TEMA 2. LA ATMÓSFERA.

TEMA 2. LA ATMÓSFERA.
INTRODUCCIÓN.
La atmósfera es la envoltura gaseosa que rodea la Tierra y uno de sus
subsistemas. Presenta una estructura en capas característica, en función de su
variación de temperatura en la vertical. En la más cercana a la superficie
terrestre, la troposfera, se desarrollan la mayor parte de los fenómenos
meteorológicos que conocemos.
La atmósfera inicial o protoatmósfera era una atmósfera reductora, que
estaba compuesta fundamentalmente por N2, CO2, H2 y CH4. Sin embargo, la
aparición de la vida y debido al proceso de la fotosíntesis, las concentraciones
de O2 y O3 se fueron incrementando cada vez más, hasta que la atmósfera pasó
de ser reductora a ser oxidante hace aproximadamente 2500 millones de años.
Esto hizo posible que pudieran evolucionar formas de vida más complejas e hizo
de la Tierra un planeta habitable.
Por otro lado, hay que comentar que la atmósfera es dinámica, existiendo un
desplazamiento global de las masas de aire (debido al calentamiento desigual
de la superficie terrestre por los rayos del Sol). Esta dinámica es fundamental
para el re-establecimiento del equilibrio térmico del planeta y para la interacción
de la atmósfera con los otros subsistemas.
Por último, comentar que en los últimos años se ha incrementado de forma
preocupante los niveles de contaminantes en la atmósfera, como
consecuencia fundamentalmente del desarrollo industrial y actividades
humanas, lo que ha obligado a tomar una serie de medidas a escala local,
regional y global con la finalidad de recuperar la calidad de aire perdida.
PRINCIPALES FUNCIONES DE LA ATMÓSFERA.
Las funciones principales de la atmósfera son:
 Aportar determinados compuestos que son imprescindibles para el
desarrollo de la vida y para la obtención de energía de algunos seres
vivos.
 Proteger al planeta de las agresiones del espacio exterior
 Es esencial para que se cierre el Ciclo Hidrológico del planeta y para
mantener el equilibrio térmico del planeta.
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LA COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA.
Fueron Lavoisier y Scheele quienes, en 1774, demostraron que el aire no era un
elemento simple, sino una mezcla de una quinta parte en volumen de oxígeno
(O2) y cuartas quintas partes de nitrógeno (N2).
Actualmente se sabe que la composición química de la atmósfera no es
homogénea, diferenciándose dos capas:
CAPA
ALTITUD
SUBCAPA
CARACTERÍSTICAS GENERALES
Capa Homogénea
HETEROSFERA
HOMOSFERA
Composición química:
90 Km
Hasta 200 Km
Capa de N2
Hasta 1000 Km
Capa de
atómico
Hasta 3500 Km
Capa de He
Hasta
Km
Capa de H2
10.000

Elementos mayoritarios: N2 (72%),
O2 (23%), Ar (1,2%), Vapor de H2O
(0-2,5%) y CO2 (0,035%).

Elementos traza: Ne, He, CH4, O3,
etc.
Compuesto mayoritariamente por N2
O
Compuesto mayoritariamente por O atómico
Compuesto mayoritariamente por He
Compuesto mayoritariamente por H2
Tabla 1. Porcentajes de la concentración de los gases en la atmósfera.
LA ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA.
La división de la atmósfera se realiza en función de los cambios de temperatura
que presenta en su zonación vertical. Se distinguen cinco capas: troposfera,
estratosfera, mesosfera, ionosfera o termosfera y exosfera.
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CAPA
ALTITUD
CARACTERÍSTICAS GENERALES
TROPOSFERA
Capa en contacto con la superficie terrestre.
Su temperatura disminuye con la altitud, con un
gradiente de -0,67 ºC cada 100 m de altitud, pudiendo
alcanzar los -70 ºC en las zonas más altas.
10-18 km
Contiene el 80% de los gases atmosféricos
(principalmente N2, O2, Ar, H2O y CO2).
Existen flujos de aire verticales y horizontales.
Tiene lugar los fenómenos meteorológicos.
Su límite superior se llama Tropopausa.
Su temperatura aumenta con la altitud, pudiendo
alcanzar temperaturas de 10-20 ºC.
ESTRATOSFERA
No existen flujos de aire.
Hasta 50 km
Presencia de la Capa de Ozono (Ozonosfera): Entre
15-30 km de altura. La Ozonosfera actúa de filtro
protector ya que absorbe la radiación ultravioleta, que es
muy perjudicial para el desarrollo de la vida animal y
vegetal. El grosor de la Capa de Ozono es variable y
depende de: la latitud, de la estación del año e incluso
se han observado variaciones diarias
El límite superior
Estratopausa.
MESOSFERA
Hasta 80 km
de
la
estratosfera
se
llama
Disminuye la temperatura con la altitud, pudiendo llegar
a -140 ºC.
Su límite superior se llama Mesopausa.
Los gases están ionizados debido a la radiación
ultravioleta
TERMOSFERA
O IONOSFERA
Hasta 800 Km
La temperatura aumenta con la altura, pudiendo
alcanzar los 1000 ºC, ya que los gases ionizados
absorben la radiación UV.
El límite superior se denomina Termopausa.
EXOSFERA
Hasta 10.000
km
Por encima de la Termopausa hasta una altura
aproximada de 10.000 km, en donde la atmósfera ya es
tan tenue que se confunde con el espacio exterior.
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Figura 1. Esquema de la estructura básica de la atmósfera, con sus capas y las altitudes
a las que se encuentran.
La estructura física y composición química de la atmósfera ha dado lugar a
unas condiciones térmicas especiales que permiten la vida en la Tierra. Estas
condiciones se deben al efecto invernadero que tiene lugar en los primeros 12
km de la atmósfera por la presencia de gases de efecto invernadero (GEI´s).
Estos gases permiten que la temperatura media de la superficie sea de unos
15ºC (otras fuentes hablan de 13 ºC).
EL BALANCE DE LA RADIACIÓN SOLAR.
La atmósfera terrestre retiene y regula la cantidad de radiación solar que recibe
la superficie de la Tierra. Esta acción protectora permite que se mantengan en el
planeta unas temperaturas suaves adecuadas al desarrollo de las formas de vida
que conocemos. Además, no toda la radiación que procede del Sol es
absorbida por la Tierra, ya que un 30% se refleja. Las nubes, el polvo
atmosférico, las moléculas de los gases, el hielo y la nieve, e, incluso, el mismo
suelo cuando está desprotegido de la vegetación, reflejan la luz solar. Esta
energía reflejada se denomina albedo. Un incremento de cualquiera de esos
factores que reflejan la luz solar produciría un enfriamiento de la atmósfera.
La radiación que llega a la superficie de la Tierra la calienta, y este calor es
irradiado en forma de radiación infrarroja. Esta radiación es absorbida por la
atmósfera, especialmente por el H2O y el CO2, lo que provoca un aumento de la
temperatura. Las nubes reflejan parte de esta energía, devolviéndola de nuevo
a la superficie terrestre (Efecto Invernadero). Todo ello hace que la
temperatura media de la atmósfera sea de unos 13-15 ºC.
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Figura 2. Balance de la radiación en el sistema climático terrestre.
Sin embargo, es importante tener en cuenta que no toda la Tierra recibe la
misma cantidad de radiación y por lo tanto no se calienta por igual. Así:
 El ecuador se calienta más que los polos, debido a la incidencia
perpendicular de la radiación en el ecuador y muy oblicua en los polos.
 Las zonas de menor altitud se calientan más debido a que reciben mayor
cantidad de radiación.
Debido a este calentamiento desigual, se establece un mecanismo para la
redistribución de este calor y por lo tanto re-establecer el equilibrio térmico.
Este mecanismo es la circulación atmosférica. De tal forma que, el aire más
caliente y húmedo del ecuador (debido a la incidencia perpendicular de los rayos
solares), se eleva y circula hacia los polos por capas altas de la troposfera; al
mismo tiempo que masas de aire frías y más densas, circulan por capas bajas
(por superficie) desde los polos hacia el ecuador.
Sin embargo, la rotación del planeta hace que esta circulación sea mucho más
compleja, debido al Efecto Coriolis, produciéndose varias circulaciones
parciales para restablecer el equilibrio térmico global del planeta. Estas
circulaciones parciales son: La Célula de Hadley (que es la más energética de
las tres por la incidencia perpendicular de los rayos solares); Célula Polar (entre
los 60º y 90º de latitud) y Célula de Ferrel (situada entre las dos anteriores).
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Figura 3. Circulación general de la atmósfera.
LA DINÁMICA ATMOSFÉRICA
La atmósfera no es un fluido estático, sino que presenta una dinámica vertical
y horizontal que produce una serie de corrientes y fenómenos atmosféricos, los
cuales son fundamentales para:
 La conservación y desarrollo de la vida en el planeta
 La distribución de los climas en la Tierra
 La dispersión de los contaminantes.
Dinámica Vertical.
Los movimientos verticales se llaman movimientos de convección y se deben
a variaciones de temperatura, humedad o presión atmosférica. Distinguimos:
 Convección Térmica.
Son originados por contraste de temperatura. El aire, en contacto con la
superficie, más caliente y menos denso tiende a elevarse formando corrientes
térmicas ascendentes, y el aire superior más frío y denso tiende a descender.
 Convección por Humedad.
Se origina por presencia de vapor de agua en el aire, lo que hace que el aire
húmedo sea menos denso que el aire seco, de tal forma que el aire húmedo
asciende y el seco desciende.
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La cantidad de vapor de agua presente en la atmósfera se puede medir de dos
maneras: humedad absoluta o humedad relativa.
 Humedad absoluta: Es la cantidad de vapor de agua que hay en un
volumen determinado de aire y se expresa en g/m 3. Esta cantidad no es
un dato significativo, porque la cantidad de vapor de agua que cabe en el
aire depende de la temperatura. El aire frío puede contener muy poca
humedad, mientras que el aire caliente puede admitir mucha.
Es por ello que se establece el parámetro de humedad relativa.
 Humedad relativa: Es la cantidad en tanto por ciento de vapor de agua
que hay en 1 m3 de aire en relación con la máxima que podría contener a
la temperatura en la que se encuentra.
Por ejemplo, si decimos que la humedad relativa es del 25%, lo que
queremos expresar es que a esa determinada temperatura el aire sólo
contiene ¼ del vapor de agua que podría contener.
Cuando la humedad relativa llega al 100% entonces se alcanza lo que se
denomina punto de rocío. El punto de rocío es la temperatura en la que el vapor
de agua comienza a condensarse y a hacerse visible (formación de nubes). A
la altura donde se forman las nubes se conoce como nivel de condensación.
 Convección debida a la Presión Atmosférica.
Estos movimientos pueden ser anticiclones o borrascas (también llamados
ciclones). Hay un anticiclón cuando nos encontramos en una zona de alta
presión, y por tanto, una masa de aire frío desciende en la vertical hasta
contactar con el suelo. En la zona de contacto se acumula mucho aire y el viento
tiende a salir desde el interior hacia el exterior (con giro horario en el hemisferio
norte). En cambio, hay una borrasca cuando existen bajas presiones y una
masa de aire poco denso (cálido y/o húmedo) asciende desde el suelo hasta
determinada altura creando un vacío en la zona que está en contacto con el
suelo. Es cuando el aire frío de los alrededores se mueve originando un viento
que sopla desde el exterior hasta el centro de la borrasca (con giro antihorario
en el H.N.).
Figura 4. a) Borrasca; b) Anticiclón.
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Gradientes Verticales.
Se llama gradiente vertical a la diferencia de la temperatura entre dos puntos
situados a una diferencia de altitud de 100 metros. A continuación se exponen
los diferentes tipos de gradientes verticales:
 Gradiente vertical de temperatura (GVT). Representa la variación
vertical en la temperatura del aire en condiciones estáticas o de reposo
que suele ser de 0,65ºC/100m (por cada 100 metros de ascenso en la
troposfera la temperatura disminuye 0,65ºC; esta sería la cantidad que
habría que ir restando a medida que se va ascendiendo). El valor de GVT
es muy variable y depende de factores como: altitud, latitud, estación del
año, etc.
Inversión térmica: Es una situación (espacio aéreo) en el cual la
temperatura aumenta con la altura en vez de disminuir (los valores de
GVT son negativos). Las inversiones térmicas impiden los movimientos
verticales del aire (la tropopausa representa una inversión térmica
permanente). Existen también inversiones térmicas ocasionales, como las
de invierno, en las que el suelo enfría a la atmósfera inmediata resultando
ésta más fría que la superior.
 Gradiente adiabático seco (GAS). El valor de este gradiente es
constante y es de 1ºC/100m, denominándose “seco” por llevar el agua en
forma de vapor. Este gradiente, a diferencia del GVT, es dinámico, ya que
afecta a una masa de aire que se encuentra realizando un movimiento
vertical por estar de desequilibrio (diferente temperatura y/o cantidad de
vapor de agua) con el aire que le rodea. Por ello, se ve obligado a
ascender (o en algunos casos descender) hasta alcanzar el equilibrio (el
valor de GAS y GVT se igualan). En el momento en el que la temperatura
de ambas masas de aire (GAS y GVT) se igualan, entonces el movimiento
vertical cesa.
 Gradiente adiabático húmedo (GAH). En el momento en el que la masa
ascendente de la que hablamos en el gradiente adiabático seco alcanza
el punto de rocío, se condensa el vapor de agua que contenía y se forma
una nube. En la condensación se libera calor latente que permitió su
evaporación, por lo que el GAH toma valores inferiores al GAS
(1ºC/100m). Los valores que toma el GAH se encuentran entre 0,30,6ºC/100m.
En las zonas tropicales los valores de GAH se aproximan a 0,3ºC mientras
que a medida que avanzamos a latitudes más altas, el valor de GAH se
va aproximando cada vez más a 0,6ºC. Esta es la razón por la que las
nubes en las zonas ecuatoriales y tropicales alcanzan mucha altura,
pudiendo llegar incluso a la tropopausa; mientras que en latitudes medias
(valores más próximos a 0,6ºC) las nubes se formarán a menor altura,
sobre todo en invierno.
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Condiciones de estabilidad o inestabilidad atmosférica en función de los
gradientes verticales.
En función de los valores de GVT y GAS se puede determinar qué tipo de
movimientos se producen en la vertical: movimientos ascendentes o
descendentes.
 Si GVT > GAS, se produce un ascenso de las masas de aire,
generándose una situación de inestabilidad atmosférica que darán lugar
a borrascas.
Las condiciones de inestabilidad atmosférica son propicias para la
eliminación de la contaminación, ya que el aire ascendente provoca la
elevación y dispersión de la misma.
Figura 5. a) Representación gráfica de la inestabilidad atmosférica; b) Mapa del tiempo
correspondiente a dicha inestabilidad y formación de un viento convergente.
 Si GVT>0 y GVT<GAS, se produce un descenso de las masas de aire,
generándose una situación de estabilidad atmosférica o subsidencia, que
dan lugar a una situación anticiclónica.
 Si GVT < 0 se da una situación de inversión térmica, situación anómala
donde la temperatura se incrementa con la altitud.
Figura 6. Condiciones de estabilidad atmosférica. En c) por encima de “P” se detiene la
ascensión.
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Figura 7. Otro ejemplo de Inversión Térmica.
INFORMACIÓN SOBRE LOS MAPAS METEOROLÓGICOS.
La presión atmosférica media al nivel del mar en condiciones normales es de
1013,3 milibares (1 atm). En las representaciones gráficas se unen los puntos de
igual presión atmosférica con unas líneas denominadas isobaras. Si las
observamos, podemos localizar las zonas de anticiclón o estabilidad atmosférica,
y las de borrasca o inestabilidad. Así:
 Si las isobaras aumentan su valor desde el centro (núcleo) hacia el
exterior, entonces nos encontramos ante una situación de borrasca.
 Si las isobaras disminuyen su valor desde el centro (núcleo) hacia el
exterior, entonces nos encontramos ante una situación anticiclónica.
Además, en los mapas meteorológicos se puede utilizar otro tipo de simbología
para indicar si la situación es anticiclónica o de borrasca. Así:
Figura 8: Simbología utilizada en los mapas meteorológicos. Mapa meteorológico.
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Dinámica Horizontal.
Cuando existen dos puntos a diferente presión atmosférica, las masas de aire
tenderán a desplazarse desde las zonas de altas presiones (anticiclones) hacia
las zonas de bajas presiones (borrascas), generándose corrientes superficiales
y horizontales. Este aire en movimiento es el viento. Estos vientos superficiales
no son rectilíneos sino que se mueven en espiral a causa de la Fuerza de
Coriolis.
Por otro lado, también se pueden generar corrientes horizontales debido a
contrastes de temperatura. Esto es lo que ocurre en zonas costeras, y las
corrientes se denominan brisas marinas, de tal forma que, durante el día existe
un desplazamiento de las masas de aire tierra adentro, y durante la noche el
desplazamiento es mar adentro.
Figura 9. Brisas marinas: a) Día; b) Noche.
Circulación General de la Atmósfera.
Los movimientos de las masas de aire se deben al calentamiento desigual de la
superficie terrestre debido a las distintas inclinaciones con las que inciden los
rayos solares en la superficie. Así, en el Ecuador se recibe mayor cantidad de
energía por unidad de superficie que en los Polos.
Se establece así un desplazamiento del aire caliente desde el Ecuador a los
Polos, por las zonas altas de la atmósfera, y una corriente de aire frío desde los
Polos al Ecuador, por las capas bajas. Se produce de esta manera la
Circulación General de la Atmósfera que permite restablecer el equilibrio
térmico de la Tierra.
Sin embargo, la Fuerza de Coriolis (La Fuerza de Coriolis fue explicada por
Coriolis en 1835, y es consecuencia del movimiento de rotación de la Tierra y de
su sentido antihorario) va a producir la desviación de los vientos hacia la derecha
en el H.N y hacia la izquierda en el H.S, provocando que el transporte de masas
de aire se lleve a cabo en 3 células:
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Figura 10. Circulación General de la Atmósfera. Células y Vientos.
 Célula de Hadley:
Es la más energética de las tres por la incidencia perpendicular de los rayos
solares. Se produce una elevación del aire cálido (Borrascas Ecuatoriales) que
se dirige hacia ambos polos, hasta aproximadamente los 30º de latitud, donde
las masas de aire descienden, generándose los Anticiclones Subtropicales
(Ejemplo: Anticiclón de las Azores, que afecta a nuestro país). Cuando los
anticiclones subtropicales se asientan sobre un continente van a originar los
mayores desiertos del planeta. Ejemplo: Desierto del Sahara. La célula se cierra
con los Vientos Alisios, vientos en superficie que se dirigen hacia el ecuador.
En el ecuador convergen los Vientos Alisios de ambos hemisferios, originándose
la ZCIT= Zona de Convergencia Intertropical.
 Célula Polar:
Parte de los Anticiclones Polares, con vientos en superficie, Vientos Levante
Polar, hasta aproximadamente 60º de latitud, donde las masas de aire
ascienden, formando las Borrascas Subpolares (Frente Polar). Las masas de
aire en altitud se desplazan hacia los Polos. El Frente Polar afecta a nuestro país
en determinadas épocas del año, sobre todo en invierno cuando desciente hasta
los 40º-30º de latitud.
 Célula de Ferrel:
Está situada entre las dos anteriores y se forma por la acción de los vientos del
Oeste ó Westelies (superficiales) que soplan desde los anticiclones desérticos
hasta las zonas de las borrascas subpolares, donde se elevan, desplazándose
a continuación hacia los anticiclones subtropicales por zonas altas.
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Es muy importante tener en cuenta que, tanto la ZCIT, como todos los cinturones
de borrascas y anticiclones representados, no son estáticos, sino que varían su
posición a lo largo del año. Así, en el Hemisferio Norte durante el verano, todos
ellos se desplazan hacia el polo norte, y en el invierno se desplazan hacia el polo
sur.
Por otro lado, debido al efecto Coriolis, las masas de aire que se encuentran a la
altura de la tropopausa en latitudes próximas a los polos, alcanzan unas
velocidades altísimas formando un anillo de fuertes vientos. Esta corriente de
aire queda situada entre la tropopausa tropical, que está más elevada, y la
tropopausa polar, que está a menor altura; a esta corriente se le conoce como
corriente de chorro o chorro polar.
El frente polar está formado por una serie de frentes, cálidos, fríos y ocluidos,
que rodean la Tierra como si fueran un frente único y, como cualquier otro frente,
es una zona imaginaria que separa dos masas de aire de distinta temperatura:
fría al norte y cálida al sur. Es en el frente polar donde convergen los Vientos
del Levante Polar y los Vientos del Oeste.
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El clima de latitudes medias (correspondiente a nuestro país), va a depender de
la latitud ocupada por las borrascas subpolares y los anticiclones subtropicales,
lo que depende a su vez de la posición que ocupen el chorro y el frente polar.
El vórtice circumpolar es un conjunto de borrascas ondulatorias que, en
conjunto, constituyen el frente polar. En función de la latitud sobre la que se
asienta dicho vórtice, índice zonal, nos podemos encontrar las siguientes
situaciones:
Anticiclones de bloqueo: En algunas ocasiones, la dilatación de los meandros
(Situación C) permanece sin que se rompan los meandros, y se originan los
anticiclones de bloqueo. Se llaman así porque permanecen inmóviles durante
días y días y porque, como cualquier otro anticiclón, impide la entrada de las
lluvias originando intensas sequías en los lugares que se asientan. Además,
desvían las borrascas hacia otras regiones donde producen precipitaciones
torrenciales e inundaciones.
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EL CLIMA Y SU DISTRIBUCIÓN.
La atmósfera presenta en cada momento unas condiciones de presión
atmosférica, temperatura, humedad, precipitaciones, viento, etc. a cuyo conjunto
se denomina tiempo atmosférico, el cual se manifiesta por los fenómenos
meteorológicos.
El clima está definido por las condiciones atmosféricas que caracterizan a una
región. Para definir el clima de un lugar hay que tener en cuenta los valores
medios del tiempo atmosférico recogidos durante un largo periodo de tiempo
(varios años).
El clima es un fenómeno en el que intervienen factores como: altitud, latitud,
orografía, incidencia de los vientos, continentalidad, etc. Su estudio es por tanto
bastante complejo. Por lo tanto, para simplificar se asume que los principales
factores que afectan a la climatología son:
 Temperatura. Que depende al mismo tiempo de: latitud, altitud y
continentalidad.
 Precipitaciones. Pueden ser: convectivas, orográficas o frontales.
 Presión Atmosférica. Que puede generar condiciones anticiclónicas o
ciclónicas (borrascas).
El primero en clasificar los climas, teniendo únicamente en cuenta
precipitaciones y temperaturas fue Köppen en 1918. Las clasificaciones de los
climas son muy subjetivas.
El estudio del clima resulta de gran importancia porque de él dependen en gran
medida la mayor parte de las actividades humanas. Para representar el clima de
un determinado lugar se realizan representaciones gráficas llamadas
climogramas (que toman como referencia valores medios de temperatura y
precipitación). Los climogramas nos aportan información como: temperatura
media en ese clima, la oscilación térmica anual, períodos de aridez (curva de la
temperatura muy por encima de las precipitaciones) o la distribución de las
precipitaciones a lo largo del año.
Figura 11: Climograma de clima mediterráneo con degradación continental.
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Este climograma muestra un clima con un alto contraste térmico anual, con
temperaturas muy altas en el verano y muy bajas en el invierno. Además se
puede observar que las precipitaciones se mantienen estables a lo largo de todo
el año excepto en los meses de verano que aparece un periodo de seca.
Los principales climas en la Tierra.
Tipos de precipitaciones.
La ascensión del aire se puede producir de varias maneras que condicionan
distintos tipos de precipitaciones.
Precipitación por convección.
En lugares de gran calentamiento del suelo, como las zonas ecuatoriales, el aire
que está en contacto con el suelo se calienta y asciende verticalmente. Con la
altura, baja el punto de saturación, por lo que parte del vapor se condensa
formando nubes (nubes grandes de desarrollo vertical conocidas como
cumulonimbo). Esta condensación forma gotas de agua, que van adquiriendo
cada vez un tamaño mayor, hasta que finalmente cae en forma de precipitación.
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(En ocasiones las temperaturas en las zonas altas del cumulonimbo son tan
bajas que el agua se solidifica pudiendo ser las precipitaciones en forma de
granizo).
El calor también es la causa de la formación de las nubes de componente
vertical responsables de las tormentas de verano en latitudes medias.
Figura 12: Precipitación por convección.
Precipitación por ascenso orográfico.
Cuando una masa de aire húmedo que se desplaza en horizontal por la superficie
de la Tierra se encuentra con una elevación montañosa, se verá obligada a
ascender. De esta forma, puede alcanzar su punto de saturación al encontrarse
con menores temperaturas a mayor altura, y formar nubes, que, al estar en
contacto con la ladera, descargan su agua dando lugar a un fenómeno conocido
como precipitación horizontal. Estas nubes, con formas horizontales y
formadas a poca altura se conocen como estratos.
Como las precipitaciones se producen en un lado de la montaña a medida que
asciende por la ladera, la masa de aire al llegar a la cima perderá la práctica
totalidad de la humedad que transportaba y descenderá por el otro lado como un
viento cálido y seco, produciendo un efecto contrario: secando el terreno.
Por eso, las montañas influidas por este tipo de precipitaciones adoptan
presentar un lado verde y rico en vegetación y el contrario ligeramente
desertizado, efecto que se conoce como Efecto Foehn o sombra de lluvias.
Ejemplo: Picos de Europa con una costa cantábrica muy verde y al otro lado con
una zona más seca (meseta leonesa).
Figura 13. Efecto Foehn.
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Precipitación frontal.
Es habitual en los boletines meteorológicos la frase siguiente: “Un frente se
acerca a la Península; penetrará por Galicia y posteriormente se desplazará
hacia el este dejando lluvias…”
Un frente es una zona de contacto entre dos masas de aire, una caliente y otra
fría. Las dos masas de aire se comportan como sistemas aislados, por lo que no
se mezclan sino que chocan; en la zona de contacto entre ellas, es decir, en el
frente, debido a las diferencias de temperatura se forman lluvias o vientos.
Los frentes dan lugar a un tipo de borrascas frontales (móviles) generadoras
de lluvias. Existen tres tipos de frentes: fríos, cálidos y ocluidos.
 Frente frío. Cuando una masa de aire frío se desplaza hasta encontrarse
con una de aire cálido. La primera, en movimiento y más densa, se
introduce por debajo de la segunda que, como consecuencia de este
empuje, asciende. Así, el aire caliente y húmedo se condensa formando
cumulonimbos y causa precipitaciones de gran intensidad.
 Frente cálido. Cuando una masa de aire cálido se desplaza hasta
encontrarse con una de aire frío. La primera, en movimiento y menos
densa, asciende por encima de la segunda de una manera menos brusca
que en el caso anterior, de modo que la condensación del vapor de agua
se produce de un modo más paulatino. Esto origina nubes horizontales
que conocemos como nimboestratos (formadas a menor altura) o
altoestratos (formadas en zonas intermedias). Estas nubes adoptan
producir lluvias o nieve (dependiendo de la temperatura) de larga duración
aunque de poca intensidad.
En la zona superior se forman unas nubes alargadas que forman grupos
y que se conocen como cirros, que pueden indicar bonanza en caso de
permanecer quietas y disgregadas; o bien indican una inminente llegada
de un frente si se encuentran en movimiento y su número aumenta.
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 Frente ocluido. Aparecen por la superposición de dos frentes diferentes,
uno frío y otro cálido. Uno de ellos, generalmente el cálido, acaba por
perder el contacto con el suelo (oclusión), dejando al otro, generalmente
el frío, en contacto con la superficie. Como es lógico pensar, la oclusión
de frentes da lugar a precipitaciones de los dos tipos.
El clima en España.
La Península Ibérica está situada aproximadamente entre los 35º y los 45º de
latitud norte, en la zona templada, y presenta varios tipos de clima en función de
la zona de la geografía peninsular que estudiemos.
En España distinguimos varias zonas climáticas, según la circulación de la
atmósfera y precipitaciones:
 El clima oceánico se da principalmente en Galicia y en la cornisa
cantábrica. Las temperaturas son suaves, y las precipitaciones, que
superan los 800 mm anuales, son más abundantes en invierno, aunque
están repartidas a lo largo del año.
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 El clima mediterráneo abarca la mayor parte de la península. Las
precipitaciones son irregulares e inferiores a 800 mm anuales y las
temperaturas son variables.
 El clima mediterráneo típico, con veranos cálidos e inviernos
suaves, abarca las costas mediterráneas y suratlántica, las islas
Baleares, y las ciudades autónomas de Ceuta y Melilla.
 En las zonas interiores, apartadas de la influencia marina, se trata
de un clima mediterráneo continentalizado, con contrastres
térmicos más acusados.
 En el sureste peninsular y en la zona media del valle del Ebro se
un clima mediterráneo subdesértico, que es un clima de transición
entre el mediterráneo típico y el clima desértico.
 El clima de montaña se da en zonas con altitudes superiores a 1000
metros.
 Las islas Canarias, localizadas en el límite entre la zona templada y la
subtropical, reciben influencias meteorológicas y climatológicas de ambas
zonas. La influencia del desierto del Sahara y de los vientos alisios origina
un clima subtropical desértico con temperaturas suaves y precipitaciones
muy escasas en las zonas más bajas. En las zonas altas, las temperaturas
disminuyen y las precipitaciones aumentan debido a la humedad
procedente del Atlántico que reciben de los vientos alisios.
Figura 14: Principales zonas climáticas en España.
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Fenómenos meteorológicos habituales en España.
 La gota fría. Es una situación frecuente en España, sobre todo a finales
de verano y comienzos de otoño. Su origen no tiene que ver con los
frentes, sino que se trata de la entrada de aire frio situado a cierta altura;
al encontrarse de repente rodeado de un aire más cálido y menos denso,
va a tender a descender en espiral hasta alcanzar la superficie. A la vez
se originará una borrasca por el ascenso convectivo del aire cálido y
húmedo, y se formará una nube de rápido desarrollo vertical, que dará
lugar a fuertes aguaceros y nevadas. Esto ocurre cuando la masa
ascendente contiene mucha humedad, como ocurre a finales de verano,
ya que al enfriarse el mar más despacio que la tierra, la evaporación en el
Mediterráneo todavía persiste.
Figura 15: Proceso de formación de la gota fría.
 Los tornados. Son una especie de columna giratoria de viento y polvo de
unos 50 metros de anchura, que se extiende desde el suelo hasta la base
de un cumulonimbo. Se forma por un remolino que resulta de un
calentamiento excesivo de la superficie terrestre. El giro suele comenzar
cuando el viento de las capas altas sopla con mayor intensidad y en
distinto sentido que el de las capas bajas. Las velocidades del viento, de
hasta 500 km/h, hace de los tornados uno de los fenómenos climáticos
más peligrosos, rápidos y devastadores que existen. Son típicamente
norteamericanos pero pueden aparecer en otros lugares de latitudes
templadas, entre ellos en España, sobre todo por las costas del sur y del
este peninsular.
21
LA CONTAMINACIÓN ATMOSFÉRICA.
Se pueden encontrar diferentes definiciones de contaminación atmosférica en
función del criterio utilizado: la fuente de contaminación, las causas o los efectos
que produce.
En lo que a la legislación española se refiere, la Ley 34/2007 de calidad del aire
y protección de la atmósfera, en su artículo 3 define contaminación atmosférica
de la siguiente manera:
La contaminación atmosférica es la presencia en la atmósfera de materias,
sustancias o formas de energía que impliquen molestia grave, riesgo o daño para
la seguridad o la salud de las personas, el medio ambiente o los demás bienes
de cualquier naturaleza.
Por otro lado se define sustancia contaminante a todo agente ajeno a la
composición propia de la atmósfera que, en una proporción determinada,
producirá alteraciones en esa composición nocivas para la vida.
Las sustancias pueden ser elementos o compuestos químicos de origen natural
o artificial capaces de incorporarse a la dinámica atmosférica y permanecer en
ella por un tiempo definido o indefinido. Estas sustancias se presentan tanto en
estado sólido como en estado líquido o gaseoso.
Por su parte, las formas de energía que se consideran contaminantes son las
ondas sonoras y electromagnéticas generadas por algunas actividades
humanas.
Las causas de la contaminación.
La contaminación del aire puede deberse tanto a fenómenos naturales como a
las actividades humanas.
 Entre las principales causas naturales que arrojan contaminantes a la
atmósfera destacan la actividad volcánica, los incendios naturales, la
actividad de algunos seres vivos, etc.
 Las actividades humanas que son causa de la contaminación son,
principalmente, los procesos industriales, la quema de combustibles
fósiles para la generación de energía o para el transporte, la quema de
otras sustancias como los residuos o el tabaco, etc. En relación con este
aspecto, hay que distinguir dos conceptos importantes: emisión e
inmisión.
 Emisión. Es la medida del caudal volumétrico que una fuente
contaminante vierte por unidad de tiempo. Se expresa generalmente en
peso (cantidad por segundo, por hora, por día, etc.), por la cantidad de
contaminante por unidad de volumen de un gas emitido en un proceso
industrial, o por la cantidad de energía emitida por una fuente de sonido o
de ondas radioeléctricas.
22
 Inmisión. Es el límite máximo tolerable de contaminantes, en este caso
atmosféricos, a los que están expuestos seres humanos, animales,
vegetales y materiales.
Tipos de contaminantes.
Podemos clasificar a los contaminantes en tres grupos:
 Sustancias Químicas:
 Contaminantes Primarios: Son emitidos a la atmósfera de manera
directa: partículas, compuestos de azufre (SO2, SO3 y H2S), óxidos
de nitrógeno (N2O, NO, NO2), óxidos de carbono (CO y CO2),
compuestos orgánicos (COV= compuestos orgánicos volátiles de
más de 5 át. de C y CH4), compuestos halogenados (Cl2, HCl, HF,
CFC´s).
Tabla 2: Contaminantes primarios en la atmósfera.
23

Contaminantes Secundarios: Se originan a partir de contaminantes
primarios por reacciones químicas en la atmósfera. Son SO3, NO3,
H2SO4, HNO3, O3 troposférico, PAN = nitratos de peroxiacetilo.
Tabla 3: Contaminantes secundarios en la atmósfera.
 Formas de Energía:
 Radiaciones Ionizantes: Son la radiación alfa, beta y gamma y los
rayos X. Los efectos de estas radiaciones sobre los seres vivos
depende del tipo de radiación y del tiempo de exposición.
 Radiaciones no Ionizantes: Son la radiación ultravioleta, radiación
infrarroja, radiofrecuencias y microondas. Los efectos que
provocan dependen de la intensidad y del tiempo de exposición.
24
Tabla 3: Formas de energía que actúan como contaminantes atmosféricos.
 Partículas: Son aquellos contaminantes que podemos encontrar en la
atmósfera en estado sólido o líquido, con un tamaño superior a 0,1 µm e
inferior a 1000 µm.
Las partículas se encuentran en la atmósfera en forma de polvo, niebla,
aerosoles o humo, y su tiempo de residencia es muy variado. Se emiten
a la atmósfera a través de procesos naturales (incendios, emisiones
volcánicas, erosión y transporte eólico) o de fuentes antropogénicas
(industria, núcleos urbanos, incineraciones controladas). Pueden originar
graves molestias si aumenta su concentración, aunque lo normal es que
se acaben por depositar dando lugar a la contaminación del suelo y de las
aguas.
Dentro de las partículas debemos hacer especial mención a los metales
pesados, que suponen un grave problema en el caso de estar presentes
en la atmósfera, en especial, el plomo (Pb), mercurio (Hg) y cadmio (Cd).
El problema principal es su inclusión dentro de las cadenas tróficas dando
lugar al proceso de bioacumulación. La bioacumulación es el problema
que se produce cuando una sustancia tóxica es consumida pero no
metabolizada. Debido a esto, en una cadena trófica, los consumidores
25
terciarios ingerirán una cantidad de contaminantes muy superior a los
consumidores primarios, ya que el contaminante se va acumulando al
pasar de eslabón a eslabón dentro de la cadena trófica, pudiendo llegar a
producir la muerte por intoxicación de los seres vivos. Las sustancias
tóxicas se introducen en las cadenas alimenticias por vía respiratoria,
digestiva, o bien directamente a través de los tejidos.
Dispersión de los contaminantes.
Los factores que influyen en la dinámica de dispersión de contaminantes son:
 Características de las Emisiones.
Viene determinado por: la naturaleza del contaminante (si es gas o partículas,
puesto que las partículas pueden depositarse con mayor facilidad), por la altura
del foco emisor (una mayor altura facilita la dispersión), y por la concentración y
características físico-químicas de las emisiones (la temperatura de la emisión y
la velocidad de salida, dado que a una mayor velocidad existe más posibilidad
de atravesar las capas de inversión).
 Condiciones Atmosféricas.
De forma general, las situaciones anticiclónicas dificulta la dispersión de los
contaminantes, mientras que las situaciones de borrasca las facilita.
Entre los factores atmosféricos que se deben tener en cuenta destacan:
26




La temperatura del aire y sus variaciones con la altura, que
determinan los movimientos de las masas de aire y por tanto las
condiciones de estabilidad o inestabilidad atmosféricas.
Los vientos, relacionados con la dinámica horizontal atmosférica,
elementos de gran importancia en la dispersión de contaminantes,
en función de las características: dirección, velocidad y turbulencia.
Precipitaciones, que producen un efecto de lavado sobre la
atmósfera al arrastrar parte de los contaminantes del suelo.
Insolación, que favorece las reacciones entre los precursores de
los contaminantes secundarios, aumentando la concentración de
los mismos.
 Características Geográficas y Topográficas.
Distinguimos:

Zonas Costeras: Las brisas marinas durante el día desplazan a los
contaminantes tierra adentro y durante la noche hacia el mar.
Figura 16. Sistema de brisas marinas y efectos sobre los contaminantes.

Situaciones de Inversión Térmica: Las situaciones de inversión
térmica dificulta la dispersión de los contaminantes. Estas
situaciones tienen lugar en valles fluviales o laderas de montaña.
Durante el día, las laderas se calientan y se genera una corriente
ascendente de aire caliente, mientras que en el fondo del valle se
acumula una masa de aire frío y se origina una situación de
27
inversión térmica que impedirá el movimiento de las masas de aire
y dificultará la dispersión de los contaminantes. Durante la noche,
el suelo cede calor a las masas de aire circundante y asciende; en
su lugar desciende aire frío al fondo del valle, se acumula y da lugar
a la misma situación. Además, las laderas de las montañas son un
obstáculo para el movimiento de las masas de aire, favoreciendo
la acumulación de contaminantes.
Figura 17. Esquema de la formación de brisas de valle y de montaña.
Algo similar ocurre en los núcleos urbanos, donde se forma lo que se conoce
como Cúpula de Contaminantes. Aparece el efecto denominado isla de calor,
que hace que la temperatura en el interior de la ciudad sea más alta que en su
periferia por el calor que se produce en las combustiones de vehículos,
calefacciones, etc. Esto dificulta la dispersión de los contaminantes,
favoreciendo su concentración y originando la cúpula de contaminantes, que se
ve incrementada en situaciones anticiclónicas y que puede ser eliminada por la
llegada de frentes fríos que aporten vientos y lluvias en la ciudad.
Figura 18. Formación de la isla de calor y aparición de brisas urbanas.
28
 Presencia de masas vegetales.
Disminuye la cantidad de contaminación en el aire al frenar la velocidad del
viento, facilitando la deposición de las partículas que quedan retenidas en las
hojas, de forma mayoritaria. Además, la vegetación absorbe CO2 para realizar la
fotosíntesis, actuando como un sumidero de este compuesto.
Efectos de la contaminación.
Los efectos de la contaminación pueden afectar en distintas escalas: local,
regional y global.
 EFECTOS LOCALES:
Los efectos locales más importantes son la formación de nieblas contaminantes
conocidos como smog. Diferenciamos el smog sulfuroso o húmedo y el smog
fotoquímico, que se forman bajo condiciones distintas.
CARACTERÍSTICAS
SMOG SULFUROSO
SMOG FOTOQUÍMICO
TEMPERATURA
De -1 ºC a 4 ºC
De 24 ºC a 32 ºC
HUMEDAD RELATIVA
85%
Inferior al 50%
SITUACIÓN
ATMOSFÉRICA
Anticiclónica y niebla
Anticiclónica y soleada
ÉPOCA DEL AÑO
Diciembre-Enero
Agosto-Septiembre
Contaminantes Primarios
Contaminantes
Secundarios
Alteraciones respiratorias
Irritaciones oculares y
daños en la vegetación
TIPO
CONTAMINANTES
EFECTOS
DE
Figura 19. En la imagen de la izquierda se observa una situación de smog sulfuroso
mientras que en la imagen de la derecha se observa una situación con smog
fotoquímico.
29
 EFECTOS REGIONALES:
Dentro de los efectos regionales, el más importante es la lluvia ácida. Las
reacciones que desencadenan la formación de lluvia ácida (a partir de óxidos de
azufre y óxidos de nitrógeno) son:
SO2 + H2O  H2SO3
//
H2SO3 + 2OH-  H2SO4 + H2O
NO2 + OH-  HNO3
Los efectos de la lluvia ácida se manifiestan principalmente sobre:




Los ecosistemas acuáticos como ríos y lagos, cuyo incremento de
la acidez provoca una disminución o la desaparición de especies
de seres vivos.
El suelo, provocando un aumento de su acidez que lleva a cambios
en su composición, empeorando su calidad y transformándolos en
suelos improductivos.
La vegetación, siendo los bosques los que más sufren sus efectos
con pérdida de color en hojas, caída de las mismas, etc. (muerte
de los árboles en general).
Los materiales, así la corrosión de metales, deterioro de pinturas y
barnices, descomposición de materiales de construcción, sobre
todo calizas, mármoles, areniscas, en los que provoca el
denominado “mal de la piedra”.
Figura 20. Formación de la lluvia ácida.
30
 EFECTOS GLOBALES:
Afectan a la totalidad del planeta. Dentro de estos efectos destacamos los
agujeros de la capa de ozono y aumento del efecto invernadero.
 Agujeros de la Capa de Ozono.
Consiste en la destrucción del ozono estratosférico. Los responsables de esta
destrucción son los compuestos clorofluorcarbonados (CFC´s), especialmente:
CFCl3 y CF2. Estos compuestos son inertes en la troposfera sin embargo, cuando
los CFC´s llegan a la estratosfera, la radiación UV los descompone, formándose
radicales cloro (Cl·) que reaccionan con el O3 estratosférico, iniciándose una
serie de reacciones en cascada. La destrucción de la capa de ozono ocurre de
la siguiente manera:
Fotolisis de los CFC´s: CFCl3 + rad. UV CFCl2 + Cl·
Destrucción del Ozono: Cl· + O3  ClO + O2
ClO + O  Cl·
+ O2
O3 + O  2 O2 (Reacción global de destrucción del O3)
El Cl· vuelve a iniciar la cadena.
Existe otra reacción: NOx + ClO  ClNO3 ; Mediante esta reacción, al formarse
el nitrato de cloro se protege al ozono de la acción del cloro. De esta manera los
NO2 presentes en la estratosfera desempeñan el importantísimo papel de
“atrapar” al cloro, produciendo su inactivación.
Figura 21. Efecto de los CFC sobre el ozono de la ozonosfera (Capa de Ozono)
31
Efectos de la destrucción de la capa de ozono.
Sobre la población. La disminución del ozono en la estratosfera hace que la
población mundial se encuentre hoy más expuesta a la radiación UV (longitud de
onda entre 280-320 nm). Las principales afecciones y enfermedades que pueden
sobrevenir son cáncer de piel, cataratas y debilitamiento del sistema
inmunológico.
Estudios recientes han demostrado que un 1% de reducción en la capa de ozono
acarrea un aumento de casi un 2% en la radiación UV. Este aumento, a su vez,
supone entre un 4 y un 6% de incremento en los casos de carcinomas de piel.
Sobre los ecosistemas. La radiación ultravioleta es dañina para el material
genético y afecta a los procesos de crecimiento. En los ecosistemas marinos,
afecta, especialmente, al ADN y al crecimiento y a la reproducción de aquellos
organismos que se encuentran en la base de la cadena alimenticia, ya que viven
en las zonas más superficiales. Más del 50% de la biomasa del mundo se
Curiosidades: El Protocolo de Montreal.
En el año 1987, 36 países firmaron un acuerdo sobre la producción de CFC que consistía en:



Congelar la producción.
Reducirla a un 20% en 1993.
Reducirla en otro 30% en 1998.
Según un informe del PNUMA (Programa de Naciones Unidas para el Medio Ambiente) de 1998,
gracias al Protocolo de Montreal, el consumo mundial de CFCs ha disminuido desde 1,1 millón
de toneladas en 1986, hasta 160.000 toneladas en 1996. Aun así, se piensa que la capa de
ozono no podrá recuperarse hasta el 2050.
Curiosidades: En la actualidad más del 95% de los aerosoles que se fabrican en España no
utilizan CFCs como propelentes. El 5% restante corresponde a empleo de CFCs en usos muy
específicos, como productos medicinales y científicos que no se pueden adaptar a otras
alternativas de propelentes y su uso está autorizado.
encuentra en los ecosistemas acuáticos; por lo tanto, una disminución en su
productividad podría tener graves consecuencias para el planeta. En la
actualidad la recuperación de la capa de ozono es lenta, pero progresiva.
Documental Youtube: Destrucción de la capa de ozono: documental completo
(Tiempo: 30,57minutos).
32
 Aumento del Efecto Invernadero.
La luz del Sol llega con facilidad a la superficie terrestre, que se calienta y emite
ondas caloríficas que son absorbidas en gran parte por la atmósfera.
Se llama efecto invernadero al fenómeno natural mediante el cual la acción del
vapor del agua, CO2 y otros gases de la atmósfera (metano (CH4), óxido nitroso
(N2O), ozono troposférico (O3), etc) conocidos como gases de efecto
invernadero (GEI´s), impiden la salida de esa parte de la radiación del Sol
emitida por la Tierra en forma de ondas de radiación infrarroja (calor).
Gracias al efecto invernadero, la Tierra es un planeta habitable. Si no hubiera en
el aire gases de efecto invernadero, la temperatura media del planeta sería de
18ºC bajo cero de media, en vez de 15ºC sobre cero.
Sin embargo debido a la utilización intensiva de energía procedente de la quema
de combustibles fósiles en las actividades industriales y el transporte, ha
aumentado el contenido de gases de efecto invernadero en la atmósfera por
encima de sus valores anteriores, lo que está provocando un progresivo
calentamiento de la atmósfera del planeta, que está llevando a un
calentamiento global y a un cambio climático global de origen
antropogénico. A este incremento se añaden otros problemas, como la
deforestación que ha reducido la capacidad de retirada de CO2 de la atmósfera.
Figura 22. Esquema del mecanismo que produce el efecto invernadero en la atmósfera.
En detalle, el mismo efecto en un invernadero.
33
El cambio climático actual y sus consecuencias.
Actualmente, y con perspectivas futuras, las emisiones de origen antropogénico
son la causa principal del calentamiento global del planeta en curso. Este
fenómeno, que implica un aumento de las temperaturas de la atmósfera y de los
océanos, es un hecho, y se produce de un modo muy rápido en comparación
con cambios climáticos del pasado. El resultado será un cambio climático global.
La causa fundamental es el aporte masivo de gases invernadero por actividades
humanas.
Según los últimos resultados de los informes del Panel Intergubernamental para
el Cambio Climático (IPCC):
 Las temperaturas medias globales se elevarán entre 1 y 3,5 grados
centígrados de aquí a 100 años, lo que representa el aumento más rápido
registrado en los últimos 10.000 años.
 Las condiciones climáticas de la franja de latitudes medias del planeta
se desplazarán hacia el norte. España, por tanto, sufrirá un proceso de
desertificación acelerado y el norte de Europa tendrá un clima más
templado.
 El nivel medio del mar subirá entre 15 y 95 centímetros en un siglo.
Esta subida afectará a zonas costeras, lo que en algunos casos implicará
la sumersión de una considerable parte del territorio de algunos países,
tales como Bangladesh, o su desaparición total, como ocurrirá con
algunas islas coralinas del Índico o del Pacífico.
La lucha contra el cambio climático: la reducción y captura del CO2.
Ante el incremento del CO2, los riesgos de la energía nuclear y el reducido
rendimiento del resto de las energías, las empresas energéticas y los gobiernos
están empeñados en la búsqueda de tecnologías que reduzcan la emisión del
CO2 a la atmósfera. Las líneas de investigación se centran en la reducción del
CO2 previo a la combustión, la reducción del CO2 durante el proceso de
combustión y el almacenaje a la salida del proceso industrial. Están en marcha
proyectos (cuestionados por asociaciones ecologistas) para la captura y
almacenaje de CO2 en los subsuelos terrestre y marino.
En la Convención Marco de las Naciones Unidas sobre Cambio Climático,
celebrada en diciembre de 1997 en Kioto, se adoptó el llamado Protocolo de
Kioto, mediante el que los países firmantes se comprometieron a reducir
emisiones de efecto invernadero (EEUU, el mayor productor de CO 2, no lo
suscribió). En diciembre de 2007, y organizada por Naciones Unidas, se celebró
en Bali la 13ª Conferencia de Cambio Climático (Cumbre del Clima), que sentó
las bases para un nuevo acuerdo contra el calentamiento global que sustituirá al
Protocolo de Kioto en 2009 y entró en vigor en 2013. A este acuerdo si se ha
sumado EEUU.
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