Composición y estructura de la Atmosfera

La Tierra esta envuelta por una capa gaseosa, en la cual se desarrollan los llamados meteoros o fenómenos atmosféricos, incidentes producidos por el agua y las variaciones de presión y temperatura del aire. El mecanismo básico de esos incidentes es la llamda circulación atmosférica. Pero vayamos por partes.

El aire que forma la atmósfera es una mezcla de nitrógeno (78% del volumen) y oxígeno (21%). También posee pequeñas proporciones de gas carbónico, gases raros, como el argón o el neón, y en cantidades variables, vapor de agua, gotitas de agua y polvo en suspensión.
Según ascendemos, el aire se vuelve menos denso y mas irrespirable. Los cinco primeros kilómetros de la atmósfera retienen la mitad del total del aire. Por encima de los 60 Km. de altura, solamente se encuentra la milésima parte de la atmósfera. Esta se compone de tres capas superpuestas: troposfera, estratosfera e ionosfera.

La troposfera, donde se va a desarrollar nuestra historia, tiene un espesor de unos 10 Km., contiene las 3/4 partes de la masa atmosférica. En ella tienen lugar los fenómenos meteorológicos cuya sucesión es causa de la variedad del clima. La temperatura disminuye en ella a razón de 50 por cada 1.000 m. de altura. La troposfera tiene un espesor de 6 a 8 Km. en los Polos, y de 16 a 17 en el Ecuador. Como a mayor altura hay menor temperatura, la parte superior del aire troposférico es más fría en el Ecuador (-850) que en los Polos (-500). La troposfera es un dominio donde el aire, sobre todo en los tres primeros kilómetros, contiene: vapor de agua, gas carbónico, partículas de polvo y cristales de sal marina.

La estratosfera comprende capas de temperatura diferente, de las cuales una es caliente y rica en ozono. Esta capa cálida se sitúa entre 30 y 60 Km. de altura, por encima de las capas donde reina un frío glacial. En ella la temperatura puede sobrepasar los 1000. El ozono, que abunda en ella, absorbe las radiaciones ultravioletas procedentes del Sol y les impide que destruyan toda la vida sobre la Tierra. Hoy se cree que esta capa de ozono tiene una gran influencia sobre el clima a causa de la acción selectiva que ejerce sobre las radiaciones del espectro solar.

La ionosfera, en la atmósfera muy enrarecida, es el dominio de las capas ionizadas. El paso de la atmósfera al espacio interplanetario se hace gradualmente: a 800 Km. hay todavía rastros de la atmósfera. El aire está, en parte, ionizado (cargado de energía eléctrica negativa) por la luz solar. En las capas superiores de la atmósfera es donde se observan las «estrellas fugaces», que son meteoritos que, al encontrar moléculas de aire esparcidas en la ionosfera, se inflaman por frotamiento y se consumen.

La acción de la atmósfera

1. La atmósfera filtra los rayos solares y retiene el 57% de su energía por término medio. Pero por diversas razones (mayor o menor espesor de la capa de aire, contenido de vapor de agua, etc.) la eficacia del filtro atmosférico no es uniforme en toda la superficie de la Tierra, y esto tiene grandes consecuencias: Si los rayos solares son muy oblicuos (como sucede cuando el Sol está muy bajo sobre el horizonte), pierden más energía que los verticales, que atraviesan un espesor menor de atmósfera antes de tocar el suelo. Como la tierra gira inclinada, eso hace que los rayos que llegan al polo tengan menos efectividad calorífica que los que recibe el ecuador. Por otra parte, el aire húmedo es más opaco a los rayos solares que el aire seco.

2. La mayor parte de las radiaciones que llegan al suelo penetran en él y elevan su temperatura. Desde el suelo, el calor pasa a las capas inferiores del aire, que, poco a poco, se van recalentando y ascienden. El calor que el suelo recibe no se disipa por entero, ya que el vapor de agua contenido en el aire se opone al enfriamiento por irradiación.

3. La atmósfera amortigua las variaciones de temperatura en la superficie del globo porque hace más lento el calentamiento y el enfriamiento de la misma. Así se comprende por qué las variaciones de temperatura son mucho más bruscas en las altas montañas (donde el espesor de la atmósfera es menor) que en las zonas bajas, y en los desiertos (donde el aire es muy seco) que en los países húmedos.

4. La lluvia depende de la humedad del aire. Humedad absoluta es la cantidad de agua efectivamente contenida en una masa de aire. Humedad relativa es la proporción en que se encuentran la cantidad de, agua efectivamente retenida en el aire y la que éste podría contener en estado de saturación. Se expresa en tantos por ciento: el aire es tanto más húmedo cuanto más se aproxima al 100% su humedad relativa. El aire caliente puede contener más humedad que el aire frío. Por consiguiente, una masa de aire a 400 de temperatura y con una humedad relativa del 90% contiene mucha mayor cantidad de vapor de agua que otra masa de aire a 100 de temperatura y una humedad relativa del 90%.

La presión atmosférica

La presión atmosférica en un lugar de la Tierra es el peso de la columna de aire que se encuentra sobre el mismo. La presión atmosférica se mide por la altura que alcanza una columna de mercurio cuya presión equilibra la de la atmósfera en un aparato denominado barómetro. Al nivel del mar, su valor medio es de 760 mm. o 1.015 milibares (mb): un milibar equivale, pues, a 0,75 mm. de mercurio.
Este es un aspecto importante de la circulación atmosférica, puesto que las diferencias de temperatura provocan las desigualdades de presión, y con ello el movimiento del aire, que se desplaza siempre (a ras de suelo), de las zonas de más presión a las de menos. El aire caliente se dilata y al ser más ligero tiene tendencia a elevarse y a pesar menos a ras del suelo; inversamente, el aire frío se comprime y tiende a caer, es un aire a alta presión. Del mismo modo, el aire húmedo es más ligero que el aire seco. El aire calido y húmedo da lugar a una zona de bajas presiones designada con el nombre de ciclón o borrasca. Pues en meteorología ciclón no significa viento violento, sino centro de baja presión. Una zona de alta presión se designa con el nombre de anticiclón.

Para representar en un mapa los centros de alta o baja presión se confeccionan los mapas de Isóbaras (líneas que unen los puntos que en un momento tienen igual presión atmosférica).
Estas líneas pasan en un mapa por todos los puntos que tienen la misma presión. La configuración de las mismas pone en evidencia una zona de alta presión o anticiclón (A) y una zona de baja presión, ciclón o depresión (D). Los vientos soplan desde las altas presiones hacia las bajas. Por tanto su confección es similar al de las de isohipsas (isohipsa, que significa igual altitud, es sinónimo de curva de nivel).

 

Ciclones y anticiclones

 

En la troposfera los vientos soplan de las altas presiones hacia las bajas presiones. Los anticiclones emiten vientos, son, por tanto, al nivel del suelo, centros de divergencia de vientos. En los anticiclones en altura nace una corriente descendente para reemplazar al aire que se escapa del anticiclón. Este movimiento de compresión mantiene las fuertes presiones y un cielo puro. Inversamente los ciclones atraen los vientos, son, por tanto, al nivel del suelo, centros de convergencia de vientos; en altura nace en ellos una corriente ascendente. Los ciclones funcionan como chimeneas de buen tiro por las que el aire asciende. Por eso mismo facilitan el enfriamiento de las masas de aire y la formación de las nubes y de la lluvia.
La velocidad del viento depende de la diferencia de presión entre anticiclones y ciclones. Del mismo modo que sobre una ladera montañosa, las isohipsas muy próximas unas a otras indican una pendiente muy fuerte, en la atmósfera, las isobaras muy próximas entre sí indican que un anticiclón y una depresión muy vigorosa están próximos: la pendiente barométrica (o gradiente), consecuencia de la diferencia de presión, es entonces muy fuerte; por tanto, el viento soplará con mucha violencia. El gradiente se mide en mm. de mercurio o en mb. por grado de meridiano (111 Km.)

 

La dirección de los vientos no depende solamente de la posición relativa de las áreas de alta y baja presión, sino que está también condicionada por los efectos de la rotación terrestre. Sobre un globo terrestre inmóvil, el viento soplaría perpendicularmente a las isóbaras, siguiendo la línea de la mayor pendiente barométrica. Pero, por efecto de la rotación de la Tierra sobre sí misma, el viento se desvía, como cualquier cuerpo en movimiento, hacia la derecha del sentido de su marcha en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur (fuerza de Coriolis) En el hemisferio Norte, los vientos giran en el sentido de las agujas del reloj alrededor de un anticiclón y en sentido inverso, alrededor de un ciclón.

 

Las masas de aire

La troposfera no forma un conjunto homogéneo: en ella hay grandes masas de aire que se individualizan por su temperatura, su humedad y su presión. Casi no es exagerado decir que dos masas de aire diferentes se comportan, una respecto de la otra, como el aceite respecto del agua y no se mezclan.

El aire tropical y el aire polar son las dos masas de aire fundamentales en cada hemisferio. Ambas se subdividen, a su vez, en aire marítimo y aire continental. El aire polar marítimo es siempre húmedo, tibio en verano y fresco en invierno; el aire polar continental es siempre seco, glacial en invierno, se vuelve cálido en verano. El aire tropical marítimo es siempre tibio y húmedo; el aire tropical continental se hace cálido y seco.

 

 

Los frentes y las perturbaciones

 

La superficie de contacto entre dos masas de aire se llama frente. Esta superficie de contacto no es nunca vertical, sino inclinada, porque el aire más denso y pesado tiende a introducirse en forma de cuña por debajo del aire más ligero: es lo que sucede en el frente polar, que separa el aire tropical del aire polar en la zona templada. El frente polar del Atlántico Norte juega un papel importantísimo en el clima de Europa Occidental. El frente puede compararse a un campo de batalla en el que los combatientes serían las masas de aire.
Por eso las zonas afectadas por el paso de los frentes son las de tiempo atmosférico perturbado.

Las perturbaciones (o zonas de choque y envolvimiento de las masas) nacen a lo largo de las ondulaciones del frente polar. Efectivamente, la superficie que separa la masa de aire polar marítimo de la de aire tropical marítimo no es plana. Lenguas de aire cálido, que corresponden a depresiones barométricas, se meten en cuña en el aire frío. En Europa son arrastradas por el flujo general del Oeste, de las latitudes templadas, se desplazan hacia el Este, y como llegan del Atlántico, por eso en los países europeos se las llama depresiones atlánticas.
El paso de una perturbación va acompañado de un cambio de tiempo. Delante de toda perturbación (es decir, al Este de la misma) un frente cálido separa el aire tropical del aire polar anterior. Detrás de la perturbación (es decir, al Oeste) el aire polar posterior empuja al aire tropical hacia el Este, levantándolo a lo largo del frente frío. A lo largo de los dos frentes de la perturbación se forman sistemas nubosos y lluvias. Los lugares situados en la trayectoria de una perturbación se encuentran sucesivamente con el aire polar que la precede; luego, después del paso del frente cálido, con la masa de aire tropical, y, finalmente, después del paso del .frente frío, con el aire polar posterior.

A causa de la sucesión de las ondulaciones del frente polar, las perturbaciones no suelen presentarse aisladas, sino que se suceden unas a otras agrupadas en familias o series de borrascas. De aquí el que todas las situaciones que lleva consigo el paso de una perturbación puedan repetirse cuatro o cinco veces en un período de dos semanas.

Los centros de acción y la circulación atmosférica

 

Los centros de acción son áreas de altas o bajas presiones que gobiernan la circulación general de la atmósfera. De una manera esquemática existen:

- Una zona de bajas presiones ecuatoriales. - Dos zonas de altas presiones subtropicales hacia los 300 y 35° de latitud.
- Dos zonas de bajas presiones templadas. - Dos casquetes de altas presiones polares.

A los vientos del Este de la zona intertropical se oponen los vientos del Oeste de las regiones templadas.

Entre los Trópicos, los vientos alisios soplan desde las altas presiones subtropicales hacia las bajas presiones ecuatoriales. Desviados por el movimiento de rotación de la Tierra, se convierten en vientos del sector Este, que soplan generalmente del NE. hacia el SO. en el hemisferio Norte y del SE. hacia el NO. en el hemisferio Sur.

En las latitudes templadas, los vientos del Oeste soplan desde las altas presiones sub tropicales hacia las bajas presiones templadas. Generalmente tienen una dirección SO.-NE. en el hemisferio Norte y NO.-SE., o incluso francamente O.-E., en el hemisferio Sur.

Mientras se desplazan a lo largo del frente polar, las perturbaciones evolucionan.
La cuña de aire cálido tiene tendencia a estrecharse progresivamente, y, finalmente, llega un momento en que el aire frío posterior se une al aire frío anterior, estrangulando la cuña de aire cálido; entonces se dice que se ha producido una oclusión. La lengua de aire cálido desprendida de la masa principal gana altura, se enfría y desaparece poco a poco.

En las latitudes altas, las fuertes presiones polares engendran los vientos del Este. «El frente polar» de la zona templada se sitúa en el contacto de ese aire frío del Este y las masas de aire más cálidas (llamadas «tropicales») empujadas por los vientos del Oeste. Los epítetos «polar» y «tropical» recuerdan el origen de estas masas de aire, una procede del anticiclón polar y la otra del anticiclón que ciñe la Tierra en los alrededores de los Trópicos.

 

El mecanismo de la circulación atmosférica

1. La explicación tradicional es la de la chimenea ecuatorial. Su fundamento estriba en la acción del calor ecuatorial: el aire cálido en el Ecuador se eleva y origina una zona de bajas presiones que atraen los vientos alisios. En altura, el aire ecuatorial se acumula para dirigirse luego hacia las latitudes subtropicales, creando así una corriente aérea de altitud (el contraalisio) que, al descender, origina las altas presiones subtropicales. Desde estas últimas, el viento se escapa, de una parte, hacia el Ecuador (alisio), y de otra, hacia las latitudes templadas (vientos del Oeste).

2. Otra teoría concede gran importancia a la convergencia de los alisios de ambos hemisferios. Hoy, gracias a los globos-sonda, aviones, cohetes y satélites artificiales, se conoce mucho mejor la alta atmósfera. Se ha comprobado, por ejemplo, que los contraalisios no tienen ni la amplitud ni la regularidad que se suponía. Esto parece echar por tierra la teoría de la «chimenea ecuatorial». La ascensión del aire en la zona ecuatorial obedece, según esta nueva teoría, a la convergencia en esta zona de los vientos alisios procedentes de los dos hemisferios (convergencia o frente intertropical): el alisio del hemisferio N0 corre al encuentro del de hemisferio Sur (que hace lo mismo a su vez) y de ello resulta un movimiento ascendente.

3. Por otra parte, el descubrimiento, a finales de la última guerra mundial, de una potente corriente aérea (la Jet Stream) en la alta atmósfera, ha hecho pensar que la circulación general del aire está más relacionada con los movimientos de la alta atmósfera, que con los provocados por las diferencias de temperatura a nivel del suelo.
El Jet Stream, «corriente de chorro», es un flujo de aire del Oeste observado en cada hemisferio a una altura de 8.000 a 12.000 metros entre los 300 y 450 de latitud, cuya velocidad supera frecuentemente los 500 Km. por hora. El Jet Stream sopla de Oeste a Este y ocasionalmente facilita el vuelo de las modernas aeronaves comerciales que hacen la ruta del Atlántico Norte entre América y Europa. Los meteorólogos estiman que la corriente de chorro, desviada hacia su lado derecho, es probablemente la causa de la acumulación de aire que origina las altas presiones sub tropicales. De ser esto cierto, a la corriente de chorro le correspondería un papel fundamental en la puesta en marcha de la circulación general de la atmósfera y particularmente en la génesis de los alisios y de los vientos del Oeste.

 

Los cambios estaciónales

Los mapas estaciónales de las presiones y de los vientos permiten conocer las situaciones reales de los centros de acción y de las grandes corrientes aéreas. Las diferencias se presentan muy netas entre la situación de enero y la de julio. Obsérvese, por ejemplo, que en enero las altas presiones sub tropicales del hemisferio Sur son menos continuas, menos fuertes y más meridionales que en julio. Obsérvese también que en enero Asia está ocupada por un anticiclón y en julio se convierte en un área de bajas presiones. Los cambios en la dirección de los vientos resultan de estos trastornos de los centros de acción y están vinculados al movimiento aparente del Sol y a la distribución de tierras y mares.

Coincidiendo con el movimiento aparente del Sol, se produce un balanceo de Norte a Sur de los Jet Streams, del frente polar y de las altas presiones subtropicales.
Durante el invierno (enero) del hemisferio Norte, las altas presiones subtropicales «descienden» hacia el Sur hasta los 30 de latitud. Las bajas presiones templadas siguen el mismo desplazamiento. En el Atlántico Norte es particularmente notable, por su influencia en el clima de Europa occidental, el desplazamiento del anticiclón sub tropical de las Azores. En el hemisferio Austral, donde reina entonces el verano, las zonas de altas y bajas presiones se desplazan también hacia el Sur.
Durante el verano (julio) del hemisferio Boreal, las altas presiones sub tropicales «ascienden» hacia el Norte hasta los 40°-45° de latitud, mientras las altas presiones subtropicales del hemisferio Sur (donde entonces es invierno) están centradas sobre el Trópico de Capricornio.

Los continentes se calientan y enfrían más rápidamente que los océanos: de aquí la influencia de la distribución de las tierras y los mares. Las masas de aire continentales sufren variaciones de temperatura mucho más fuertes que las masas de aire marítimas. Estas oscilaciones de la temperatura traen consigo fuertes variaciones de la presión del aire en la superficie del suelo y las grandes zonas de presión antes descritas se fragmentan en células anticiclonales y ciclonales.

El hemisferio Norte es el más continental. En invierno, las altas presiones subtropicales son continuas, pero las bajas presiones templadas aparecen interrumpidas por células anticiclonales situadas sobre los continentes, donde las bajas temperaturas favorecen el nacimiento de altas presiones; el anticiclón siberiano, por ejemplo, llega a alcanzar los 1.032 mb. Estos anticiclones invernales impiden a menudo la penetración hacia el interior de los continentes de las perturbaciones del frente polar. En verano, las altas presiones subtropicales quedan reducidas a células anticiclonales oceánicas. En las mismas latitudes, los continentes recalentados registran bajas presiones.

Las bajas presiones templadas reinan, en cambio, alrededor de la Tierra. Esta alternancia estacional de altas y bajas presiones sobre los continentes lleva consigo una inversión de la dirección de los vientos. Es el fenómeno del monzón. El monzón de invierno sopla del continente , el monzón de verano viene del Océano

El hemisferio Sur tiene un carácter mucho más marítimo. Por eso, la zona de bajas presiones templadas no aparece aquí más dislocada en invierno que en verano. En las latitudes subtropicales del hemisferio Sur se repite, pero con mucha mayor claridad, lo que ocurre en el hemisferio Norte.

 

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