Inversión de subsidencia

En ciertas partes de la atmósfera puede suceder que capas de aire de varias centenas de metros de espesor desciendan hacia las partes inferiores. Este proceso que se puede desarrollar sobre una gran extensión es conocido con el nombre de subsidencia.

El aire de las capas bajas que fluye hacia el exterior de la región considerada es reemplazado por el aire que desciende de las capas superiores. A su vez, a niveles superiores, debajo de la tropopausa, el aire descendente es reemplazado por aire que fluye hacia el interior de la región. La velocidad del movimiento descendente adquiere su máximo hacia la mitad de la troposfera.

En el aire que se extiende horizontalmente cerca de la superficie terrestre, el espesor de una capa de aire subsidente decrece en el transcurso de su movimiento. Lo cima de la capa desciende entonces más que la base.

El aire subsidente se calienta debido a que sufre una compresión adiabática al acercarse a presiones más altas en las proximidades de la superficie. La parte superior de la capa, que ha sufrido una subsidencia más fuerte que la base, se calentará más que esta última. Si la parte superior de la capa subsidente adquiere así una temperatura más elevada que la base, se forma una inversión de subsidencia.

La subsidencia está asociada a las zonas de altas presiones (anticiclones). La convergencia en altitud puede provocar un alza de la presión en las capas bajas. Una divergencia de las capas bajas puede entonces producirse al principio bajo la influencia de la fuerza del gradiente de presión dirigida hacia el exterior de la región. Sin embargo, la fuerza de coriolis, que aumenta con la velocidad del viento, tiende progresivamente a equilibrar la fuerza de presión.

Sin embargo, el aire no fluye enteramente en la dirección de las isobaras. El rozamiento provoca siempre un cierto flujo a través de las isobaras, lo que contribuye a la divergencia de las capas bajas.

Proceso isobárico

Ya las primeras experiencias físicas permitieron establecer las relaciones que existen entre la presión, la temperatura y el volumen de los gases. En algunas de estas experiencias, la presión del gas se mantenía constante.

El proceso físico en el curso del cual la presión de un gas permanece constante se llama proceso isobárico. (lo palabra "isobara" significa "de igual presión").

También es posible estudiar los procesos isobáricos que se producen en el seno del aire húmedo. En estos procesos, una muestra de aire húmedo se calienta o se enfría a presión constante, sin añadirle ni quitarle vapor de agua. Además, se supo­ne que el vapor de agua permanece en estado gaseoso.

Si el aire se enfría isobáricamente (a presión constante), alcanzará una temperatura para la cual estará saturado. Esta temperatura se llama temperatura del punto de rocío o simplemente: punto de rocío.

Por la tanto, se puede definir la temperatura del punto de rocío como la temperatura a la cual hay que llevar, por enfriamiento a presión constante, una mues­tra de aire húmedo hasta que se sature. Si la temperatura de enfriamiento es inferior al punto de rocío aparece el fenómeno de condensación.

Variación semidiurna de la presión

En un lugar determinado, la presión atmosférica varía continuamente. Estas variaciones pueden ser regulares o irregulares.

Los variaciones irregulares son debidas principalmente al paso de los sistemas de presión, así como a su desarrollo o debilitamiento.

Las variaciones regulares tienen períodos variados. La oscilación regular más importante tiene un período de 12 horas, aproximadamente. Por esta razón se le da el nombre de variación semidiurna de la presión.

La sucesión de los días y de las noches provoca, alternativamente, calentamiento y enfriamiento de la atmósfera. Lo cual o su vez produce oscilaciones rítmicas de expansión y de contracción de la misma, que, finalmente, se traducen en oscilacio­nes de presión.

Se supone que la atmósfera posee un período natural propio de oscilación de 12 horas, aproximadamente. Esta oscilación está estimulada por las variaciones de tem­peratura y su amplitud aumenta por resonancia. Como resultado se produce una doble marca atmosférica que se propaga alrededor de la tierra siguiendo la posición del sol.

Las presiones máximas se observan a las 1000 y 2200 hora local, aproximadamente, mientras que las mínimas se producen a las 0400 y 1600 hora local, aproximadamente.

La variación semidiurna de la presión es un fenómeno bastante complejo. Las oscilaciones no son completamente simétricas y varían considerablemente de un sitio a otro. Aunque tienen poca influencia sobre los otros factores meteorológicos, es necesario tenerlas en cuenta cuando se interpretan variaciones de presión.

En las regiones tropicales, la variación semidiurna de la presión es más marcada que en las regiones situadas en latitudes más altas.

En medias y altas latitudes, es a menudo más difícil detectar la variación semidiurna de la presión pues está oculta por el frecuente paso de sistemas de pre­sión. Sin embargo, se pueden calcular las variaciones regulares estableciendo la me­dia horaria de las presiones durante un largo período de tiempo, con el fin de elimi­nar las variaciones de presión debidas a los perturbaciones atmosféricas.

Correcciones altimétricas - Ajuste del altímetro

Las indicaciones de los altímetros barométricos deben ser corregidas cada vez que las condiciones reales difieren de las definidas en la atmósfera tipo de la oaci.

El altímetro está construido de tal forma que las escalas de altitud y pre­sión puedan desplazarse por rotación una respecto de la otra. Si la presión real al nivel medio del mar difiere de 1013,25 mb, se puede ajustar el instrumento de forma que la altitud cero coincida con la presión que reina efectivamente al nivel medio del mar.

No se efectúa ningún reglaje del altímetro en el caso de que las temperatu­ras reales se desvíen de las condiciones normales. Sin embargo, es posible hacer es­timaciones basadas en las temperaturas observadas al nivel del vuelo y en la superfi­cie. Por ejemplo: si la temperatura observada es inferior a la de la atmósfera tipo, la densidad del aire será superior a la densidad normal y el altímetro indicará alti­tudes demasiado elevadas. Pero será posible obtener la altitud correcta llevando a un calculador de navegación la temperatura observada, a la vista de la altitud indicada.

Reducción de la presión a los niveles normales

La presión deducida de la lectura de un barómetro en la estación (después de las correcciones) se llama presión en la estación. Con el fin de poder comparar las observaciones barométricas hechas en estaciones situadas a diferentes altitudes, es necesario, en primer lugar, reducirlas al mismo nivel.

En la mayoría de los países la presión atmosférica observada se reduce al nivel medio del mar. La presión así obtenida se llama presión al nivel medio del mar.

El cálculo de esta presión se basa, en la mayoría de los casos, sobre una hipótesis. En efecto, en los estaciones terrestres, debemos suponer que una columna vertical de aire atraviesa el espesor de la tierra comprendido entre la estación y el nivel medio del mar.

Por lo tanto, para calcular la presión al nivel medio del mar es necesario, primeramente, determinar la presión en la estación y después añadir a este valor el peso de una columna de aire ficticia cuya sección corresponde a la unidad de superfi­cie y que se extiende desde el nivel de la estación al nivel medio del mar.

La altura de esta columna es fija pero su peso es función de su densidad que, a su vez, depende de la temperatura del aire de la columna. Si esta temperatura aumen­ta, el aire será menos denso y, por lo tanto, disminuirá el peso del aire que tenemos que añadir.

No existen métodos realmente satisfactorios para reducir la presión de las estaciones muy elevadas al nivel medio del mar, ya que es imposible calcular la tem­peratura media que tendría esta columna de aire ficticio. Solamente se pueden hacer hipótesis

Ciertos países emplean le temperatura del aire observada en la estación. Este método da resultados satisfactorios cuando la estación no está muy elevada. Otros países emplean la temperatura media de las 12 horas precedentes.

Para estaciones de poca altitud, la Organización Meteorológica Mundial ha recomendado un método que figura en la guía de instrumentos y prácticas de observación.

A pesar de las dificultades encontradas, la presión en la estación puede ser reducida al nivel medio del mar de manera satisfactoria en muchas regiones. Los meteorólogos de todo el mundo utilizan mucho los mapas sinópticos de presión al nivel medio del mar. El término "sinóptico" procede de las palabras griegas "syn" (con, junto) y "opsis" (vista). Numerosas estaciones miden lo presión simultáneamente, luego la re­ducen al nivel medio del mar y los valores así obtenidos se inscriben sobre mapas sinópticos.

En ciertas regiones de Africa y del continente antártico, las estaciones meteorológicas estén situadas a más de 1.000 metros de altitud. Entonces, estas esta­ciones, después de haber determinado la presión en la estación, calculan la altitud aproximada de los niveles de 850 mb o de 700 mb, lo que les permite trazar después mapas sinópticos relativos a estos niveles de presión.

Ya se ha visto que existe una estrecha relación entre la presión atmosférica y la altitud. Esta relación se utilizo muchísimo en aviación para determinar la altitud de vuelo de las aeronaves.

Un altímetro barométrico es un barómetro aneroide en el que la graduación se ha remplazado por una escala graduada directamente en altitudes.

Anteriormente se ha dicha que la presión en la superficie de la tierra es igual al peso por unidad de superficie de la columna vertical de aire que se extiende desde la superficie terrestre hasta el límite superior de la atmósfera. Por lo tanto, la presión depende de la densidad del aire que, a su vez, depende de la temperatura de la atmósfera. A mayor temperatura, menor densidad.

Las variaciones de temperatura con la altitud introducen, pues, dificultades en los problemas de altimetría. (la altimetría trata de la medida de las altitudes con la ayuda de los barómetros aneroides).

Por esta razón, es aconsejable suponer, en primer lugar, una atmósfera con­vencional en que las variaciones de lo temperatura con la altitud sean conocidas. Esta atmósfera es conocida con el nombre de atmósfera tipo de la OACI. De ella se tra­tará en el próximo tema.

En la práctica, existen ligeras diferencias entre la atmósfera real y la at­mósfera tipo hipotética. Pero es posible ajustar los altímetros de manera que indi­quen altitudes exactas.

Variación de la presión con la altitud

La presión atmosférica en la superficie de la tierra es igual al peso por unidad de superficie de una columna vertical de aire que se extiende desde la superfi­cie de la tierra hasta el límite superior de la atmósfera. A medida que se asciende, la presión desciende ya que disminuye la altura de la columna de aire que se encuentra sobre el observador.

El grado de descenso de la presión con la altitud no es constante. Cerca del nivel medio del mar, por ejemplo, la presión disminuye un milibar aproximadamente, cuando se asciende 8,5 m. Mientras que, cerca de loe 5.500 metros de altitud, es ne­cesario ascender 15 m para obtener el mismo descenso de presión y, a altitudes supe­riores, hará falta un desnivel aún mayor para que el barómetro acuse la misma disminu­ción. Estos valores no son más que aproximados, ya que la temperatura influye también en el descenso de la presión con la altitud.

Barografos

Un barógrafo es un barómetro registrador que proporciona un diagrama conti­nuo de la presión atmosférica en un determinado intervalo de tiempo. El elemento sen­sible está constituido generalmente por un dispositivo aneroide.

Está formado por una serie de cápsulas aneroides colocadas unas a continua­ción de otras, de manera que sus deformaciones se sumen y comuniquen al estilete un movimiento más vigoroso. Un sistema de palancas amplifica la dilatación o la contrac­ción de las cápsulas. Estas deformaciones son transmitidas a un brazo provisto en su extremo de una pluma que se desplaza en arco de círculo sobre una banda de papel arro­llada sobre un tambor; éste gira, movido por un aparato de relojería, a razón de una vuelta por semana y así se obtiene un registro continuo de la presión atmosférica en la estación considerada.

Barómetros aneroides

Un barómetro aneroide está constituido por una cápsula metálica flexible her­méticamente cerrada, en el interior de la cual se ha hecho completa o parcialmente al vacío. Por la influencia de las variaciones de presión atmosférica, los centros de las dos membranas opuestas de la cápsula barométrica se acercan más o menos. Por ejemplo: si la presión atmosférica aumenta, las paredes de la cápsula tienden a acercarse más la una a la otra.

Un sistema de fuertes resortes impide a la cápsula aplastarse bajo la acción de la presión atmosférica exterior. Por lo tanto, para una presión dada, se producirá equilibrio entre la tensión del resorte y la fuerza ejercida por la presión exterior.

Una de las membranas de la cápsula está fija, mientras que la otra está uni­da a una aguja que se desplaza delante de un cuadrante graduado en presión. Las deformaciones de la cápsula se amplifican por un sistema de palancas que une la aguja a la membrana móvil de la cápsula.

Un barómetro aneroide debe calibrarse comparándolo con un barómetro de mercu­rio. Aunque el barómetro aneroide sea menos exacto, tiene sobre el barómetro de mercu­rio la gran ventaja de ser muy portátil y poco voluminoso, lo que lo hace particularmente práctico para la navegación marítima y para su empleo sobre el terreno.

Las causas de los errores en las medidas hechas con barómetros aneroides son debidas principalmente a la incompleta compensación por temperatura. El debilitamien­to del resorte, a consecuencia del aumento de temperatura, da como resultado que la presión indicada por el instrumento sea demasiado elevada.

También se producen errores de elasticidad. Si un barómetro aneroide está sometido a una variación rápida e importante de presión, el instrumento no indicará inmediatamente la presión verdadera. Este retraso se llama histéresis y puede pasar un lapso de tiempo considerable antes de que la diferencia entre el valor leído en el barómetro y la presión verdadera sea despreciable.

Asimismo se producen lentas modificaciones de las propiedades del metal de la caja aneroide. Estas modificaciones, llamadas seculares, sólo se pueden calcular comparándolo periódicamente con un barómetro normal.

Presion atmosferica: Corrección de la aceleración de la gravedad

La lectura de un barómetro de mercurio a una presión y a una temperatura dadas depende de la aceleración de la gravedad que, a su vez, varía con la latitud y con la altitud.

Los barómetros se calibran de manera que den lecturas barométricas exac­tas con la aceleración normal de la gravedad o sea: 9,80665 ms . Para otro valor de la gravedad, las valores de la presión leídos sobre la escala del barómetro deben ser corregidos. Si el barómetro se utiliza en un sitio fijo, estas correcciones pueden fácilmente ser calculadas en una sola tabla. Entonces, para obtener la presión al nivel de la esta­ción, es suficiente aplicar una sola corrección:

La correspondiente a la temperatura leída en el termómetro fijo del barómetro.

Presión Atmosferica: Corrección del error de temperatura

Las lecturas del barómetro deben ser reducidas a los valores que se ob­tendrían si el mercurio y la escala estuviesen sometidos a la tempera­tura normal de 0°c.

Los barómetros destinados a fines meteorológicos son calibrados comparándolos con barómetros patrones de gran precisión. En el primer cali­brado, todas las diferentes partes del barómetro, tales como el mercu­rio, la escalas, la cubeta, el tubo de vidrio, etc. Se llevan a la tem­peratura de 0°c. Toda desviación respecto a esta temperatura modifica las dimensiones de los diferentes órganos.

Por esta razón, cada barómetro lleva colocado un termómetro en un sitio tal que indique la temperatura media de los diversos órganos que compo­nen el instrumento. Este termómetro se llama termómetro unido. Su lec­tura permite corregir las medidas barométricas reduciéndolas a la tempe­ratura normal de 0°c.

Presión Atmosferica: Corrección del error instrumental

En principio, si la graduación está bien hecha, la escala de lectura debe permitir calcular con exactitud la diferencia de nivel entre las superficies de mercurio en la cubeta y en el extremo del tubo. Pero en la práctica, a menudo es imposible obtener una fijación o una división exacta de la escala.

Además, el mercurio no moja el vidrio del tubo y, por lo tanto, presen­ta un menisco convexo (el menisco es la superficie curva que se forma en la extremidad superior del líquido contenido en el tubo). En este caso, lo fuerza de cohesión entre los moléculas de mercurio es más grande que la fuerza de adhesión entre el vidrio y el mercurio.

Debido a ello, el nivel del mercurio en el tubo asciende. Por el contrario, el agua sube en los tubos estrechos y su superficie libre se eleva a lo largo de las paredes del tubo. En los dos casos, a esto se le llama fenómeno de capilaridad.

También pueden producirse pequeños errores a causa de la presencia de aire residual en el espacio situado sobre la columna de mercurio. Otra causa de errores de lectura proviene de la refracción o de la desviación de los rayos luminosos a través del vidrio del tubo.

En un buen barómetro, estos diferentes errores no deberán exceder de al­gunas décimas de milibar. La suma de todos ellos constituye el error instrumental que figura en el certificado de calibración del instrumen­to. Este certificado se extiende después de compararlo con un barómetro patrón.

Reducción de las lecturas del barómetro a las condiciones normales

Como la altura de la columna de mercurio de un barómetro no depende sólo de la presión atmosférica, sino también de otros factores (principalmente de la temperatura y de la aceleración de la gravedad), es necesario especificar las condiciones normales en las cuales el barómetro debería teóricamente dar las lecturas exactas de la presión. Para las aplicaciones meteorológicas, las escalas de los barómetros de mercurio deberán estar graduadas de forma tal que den directamente los lecturas exac­tas en unidades normales, cuando el instrumento da entero está sometido a la temperatura normal de 0°c y a la aceleración normal de la gravedad de 9,80665 ms .

Con el fin de que las lecturas de los barómetros hechas a horas diferentes y en lugares distintos puedan ser comparables, es necesario hacer las correcciones siguientes:

-corrección del error instrumental;

-corrección de temperatura;

-corrección de la aceleración de la gravedad.

Barómetros de Mercurio

El científico italiano torricelli realizó la experiencia siguiente: cogió un tubo de vidrio de 80 cm, aproximadamente, de longitud, cerrado en uno de sus extremos. Lo llenó de mercurio y luego lo invirtió, introduciendo la extremidad infe­rior abierta en un recipiente que contenía mercurio.

Torricelli comprobó que el nivel del mercurio bajaba en el tubo y se estabi­lizaba a una altura de 0,76 m, aproximadamente, sobre la superficie libre del mercu­rio contenida en el recipiente. Explicó este fenómeno enunciando que la atmósfera de­bía ejercer una presión sobre la superficie libre del mercurio de la cubeta y que su valar debía ser igual a la ejercida por el peso de la columna contenida en el tubo.

Este fue el primer barómetro de mercurio. La altura vertical de la columna de mercurio no depende de la inclinación del tubo. El valor de la presión atmosféri­ca puede ser, por lo tonto, expresada en altura de mercurio. Sin embargo, esta altu­ra debe ser corregida para reducirla a la que tendría en las condiciones normales de Temperatura y de aceleración de la gravedad.

Habitualmente, las estaciones meteorológicas están equipadas con dos tipos de barómetros de mercurio: el barómetro fortín y el barómetro de cubeta fija (llamado a menudo barómetro de tipo kew).

Como de lo que se trata es de medir la distancia entre el extremo de la co­lumna de mercurio y el nivel superior del mismo en la cubeta y toda variación de la altura de la columna de mercurio supone un cambio de nivel de mercurio en la cubeta, es necesario, para evitar esta dificultad, recurrir a una de las siguientes soluciones:

En el barómetro fortín, el nivel del mercurio en la cubeta puede hacerse variar poniéndolo en contacto con una punta afilada de marfil, cuya ex­tremidad coincide con el plano horizontal que pasa por el cero de la escala. Por lo tanto, para hacer la lectura de presión en un barómetro fortín, es necesario ajustar primeramente el nivel del mercurio en la cubeta, de forma que este nivel corresponda al cero de la escala;

En el barómetro de cubeta fija (que es a menudo llamado barómetro de tipo kew), la escala grabada sobre el instrumento se construye de tal forma que compense las variaciones de nivel del mercurio. No hay, por lo tanto, necesidad de ajustar el nivel del mercurio.

Unidades de presión atmosférica

Cerca de la superficie terrestre, la presión atmosférica es 105 newtons por metro cuadrado aproximadamente, lo que equivale a un bar.

Debido a las ligeras variaciones que se producen en el transcurso de un día, se utiliza una unidad más pequeña que pueda señalar estas variaciones. En meteorolo­gía se empleo como unidad de medida de la presión la milésima parte del bar que se llama milibar:

1 bar = 1000 milibares.

Una presión de un milibar es pues la presión ejercida por una fuerza de 100 newtons por cada metro cuadrado de superficie en contacto con el aire.

Por ejemplo: tomemos un tubo de vidrio de 1 metro de longitud. Lo llena­mos de mercurio y lo invertimos sobre una cubeta que también contiene mercurio. La columna de mercurio desciende en el tubo y se estabiliza a una cierta altura, dejando en lo parte superior del tubo sobre la superficie libre del mercurio un vacío. Esta experiencia muestro que la presión atmosférica es capaz de equi­librar el peso de la columna de mercurio contenida en el tubo.

La altura de la columna de mercurio varía evidentemente con la temperatura del mercurio y su peso es función del valor de la aceleración de la gravedad en el lu­gar de observación. Por lo tanto, y con el fin de hacer las observaciones comparables entre sí, los meteorólogos reducen lo altura de la columna de mercurio a la que ten­dría si las condiciones de temperatura y de gravedad fuesen normales. Se ha escogido como valor normal de la temperatura la del hielo fundente (0°c) y como valor normal de la aceleración de la gravedad la constante g=9,80665/ms².

Si en estas condiciones normales, la presión atmosférica puede equilibrar el peso de una columna de mercurio de 760 mm de altura, se dice entonces que la pre­sión es igual a una atmósfera normal. Esta presión es equivalente a 1013,250 mb.

Por lo tanto, en condiciones normales, se tendrá:

Puesto que 760 mm de mercurio equivalente a 1013,250 mb,

1 mm de mercurio equivaldrá a 1,333224 mb. Este unidad se llama milímetro de mercurio normal.

Naturaleza de la Presión Atmosférica

En física, los científicos hacen una distinción entre fuerza y presión. La presión es la fuerza ejercida por unidad de superficie.

Las moléculas y los átomos de nitrógeno, de oxígeno y de todos los demás gases atmosféricos bombardean a gran velocidad todos los cuerpos que se encuentran en contacto con ellos. La fuerza que ejercen por unidad de superficie del cuerpo se lla­ma presión atmosférica.

Como las moléculas de aire se desplazan en todos los sentidos, ejercen su presión en todas las direcciones.

En las proximidades de la tierra, la presión es siempre más alta puesto que su valor es igual al peso de la columna de aire situado encima de la unidad de super­ficie sobre lo cual se ejerce. A medida que se asciende, 'el número de moléculas y átomos de aire que se encuentran encima del observador disminuye y, por lo tanto, la presión atmosférica decrece cuando la altitud aumenta.

Presión Atmosferica

La atmósfera ejerce sobre el hombre una presión permanente debido al peso de los gases que la componen. En efecto, esta atmósfera esté constituida por millares de millones de moléculas y átomos que se agitan alrededor y encima de él a grandes velocidades, chocan unos contra otros y golpean la superficie de la tierra, los seres humanos y todos los cuerpos que encuentran.

El estudio de la presión atmosférica constituye una parte fundamental de los tratados de meteorología. Las diferencias de presión en el seno de la atmósfera son el origen de las grandes corrientes atmosféricas. Los vientos y, finalmente, todos los elementos meteorológicos, cualesquiera que sean, son debidos a estos diferencias de presión.