Resumen humedad y atmosfera

RESUMEN HUMEDAD Y ATMÓSFERA.

El agua es un elemento básico del clima. Su posición geográfica y su estado físico en constante modificación se le denomina ciclo hidrológico. Siguiendo el agua a través de los flujos principales de su ciclo, las transferencias entre Tierra y atmósfera se establecen según un doble circuito: uno sobre los océanos y otros sobre los continentes. El equilibrio entre ambos se establece por la advección horizontal de vapor de los océanos a los continentes y el retorno del agua a los océanos por escorrentía superficial o subterránea.

Esto constituye un sistema cerrado del mismo valor que el ciclo energético y enlazado mediante el calor latente de los cambios de estado. El balance hídrico y el balance calorífico se pueden considerar parte de un sistema unificado, relacionado con la materia (hídrico) y la energía (calorífico), que en conjunto forman el enorme sistema planetario.

EVAPORACIÓN.

Representa tan sólo el 1/100000 de la parte total de existencias de agua del planeta y se incorpora a la atmósfera por evaporación del agua de los océanos y continentes y por la transpiración de las plantas (evapotranspiración).

El paso de agua del estado líquido al gaseoso se debe al aporte de energía calorífica exterior que permite vencer la fuerza de cohesión intermolecular (calor latente de vaporización). Por otro lado, el mecanismo de condensación, el mismo calor absorbido es ahora devuelto ya sea a la superficie o a la atmósfera, por lo que la temperatura aumenta.

La velocidad de evapotranspiración se relaciona con la temperatura y con el gradiente vertical de vapor de agua. Además depende de la relación entre la fuente de concentración de vapor en la superficie del medio evaporante, de ahí la necesidad de un gradiente vertical en la tensión de vapor de agua, decreciente desde la superficie. Otro factor que afecta al ritmo de la evaporación es el viento.

Se diferencian dos conceptos básicos desde el punto de vista climático y aplicado: la evapotranspiración real (ETR) y la evapotranspiración potencial (ETP). La primera se refiere a la cantidad de agua realmente evaporada, mientras que la segunda corresponde a la cantidad máxima de agua que el suelo puede perder, bajo un clima y cobertura vegetal concretos. La medida de éstas pérdidas de agua es compleja, por lo que se usan instrumentos como el lisímetro, el tanque de evaporación o el evaporímetro de Piche, aunque también se usan fórmulas teóricas como las de Thornthwaite, Penman, Turc o Meigs. La distribución del valor atmosférico varía en el globo según el espacio y el tiempo, por lo que influye en los climas.

HUMEDAD.

Designa el contenido de vapor de agua de la atmósfera, es limitada y se relaciona estrechamente con la temperatura. Cuando el umbral de cantidad máxima de vapor de agua se alcanza, se dice que el aire está saturado. Tanto el contenido de humedad de la atmósfera como el estado en relación con la saturación, se puede indicar como humedad absoluta, que se define como la masa total de agua por unidad de volumen de aire, expresada en gramos por metro cúbico. La diferencia entre la cantidad de agua en el aire a una temperatura concreta y la humedad absoluta es conocida como déficit higrométrico.

La humedad específica es el peso del vapor de agua por kilogramo de aire húmedo, mientras la razón  o proporción de mezcla expresa el peso del vapor por kilogramo de aire seco.

La tensión o presión de vapor se define como la presión parcial debida al vapor de agua en el conjunto de la presión atmosférica total y se mide en milímetros de mercurio. El límite máximo de presión de vapor se conoce como presión de vapor saturante. También encontramos la humedad relativa, que indica la relación expresada en porcentajes entre la cantidad de vapor de agua existente en la atmósfera y la que podría contener a la misma temperatura. La temperatura del punto de rocío se define como la temperatura a la que se produce la saturación si se enfría el aire a presión constante sin quitarle ni añadirle vapor.

La humedad de aire puede medirse fácilmente con instrumentos denominados higrométricos, de diversos tipos: psicrómetros, químicos, eléctricos, de punto de rocío, etc. Uno de los más comunes es el psicrómetro, que con la utilización de dos termómetros (uno común o seco, y otro llamado húmedo) nos permite conocer el valor numérico de la humedad relativa. Otra forma es a través de la cuerda orgánica, que se estiran o acortan según la humedad relativa.

CONDENSACIÓN.

La condensación es el proceso opuesto a la evaporación, sin embargo, el parámetro físico más importante es el descenso de la temperatura. Los mecanismos de este enfriamiento en la atmósfera pueden ser:

• La mezcla de dos masas de aire húmedas a distintas temperaturas.
• El enfriamiento por contacto se produce cuando el aire húmedo descansa sobre una superficie fría.
• El enfriamiento adiabático, porque afectan de modo uniforme a grandes masas de aire.

Procesos adiabáticos.

Toda porción de aire sometida a un movimiento ascendente, al sufrir una presión cada vez menos con la altura aumenta su volumen y en consecuencia desciende su temperatura, y a la inversa. La proporción con la que varía la temperatura de una masa de aire que se eleva del suelo o que desciende hacia él, es conocida como gradiente adiabático de temperatura. Cuando el aire está seco, es decir, no está saturado, se denomina gradiente adiabático seco. Si el aire está saturado, se denomina gradiente adiabático saturado.

Causas de los movimientos verticales del aire.

Los procesos de extensión o enfriamiento adiabático necesitan un empuje exterior puede ser provocado por: orográfico, frontal, convergencia horizontal y convección.

1. La ascensión frontal es consecuencia del contacto entre dos masas de aire distintas. El frío pasa por debajo del caliente, forzándole así a su ascensión.
2. La convergencia horizontal tiene el mismo efecto: por el proceso inverso, en las altas presiones el aire desciende y diverge.
3. Por último, al aumentar la temperatura del aire por el contacto con un suelo cálido, el aire se expande y asciende. Y en el sentido contrario se crean aires descendentes. A esto se le conoce como célula de convección.
4. El ascenso orográfico ocurre con la presencia de una barrera montañosa.

El gradiente ambiental se refiere a los cambios de la temperatura con la altitud en la atmósfera en reposo, estática, tal como puede registrarla un sondeo.

ESTABILIDAD E INESTABILIDAD DEL AIRE.

El equilibrio puede ser de tres tipos: estable, inestable o indiferente. Cuando todo movimiento vertical del aire es frenado o bloqueado, se dice que el aire es estable. Cuando la porción de aire que se eleva es menos fría y menos densa que su entorno se dice que el aire es inestable. La curva del estado del ambiente se sitúa entre la adiabática seca y la adiabática saturada, lo que se denomina como inestabilidad condicionada. El aire seco estable se fuerza a ascender y se enfría según el gradiente adiabático seco. Cuando alcanza el punto de rocío se condensa y se enfría conforme al gradiente adiabático saturado. La curva del estado y la adiabática saturada son paralelas.

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