilidad que ocurre cuando una masa de aire fr´ıo se acerca a una masa de aire caliente. El aire fr´ıo, siendo m´as denso, genera una ”cun˜a” y se mete por debajo del aire c´alido y menos denso. Los frentes fr´ıos se mueven r´apidamente. Son fuertes y pueden causar perturbaciones atmosf´ericas tales como tormentas de truenos, chubascos, tornados, vientos fuertes y cortas tempestades de nieve antes del paso del frente fr´ıo, acompan˜adas de condiciones secas a medida que el frente avanza. Cuando una masa de aire fr´ıo va desplazando una masa de aire c´alido que tiene delante. Forman nubosidad localizada (nubes bajas, medias y altas en ese orden), de desarrollo vertical e intensas precipitaciones y tormentas. Se representan con color azul y con tri´angulos. A continuaci´on se exponen las caracter´ısticas de un frente fr´ıo. La inclinaci´on de la superficie frontal es grande. Se produce un desplazamiento del aire acompan˜ado de precipitaciones intensas. La banda de mal tiempo es una banda es- trecha de 100 a 150km Cuando pasa el frente fr´ıo aumenta la veloci- dad del viento y cambia bruscamente entre 40-180º la direcci´on. Por su parte la tem- peratura disminuye y una vez que pasan las precipitaciones mejora la visiblidad. Frente c´alido Un frente c´alido se genera cuando una masa de aire c´alido empuja en su movimiento a una masa de aire fr´ıa que tiende a retirarse, como el aire fr´ıo tiene una densidad mayor, el efecto que produce el choque entre las masas de aire es el de una cun˜a de aire fr´ıo por cuyo plano inclinado asciende el aire c´alido, que suele ser muy hu´medo y se enfr´ıa r´apidamente. La nubosidad es estratigr´afica (nubes altas, medias y bajas en ese orden) y precipitaciones mas suaves y persistentes. Se representan con color rojo y con semic´ırculos. Masa de aire c´alida que asciende sobre una masa de aire fr´ıo que se retira positivamente. A continuaci´on se presentan sus caracter´ıstica. En este caso la inclinaci´on de la superficie frontal es mucho menor. Se forman nubes con el aire ascendente pero son estratiformes, en el caso de que el aire sea inestable se forman cu´mulos. Dan lugar a precipitaciones suaves, en caso de ser inestable se forma gran cantidad de nubes e intensas precipitaciones. La banda de mal tiempo es m´as extensa, 300- 1000 km Si pasa aire c´alido la velocidad del viento disminuye y su direcci´on cambia de 30 a 40 º, la temperatura tambi´en cambia se vuelve m´as caliente y la visibilidad empeora. Los movimientos verticales dan lugar a menos precipitaciones pero la existencia de nubes altas, cirros, anticipan un frente c´alido. Actividad del frente Un frente es m´as activo cuando m´as pasivo sea la masa de aire que tiene delante. Para que un frente fr´ıo sea muy activo interesa que el aire fr´ıo se desplace antes que el caliente. Si esto no ocurre el aire caliente se desliza, y delante del frente se forman inestabilidades, movimientos ver- ticales, que se llama l´ınea turbonada. La l´ınea turbonada : Cualquier l´ınea o banda es- trecha no frontal de tormentas activas. El t´ermino suele emplearse para describir l´ıneas continuas o discontinuas de tormentas fuertes. Es por tanto una l´ınea de focos convectivos activos, continuos o con roturas, incluidas las zonas contiguas de pre- cipitaci´on resultantes de la existencia de tormentas En un frente c´alido se quiere que el aire c´alido se mueva r´apido, entonces el aire asciende. Con lo cual la trata del frente de superficie tiene que ser perpendicular a las isoipsas de 500 hPa. Normalmente la velocidad del frente fr´ıo es mayor que la del c´alido, entonces el sector c´alido se va cerrando. Hay dos tipos de frentes oclusivos. Los frentes ocluidos se originan cuando el frente fr´ıo alcanza al frente c´alido y tenemos por tanto el frente ocluido c´alido y el ocluido fr´ıo. Oclusi´on c´alida: tenemos una masa de aire muy fr´ıa y otra menos fr´ıa, entonces la masa de aire muy fr´ıa asciende sobre la menos fr´ıa. Es similar al frente c´alido.Si la masa de aire fr´ıo F1, izq, es m´as caliente que F2,derecha. Oclusi´on fr´ıa: tenemos una masa de aire mas fr´ıa que empuja a la masa de aire menos fr´ıa entonces la masa de aire mas fr´ıa se introduce por debajo de la menos fr´ıa. Es similar al frente fr´ıo. La masa de aire fr´ıo de la izquierda es m´as fr´ıa que la de la derecha. Relaci´on entre la dispersi´on y situaci´on psin´optica En el 1 se tiene una dispersi´on baja, no bajan las concentraciones. En el 2 una dispersi´on baja delante de un frente c´alido. En 3 una dispersi´on moderada entre dos frentes. Cuando pasa el frente fr´ıo se activan movimientos verticales y la dispersi´on es muy alta, esto sucede por ejemplo en el punto cuatro. Cuando un frente desaparece de denomina front´olisis. Proceso de atenuaci´on o incluso de desvanecimiento de un frente o de una zona frontal, por ejemplo por influencias f´ısicas (radiaci´on) o cinem´aticas (campo de movimiento del aire). En la imagen de la izquierda tenemos un campo de deformaci´on, con eje de contracci´on en y, y el de dilataci´on en x. Una situaci´on es idealmente fratog´enica cuando se tienen dos masas de aire en situaciones distintas. Frantog´enica tiende a juntarlas, la frantelisis tiende a alojar masas de distintas caracter´ısticas. Ecuaci´on de Margules La ecuaci´on de margules aporta la inclinaci´on de un frente frontal. tgα = l(T2V1 − T1V2) g(T2 − T1) Si es puramente t´ermica: V1 = V2 = V T1 ̸= T2 Si es puramente cinem´atica, la tangente de alfa se va al infinito T1 = T2 V1 ̸= V2 El punto de roc´ıo es la temperatura a la cula el aire empieza a condensarse. Cuando en un sondeo la curva de punto de roc´ıo y el de z(t) est´an cerca, quiere decir que hay mucha humedad y si est´an juntas hay una nube. CIRCULACIO´N Y VORTICIDAD Relaci´on con los molinos de aire. La circulaci´on: c = I ⃗vd⃗l dc = d (I ⃗kdl) = I dv dl + I ⃗v d (d⃗l) = I (− 1 ∇P + g)(d⃗l) = ∗ I ⃗v d (d⃗l) = I ⃗vd⃗v = I 1 d(v2) = 0 dt 2 ∗ = n I −∇P (d⃗l) + I ⃗g(d⃗l) = − I ∇P (d⃗l) = − I dP ρ ρ ρ Consideramos ahora dos situaciones: Situaci´on de Barotrop´ıa : cuando la densidad es solo funci´on de la presi´on. ρ(p) p = ρRT dp = RTdρ dc = − I dP = − I RTdρ = − I RTd(lnρ) = 0 Situaci´on de Barochimidad : cuando la densidad es funci´on de la presi´on y la temperatura. Sea el siguiente ejemplo con la brisa marina. B→C − dP > 0 C→D − dP = 0 D→A − dP < 0 A→B dP = 0 A la izquierda las presiones son mayores, entonces j dP > 0. Se ha formado un remolino cicl´onico en sentido antihorario que la tendencia del aire es a la barotr´opica. Circulaci´on debida al movimiento de la tierra CT = t VT VT = ΩR dl = Ωacos(λ − δλ) acos(λ δλ)δα + 0 Ωacos(λ + δλ)acos(λ + δλ)δα + 0 VT λ − δλ CT = Ωa2cos2(λ − δλ)δα − Ωa2cos2(λ + δλ)δα CT = Ωa2[cos2(λ−δλ)−cos2(λ+δλ)]δα = Ωa2δα[(cosλcosδλ+senλsenδα)2−(cosλcosδλ+senλsenδα)2] CT = Ωa2δα4cosλcosδαsenλsenδα = Ωa2δαδα4cosλsenλδλ = 2ΩsenλA = lA A = 2a2cosλδαδλ dCT = ldA dt dt Teorema de la circulaci´on de bjerknes Este teorema dice que si se observa un contorno cerrado en un instante, y se sigue el contorno a lo largo del tiempo, siguiendo el movimiento de todos sus elementos fluidos, la circulaci´on sobre los dos lugares de este contorno son iguales. dCrel = dCa − dCT = − t dP − ldA Vorticidad La vorticidad es el rotacional de la velocidad ⃗ V⃗ , y la medida microsc´opica de los remolinos. Existe la vorticidad absoluta y la relativa. En este caso solo nos va a interesar la componente vertical . Vorticidad absoluta Vorticidad relativa η = ⃗k · ∇⃗ × V⃗a ∂v ∂u ξ = ∂x − ∂y

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