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Equilibrio hidrostático
La componente vertical de la ecuación de movimiento viene fijada por la ecuación hidrostática, dP = -ρgdz y esta desacoplada con las componentes horizontales. Consiguientemente es compatible el modelo de atmósfera estática con el de un medio en constante movimiento. Esta aproximación implica:
En la componente vertical de las ecuaciones de movimiento se pueden despreciar los términos de viscosidad y la fuerzas aparentes
El movimiento horizontal tiene escasa influencia sobre el equilibrio vertical
La estabilidad estática es suficiente para justificar la estabilidad vertical, tanto si existe movimiento como si no lo hay.
Las componentes horizontales del movimiento deben satisfacerse por ellas mismas, independientemente del equilibrio vertical
La atmósfera no se encuentra en un estado de equilibrio estático. Es necesario analizar las condiciones, tanto mecánicas como termodinámicas, que determinen el estado de equilibrio mecánico estable del sistema. Es decir, dado que no hay equilibrio térmico en la atmósfera, establecer las condiciones térmicas que alterarán el equilibrio mecánico.
Movimientos convectivos de masas de aire
Se entiende por convección a los movimientos verticales de masas de aire. Estos movimientos pueden tener lugar merced a fuerzas de empuje hidrostático o bien a impulsos mecánicos.
Nos centraremos en establecer los criterios de estabilidad de los movimientos verticales de masas de aire debidos a empuje hidrostático que tienen lugar en una atmósfera en equilibrio hidrostático. Estos movimientos implican la conversión de energía potencial en cinética y tienen lugar por calentamiento de una masa de aire junto a la superficie o por enfriamiento en niveles superiores.
Método de la parcela
El modelo considera los movimientos verticales de una parcela de aire que evoluciona
vía adiabática. En estos movimientos verticales se desprecia:
El arrastre aerodinámico
La mezcla con el medio atmosférico
Los movimientos compensadores en el medio atmosférico
El peso del agua condensada
Inversión térmica
En la troposfera la temperatura del aire en general disminuye con la altura pero
puede haber algunas zonas en las que la temperatura del aire aumente en vez
de disminuir.
Inversión de tierra
Se presenta en las noches despejadas, junto al suelo,
a la salida del sol. La tierra se enfría por radiación y
las capas atmosféricas junto a ella a se enfrían por
conducción.
T
z
Inversión de subsidencia
La subsidencia se produce cuando un estrato de aire sufre un enfriamiento adiabático porque se ve obligado a descender y su base aumenta de superficie. (^) dz 1
dz 2
S 1
S 2
p 1
p 2
A la salida del sol La temperatura junto al suelo es T0, generando una inversión de tierra. Durante el día se va calentando el suelo debido a la radiación solar y la línea de estado cambia.
Capa de mezcla
Una parcela de aire que se encuentre a la temperatura T (a mitad mañana) ascenderá por vía adiabática hasta alcanzar una altura h. Tiene lugar un proceso de mezcla dentro de un volumen delimitado por h
Si la temperatura Tmax es la máxima del día, la altura hmax será la altura máxima de la capa de mezcla
Inestabilidad convectiva. Se produce al ascender toda una columna de aire. La base de la misma, más próxima al suelo y con más contenido de humedad, se satura antes que el techo con lo cual la base se enfría como Γ, mientras que el techo lo hace como γ, con lo cual se modifica la línea de estado, pasando de una situación inicial de estabilidad, con γ > Γ > α 1 , a otra de inestabilidad, α 2 > γ > Γ.
Tanto el gradiente del aire seco como el del aire saturado vienen definidos por el modelo termodinámico de la parcela, de manera que las condiciones de estabilidad atmosférica en un estrato quedan establecidas por el gradiente geométrico. Algunos ejemplos:
Comportamiento de las masas de aire frías y cálidas. En ambos casos se produce un cambio en la línea de estado.
En contacto con el suelo, más caliente, la masa de aire frío se calienta por su base, pasa de α 1 a α 2.
Por el contrario, la masa de aire cálido al desplazarse sobre un suelo frío se enfría por su base, pasa de α 1 a α 2.
Algunas consecuencias de la estabilidad atmosférica
Improbabilidad de los gradientes superadiabáticos
Preponderancia del movimiento horizontal en la atmósfera
Impenetrabilidad de las inversiones
Oscilación diurna de la temperatura
