TEMA 3. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS II. LA PRESIÓN Y LA HUMEDAD ATMOSFÉRICAS

1. Las variaciones de presión en el seno de la atmósfera terrestre.

Dos hechos modifican la estabilidad atmosférica: el desequilibrio térmico provocado por el desigual calentamiento terrestre y el movimiento de rotación.

Concepto de presión. Concepto de presión reducida a nivel del mar : Es imprescindible eliminar la influencia de la altitud (introduciendo una corrección teniendo en cuenta la variación con la altura) y las oscilaciones diarias de presión por fluctuaciones de temperatura diarias. Así, las presiones se obtienen a una hora determinada del día, incrementando 11 mmb cada 100 m.

El mapa de isobaras: los individuos isobáricos. Las isobaras son líneas que unen puntos de igual presión (a nivel del mar). Los principales individuos isobáricos son:

• Anticiclones (A, H, +): isobaras cerradas de altas presiones

• Borrascas, ciclones o depresiones (B, D, -): isobaras cerradas de bajas presiones.

• Vaguada: mitad de una borrasca, con la isobara interior de inferior valor que la exterior.

• Dorsal (cuña anticiclónica): mitad de un anticiclón, con la línea interior de mayor valor que la exterior.

• Pantano isobárico: cuando el espacio de presión es confuso y poco diferenciado.

Los centros de acción atmosférica. Las regiones de altas y bajas presiones (también llamadas centro de acción) varían su posición en el tiempo e influyen en el clima, siendo más estables las primeras (asociadas a tiempo seco y caluroso) que las segundas (tiempo variable, nuboso y con precipitaciones). Para diferenciar ambas zonas se toma como referencia la línea de 760 mm (1.015 mb).

Los mapas de las superficies isobáricas (isohipsas) Las isohipsas son isolíneas de altitud correspondientes a las superficies isobáricas (superficies con igual presión atmosférica). Se toman diferentes niveles de referencia, en particular 700, 500 y 300 mmb. No siempre existe correspondencia entre los campos de presión en superficie y en altura. La inversión del centro de acción se produce cuando un centro de baja presión en superficie se transforma en altas presiones en altura y viceversa. Las altas presiones de origen térmico provocadas por aire frío del invierno o las bajas presiones debidas al calentamiento del verano desaparecen en altura. Los centros de acción de origen dinámico son más estables.

Causas dinámicas y térmicas.

• Térmicas: se origina una circulación térmica en áreas restringidas, como mar-costa, montaña-valle, etc. El aire caliente se eleva por su menor densidad, provocando una falta de presión en superficie y caminando en altura hacia las zonas frías, mientras una corriente de aire frío denso fluye desde la zona fría hacia la zona caliente.

• Dinámicas: en el caso de la circulación del aire en el globo terrestre, el motor causante de los principales centros de acción hay que buscarlo en altura y su origen vendrá tanto del desequilibrio térmico como de la rotación de la Tierra.

Viento es todo movimiento del aire ocasionado por diferencias de presión. Con carácter vectorial, integrado por dirección e intensidad. La rosa de los vientos es una representación gráfica y mediante sus 8 direcciones indican dirección e intensidad de los vientos en períodos de tiempo, con longitudes proporcionales al % en que sopló en cada dirección.

2.1. Análisis dinámico del movimiento del aire.

2. 1. 1. El movimiento del aire debido a las diferencias de presión.

La ecuación fundamental de Newton. Interpretación. La ecuación fundamental de Newton. Interpretación : La aceleración de un cuerpo es proporcional a la fuerza e inversamente proporcional a la masa. La fuerza de rozamiento es contraria al movimiento, provocada por el medio donde se desplaza. En las trayectorias curvas intervienen las fuerzas centrífuga y centrípeta (Fc = m x v / r).

Dirección e intensidad de la fuerza gradiente. El movimiento horizontal del aire irá desde los centros de altas presiones a los de bajas presiones con dirección perpendicular a las isobaras. La intensidad depende de dos factores:

• Gradiente de presión: diferencia de presión por unidad de longitud (si las isobaras están muy juntas la velocidad será más alta que si están separadas).

• Densidad del aire: a menor densidad, mayor fuerza y mayor aceleración

2. 1. 2. La fuerza aparente de Coriolis y la desviación de los vientos.

El movimiento de rotación de la Tierra desvía la trayectoria aparente del viento, que deja de ser perpendicular a la línea de máximo gradiente, debido a la fuerza de Coriolis.

Desviación aparente del viento. Ley de Buys-Ballot. En el Hemisferio N, el movimiento resultante del viento iría de las altas a las bajas presiones, pero según una trayectoria inclinada respecto a las isobaras. La ley de Buys-Ballot indica que todo observador situado en el Hemisferio N, colocado en el sentido de desplazamiento del viento, dejaría a su derecha las altas presiones y a su izquierda las bajas presiones (lo contrario en el Hemisferio S).

Dirección e intensidad de la fuerza de Coriolis. La fuerza de Coriolis tiene una dirección perpendicular al movimiento del aire. Su intensidad equivale a Fcor = 2 x W x V x senφ (W velocidad rotación, V la del viento, φ latitud). Se pueden extraer las siguientes conclusiones:

• La fuerza del gradiente del viento será perpendicular a las líneas de máximo gradiente.

• La fuerza de Coriolis sería perpendicular al movimiento del aire.

• La fuerza de rozamiento sería contraria al movimento del aire.

• La resultante de las tres fuerzas sería nula.La velocidad del viento formaría un ángulo respecto a isobaras (depende rozamiento y en océanos > continentes).

Viento geostrófico. Espiral de Ekman. El efecto de rozamiento. El aire se ve frenado por la superficie terrestre. La dirección de la fuerza de rozamiento se opone a la del viento. La velocidad en altura: viento geostrófico. En alturas por encima de 1.000 m el viento sopla aproximadamente perpendicular al gradiente de presión, siendo prácticamente nulo el rozamiento. El viento geostrófico se da cuando el viento sigue la línea de las isobaras.

El equilibrio dinámico en superficie y altura. La desigual dirección del viento en superficie y altura se interpreta como una progresiva adaptación de la dirección del viento a medida que disminuye el rozamiento, variando también la intensidad.

La variación del viento desde la superficie a la altura: la espiral de Ekman. Si fuéramos ascendiendo desde la superficie hasta una altura de 500 a 1.000 m, la dirección e intensidad del viento se modificarían progresivamente hasta alcanzar el valor del viento geostrófico, según la espiral de Ekman.

2. 1. 3. Los movimientos de convergencia y divergencia.

El aporte o pérdida del aire en superficie debe ser compensado con movimientos atmosféricos descendentes o ascendentes:

• Convergencia en superficie: existencia de una acumulación de de aire en un área limitada. Está asociada a los centros de bajas presiones.

• Divergencia: pérdida del aire en una zona limitada. Está asociada a los centros de altas presiones.

Los ciclones actúan como centros de convergencia: el aire se eleva y desciende en un anticiclón.

La circulación atmosférica no está dominada por estos movimientos en superficie, sino por los movimientos que se producen en altura.

2. 2. 1. El mapa de la distribución de presiones y el sistema de vientos dominantes en la superficie terrestre.

Los principales rasgos son:

• Tendencia a la zonalidad

• Las franjas varían su posición estacionalmente

• Las franjas se alteran por la presencia de continentes en el Hemisferio S los contrastes de presión son menores al haber menos tierra.

Distribución

• Bajas presiones ecuatoriales.

• Altas presiones subtropicales.

• Bajas presiones subpolares.

• Altas presiones polares.

El sistema de vientos en superficie. La distribución de presiones es la causa del movimiento del aire. La relativa de acción permite hablar de un sistema de vientos dominante.

• Áreas de calma ecuatoriales, doldrums. Cinturón ecuatorial de vientos variables y calmas. Entre 5° latitud N y S. Área de bajas presiones, con muy poca fuerza del aire y bajo gradiente de presión. Las áreas de calma se llaman doldrums.

• Cinturón de alisios en área intertropical. Desde las calmas ecuatoriales hasta los 30° de latitud. Consecuencia del gradiente de presión entre las altas presiones subtropicales y las bajas presiones ecuatoriales. En el Hemisferio N la dirección es NE-SO, y en el S es SE-NO. Vientos regulares en intensidad (20 km/h) y dirección (del E). Se les llamaba trade-winds (vientos del comercio) en la antigüedad. Estám mejor definidos en Atlántico y Pacífico, que no en Índico. La línea donde se unen los alisios de ambos hemisferios se llama línea de convergencia intertropical (CIT).

• Vientos del Oeste en latitudes medias. Entre las altas presiones subtropicales y las bajas presiones subpolares. Distorsionados por los continentes. Fuerza considerable. Usados por los antiguos navegantes a vela.

• Vientos del Este en altas latitudes. Entre las bajas presiones subpolares y las altas presiones polares.

2. 2. 2. La circulación atmosférica en altura.

Desaparecen los factores geográficos, así como la acción de ciclones y anticiclones de origen térmico a nivel de 700 mmb. Las altas presiones subtropicales (de origen dinámico) aparecen con los mapas de altura. A partir de los 1000 m desaparece la influencia de los factores geográficos.

Circulación dominante del Oeste. Un cinturón de altas presiones subtropicales enmarcan las corrientes de dirección O hasta las zonas polares. La trayectoria de los vientos (geostróficos) manifiestan la existencia de un flujo zonal de dirección O. El cambio estacional decelera las corrientes del O, más lentas en verano, desplazándolas a altas latitudes.

La corriente del Chorro o del JetStream: ciclo estacional. El Jet-Stream o Corriente del Chorro es un flujo de viento de mayor velocidad (entre 200 y 400 km/h en invierno) que se halla concentrado en una estrecha franja situada hacia los 30° de latitud oscilante con las estaciones y a una altura entre 9.000 y 15.000 m. Se descubrió en el Hemisferio N durante la IIª Guerra Mundial, y se ha comprobado su existencia en el Hemisferio S, así como diversas ramificaciones. Su origen es incierto (factores dinámicos, como la rotación, y térmicos, como el desigual calentamiento terrestre). Es de gran trascendencia en la atmósfera y se la ha definido como el verdadero sistema nervioso de la atmósfera interior. Aparte de los cambios estacionales existen otros cambios que afectan al Jet-Stream, tanto en latitud como en velocidad y altura, incrementando la rapidez y bajando la latitud en invierno y debilitándose y ascendiendo de latitud en verano. Por medio de la Jet-Stream el aire caliente del Trópico se traslada hacia el N y el aire Polar hacia el S, con lo que se consigue la nivelación del desequilibrio térmico entre Polos y Ecuador.

Las fases del del ciclo son:

• Corriente rápida (150 km/h), zonal y alta en latitud

• Aparecen ondulaciones, cada vez de mayor amplitud, que generancurvaturas positivas (sentido de las agujas del reloj) anticilónicas y negativas (sentido contrario) ciclónicas.

• La circulación se ralentiza (70 km/h) y se hace una trayectoria más sinuosa que puede dar lugar a gotas frías

Explicación de la circulación general de la atmósfera.

• El primitivo modelo del Halley. Las diferencias térmicas entre Ecuador y Polos eran el eje del sistema térmico. El aire cálido del Ecuador se elevaría, transportando el calor ecuatorial al frío polar. Los alisios serían los vientos superficiales descendientes en latitud y al confluir en la CIT darían lugar a los contralisios. Esta corriente cerraría la llamada célula de Halley, una en cada hemisferio. Este modelo no explica el cinturón de altas presiones subtropicales y los vientos del O de latitudes medias.

• La contribución de Rossby.

• Recientes aportaciones. El Jet-Stream es el verdadero motor dinámico de la atmósfera. Se admite una corriente tubular que coincide con el movimiento del aire en dirección O-E en las altas capas de la troposfera. Las ondulaciones del Jet-Stream permite la zonalidad de los flujos de viento y el trasvase del calor en sentido meridiano.

2.3. Los vientos locales.

• Las brisas tierra-mar. Fenómeno alterno dia (mar-tierra) / noche (tierra-montaña) provocado por la diferencia de calentamiento.

• Vientos de montaña y de valle. En función del calentamiento de las laderas de las montañas. Fenómeno alterno dia (valle-montaña) / noche (montaña-valle)

• Vientos catabáticos o de drenaje. Desplazamiento de aire frío por acción de la gravedad, desde regiones troprgráficamente más altas a otras de menor altitud.

• Vientos foëhn. Efecto producido por las barreras montañosas. El aire es forzado a elevarse, desecándose

[Masas de aire, frentes y perturbaciones.

Una masa de aire es un gran volumen de aire, cuyas propiedades físicas, especialemente la temperatura, humedad y gradiente térmico, son uniformes en una extensión de centenares de kilómetros.

Principales tipos de masas de aire. La clasificación atiende a la región de origen y a sus propiedades de temperatura y humedad:

• Masas tropicales: marítimas y continentales. Ascienden de latitud en verano y descienden en invierno.

• Masas polares: marítimas y continentales.

• Masas árticas: marítimas y continentales. Poca humedad y muy baja temp. Olas de frío en latitudes muy bajas.

• Concepto. Definición. Características. Un frente es la superficie de separación entre masas de aire de características diferenciadas. Será más potente cuanto mayor sea el contraste.

• Principales frentes: polar, mediterráneo, ártico, etc...Los principales frentes son: polar (separa aire polar del tropical), mediterráneo (aire contin. polar del tropical), ártico (polar del ártico), etc.

Las perturbaciones, ocasionadas por contacto de masas de naturaleza distinta, tienden a elevarse, enfriándose y provocando mal tiempo y precipitaciones.

• Las perturbaciones frontales. Génesis y evolución. El límite del frente es recto pero tiende a curvarse permitiendo que el aire frío penetre en el cálido y viceversa. El frente cálido (representado por semicirculares negros) es la discontinuidad entre aire caliente y frío y el aire cálido se eleva por encima de la separación del frente: el aire frío ocupa posiciones más bajas. El frente frío (triángulos negros) es al contrario y el aire frío se introduce como una cuña en la masa de aire caliente, elevándola.

Familias de depresiones frontales. Las perturbaciones frontales no duran más de 3 ó 4 días y se presentan en familias, de evolución escalonada. Relación con la corriente del Jet-Stream.Por otro lado, parece evidente la relación entre el Jet-Stream y la perturbación frontal al coincidir las ondas anticiclónicas del JS con los anticiclones subtropicales y las ciclónicas con las perturbaciones frontales.

Las depresiones de carácter no frontal.

• Gotas frías. Depresiones que tiene lugar en latitudes medias, como una corriente del JS debilitada, de baja velocidad y sinuosa.

• Tornados. Columna de aire de gran rotación que produce enormes remolinos ascendientes, con vientos de velocidad hasta 800 km/h.

• Circunstancias favorables a su formación. Sólo se producen en océanos muy caliente, cerca del Ecuador (8-15° latitud), pero alejados del mismo para que la fuerza de Coriolis mantenga la estructura.

• Fases de su desarrollo. El centro de bp progresa. El huracán se desarrolla e intensifica. Aparece el ojo de huracán (núcleo de aire cálido (10-18° + cálida), donde el aire desciende y se seca y las nubes se disipan). El ojo está circundado por una muralla de nubes de desarrollo vertical. La zona de vientos máximos se encuentra aquí (hasta 200 km/h). El exterior del huracán lo forman nubes en espiral y los cirrus (sombrilla de nubes de hielo). El huracán es trasladado por las corrientes de aire, normalmente alejándose del Ecuador y alcanzan los 25° N o S en direccin E. Suelen desaparecer al sobrepasar un continente por la ausencia de humedad o se transforman en ciclones al contacto con aire frío.

• Efectos destructores. No deben confundirse con los ciclones. El huracán es un fenómeno de efectos destructores terribles, cuyo origen exacto no es conocido, pero sí se sabe que necesita una circunstancias imprescindibles: altas temperaturas del mar (27°). El calentamiento del aire en contacto con el mar, asciende y gira en espiral con velocidad creciente. La energía la suministra por el calor latente de condensación. El huracán se comporta como una máquina térmica, transforma calor en trabajo.]

3. La humedad atmosférica. Las precipitaciones.

3.1.El ciclo del agua en la naturaleza. La atmósfera y los estados físicos del agua.

Cambio de estado y calor latente.

Las moléculas del agua cambian de estado físico, pasando del estado sólido al líquido mediante la fusión, y del líquido al gaseoso por la evaporación. Estas dos transformaciones se producen mediante la absorción de calor. En sentido inverso, el paso de gas a líquido se llama condensación, y de líquido a sólido solidificación o congelación. En estos dos procesos se libera la energía calorífica acumulada en el proceso de cambio directo. La transformación de sólido a gas o de gas a sólido, sin pasar por la fase líquida, se llama sublimación,y también se verifica mediante aporte o cesión de calor. Los cambios de estado se explican mediante la teoría cinética de la materia. El cambio de estado de sólido a líquido se produce a una temperatura fija, llamada punto de fusión. El calor necesario es el calor latente de fusión.Las moléculas en estado líquido se mueven. El aporte de calor incrementa su velocidad, y a partir de un determinado momento, la energía cinética permite a algunas moléculas escapar a la atracción de las restantes y pasar al estado de vapor. Si el fenómeno tiene lugar en todo el líquido a la vez se denomina ebullición y se produce a una temperatura constante. Si sólo se verifica parcialmente, recibe el nombre de evaporación y se produce a cualquier temperatura. El calor necesario para este cambio de estado se conoce como calor latente de evaporación. El proceso inverso (paso de vapor-líquido-sólido) es igual, pero desprendiendo calor. El calor cedido por unidad de masa al pasar de gas a líquido se llama calor latente de condensación, y de líquido a sólido, calor latente de solidificación.

Principales fases del ciclo del agua: evaporación, condensación y precipitación.

El agua en la naturaleza está en continuo estado de transformación, en un proceso cuyas fases más importantes son la evaporación, la condensación y la precipitación, que constituyen un ciclo cerrado denominado el ciclo hidrológico del agua. El agua de océanos, mares, etc., se evapora y pasa a la atmósfera, incrementando su humedad. El contenido de vapor de la atmósfera depende sobre todo de la temperatura. El descenso de la temperatura provoca la condensación del vapor y su posterior precipitación en forma de lluvia, granizo y nieve, tanto en océanos como en continentes. El balance es desigual en ambos, pues en los continentes la precipitación supera a la evaporación. Parte del agua moja el suelo y se evapora de nuevo, pero otra es filtrada y se devuelve a los océanos por los ríos, o bien es retenida (superficialmente, como nieve o hielo, o en capas freáticas). Su oscilación a corto plazo obedece a fluctuaciones estacionales. En los océanos, la evaporación supera a la precipitación, pero se mantiene constante por las aportaciones de los continentes. En el balance del ciclo hidrológico del agua, la mayor parte está en los océanos, pero la atmósfera participa de forma definitiva en el intercambio con tierra y océanos. La versatilidad del agua para el cambio de estado facilita la labor de la atmósfera para redistribuir el agua en la naturaleza mediante la evaporación-condensación-precipitación.

3.2. La evaporación.

La velocidad de evaporación depende de un conjunto de factores. Unos facilitan la energía cinética molecular, y por tanto la evaporación, y otros la dificultan. El cambio de estado de líquido a vapor necesita calor. El calor latente de evaporación necesario para evaporar un gramo de agua varía con la temperatura. El proceso inverso de condensación devuelve el calor comunicado durante la evaporación. La humedad del aire atenúa la oscilación térmica diaria al absorber calor durante las horas de presencia solar y devolverlo en las de ausencia.

Factores que favorecen y dificultan la evaporación.

Temperatura: Es el principal factor que afecta a la evaporación, ya que ésta es máxima en condiciones de fuerte insolación, con lo que se eleva la cantidad de vapor en la atmósfera formando una capa que limita el paso de líquido a vapor, alcanzando un estado de equilibrio, permaneciendo constante la humedad del aire. La temperatura facilita la amplitud del movimiento molecular en el líquido y las posibilidades de escape hacia la atmósfera, y permite que el aire pueda contener un mayor porcentaje de humedad, alejándose del punto de saturación, con lo que un mayor volumen de agua puede integrarse en la atmósfera.

Aire: La presencia de una corriente de aire favorece la evaporación, al limpiar la capa de humedad de la proximidad del líquido y reemplazarla por aire seco, con lo que el agua puede evaporarse de manera más continuada.

Presión atmosférica: La presión atmosférica, al obstaculizar el paso del vapor a la atmósfera libre, disminuye las posibilidades de evaporación. Las moléculas de vapor de agua chocan con el resto de moléculas gaseosas y se ven obligadas a regresar a la masa líquida en mayor proporción. Por tanto, con la altitud y la consecuente disminución de la presión se favorece la evaporación.

Masa suficiente de agua: La evaporación depende de la presencia de una masa suficiente de agua que asegure la alimentación continua del vapor, como en las masas oceánicas, que son la caldera de vapor del motor térmico terrestre.

La condensación es el proceso por el que el vapor de agua atmosférico se transforma en agua líquida. El vapor de agua necesita de un soporte material donde condensarse. Normalmente son impurezas del aire. Otras veces el agua condensa sobre la superficie de objetos con temperatura inferior al punto del rocío. Algunas partículas pequeñas de agua condensadas permanecen en el aire formando nubes, mientras otras precipitan como lluvia, nieve o granizo.

Mezcla de masas de aire no saturadas a distinta temperatura. Como el aire puede contener mayor cantidad de vapor de agua cuanto mayor sea su temperatura, la circunstancia más favorable para su saturación es que se enfríe. Las circunstancias que provocan que el aire alcance el punto de saturación son: mezcla de masas de aire a distintas temperaturas; enfriamiento por contacto; enfriamiento dinámico de la atmósfera; mezcla de masas de aire no saturadas a distinta temperatura. Al no ser lineal la relación entre temperatura y la humedad, la mezcla de ambas puede llegar al punto de saturación. Las masas de aire de diferentes características térmicas e higrométricas poseen densidades distintas, y su mezcla no suele ser frecuente. Por el contrario, su separación formando un frente provoca otro tipo de condensación y precipitación.

Enfriamiento por contacto. Tiene lugar cuando una masa de aire caliente se desplaza sobre una superficie fría. En el invierno, las masas de aire oceánico, cálidas y húmedas, sobre todo por la noche, en contacto con la superficie terrestre más fría, se enfrían por debajo del punto del rocío, dando origen a nieblas por condensación de vapor de agua. También puede darse esta situación (llamada pared fría) en el verano, sobre la superficie fría del mar, cuando una masa de aire cálido procedente de la tierra se pone en contacto con el agua.

Enfriamiento por ascendencia. Es el mecanismo más eficaz. Es responsable de fuertes condensaciones y abundantes precipitaciones al producirse en amplios volúmenes de aire. El origen de la ascendencia puede ser térmico (aire calentado en la base), dinámico (ascensión por convergencia) u orográfico (el aire se eleva por irregularidades del relieve). Los movimientos ascendentes y descendentes del aire son de gran importancia para comprender la condensación y precipitación atmosféricas. Si la ascendencia tiene lugar rápidamente, sin intercambio de calor con el exterior (adiabático), el aire disminuye su temperatura aproximadamente 1°C por cada 100 m de desnivel. A aprtir de alcanzar el punto de saturación, se produce la condensación y la liberación de enrgía del paso de vapor a líquido (calor latente de condensación). El enfriamiento por la disminución de la presión queda compensado, reduciéndose a la mitad (0'5°C por cada 100 m). A este descenso térmico se le llama enfriamiento adiabático húmedo, para diferenciarlo del que tiene lugar antes de la saturación (enfriamiento adiabático seco).

• Convectiva. La masa de aire se eleva por calentamiento del suelo, al perder densidad y presión, y sube hasta encontrar una masa atmosférica de igual o mayor temperatura, momento en que se estabiliza. Son frecuentes en regiones tropicales y ecuatoriales, así como en latitudes medias en tormentas de verano. Su origen es fundamentalmente térmico.

• Orográfica. Si el aire en movimiento se encuentra con algún obstáculo montañoso, se eleva por la vertiente de barlovento y desciende por la de sotavento. La ascensión incrementa su efecto si la corriente contiene un alto porcentaje de humedad, como en el caso de las barrenas montañosas próximas al mar, cuando el aire es empujado del océano al continente. Si la disposición de las montañas es perpendicular, las precipitaciones son aún más abundantes. Una vez superada la cumbre, la subsidencia del aire provoca un calentamiento, originando el efecto foëhn. El aire de la vertiente de sotavento se deseca y disminuye su humedad relativa según desciende, debido al aumento de la presión.

• Frontal o ciclónica. El avance de los frente cálido y frío provoca la elevación del aire, que puede ocasionar la saturación y posterior condensación del vapor de agua. La pendiente del frente frío es superior a la del cálido. La brusca elevación del aire caliente por acción del frente frío provoca lluvias abundantes, que contrastan con las de menor intensidad del frente cálido, ocasionando así una sucesión de diferentes tiempos atmosféricos. La perturbación comienza con lluvias suaves y moderadas (frente cálido), mejora con la llegada del aire cálido y termina con gran inestabilidad provocada por el frente frío. Los obstáculos orográficos incrementan los efectos desestabilizadores. El frente cálido puede aumentar su pendiente al verse deformado por una montaña, mientras que la llegada del frente frío expulsa el aire caliente entre éste y la montaña de forma violenta.

Estabilidad e inestabilidad.

Resumiendo los conceptos: El aire al elevarse se enfría (1°C/100m en el enfriamiento adiabático seco y 0'5°C/100m en el húmedo). El enfriamiento del aire provoca la saturación, condensación y precipitación del vapor de agua atmosférico.La ascensión del aire se ve facilitada por mecanismos orográficos, termo-convectivos y frontales. Es decir, el aire comienza un movimiento de ascensión, principal mecanismo de la condensación (enfriamiento adiabático), por causas térmicas (convección), mecánicas (obstáculo montañoso) y dinámicas. El gradiente estático del aire de la troposfera tiene que ver con las posibilidades de que el aire siga progresando en altura.

Debemos distinguir entre la variación de la temperatura debida a la ascensión del aire (volumen de aire en movimiento) y la estructura térmica vertical de la atmósfera en reposo. De forma general, siempre que la temperatura del aire ascendente sea más elevada que la del aire que le rodea, su densidad será menor y tenderá a seguir elevándose (inestabilidad). Si el aire ascendente alcanza una temperatura inferior a la de las capas de aire estacionario (sin estar obligado a ascender por motivos orográficos, etc.), su densidad será superior y el movimiento se detendrá (estabilidad). La situación de estabilidad / inestabilidad depende tanto de las características del aire estático como del aire ascendente. Un gradiente estático reducido permitirá que el aire iguale pronto la temperatura de la atmósfera, estabilizándose, al contrario que con un gradiente estático elevado. A igualdad del gradiente estático, la inestabilidad será más manifiesta cuanto mayor sea la humedad relativa del aire ascendente. Si no existiera variación del gradiente atmosférico, el aire inestable podría alcanzar la tropopausa. La posible existencia de una inversión térmica sería la causa de la estabilización posterior. Si el desplazamiento vertical del aire está causado por la presencia de un obstáculo orográfico, el movimiento ascensional se mantendrá hasta alcanzar la cumbre. Una vez allí, continuará o no la elevación dependiendo de la estabilidad o inestabilidad atmosférica.

3.3.3. Condensación y formación de nubes. Los mecanismos de la precipitación.

• El mecanismo de la condensación. El vapor de agua, al alcanzar la saturación, puede condensar, dando lugar a la aparición de nieblas o nubes, mezcla o disolución de una masa de pequeñas gotitas de agua líquida o hielo en una masa de aire. La condensación constituye la primera fase del mecanismo de la precipitación, y en la segunda fase las gotitas incrementan su tamaño hasta que precipitan y caen por su propio peso. Para que la condensación tenga lugar son necesarias pequeñas partículas a modo de núcleos de condensación (tamaño inferior a 0'1μ), y de variada procedencia. La presencia de iones acelera el proceso de condensación, que puede comenzar incluso antes de que el aire esté saturado. Algunos elementos procedentes de la contaminación industrial poseen un gran poder de atracción sobre las moléculas de agua, lo que explica la formación de nieblas en zonas industriales y urbanas por la abundancia de polvo y sustancias de desecho. La ausencia de estos núcleos puede provocar que el aire sobrepase el grado de saturación sin producirse el cambio de estado. Este hecho podría tener lugar en una atmósfera limpia y poco contaminada, pero supondría un equilibrio inestable en el que la condensación se alcanzaría bruscamente. El proceso de formación e incremento de tamaño de las gotas de agua aún está por explicarse en detalle. La velocidad de crecimiento de las gotas es mayor en la primera fase de la condensación, y disminuye según alcanzan el tamaño definitivo. El volumen del agua es muy superior al del núcleo o impureza que le sirve de soporte.

La forma y transparencia de las nubes nos informa sobre su formación. La forma nos indica los movimientos del aire: si es inestable, la ascensión del mismo va modelando la nube, dibujando sus contornos (nubes cumuliformes). Por el contrario, el aire estable produce nubes planas de forma tabular, sin espesor, denominadas estratos.

Nubes cumuliformes: Dentro de las nubes cumuliformes, los cúmulos son las más características. Son nubes algodonosas de color blanco, y pueden ser grises en su base o en partes a la sombra. Con buen tiempo suelen ser pequeñas. Cuando la inesabilidad atmosférica es mayor, aparecen los cúmulo-nimbos, nubes tormentosas de gran tamaño, con grandes precipitaciones y aparato eléctrico. Son reconocibles por su forma de yunque. Las corrientes descendentes del aire suelen ser violentas, lo que permite mantener, pese a su peso, el granizo en suspensión, posibilitando su formación y crecimiento. En latitudes templadas pueden alcanzar hasta 5 ó 6 km de altura, pero en regiones tropicales la inestabilidad posibilita su ascenso hasta la troposfera. La parte superior de la nube presenta un blanco intenso debido a los cristales de hielo que la forman.

Nubes estratiformes: Las nubes estratiformes son más largas que gruesas y se subdividen según la altura a la que se encuentran:

- Cirros (6000-12000m): nubes de hielo, delgadas y transparentes, que permiten el paso de la luz solar o lunar. Hay formas características, como los cirrostratos (velos ligeros que producen un halo característico) y los cirrocúmulos (masas globulares apretadas, que se conocen como cielo aborregado).

- Altoestratos y altocúmulos (2000-6000m): los primeros se disponen en una capa que cubre la totalidad del cielo. Los altocúmulos aparecen en pequeños cúmulos de formas geométricas. Su presencia es signo de condiciones atmosféricas benignas.

- Nimboestratos y estratocúmulos (debajo de 2000m): son las nubes bajas, sombrías y cargadas de agua, que precipitan con mayor intensidad.

Desarrollo de las nubes

En las perturbaciones frontales los distintos tipos de nubes desfilan con el paso de los frentes frío y cálido. Al aproximarse la perturbación aparecen los cirros filamentosos, los cirroestratos y los cirrocúmulos. A medida que la perturbación se aproxima al suelo, se ven nubes más bajas, altoestratos y nimboestratos, con los que comienza la lluvia. La débil inclinación del frente cálido ocasiona precipitaciones moderadas. El escaso intervalo de aire cálido suele ir acompañado de altocúmulos, con mejoría del tiempo. La llegada del frente frío provoca inestabilidad y nubes de desarrollo vertical (cúmulo-nimbos), y las precipitaciones son de mayor violencia.

La precipitación aparece al producirse en la nube la condensación a gran escala. Una gota (0'5-3mm), al precipitar, estaría formada aproximadamente por un millón de gotitas de la nube (10-25μ).El mecanismo productor de la lluvia plantea aún grandes interrogantes. Parece que son dos los mecanismos que podrían originar la formación de las gotas de lluvia:

• Coalescencia: responsable de la colisión y fusión de las gotas, que aumentan el tamaño al descender por gravedad.

• Proceso de los cristales de hielo: la tendencia de los cristales a crecer ocasionaría que éstos alcanzasen un tamaño de varios cientos de micras. Los cristales podrían fusionarse entre sí, provocando su precipitación. Si la temperatura fuese baja, los cristales podrían llegar sólidos en forma de nieve.

Los tipos de precipitación dependen de las características de la ascendencia del aire y de la temperatura debajo de las nubes. La lluvia es la forma más común de precipitación. Las gotas pueden alcanzar hasta 7 mm de diámetro (por debajo de 0'5 mm recibe el nombre de llovizna, y por encima de 7 mm se tiende a romper en gotas más pequeñas). En alguna borrasca en invierno se produce a veces la inversión térmica en los 2 kms inferiores de la atmósfera, originando lluvias de características especiales. Una vez que funden los copos de nieve, si el agua debe atravesar una capa más fría, se congela y se produce aguanieve. La nieve se produce cuando la temperatura de congelación está tan próxima al suelo que los conglomerados de cristales de hielo alcanzan la superficie antes de fundirse. Generalmente el nivel de congelación se encuentra por debajo de los 300 m de altura. Al microscopio de aprecian sus formas de cristales hexagonales o prismas. El granizo es una precipitación característica de los cúmulo-nimbos. Las corrientes ascensionales llevan las gotas arriba, enfriándolas y solidificándolas, aumentando su tamaño. Al final, la bola de granizo cae por efecto de la gravedad. El granizo es un destructor de cultivos y llega a alcanzar tamaños increíbles. Tiene estructura interna con capas de hielo lechoso y casi transparente, como una cebolla.

Medida de la precipitación: La medida de la precipitación se hace por el espesor o profundidad alcanzado por el agua. La medición se hace con referencia a un período de tiempo de recogida de la precipitación. Una precipitación de 20mm significaría que el suelo estaría cubierto de agua hasta esa altura si no existieran pérdidas por escorrentía, evaporación o filtración. Otra unidad de medida es el litro/m2, que indica el número de litros de agua recogidos por cada m2 de superficie. Su valor es equivalente al mm (1 l/m2 = 1mm). La nieve se mide de la misma manera, indicando la altura alcanzada en un tiempo determinado. Puede convertirse también en agua y realizar la medición (la relación es 1:10, 10mm nieve = 1mm agua).

La cantidad de agua anual que cae sobre la Tierra alcanzaría un valor medio de 900 mm de altura, pero el reparto se produce de forma desigual según las zonas y las estaciones.

3. 4.1. El reparto desigual sobre la superficie.

• El mapa de isoyetas. Para representar el promedio anual de lluvia existente sobre la superficie terrestre se trazan sobre un mapa unas líneas llamadas isoyetas, que unen puntos que tienen el mismo promedio anual de precipitación. Al igual que con las temperaturas, para eliminar las variaciones anuales los valores de las precipitaciones se refieren a un período suficiente de años.

• Factores que determinan la desigual distribución anual de las precipitaciones. Los factores geográficos inciden en las diversas etapas del proceso evaporación-condensación-precipitación. Hay factores que favorecen un elevado volumen de precipitación: proximidad a océanos cálidos; factores que favorecen el enfriamiento adiabático del aire, como la existencia de gradientes térmicos inestables, áreas afectadas por las perturbaciones o la orografía. Otros factores influyen en que los volúmenes de precipitación sean bajos: distancia de los centros suministradores de la humedad; altas presiones subtropicales; gradientes térmicos estables; situación alejada de la trayectoria de las tormentas; condición de sombra pluviométrica a sotavento de las montañas; bajas temperaturas del aire; corrientes marinas frías.

Áreas de mayor precipitación del globo terrestre:

- Zonas próximas al Ecuador : Estrecha franja que se rompe en los continentes. Las causas son la cercanía a extensas masas de agua cálida, la inestabilidad de las bajas presiones ecuatoriales y l situación en zona de tormentas. Las zonas con precipitación anual más elevada son el Amazonas, la costa norte de Brasil y Guyana y la cuenca del Congo. En zonas como Camerún la pluviosidad se incrementa por efectos orográficos.

- Latitudes medias: Lugar de enfrentamiento de masas de aire de distintas características, con precipitaciones de carácter frontal. El flujo de vientos del oeste incrementa las precipitaciones en la fachada occidental de los continentes, donde las montañas obstaculizan el aire marítimo cargado de humedad (costa oeste de América del Norte, sur de Chile). En Europa, la dirección de las cadenas montañosas reduce el efecto del Frente Polar y las masas progresan más profundamente en el continente. También la precipitación frontal tiene lugar en Nueva Zelanda.

- Lluvias monzónicas del Asia Subtropical : La explicación está en la modificación de la circulación atmosférica a lo largo del año como consecuencia de la cadena montañosa del Himalaya.

Áreas de mayor sequedad del globo terrestre:

• Altas presiones subtropicales: La subsidencia del aire en las altas presiones subtropicales recalienta la atmósfera del Sáhara continental y la península de Arabia. La estabilidad del aire en el cinturón subtropical de altas presiones se acentúa por efecto de las corrientes marinas frías (desiertos de California en el Hemisferio Norte y de Atacama en el Sur). La misma explicación tendría el desierto subtropical del norte de África, relacionado con la corriente fría de Canarias, o del sur, con la corriente de Benguela.

• - Interior de los continentes de latitudes medias: En el interior de los continentes de latitudes medias hay otra importante zona con precipitaciones inferiores a 250mm. La sequedad del aire se acentúa por la estabilidad atmosférica de las masas de aire en invierno, así como por las formas del relieve (las Rocosas en Norteamérica, a sotavento, producen un extenso desierto interior, al igual que el Himalaya en Asia).

• - Altas latitudes polares: En las altas latitudes polares, la baja humedad absoluta del aire, la subsidencia debida a la circulación anticiclónica y la estabilidad del aire actúan durante todo el año.

3.4.2. Las variaciones estacionales.

• Concepto de régimen de precipitaciones. La mejor manera de representar la distribución anual de precipitaciones es mediante un histograma de frecuencias, disponiendo para cada mes del año los vaores medios de las precipitaciones. La variación mensual define el régimen específico de las precipitaciones, y las semejanzas pueden atribuirse al hecho de estar dominados por condiciones climáticas y atmosféricas similares.

• Principales regímenes de precipitación.

• Régimen Ecuatorial: El régimen de lluvias está ligado al paso del Sol por el cénit. En el Ecuador hay dos períodos de sequía relativa (solsticios de verano e invierno) y dos de lluvia (equinoccios de primavera y otoño).

• Regímenes Tropical y monzónico: En la cercanía de los Trópicos, a una larga estación seca le sucede una única lluviosa, que coincide con el paso del Sol por el cénit en dos momentos muy próximos (monzones del sudeste asiático, con grandes precipitaciones en verano).

• Regímenes mediterráneo, continental y oceánico : Contrastes estacionales menos acentuados. En latitudes medias, las variaciones se manifiestan según la posición del lugar en la fachada occidental u oriental de las regiones costeras o en el interior de los continentes:

• Régimen mediterráneo: la sequedad estival asemeja su régimen pluviométrico al de las regiones subtropicales.

• Régimen oceánico: la inestabilidad del Frente Polar ahce que la fachada occidental de Eurasia tenga precipitaciones todo el año, predominantes en invierno.

• · Régimen continental: las precipitaciones máximas tienen lugar en el verano debido a la mayor inestabilidad atmosférica en esta época del año.

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