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Termodinámica atmosférica

Buenas noches, después del anterior post sobre el mundo de la dinámica atmosférica o circulación atmosférica general, he decidido complementarlo con este acerca de la termodinámica atmosférica (muy básica) muy entrelazado con la dinámica general.

Mucho hemos oído hablar sobre la termodinámica en el campo meteorológico, sin embargo esta teoría (como básicamente todas las meteorológicas) tienen su fundamentación en la física pero nos centraremos en el campo meteorológico.

Cuando los rayos solares inciden sobre la Tierra, no calienta directamente el aire, es mas, los rayos solares “son transparentes” en ese sentido, pues al penetrar en la atmósfera no la calienta directamente, sino indirectamente. Al incidir los rayos solares sobre una superficie (superficie terrestre, océanos, mares....) las calienta y es entonces cuando esta superficie irradia de alguna manera esa radiación producida por la propia acción solar calentando las masas de aire situadas inmediatamente por encima de estas superficies, pero claro, no todas las superficies irradian la misma cantidad de calor, entramos en este caso a hablar sobre fenómenos como el albedo radiativo. Este proceso nos indica (dicho a grosso modo) que las superficies mas claras devuelven mas calor al espacio y las mas oscuras absorben mas cantidad de este. Resumidamente, las superficies claras (hielo polar entre otras) no pueden retener ese aire cálido y no pueden calentar las capas bajas atmosféricas. Por ejemplo, si analizamos el caso del Polo podemos contemplar como existe un bucle de repetición mediante el cual la T siempre se mantiene fría, salvo en verano donde actúan (en el Polo N) otros procesos como la posición del sol sobre la vertical de la zona en cuestión, este bucle consiste en que al incidir mas oblicuamente los rayos solares hace que la T sea baja, al ocurrir esto hace que la superficie helada sea mayor, como hemos visto a mayor cantidad de superficie clara (hielo) mas albedo radiativo, al haber mas albedo radiativo la superficie alberga menor cantidad de calor y al suceder esto la T es menor retornando así al principio. Otros ejemplos con albedo elevado lo suponen los desiertos, donde la temperatura cae en picado al ponerse el sol. En este caso podemos encontrar otro bucle, aunque en este caso si se caldean bien por el día las capas de aire inmediatamente por encima de esta superficie tórrida, ahora analizaremos este hecho.
Este acontecimiento de calentamiento de la superficie y con ello de las masas de aire de la baja atmosfera, sucede entre otros hechos debido a que en las regiones en las que se suelen situar los desiertos los rayos solares inciden perpendicularmente y por tanto incide de lleno sobre la superficie, nos encontramos en ese caso ante un fenómeno termodinámico, un proceso convectivo y esque al calentarse de esta manera la superficie surge una baja térmica, movimientos convectivos de aire provocados por tal calentamiento, este fenómeno en estas regiones desérticas es raro que sea efectivo, se elevan cantidades importantes de aire muy cálido pero no llegan a producir nubosidad al no existir ni aire frío ni humedad relativa en altura ya que en estas zonas los niveles medios y altos no poseen frío excesivo para la gestación de nubosidad.

Por la noche sin embargo sucede otro proceso. Al no haber acción solar por la noche, la temperatura cae en picado, el suelo no es capaz de irradiar gran cantidad de calor ya que la ha emitido conforme incide el sol sobre ella, por ello se produce este enfriamiento. Como hemos podido comprobar en el desierto se producen situaciones muy extremas, la vegetación no puede soportar estos extremos de T con amplitudes muy significativas, con máximas que pueden llegar a 50ºC y mínimas inferiores a –5ºC. Al no existir vegetación el suelo se convierte en árido (desiertos de arena) lo que provoca que el albedo se incremente llegando nuevamente al inicio de la cuestión, conformándose el bucle.

Lo que hemos visto son condiciones extremas de este albedo, dijimos que las superficies claras poseen mayor albedo y las oscuras menor. Veamos ahora que sucede con estas regiones últimas.
En las latitudes medias existe vegetación, fuentes de humedad definidas y mares (esto último independiente de la latitud), estas superficies desprenden calor conforme les va incidiendo (no son superficies puramente oscuras) por lo que se calientan las capas de aire próximas a estas superficies, pero además al anularse la acción solar por la noche sigue irradiándose produciéndose así un clima templado idóneo para la vida, por lo que se concentra vida vegetal y animal en estas zonas. Al existir vegetación ayuda también a que el clima sea templado, básicamente es por su presencia este tipo de clima.



Una vez calentada la superficie, hemos dicho que se calientan las masas de aire inmediatamente por encima de la superficie, pero dicho calor se propaga por el seno de la atmósfera, principalmente mediante convección (elevándose el aire cálido y descendiendo el frío por cuestiones de densidad). Es por ello por lo que normalmente las temperaturas mas cálidas se encuentran en las capas bajas de la atmósfera y se va enfriando conforme se asciende hasta un punto de la atmósfera superior en el cual la T empieza a ascender por otras razones. Nos quedamos con la idea que la temperatura desciende con la altura, lo que se conoce como enfriamiento geométrico del aire o gradiente vertical térmico. No es algo constante ya que la T dependerá de factores como humedad relativa y presión, por lo que encontramos diversos tipos de descenso de temperatura que veremos mas adelante. Para poder analizar el tipo de descenso de temperatura se recurre ya a los sondeos termodinámicos para estudiar humedad, temperatura, presión, etc de las distintas capas atmosféricas.
Hay ocasiones en los que el aire inferior por la contención de aire cálido se eleva y asciende en el seno del aire en forma de burbujas, son parcelas de aire ascendente que fluyen verticalmente por cualquier mecanismo termodinámico. Este aire que asciende se va encontrando presiones cada vez inferiores debido a que la acción de la gravedad provoca que las mayores cantidades de aire se sitúen cerca de la superficie por lo que la presión disminuye con la altura, como se concentra la mayor cantidad de aire en las capas bajas, las superficies isotérmicas cercanas a la superficie están mas cerca entre si, por ejemplo los 1000hPa pueden situarse a nivel del mar 0m, y los 900hPa a 800m, contemplamos una diferencia de 800m en 100hPa de diferencia, la presión disminuye aproximadamente 1hPa por cada 8m de elevación cerca de la superficie, sin embargo si analizamos las capas superiores podemos observar como por ejemplo los 300hPa se sitúan en los 9.500m y los 200hPa en los 12.500m, una diferencia de 3.000m en 100hPa en la alta atmósfera, se comprende así que no desciende en todas las capas 1hPa por 8m.
Decía que una parcela de aire ascendente se va encontrando presiones cada vez inferiores por lo que esta se va expandiendo, se va dilatando. Estas elevaciones son veloces, por lo que a la parcela ascendente no le da tiempo a intercambiar propiedades con el exterior porque el aire es mal conductor, entonces el aire ascendente se va enfriando no por el exterior si no porque la fuente de calor que alimenta esta parcela se agota y la burbuja caliente ha de tomar aire cálido de si misma (producción de calor latente [que no es mas que estabilidad de la T en un determinado valor (0ºC al cambiar a estado sólido) provocando que no se enfríe hasta cambiar completamente de estado la masa de aire]), como ya hemos dicho no se intercambian propiedades con el medio externo, esto se conoce con el nombre de adiabática.
Considerando que estos movimientos convectivos no sean efectivos (no produzcan humedad) estaríamos hablando de enfriamiento adiabático del aire seco (adiabática seca) donde la temperatura desciende 0.98ºC por cada 100m de elevación, y si esta convección resulta efectiva produciéndose condensación estaríamos ante un enfriamiento adiabático del aire húmedo, donde la T disminuiría menos que en la adiabática seca ya que cuando el ambiente está saturado contiene mayor cantidad de calor, por lo que desciende la T en este caso 0,65ºC por cada 100m de elevación.

Si una parcela de aire inicia su ascenso desde la superficie, su temperatura inicial sería elevada, por lo que iría ascendiendo por el seno del aire. Siempre que la temperatura de la parcela de aire ascendente sea superior a la del ambiente externo existirá un gradiente térmico entre ambas permitiendo que la parcela ascienda sin problemas, esta situación sería una situación de inestabilidad. Si la temperatura de la parcela de aire que asciende es igual al exterior de la misma nos encontraríamos ante una situación de neutralidad en la que no habría ni estabilidad ni inestabilidad, la parcela permanecería en equilibrio. Por último si la temperatura de la parcela ascendente es inferior a la externa, la parcela descendería mediante subsidencia al poseer mayor densidad, lo que se conoce como estabilidad del aire.

Si hacemos “zoom” en esta parcela de aire tan mencionada y fuese inestable observaríamos una composición compleja. Suponiendo que nos encontrásemos ante un proceso termoconvectivo en el que solo influiría el calentamiento superficial entre otros mecanismos como el orográfico, veríamos estructuras nubosas complejas.
La nubosidad que se produce en este tipo de condiciones son nubes de gran desarrollo vertical, nubes cumulonimbogénicas, cumpliendo con las características descritas con anterioridad, corrientes convectivas intensas fundamentalmente en su base (básicamente porque es el área donde mas gradiente térmico existe) ascendiendo y al ascender condensándose y dilatándose. El objetivo de los movimientos convetivos es mantener un equilibrio, en general cuando se producen, la temperatura en altura es mas fría de la correspondiente y se trata de alcanzar la temperatura normal mediante este aporte de calor. Por ello cuando se producen dichas corrientes se observa una ondulación convexa de las capas isobáricas por las cuales va pasando esta parcela, al ser aire cálido hace retroceder en altura los distintos valores de temperatura existentes en ella previamente.
Se llega pues a la zona de equilibrio térmico entre la parcela y el exterior, es la zona superior de la estructura cumulonimbogénica, donde esta deja de expandirse verticalmente y surge un yunque compuesto por nubes altas.
El límite de ascenso de la parcela vendrá determinado por las condiciones externas, si existe una inversión térmica podría suponer el techo de la nube, si esto no sucede, el límite de la nube se producirá porque se quedaría sin aporte cálido o porque se llega al límite de la troposfera donde existe una gran divergencia.
El tipo de precipitación de este tipo de nubosidad puede ser todas las imaginables (lluvia, granizo o nieve).

Y hasta aquí este post sobre termodinámica que es muchísimo mas compleja y extensa, por lo que quizá realice otro post sobre algo mas concreto (corrientes catabáticas/anabáticas, inversiones térmicas....).
Un saludo.

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