Conceptos Fundamentales de Meteorología: Humedad, Presión y Dinámica Atmosférica

Conceptos Básicos de Humedad

Punto de Rocío

Es la temperatura a la cual una determinada masa de aire húmedo, sin variar su contenido de vapor de agua ni la presión, alcanza el punto de saturación. A esta temperatura, si el enfriamiento continúa, se produce la condensación del vapor de agua.

Humedad Relativa (H.R.)

Es la cantidad, expresada en porcentaje (%), de vapor de agua presente en un volumen de aire (por ejemplo, un metro cúbico, m³) en relación con la cantidad máxima de vapor de agua que ese mismo volumen de aire podría contener a una temperatura y presión dadas.

• La H.R. varía inversamente con la temperatura: un descenso de la temperatura produce un aumento de la H.R. (acercándose a la saturación) y viceversa, asumiendo que la cantidad de vapor de agua permanece constante.
• Diferentes combinaciones de temperatura y H.R. afectan significativamente la sensación térmica percibida por las personas.

Gradientes Verticales de Temperatura

Gradiente Térmico Vertical (GTV)

Representa la variación de la temperatura real del aire con la altitud en un lugar y momento determinados, en condiciones de relativo reposo atmosférico. En un gas como el aire, la temperatura está relacionada con la densidad (número de moléculas por unidad de volumen); para enfriarlo o calentarlo, es necesario expandirlo o comprimirlo, respectivamente.

Gradiente Adiabático Seco (GAS)

Describe cómo varía la temperatura de una parcela de aire seco (no saturado) cuando asciende o desciende en la atmósfera sin intercambiar calor con su entorno (proceso adiabático). Cuando una columna de aire seco asciende, la presión atmosférica disminuye, permitiendo que la parcela se expanda. Esta expansión requiere energía, que se toma de la propia energía interna del aire, resultando en un enfriamiento. El valor del GAS es aproximadamente -9.8 °C por cada 1000 metros de ascenso. El ascenso (o descenso) se detiene cuando su temperatura se iguala con la del aire circundante.

Gradiente Adiabático Húmedo (GAH) o Saturado (GASa)

Describe cómo varía la temperatura de una parcela de aire saturado de vapor de agua al ascender. Cuando esta masa de aire asciende y se enfría, alcanza su Punto de Rocío. A partir de ese momento, el vapor de agua comienza a condensarse, formando nubes (gotitas de agua o cristales de hielo). Durante este proceso de condensación se libera calor latente, el cual contrarresta parcialmente el enfriamiento adiabático por expansión. Por ello, aunque la masa de aire saturado continúe ascendiendo, su enfriamiento es más lento que el descrito por el GAS. El valor del GAH es variable (depende de la temperatura y presión), pero siempre es menor en magnitud que el GAS (típicamente entre -4 °C y -7 °C por cada 1000 metros).

Formación de Nubes y Estabilidad Atmosférica

Condiciones para la Formación de Nubes

La formación de nubes requiere el ascenso de aire húmedo hasta que se enfríe lo suficiente para alcanzar la saturación y la condensación. El mecanismo de ascenso es crucial:

• Estabilidad: Si una burbuja de aire que intenta ascender se enfría (según el GAS o GAH) más rápidamente que el aire circundante (descrito por el GTV), se volverá más fría y densa que su entorno y tenderá a detener su ascenso o incluso a descender. En estas condiciones (GTV < GAH < GAS), la atmósfera es estable y no se favorecen los movimientos verticales significativos ni la formación de nubes de gran desarrollo vertical.
• Inestabilidad: En días de fuerte insolación, el suelo se calienta intensamente, calentando a su vez las capas de aire más bajas. Si el calentamiento es suficiente, el GTV puede volverse mayor que el GAS (GTV > GAS). En esta situación, una parcela de aire que comience a ascender se enfriará más lentamente que su entorno, volviéndose más cálida y menos densa, lo que favorecerá un ascenso continuado y vigoroso. Esta es una condición de inestabilidad absoluta. Si GAH < GTV < GAS, la atmósfera es condicionalmente inestable (estable para aire seco, inestable para aire saturado).

Cuando una masa de aire inestable asciende, se enfría inicialmente según el GAS. Al alcanzar el nivel de condensación (Punto de Rocío), comienza la formación de nubes y el enfriamiento continúa según el GAH. El ascenso prosigue hasta que la temperatura de la parcela se iguala con la del aire circundante.

Sistemas de Presión Atmosférica

Inestabilidad Atmosférica: Ciclones, Borrascas o Bajas Presiones

La inestabilidad atmosférica se produce cuando las condiciones permiten que el aire se mueva verticalmente con facilidad, favoreciendo la formación de nubes y, a menudo, precipitaciones. En estas situaciones, se generan movimientos ascendentes de aire. Al ascender, este aire deja una zona de menor masa y, por tanto, menor peso en la superficie, lo que provoca una disminución de la presión atmosférica en esa área.

Estas zonas de baja presión se conocen como Borrascas, Depresiones o Ciclones (término general, aunque a menudo se usa para sistemas tropicales intensos o sistemas de latitudes medias). Como resultado de la baja presión central, se produce una convergencia de aire en superficie: el aire circundante de mayor presión es atraído hacia el centro de la borrasca, ascendiendo luego en su núcleo.

Estabilidad Atmosférica: Anticiclones o Altas Presiones

La estabilidad atmosférica ocurre cuando las condiciones impiden o dificultan los movimientos verticales ascendentes del aire. Esto es característico de los Anticiclones o zonas de Altas Presiones. En estos sistemas, suele predominar un movimiento descendente de aire desde las capas altas de la atmósfera (subsidencia). Este aire descendente se comprime debido al aumento de la presión a medida que baja y, al comprimirse, se calienta adiabáticamente, volviéndose más seco y estable.

La acumulación de aire en superficie debido a la subsidencia provoca un aumento de la presión atmosférica. Como consecuencia, en superficie se originan vientos divergentes, que fluyen hacia afuera desde el centro del anticiclón. Una característica principal de los anticiclones es el tiempo atmosférico estable, seco y generalmente despejado, ya que la subsidencia inhibe la formación de nubes. Los anticiclones tienden a desplazarse lentamente, contribuyendo a periodos prolongados de tiempo estable.

Dinámica Atmosférica Horizontal: Circulación General

Distribución Teórica Simplificada de Presiones

Si la Tierra no rotara y fuera homogénea, el patrón de circulación sería simple:

1. El calentamiento solar es más intenso en las zonas ecuatoriales. El aire en contacto con la superficie se calienta, se vuelve menos denso y asciende, formando una zona de bajas presiones permanente (borrascas ecuatoriales).
2. En las zonas polares, el aire es muy frío y denso, desciende (subsidencia) y forma anticiclones polares permanentes.
3. Esto generaría dos grandes células convectivas (una en cada hemisferio), con aire ascendiendo en el ecuador, fluyendo en altura hacia los polos, descendiendo en los polos y retornando en superficie hacia el ecuador, transportando calor.

Sin embargo, esta circulación simple no ocurre debido a la rotación de la Tierra (efecto Coriolis) y la distribución irregular de continentes y océanos.

Distribución Real de Presiones y Vientos

La circulación atmosférica real es más compleja y se organiza en tres células convectivas principales en cada hemisferio:

• Célula de Hadley: Entre el ecuador y ~30° de latitud. Aire cálido y húmedo asciende en la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT) cerca del ecuador (bajas presiones) y desciende en las latitudes subtropicales (~30°), formando los anticiclones subtropicales (altas presiones).
• Célula de Ferrel: Entre ~30° y ~60° de latitud. Es una circulación indirecta, impulsada por las células adyacentes.
• Célula Polar: Entre ~60° y los polos. Aire frío desciende en los polos (altas presiones polares) y fluye hacia latitudes más bajas hasta encontrarse con aire más cálido alrededor de los 60° (frente polar), donde asciende (bajas presiones subpolares).

Esta estructura celular determina la aparición de cinturones de altas presiones (subtropicales y polares) y bajas presiones (ecuatoriales/ZCIT y subpolares). En superficie, los vientos soplan desde las altas hacia las bajas presiones, pero son desviados por el efecto Coriolis (hacia la derecha en el Hemisferio Norte, izquierda en el Sur), dando lugar a los sistemas de vientos dominantes:

• Vientos Alisios: Soplan desde los anticiclones subtropicales hacia la ZCIT (del NE en H.N., del SE en H.S.).
• Vientos del Oeste: Soplan desde los anticiclones subtropicales hacia las bajas subpolares (del SW en H.N., del NW en H.S.).
• Vientos Polares del Este: Soplan desde los anticiclones polares hacia las bajas subpolares (del NE en H.N., del SE en H.S.).

En altura, la circulación es predominantemente zonal (oeste-este en latitudes medias y altas) y tiende a cerrar el ciclo de las células convectivas.