Dinámica Atmosférica: Gradientes, Estabilidad y Circulación Global
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Gradientes Adiabáticos: Seco y Saturado
Los gradientes adiabáticos son fundamentales para comprender la dinámica atmosférica y la formación de fenómenos meteorológicos. Se distinguen dos tipos principales:
Gradiente Adiabático Seco
Durante los ascensos, disminuye la presión atmosférica, con lo que la masa ascendente aumenta su volumen, expandiéndose. Esto provocará una disminución de su temperatura, ya que, al ser menos densa, existe una menor probabilidad de choque entre sus partículas. En los descensos, la presión aumenta, con lo que disminuye el volumen de la masa; la compresión de la misma hace que aumente su temperatura por existir mayores posibilidades de choque entre sus partículas, liberándose, por tanto, más calor como consecuencia de los choques.
Gradiente Adiabático Saturado o Húmedo
Es el momento en el que la masa ascendente alcanza el punto de rocío, se condensa el vapor de agua y se forma una nube. La masa proseguirá su ascenso, pero con un gradiente adiabático saturado o húmedo. Este aumentará progresivamente a medida que el aire pierde humedad hasta que se haya condensado completamente.
Condiciones de Estabilidad e Inestabilidad Atmosféricas
La estabilidad atmosférica es crucial para la predicción del tiempo y la comprensión de los patrones climáticos.
Condiciones de Estabilidad o Subsidencia
Hay dos situaciones principales de estabilidad:
- GVT positivo y menor que el GAS: Se trata de una situación de estabilidad atmosférica en la que no se producen movimientos verticales, por enfriarse más rápidamente la masa ascendente que el aire exterior.
- GVT negativo: En este caso, nos encontramos con un fenómeno de inversión térmica que forma nubes a ras de suelo, llamadas comúnmente niebla, y que atrapa la contaminación por subsidencia o aplastamiento contra el suelo.
Dinámicas de las Masas Fluidas a Escala Global
La circulación atmosférica global es un sistema complejo impulsado por diferencias de temperatura y la rotación terrestre.
El Efecto Coriolis
Es una consecuencia del movimiento de rotación terrestre. No tiene un valor constante, sino que es máximo en los polos y disminuye progresivamente hasta alcanzar el ecuador, donde se anula.
Los vientos circulan desde los anticiclones hacia las borrascas en sentido radial, siguiendo el gradiente de presión. Al ser desviados por la fuerza de Coriolis, el resultado es un giro en sentido horario en torno a los anticiclones y antihorario en las borrascas en el hemisferio norte.
Circulación General de la Atmósfera
En las zonas ecuatoriales, el calentamiento es intenso, ya que los rayos solares inciden verticalmente. El aire caliente, por contacto con la superficie terrestre, tenderá a ascender, dando lugar a borrascas ecuatoriales (B).
En las zonas polares, las bajas temperaturas van a provocar aire frío contra el suelo y el asentamiento de un anticiclón polar (A).
Célula de Hadley
Es una de las tres células de circulación atmosférica principales, impulsada por la incidencia vertical de los rayos solares. En las borrascas ecuatoriales se produce una elevación del aire cálido hasta alcanzar la tropopausa, donde se dirige hacia ambos polos como viento horizontal en altura. El Efecto Coriolis produce su desviación. El Anticiclón Subtropical de las Azores es el que mayor influencia ejerce en el clima de nuestro país.
Célula Polar
De los anticiclones polares, los vientos polares del este solamente alcanzan los 60º de latitud, donde se elevan de nuevo, formando las borrascas subpolares que afectan a nuestro país durante el invierno, cuando descienden.