Procesos Atmosféricos Fundamentales

Efecto de Disolución en la Formación de Nubes

Las gotas de nube se forman a partir de núcleos de condensación. Estas gotas no están compuestas de H₂O pura, sino de disoluciones acuosas. En una disolución, hay menos moléculas de H₂O expuestas en la superficie en comparación con agua pura. Por lo tanto, el número de moléculas que pueden pasar a la fase de vapor es menor. A una misma temperatura, una disolución necesita una menor presión de vapor para mantener el equilibrio con el entorno. El efecto de la disolución favorece la formación inicial de gotas de nube, ya que las gotas más pequeñas son las disoluciones más concentradas, las cuales requieren menor presión de vapor.

Niveles de Condensación

• Nivel de Condensación Ascendente (NCA): Una masa de aire no saturada, aislada y forzada a ascender desde un cierto nivel, disminuye su temperatura según la adiabática seca, conservando constante su masa de vapor (su razón de mezcla, W). Cuando la temperatura de la masa de aire iguala a la de su punto de rocío, la Humedad Relativa (HR) alcanza el 100% y comienza la formación de la nube.
• Nivel de Condensación Convectivo (NCC): El cruce de la razón de mezcla (W) de la masa de aire con el sondeo de temperatura real marca el nivel de condensación convectivo. Si desde el NCC se traza una adiabática seca hasta el nivel de partida, se obtiene la temperatura convectiva de disparo (TCD). Mediante este procedimiento, nos aseguramos de que una burbuja calentada en superficie desde una temperatura T hasta TCD pueda ascender hasta el nivel de condensación por flotabilidad (permanece más caliente que su entorno en todo momento).

Equilibrio Térmico y Radiación Terrestre

¿Cuál debe ser la temperatura de la superficie de la Tierra para mantener el equilibrio si esta es la única entrada de energía al sistema? Para que la temperatura global del planeta se mantenga constante durante un período prolongado de tiempo, la cantidad de energía absorbida debe ser igual a la cantidad de energía emitida.

¿Por qué la temperatura máxima se registra entre julio y agosto? Porque recibimos más energía de la que emitimos, y los rayos solares inciden de forma más perpendicular.

Efecto Foehn

Cuando el viento sortea una cadena montañosa, los ascensos en la región de barlovento pueden originar nubosidad y precipitación. Durante el ascenso, se libera calor latente en la generación de precipitación. Parte del ascenso se produce de forma gaseosa y parte líquida. En el descenso, a sotavento, el aire ha perdido mucha humedad. El descenso se realiza según la adiabática seca. La asimetría de los procesos de ascenso y descenso cambia drásticamente las características de las masas de aire.

Proceso Bergeron-Findeisen

Este proceso se basa en que a temperaturas menores de 0°C es posible encontrar simultáneamente en una nube gotas de agua líquida (agua sobreenfriada) y cristales de hielo. Cuando las gotas de agua están en equilibrio con el entorno, el cristal de hielo está sobresaturado. El cristal de hielo crece por condensación de vapor. Los núcleos de congelación son mucho menos numerosos que los de condensación. En una nube existen muchas más gotas de agua que cristales de hielo. A medida que el hielo agrega vapor, la presión de vapor del ambiente decrece, quedando las gotas líquidas subsaturadas y evaporándose. Los cristales de hielo continúan creciendo a expensas de las numerosas gotas líquidas.

Efecto Invernadero y Calentamiento Global

• Efecto Invernadero: Es el proceso mediante el cual la superficie de la Tierra se calienta por encima de las temperaturas que tendría en caso de no existir la atmósfera (por tanto, es debido a la existencia de la atmósfera).
• Calentamiento Global: Incremento de la intensidad del efecto invernadero debido al aumento de la concentración de determinados gases, como el CO₂.

¿Por qué la temperatura de la troposfera desciende con la altura? Porque el foco de calor principal se encuentra en el suelo.

Dinámica de Sistemas Meteorológicos

Teoría del Frente Polar (Modelo Noruego)

1. Fase 1: Frente “Estacionario”: Aunque inicialmente la superficie frontal puede no presentar movimiento respecto a la superficie terrestre (“frente estacionario”), la gran diferencia de temperaturas la hace muy inestable.
2. Fase 2: Ciclogénesis: Cualquier pequeña perturbación puede generar una ondulación en el frente estacionario, que se descompone en dos frentes incipientes diferenciados: un frente frío en la región occidental, donde el aire polar empuja al aire subtropical del frente cálido. La perturbación siempre aparece asociada a un giro ciclónico en niveles bajos y se relaciona con una baja presión en superficie (giro antihorario en el Hemisferio Norte).
3. Fase 3: Ciclón Maduro: El aire cálido es forzado a ascender a lo largo de los frentes frío y cálido. El descenso del aire frío (denso) y el ascenso del cálido (menos denso) convierte energía potencial en cinética, siendo la fuente de energía de la que se alimenta el ciclón extratropical. Un ciclón extratropical maduro presenta dos frentes bien diferenciados con su nubosidad y precipitación asociadas.
4. Fase 4: Oclusión: Eventualmente, el frente frío (que suele desplazarse a mayor velocidad) va alcanzando al frente cálido. El aire del sector cálido se “separa” del suelo. Finalmente, va quedando solo aire frío en las capas bajas y aire cálido en las altas. La fuente de energía del ciclón va desapareciendo y, finalmente, el sistema se disipa.

Clasificación de la Estabilidad Atmosférica

(Nota: La información sobre GR<><><> parece incompleta o mal formateada en el original y no se puede corregir sin más contexto.)

Procesos Termodinámicos Atmosféricos

• Gradiente Adiabático Seco (GAS): Es un proceso termodinámico aislado sin condensación donde la temperatura varía con la altura. Su valor es de aproximadamente 9.8 °C/Km.
• Gradiente Adiabático Húmedo (GAH): Una masa de aire se eleva sin intercambiar masa ni energía con el exterior. Lejos de la saturación, en el ascenso se mantiene constante la masa de vapor de agua (w). Eventualmente, la temperatura desciende tanto que se alcanza el punto de saturación (W=W_s, HR=100%), el aire no puede contener tanto vapor de agua y empieza a formarse gotas de agua líquida. Su valor es de aproximadamente 6 °C/Km.
• Temperatura del Punto de Rocío (Td): Una masa de aire está a la temperatura del punto de rocío cuando su Humedad Relativa (HR) es del 100%. A esta temperatura, el agua en forma de vapor comienza a condensarse en líquido. El gráfico de la curva de saturación es un ejemplo.
• Temperatura del Termómetro Húmedo (Tw): Debido al calor latente de evaporación, una gasa cede calor a las moléculas de agua para que se evaporen, enfriándose en el proceso. La temperatura más baja que se alcanza en este proceso se llama Tw. Tw supone una bajada de temperatura y un aumento de la presión de vapor del aire del entorno. En aire saturado: Td = Tw = Ta (temperatura del aire).

Ciclo Hidrológico

El ciclo hidrológico es el transporte de agua en sus tres estados entre sus tres almacenes: océano, continentes y atmósfera. Existe un flujo neto entre la atmósfera oceánica y la continental que produce un exceso de precipitación sobre los continentes. El agua excedente retorna al océano a través del suelo. Los océanos inyectan humedad neta a la atmósfera, y sobre los continentes, la atmósfera pierde humedad neta. Aún así, no todas las regiones continentales/oceánicas se comportan igual; el balance de evaporación/precipitación depende de muchos factores. La atmósfera establece flujos horizontales para compensar estos desequilibrios.

• Sumidero: Precipitación > Evaporación (típico en borrascas).
• Fuente: Evaporación > Precipitación (lo contrario).

Balance Energético Terrestre

¿Qué energía es mayor que la de la Tierra a largo plazo? La energía solar (E_Sol) y la radiación infrarroja (IR) emitida por la Tierra, según la Ley de Stefan-Boltzmann.