Unidad Docente 3 COMPLETA(parte 1)

Unidad Docente 3. La atmósfera y la hidrosfera
1. Composición, estructura y función de la atmósfera. 2. El concepto de clima. Interpretación de climodiagramas. Tipos de
climas. 3. El tiempo atmosférico: el gradiente térmico vertical, nubosidad y precipitaciones. 4. Factores meso y
microclimáticos: inversiones térmicas 5. Evolución del clima global. Cambios climáticos pasados, presentes y futuros. 6. El
balance hídrico y el ciclo del agua. 7. Aguas subterráneas: los acuíferos
Resumen de la composición, estructura y función de la atmósfera
Composición de la atmósfera
Estructura de la atmósfera
MESOPAUSA
Interfase con la siguiente capa
Balance de radiación solar y función reguladora de la atmósfera
30 uds (onda corta) = albedo
100 uds
70 uds (onda larga)
(onda corta)
De cada 100 unidades de onda corta procedentes del sol 30 son reflejadas y 70 reemitidas en onda larga
De las reflejadas, 5 las refleja la superficie y 25 la atmósfera. Es el albedo
De las absorbidas, 25 las absorbe la atmósfera y 45 la superficie.
Las 25 absorbidas por la atmósfera son reemitidas (después de calentarse) en
onda larga
De las 45 absorbidas por la superficie, 29 son empleadas en calentar la
atmósfera, 5 por convección y 24 por calor latente de vaporización.
De las 16 restantes de la superficie, 4 pasan al espacio por radiación
atravesando la “ventana atmosférica “ y las 12 restantes las reemite la
atmósfera al espacio después de calentarse.
Entre la superficie de la Tierra y la atmósfera se establece una
contrarradiación de manera que de 100 unidades que envía la superficie en
onda larga vuelven 88 desde la atmósfera con lo que se comprende el balance
de 12. Este calentamiento de la superficie y su reemisión a la atmósfera
constituye el efecto invernadero
Por tanto, la función reguladora de la atmósfera consiste en :
-Efecto invernadero, por el que la superficie tiene 30º C más
de temperatura que la que tendría si no existiese este efecto.
-Traslado de masas de aire de zonas cálidas a las frías y viceversa.
CFC
CFC
Metano
Oxido nitroso
Ozono
CO2
Vapor de agua
4
5
10
20
Longitud de onda en micras
Función protectora: la atmósfera como filtro protector
Ppdemos destacar el papel importante que juegan tanto la ionosfera como la capa de ozono. Ambas impiden que radiaciones
solares de alta energía alcancen la superficie terrestre.
En la ionosfera las radiaciones de onda corta como los rayos X, los rayos  y algunos ultravioleta son absorbidas por las
moléculas y átomos, que se ionizan. Si estos rayos llegaran a la superficie terrestre, romperían las moléculas a causa de la
elevada energía que tienen.
La capa de ozono está en la estratosfera; presenta un espesor máximo en el ecuador y mínimo en los polos. Las cantidades de
ozono (O3) estratosférico sufren variaciones diarias y estacionales, en función de la radiación solar. El ozono se forma por los
siguientes procesos:
O2 + uv → O + O (Fotólisis del oxígeno por la acción de los rayos ultravioleta)
O + O2 + → O3 + calor
La destrucción de ozono se puede producir por los siguientes procesos:
O3 + uv → O2 + O (Fotólisis del ozono con intervención de los rayos ultravioleta)
O + O3 → O2 + O2
En condiciones normales, las reacciones de formación y de destrucción de ozono están en equilibrio. Retienen el 90 % de los
rayos ultravioleta y producen un incremento de temperatura en la estratosfera.
Dinámica atmosférica
-Movimientos verticales relacionados con:
diferencias de temperatura (el aire caliente es más ligero y asciende, el aire frío es más
denso);
la humedad (el aire húmedo es más ligero que el seco, ascendiendo);
diferencias de presión (presión atmosférica).
Humedad atmosférica y condensación
La cantidad de vapor de agua presente en el aire
es variable. Humedad absoluta es
la cantidad de vapor de agua que hay en un
determinado volumen de aire. Se suele expresar
en g/m3 (gramos de vapor de agua por metro
cúbico de aire). La máxima cantidad de vapor
de agua por unidad de volumen de aire se llama
humedad de saturación. Si se supera, se
produce condensación, pasando así el
agua del estado gaseoso al estado líquido. Para
que se produzca la condensación, es
necesario que existan núcleos de condensación:
partículas de polvo, de sales, etc. a las que
pueda unirse el vapor de agua para formar agua
líquida.
Para una determinada humedad absoluta, hay
una temperatura a la que se alcanza la
humedad de saturación: esa temperatura es el
punto de rocío.
La humedad relativa es la relación (porcentaje)
entre la humedad absoluta y la humedad de
saturación:
Hrel = (Habs / Hsat) · 100
Gradientes verticales de temperatura. Estabilidad e inestabilidad atmosféricas
Gradiente vertical de temperatura (GVT) : la variación de temperatura que se produce al ascender en la troposfera. El
GVT se refiere a unas condiciones estáticas (aire en reposo). Es muy variable, pero en promedio la temperatura
desciende 0.65 ºC cada 100 metros. Puede ocurrir que, en determinadas circunstancias, se produzca una inversión
térmica: aumento de la temperatura con la altura, es decir, el GVT se invierte.
El gradiente adiabático seco (GAS) es la variación de temperatura que experimenta una masa de aire en movimiento
a medida que asciende. Por lo tanto, a diferencia del anterior, es un gradiente dinámico. Tiene un valor fijo de
1 ºC/100 m (la temperatura desciende un grado cada 100 m). Se llama adiabático porque la masa de aire que asciende
no intercambia calor con el aire que le rodea, sometido al GVT. Se enfría al aumentar su volumen por disminuir la
presión. (Se expande) Se llama gradiente adiabático seco porque el aire que asciende contiene vapor que no ha
condensado en agua líquida
.El gradiente adiabático húmedo o saturado (GAH) es la variación de temperatura que experimenta una masa de aire
ascendente a partir del punto en que empieza a producirse condensación. Teniendo en cuenta que la masa de aire
ascendente se va enfriando, puede llegar un momento en que se alcanza el punto de rocío; entonces se produce
condensación y ésta libera calor.
Según las relaciones entre los gradientes, habrá:
Inestabilidad atmosférica (o convección): son posibles los movimientos ascendentes del aire. Para que una masa de
aire pueda ascender en el seno del aire estático, la masa de aire ascendente se mantendrá a mayor temperatura que el
aire estático de alrededor, será menos denso y podrá seguir subiendo. El ascenso del aire determina que haya baja
presión atmosférica, dando lugar a una situación de borrasca. En situación de inestabilidad atmosférica, se puede
producir condensación, formación de nubes y precipitaciones. Es favorable para la dispersión de los contaminantes.
Estabilidad atmosférica (o subsidencia): no se dan movimientos ascendentes de aire, aunque sí puede haber descenso
(subsidencia). La temperatura del aire ascendente sería menor que la temperatura del aire estático circundante que se
encontrara a la misma altura; la densidad del aire ascendente sería mayor, lo que imposibilita su ascenso. Otra posible
causa de estabilidad es que se dé una inversión térmica. ( la temperatura del aire (GVT) asciende con la altura, en un
determinado tramo de la Troposfera. Es posible el movimiento ascendente del aire hasta esa altura, pero no puede
sobrepasarla.
En condiciones de estabilidad se da una situación anticiclónica, con alta presión atmosférica debida a la subsidencia de
aire, y con posibilidad de nieblas. Asimismo, la estabilidad impide dispersión de los contaminantes.
-Movimientos horizontales:
Dinámica atmosférica horizontal: origen de los vientos