Pon en marcha la atmósfera de un planeta desde el reposo y observa cómo las células de Hadley crecen desde los trópicos hasta que la fórmula cerrada de Held y Hou dice que deben detenerse: el aire que asciende en el ecuador conserva su momento angular en su camino hacia el polo, de modo que el viento en altura se convierte en Ω·a·sin²φ/cos φ, una corriente en chorro subtropical, y la célula solo llega hasta donde permite la construcción de áreas iguales: 26,5° para la Tierra, no los 28,8° de la fórmula de ángulos pequeños. Debajo, los alisios se convierten en vientos del oeste donde lo dice el balance de momento angular, y sus pares se anulan. Frena el planeta y las células se ensanchan hacia los polos; páralo y una sola célula llena cada hemisferio sin ningún viento zonal. Desplaza el calentamiento seis grados al norte y el ascenso salta a 21°, con la célula de invierno cien veces más fuerte que la de verano, como encontraron Lindzen y Hou; deja correr las estaciones y la ZCIT oscila 18° a cada lado, con dos meses de retraso.
Sigue una costa del sur de Asia a lo largo del año. El mismo sol calienta la tierra poco profunda y el mar profundo, pero la tierra responde en días y el mar con dos meses de retraso, como dicen la ganancia de fórmula cerrada 1/sqrt(1+(ωτ)²) y el retardo atan(ωτ). Su contraste impulsa un viento de vuelco; hacia tierra trae la humedad del aire marino, y el calor latente de la lluvia refuerza la misma circulación que la trajo. Por eso el monzón no crece suavemente: en cuanto el forzamiento de la tierra se vuelve positivo, la lluvia salta a un diluvio en una semana, nubes oscuras llegan desde el mar y se amontonan contra las colinas, los arrozales se inundan y reverdecen; se mantiene hasta el otoño, hasta que el forzamiento cae por debajo del pliegue R_c = −M²/(4Dκ). Congela la estación y la costa es biestable: una irrupción húmeda la vuelca a húmeda, bajar el calentamiento o la humedad más allá del umbral de fórmula cerrada la seca para siempre. El balance de humedad cierra hasta el redondeo.
Mira cómo un frente frío pasa sobre un pueblo en una tarde de verano calimosa. Aire frío, siete grados más frío y de dos kilómetros de espesor, se suelta por el oeste y corre bajo el aire cálido como una corriente de densidad: su nariz avanza a la Fr·√(g’h) de Benjamin sobre el viento director, con la profundidad tras ella y la velocidad tal como dice la fórmula cerrada de Rottman y Simpson, y el abanico de Ritter detrás. La capa límite cálida se eleva sobre el aire frío; por encima de su nivel de condensación forma una nube de plataforma oscura con una nube en rodillo a lo largo de la nariz y una cortina de lluvia detrás. El mástil meteorológico y el meteograma del pueblo registran la caída de temperatura, el salto de presión ρg’h, la racha y el viento que rola. Cambia a los frentes geostróficos de Margules, inclinados según f·Δv·T/(gΔT): un frente frío llevado por el viento, o un frente cálido con lluvia por delante y presión en descenso. Sin contraste de densidad no se mueve nada en absoluto.
Mira nacer una borrasca sobre el Atlántico Norte, vista desde la órbita. Aire frío al norte y aire cálido al sur significan, por el viento térmico, un viento del oeste que se refuerza con la altura, y ese flujo cizallado es inestable. Una ondulación de medio hectopascal crece exponencialmente, exactamente con la tasa que da en forma cerrada el modelo de dos capas de Phillips, y lo hace más deprisa para ondas de unos 3,5 radios de Rossby de longitud, unos 4000 km; en pocos días las bajas se profundizan por debajo de 985 hPa, las altas se refuerzan, la nube en forma de coma se eleva donde el aire cálido asciende por delante de cada baja y una banda de frente frío se arrastra detrás. El crecimiento se detiene cuando las borrascas han llevado suficiente calor hacia el polo como para debilitar el gradiente. Aplana el gradiente de temperatura y la onda solo decae; compara dos longitudes de onda iniciadas igual; el panel representa la tasa de crecimiento frente al número de onda y contabiliza la energía de los remolinos frente a su liberación a partir de la energía potencial disponible media.
Haz crecer una tormenta tropical sobre un mar cálido al anochecer: el mar da calor al aire entrante a su temperatura de superficie, el flujo de salida lo cede cien grados más frío en la tropopausa, y esta máquina de Carnot fija el viento más fuerte que la tormenta puede alcanzar - la intensidad potencial. Sobre un mar que no se enfría el viento sigue la ley tanh de la fórmula cerrada hasta ese límite; deja que la tormenta remueva el agua fría de debajo y se queda más baja, mucho más sobre una capa cálida somera; cizalla el vórtice y se asienta más débil; llévala a tierra y, sin aporte de calor y con suelo más rugoso, el viento decae exactamente como V0/(1 + C_D V0 t/2h). Sin diferencia de temperatura no hay máquina.
Mira cómo una tarde de verano levanta una tormenta sobre la pradera: el sol calienta el suelo, la capa de mezcla se hace más profunda a lo largo de la adiabática seca y va comiéndose la tapa que tiene encima, y la parcela elevada - seca hasta su nivel de condensación, luego saturada a lo largo de la pseudoadiabática - muestra su CAPE y su CIN en un tablero de sondeo junto al cielo. Los cúmulos de buen tiempo se asientan en la base de las nubes, unos 125 m de altura por cada kelvin de diferencia con el punto de rocío, hasta que las térmicas llevan la parcela más allá de su nivel de convección libre; entonces la torre sube a la velocidad de la pluma, una corriente ascendente con arrastre muy por debajo de la fórmula cerrada sqrt(2 CAPE), y se extiende en un yunque en el nivel de equilibrio. Su lluvia desencadena una corriente descendente fría cuyo frente de racha ahoga la célula. Refuerza la tapa y la tormenta nunca llega; seca el aire en altura y la salida se vuelve más fría.
Mira el viento de la tarde cruzar una cresta nevada: el aire estable empujado ladera arriba por barlovento rebota y oscila a sotavento, y el campo de ondas lineal estacionario - la ecuación de Scorer resuelta modo a modo - se dibuja como cintas de humo que suben y bajan sobre la cresta y detrás de ella. Sobre una cresta ancha en aire uniforme las ondas suben en vertical como la solución de Queney, con una longitud de onda vertical 2πU/N y una resistencia de (π/4)ρNUh0²; bajo una capa menos estable en altura queda atrapado a sotavento un tren de ondas, con la separación de crestas del modo atrapado de fórmula cerrada, más larga a medida que el viento crece, hasta que por encima de una velocidad crítica ya no queda nada atrapado. Las nubes lenticulares se apilan donde las capas húmedas se elevan por encima de su nivel de condensación, un planeador asciende en la ascendencia hasta que esta iguala su caída, y una cresta demasiado alta para el viento se señala donde las líneas de corriente se volcarían.
Mira desde arriba el hemisferio norte en la noche polar: la corriente en chorro brilla como una cinta alrededor del polo, coloreada según su viento, con el aire frío del Ártico tiñendo de azul el suelo en su lado polar y el aire cálido de naranja en el otro. Su intensidad es el viento térmico del contraste entre el ecuador y el polo, 25 m/s para 40 K a 500 hPa. Sus meandros son ondas de Rossby de la ecuación de vorticidad barotrópica: una onda libre deriva hacia el este a la velocidad de la fórmula cerrada c = U − β/(k²+l²), mucho más despacio que los globos que viajan con el viento, y se queda quieta cuando U = β/K². Las Montañas Rocosas y el Tíbet fuerzan ondas ancladas a las montañas. Debilita el contraste como lo hace un Ártico que se calienta y el chorro se frena, las ondas estacionarias se acortan y las vaguadas llegan más al sur; sobre una cordillera de una sola onda el chorro más lento entra en resonancia, el arrastre de las montañas lo mantiene ahí y la onda queda bloqueada incluso cuando vuelve el contraste.
Mira El Niño ir y venir a través del Pacífico ecuatorial, abierto en corte desde Indonesia hasta Perú: los alisios acumulan agua cálida en el oeste y elevan la termoclina fría en el este; calienta el este y los alisios se debilitan, la termoclina se aplana y el este se calienta aún más - la retroalimentación de Bjerknes - mientras la lenta descarga del volumen de agua cálida convierte el episodio en La Niña aproximadamente año y medio después. Por debajo de un acoplamiento crítico de fórmula cerrada la oscilación se extingue, en él ni crece ni se apaga y su periodo es 2π/ω según los autovalores lineales, por encima se establece un ciclo límite con la amplitud de la teoría débilmente no lineal. Envía un estallido de viento del oeste o una atmósfera ruidosa y mira las nubes de lluvia migrar al este; apaga la atmósfera y la oscilación desaparece.
Sigue cada vatio de luz solar a través de una columna de aire que se alza sobre una porción de la Tierra en una sala oscura de observatorio. Un sol de lámpara vierte 340 W/m²; una capa de nubes y el suelo devuelven el 30 % al espacio, el aire absorbe un tercio del resto, y treinta capas grises se pasan el infrarrojo hacia arriba y hacia abajo. Empieza con la columna helada a 170 K o caliente a 360 K y mira cómo ambas se asientan en el mismo equilibrio radiativo-convectivo cerca de 288 K: el gradiente térmico crítico hasta una tropopausa cerca de 9 km, 350 W/m² de contrarradiación, 123 W/m² llevados hacia arriba por la convección, 237 W/m² que salen por la cima. Desactiva la convección y el suelo sube a 332 K; quita el aire y baja a Te; una capa opaca da 2^(1/4) Te. Duplica el CO2 para 3,7 W/m² de forzamiento y 1,2 K de calentamiento, 2,8 K si el vapor de agua lo acompaña; convierte el bosque en desierto o en océano y mira cómo la superficie se estabiliza en semanas o en años.
Mira los casquetes de hielo de un planeta a la luz de su sol: cada banda de latitud absorbe luz solar según su albedo, radia al espacio y comparte calor con sus vecinas. El sol actual pone el borde del hielo cerca de 66 grados; atenúalo despacio y el borde avanza hacia el ecuador hasta que, a nueve décimas de la insolación actual, el hielo brillante refleja tanto que todo el planeta se congela de un salto. Vuelve a avivar el sol y la bola de nieve sigue helada mucho más allá de donde se heló: solo se deshiela por encima de seis quintos. Haz el hielo y el agua igual de oscuros y la retroalimentación desaparece: el equilibrio es entonces la solución P2 cerrada en cada banda.
Sigue cada petagramo de carbono a través de una maqueta de museo de la Tierra: las chimeneas queman carbono fósil y lo envían al aire, el bosque lo absorbe y lo deja caer al suelo, el suelo lo devuelve respirando cada vez más deprisa a medida que el mundo se calienta, y el océano lo disuelve: primero la delgada capa superficial, cuya química tampón solo absorbe una décima parte de lo que sugiere su tamaño (el factor de Revelle), y luego, a lo largo de siglos, el océano profundo. Repite la era industrial: 667 PgC hasta 2025 llevan el CO2 a 426 ppm con un 47 % aún en el aire; mantén las emisiones y el CO2 supera 580 ppm en 2100; llega al cero neto en 2050 y vuelve a bajar hacia 329 ppm. Libera el mismo carbono de golpe o a lo largo de dos siglos, tala el bosque, y mira cómo el ciclo lo vuelve a repartir: al lado se muestran la respuesta multiexponencial del ciclo linealizado, su reparto de equilibrio y un balance de carbono exacto.
Burbujea aire con un CO2 elegido en un vaso de agua de mar sobre una mesa de laboratorio y mira el indicador cambiar de color. El carbono disuelto y la alcalinidad del agua fijan su pH y las fracciones de CO2 disuelto, bicarbonato e ion carbonato, con las constantes publicadas de Lueker, Dickson, Millero, Weiss y Mucci; el factor de Revelle explica por qué la presión de CO2 del agua sube diez veces más deprisa que su carbono. Sube el CO2 del aire y el ion carbonato baja hasta que, cerca de cuatro mil microatmósferas, el agua ya no sostiene la aragonita: la concha del fondo empieza a disolverse, y sus dos unidades de alcalinidad por cada carbono devuelven el agua a justo por debajo de la saturación. El agua fría de la misma química tiene menos carbonato. El carbono en agua, concha y aire se conserva salvo redondeo.
Mira el humo de la chimenea de una fábrica de ladrillos derivar al amanecer sobre un pueblo en terrazas. Los gases calientes ascienden según la sobreelevación de penacho de Briggs, luego el viento los lleva aguas abajo mientras la turbulencia de la clase de Pasquill elegida los mezcla hacia el suelo: en una mañana soleada inestable el penacho serpentea hasta el suelo en unos cientos de metros, en una neutra toca el pueblo a un par de kilómetros, en una noche en calma estable se abre en abanico en altura y apenas alcanza los tejados. Deja que una tapa de inversión lo atrape sobre las casas, o pon la tapa por debajo del penacho y el pueblo queda limpio. Una cinta sobre los tejados dibuja la concentración a ras de suelo junto al penacho gaussiano, una estación la mide; con un viento uniforme y una K constante la lámina se asienta en el penacho estacionario exacto, con su máximo en el suelo 2Q/(eπuH²). Detén la fuente y mira lo que queda salir del valle; la masa emitida siempre iguala lo que está en el aire, lo depositado y lo que se ha ido.
Recorre un pequeño planeta cubierto de margaritas mientras su sol se vuelve más brillante. Las margaritas negras absorben la luz solar y se calientan a sí mismas y al planeta, las blancas la reflejan y se mantienen frescas; ambas crecen mejor a 22,5 °C. Así, al débil sol joven lo reciben margaritas negras, al brillante sol viejo margaritas blancas, y entre medias ambas juntas mantienen el planeta a pocos grados del óptimo mientras el planeta desnudo se calentaría cuarenta: la rama de coexistencia de la fórmula cerrada en el panel, con sus temperaturas locales exactamente 5 K a cada lado del óptimo. Lleva el sol más allá de 1,54 y las blancas se hunden de un salto; atenúalo de nuevo y solo vuelven en 1,22: haz un barrido y mira cómo se dibuja la histéresis. Cambia al desierto: las plantas traen su propia lluvia, y con la misma pluviosidad tanto una sabana verde como un desierto desnudo son estables, hasta que una sequía hace caer la verde para siempre. Las áreas se contabilizan hasta el redondeo.
Contempla una ciudad costera al anochecer desde el otro lado de su bahía, de 1850 a 2300, mientras el clima responde al dióxido de carbono que añadimos: la superficie y el océano superior se calientan en pocos años, el océano profundo tarda siglos, y el mar sube contra el muro del puerto a medida que el agua se dilata y el hielo se funde. Sigue la trayectoria baja, media, alta o de sobrepaso, o mantén la concentración desde hoy y mira cómo el calentamiento continúa: el océano profundo todavía se está poniendo al día. Duplica el CO2 de golpe y el calentamiento sigue dos exponenciales, una rápida de cuatro años y una lenta de más de dos siglos; auméntalo un 1 % al año y lee la respuesta transitoria en la duplicación; provoca una erupción volcánica y mira cómo se desvanecen unas décimas de grado de enfriamiento. Cambia la sensibilidad y el océano y el panel vuelve a dibujar cada trayectoria; la energía recibida se contabiliza frente al calor almacenado y radiado hasta el redondeo.
Algunos módulos pertenecen a varias Suites. Cada experimento compartido tiene aquí una sola descripción.
