Tema 8 - ies la patacona

Tema 8
DINÁMICA DE LAS MASAS FLUIDAS
1. La atmósfera como sistema
2. Composición y estructura de la atmósfera
3. Funciones de atmósfera
4. Dinámica de las masas de aire
4.1. Los gradientes verticales
4.2. Condiciones de estabilidad e inestabilidad
5. Dinámica de las masas fluidas a escala global.
5.1. Dinámica atmosférica
5.2. Dinámica de la hidrosfera
Introducción
Llamamos capas fluidas a la atmosfera y a la hidrosfera porque ambas están
constituidas por fluidos, agua y aire, respectivamente.
La atmosfera y la hidrosfera son dos subsistemas terrestres, los más relevantes para
el funcionamiento del sistema climático, constituyen la máquina climática, sistema
dinámico que funciona con energía solar y determina el clima en gran medida, dentro
de esta máquina podemos decir que la interacción más importante es el ciclo del agua.
Evaporación, condensación, precipitación, escorrentía superficial, retención,
infiltración, escorrentía subterránea, transpiración y evaporación (evapotranspiración)
Efecto mariposa. Sistemas caóticos, por ejemplo la atmosfera, cuyo comportamiento,
no se debe al azar, es determinista y tiene ciertas pautas de comportamiento que se
repiten. Parece aleatorio por que posee variables (humedad, presión, temperatura y
régimen de vientos), muy cambiantes en breves periodos de tiempo, por eso, aunque
se midieran todas las variables en puntos distribuidos por toda la Tierra a tan solo 30
cm unos de otros, no se podría determinar con exactitud el tiempo atmosférico. Por
eso es tan difícil realizar una predicción meteorológica.
Funcionamiento de la máquina climática
La máquina es un sistema muy complejo, su estudio se realiza mediante modelos, se
basa en los movimientos generados debido a la existencia de un gradiente entre dos
puntos.
Gradiente: es la diferencia que existe entre dos puntos en alguno de los parámetros
atmosféricos (Tª, humedad o P).
La existencia de un gradiente o contraste en los valores de P, Tª, humedad o
densidad, entre dos puntos situados a cierta distancia (vertical o horizontal) en el
interior de la atmósfera o hidrosfera generara un movimiento de circulación del fluido
mediante el cual se tiende a amortiguar las diferencias entre un extremo y otro(viento
o corrientes oceánicas).
A mayor gradiente, más vigorosa será la circulación, el flujo cesa en el momento que
los parámetros se igualan, el gradiente se reduce a cero.
El comportamiento de la atmósfera y la hidrosfera es distinto debido a sus diferencias
en densidad (el aire es mas de 770 veces inferior), su comprensibilidad (el agua muy
poco), su movilidad (el aire se mueve con más facilidad), su capacidad calorífica (el
agua es muy elevada), capacidad de conducir calor (el aire muy poca).
Movimientos verticales: Ascendentes y descendentes dependen de la temperatura,
que además de producir un gradiente térmico vertical, afecta a su densidad, ya que
agua y aire son más densos cuanto menor es su temperatura.
El sentido en el que se inician los movimientos depende de la capacidad para conducir
calor, que es muy diferente en ambos fluidos:
-
-
Aire mal conductor, prácticamente no se calienta con la radiación solar, se
caliente gracias al calor irradiado desde la superficie terrestre, calentada
anteriormente por el Sol. El aire en contacto con la superficie, más caliente y
menos denso tendera a subir enfriándose a medida que sube, el aire de altura
frio y denso tendera a descender calentándose mientras desciende.
Agua mejor conductora del calor, se calienta la parte superficial de la
hidrosfera, permaneciendo más fría el agua del fondo, no pueden existir
movimientos, excepto en aquellos casos que el agua de la superficie este más
fría que la del fondo.
Movimientos horizontales: Los desplazamientos de vientos o corrientes oceánicas
se deben al contraste térmico horizontal generado por la desigual insolación de la
superficie terrestre (mayor en el ecuador y menor en los polos), que es llevado por los
vientos o por las corrientes oceánicas. Gracias a este transporte se amortiguan las
diferencias térmicas entre los polos y el ecuador. La presencia de las masas
continentales y las dorsales dificulta este transporte de calor, lo frena y desvía.
1.
La atmósfera como sistema
La atmósfera es la capa más externa de la Tierra que limita con el espacio exterior.
Está en contacto con los otros sistemas: hidrosfera, geosfera y biosfera.
La atmósfera es un sistema abierto, aunque la composición se mantienen casi
constante, se producen intercambios de materia con los otros sistema, como el vapor
de agua que procede de la evaporación del agua de la hidrosfera.
La energía solar llega a la atmósfera en forma de luz y calor, y se emite en forma de
calor. Esta energía recibida, pone en movimiento las masas de aire, produciendo la
circulación atmosférica.
La interacción entre los sistemas atmósfera e hidrosfera determina la humedad o
cantidad de vapor de agua en la atmósfera. Esta humedad influye en las
precipitaciones y en las características climáticas.
2. Composición y estructura de la atmosfera
La atmósfera primitiva se forma por la desgasificación sufrida por la Tierra durante el
proceso de enfriamiento, hay que añadir aportaciones de la geosfera de ingentes
cantidades de polvo y gases a través de los volcanes, las de los seres vivos aportaron
O2 y N2 y rebajaron el CO2, y la hidrosfera aportando vapor de agua, sal marina y
compuestos de azufre. La humanidad altera gravemente su composición y sus
propiedades con acciones como la quema de combustibles fósiles o la deforestación.
La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve la Tierra. No es una cubierta
homogénea, sino que la mayor parte de su masa se encuentra en los primeros
kilómetros de altura. El 95% de su masa se encuentra en los primeros 15 kilómetros.
Los gases están mezclados, sin reaccionar entre sí. En la atmósfera también hay
polvo, partículas en suspensión derivadas de los incendios de bosques y de las
erupciones volcánicas y partículas de sales procedentes de la evaporación de gotas
de agua salada.
Clasificamos los componentes en tres grupos:



Mayoritarios N2 (78%), O2 (20,9%), Ar (0,93%), CO2 (0.03), otros (0,14 %)
Minoritarios en ppm se dividen en reactivos y no reactivos
Gases reactivos raros
Gases raros no reactivos
CO
0,1
He
5,2
CH4
1,7
Ne
18,0
HIDROCARBUROS 0,02
Kr
1,1
NO
0,002-0,0002
Xe
0,086
NO2
0,004-0,0005
H2
0,5
NH3
0,02-0,006
N2O
0,25
SO2
0,0013-0,00003
O3
0,05-0
Variables: vapor de agua importante en la regulación del clima y
contaminantes cuyas proporciones están sujetas a fluctuaciones.
El Sol emite protones y electrones y radiaciones electromagnéticas. La mayoría de las
partículas solares son desviadas por el campo magnético de la Tierra. Las radiaciones
electromagnéticas se dividen tres grupos (onda corta, media y larga).
Las diversas capas de la atmosfera hacen de filtro, solo las radiaciones situadas en el
centro del espectro consiguen atravesarlas sin dificultad, se trata de luz visible. Las de
onda corta son filtradas por las capas altas de la atmosfera, las de onda más larga, no
tienen ningún impedimento para su penetración, quedan ahogadas por las emitidas
desde la Tierra y que son usadas por nosotros como medio de comunicación.
La atmósfera se extiende hasta una altura de 10.000 km. En ella se distinguen una
serie de capas horizontales. Según su comportamiento, se divide en dos partes: la
homosfera en la que se distinguen tres capas: troposfera, estratosfera y mesosfera, y
la heterosfera que se divide en termosfera y exosfera. El límite entre ambas capas se
denomina homopausa.
2.1. La homosfera.
Es una capa uniforme que se extiende hasta los 80 km de altitud. Está formada por
una mezcla de los gases que recibe el nombre de aire. La uniformidad de esta capa se
debe a los movimientos de la masa de gases.
Troposfera
Se extiende desde la superficie hasta unos 12-15 km de altura varia con la latitud (9
km en los polos y 12 en latitudes medias y 15 km en el ecuador) y con las estaciones.
Su importancia, debido a su comprensibilidad contiene el 80% de los gases
atmosféricos que posibilitan la vida y casi todo el vapor de agua y los aerosoles
(partículas en suspensión). La mayor concentración de estos gases junto a la
superficie hace que la presión atmosférica descienda bruscamente desde 1013mbar
en la superficie a 200 mbar en la tropopausa, también la temperatura va descendiendo
con la altitud desde los 15ºC de media en la superficie hasta los -80ºC en el límite
superior. Esta disminución tiene un valor de unos 0,65ºC/100m y se denomina
Gradiente vertical de temperatura (GVT). También tiene lugar el efecto invernadero,
originado por la presencia de ciertos gases que absorben prácticamente toda la
radiación infrarroja procedente del Sol y, aproximadamente el 88% de la emitida por la
superficie terrestre. En esta capa se la mayor parte de los fenómenos meteorológicos,
por lo que se denomina la capa del clima: se forman la mayoría de las nubes y de las
precipitaciones se dan corrientes verticales (ascendentes y descendentes), que lo
reciclan, facilitando la dispersión de los contaminantes y del polvo en suspensión
procedente de desiertos, volcanes, sal marina, transporte e industria. Estos se
acumulan en la denominada capa sucia (los primeros 500m) se detecta por la
coloración rojiza del cielo al amanecer y atardecer.
El límite superior se llama tropopausa (capa de aire seco) y se sitúa a unos 17 km
sobre el Ecuador y a 7 km sobre los polos.
Estratosfera
Se extiende desde la troposfera hasta los 50-60 km de altitud Estratopausa. En ella el
aire es tenue y no existen movimientos verticales, sino horizontales, debido a su
disposición en estratos. No existen nubes, excepto en su capa inferior, en las que se
forman unas de hielo cuya estructura es muy tenue (noctilucientes)
Entre los 15 y 30 km se encuentra la capa de ozono donde se encuentra la mayor
parte del ozono atmosférico que constituye un filtro de la radiación ultravioleta
procedente del sol.
El ozono es una molécula triatómica, gaseosa y de olor picante que existe en toda la
atmósfera, incluida la troposfera, en la que constituye un contaminante. La mayoría del
ozono se encuentra concentrado en esta capa, entre los 15 y 30 km, aunque abunda
más hacia los 25 km, presenta un espesor variable, máximo en el ecuador y mínimo
en los polos, y es transportado de uno a otro lugar debido a la circulación horizontal de
la estratosfera.
Mecanismo de formación de destrucción natural del ozono
1º fotolisis del oxígeno por U.V: O2 + U.V.
O+O
2º formación del ozono O2 + O
O3 + calor
3º Destrucción del ozono
a) Fotolisis del ozono: O3 + U.V.
O2 + 34 Kcal/mol + O
b) Posible reacción del ozono con el oxigeno atómico: O+ O3
O2 + O2
Estas reacciones en condiciones normales, están en equilibrio dinámico, por lo que el
ozono se forma y se destruye y, a la vez retiene el 90% de los rayos UV, se libera
calor durante el proceso de formación y se eleva la temperatura de esta capa.
Este equilibrio solo ocurre por encima de los 30 km y el proceso será más intenso
cuanto más cerca este del estrato pausa, en la que la temperatura es máxima, ya que
cuanto más arriba, mayor es la cantidad de ayos UV que recibe. Por debajo de los 30
km, gran parte de las radiaciones UV han sido ya absorbidas por las capas superiores,
y las pocas que llegan son incapaces de provocar la fotolisis de manera eficaz, por lo
que se acumula.
Las cantidades de ozono estratosférico sufren variaciones diarias y estacionales en
función de la cantidad de radiación solar recibida.
Esta reacción libera calor, por lo que la temperatura en la estratosfera aumenta
progresivamente hasta llegar a los 0ºC/4º C.
Mesosfera
Se extiende hasta la mesopausa situada a unos 80 km de altitud. La densidad del
aire es muy reducida, resulta suficiente para que el roce de las partículas que contiene
provoque la inflamación de los meteoritos procedentes del espacio, dando lugar a las
estrellas fugaces. La temperatura desciende con la altitud, hasta llegar a unos –80/100ºC.
2.2. La heterosfera.
Situada encima de la homosfera, llega hasta unos 10.000 km. En esta capa no existen
mecanismos de mezcla por lo que los gases se distribuyen en capas según su
densidad.
Magnetosfera (500km,/60000km)dirección al Sol
Termosfera o ionosfera
Hasta los 600 km. Está formada por nitrógeno, oxígeno y helio, que se colocan de
forma estratificada. En su zona inferior encontramos una mayor concentración de
nitrógeno y oxígeno. Estos gases actúan de filtro absorbiéndola radiación de onda
corta (los rayos X y los rayos gamma) procedentes del sol. Cuando estas
radiaciones inciden sobre las moléculas de nitrógeno y de oxígeno, producen la rotura
de los enlaces y la formación de iones positivos liberando electrones, con
desprendimiento de calor. Esto da lugar a un campo magnético terrestre comprendido
entre la ionosfera, cargada negativamente y la superficie terrestre cargada
negativamente. Desde la ionosfera fluyen cargas positivas hasta la superficie terrestre
y desde la superficie terrestre ascienden cargas negativas hasta la ionosfera. Debido a
este trasiego, el condensador terrestre se descargaría en pocos minutos, pero las
tormentas desempeñan un papel importante en la recarga del mismo. En esta capa
rebotan algunas ondas de radio emitidas desde la Tierra, haciendo posible las
comunicaciones, aunque pueden ser interferidas por las radiaciones solares.
En ocasiones, sobre las zonas polares, el rozamiento de los electrones que llegan del
Sol contra las moléculas de esta capa produce espectaculares manifestaciones de luz
y color: son las auroras boreales o australes. Su color depende de la molécula
contra las que choquen, amarillo-verdoso cuando chocan contra O2 a baja P, rojo, si la
colisión es a muy baja P y azul si el choque es contra moléculas de N2.
Como consecuencia de estas reacciones, la temperatura de la termosfera asciende
hasta los 1000ºC.
Exosfera
Se extiende hasta el final de la atmósfera a unos 10000 km. El gas que predomina es
el hidrógeno. La densidad es muy baja, la concentración de gases es muy baja,
parecida a la del espacio exterior. El aire es tan tenue que no puede captar la luz solar
y debido a ello, el color del cielo se va oscureciendo hasta el negro del espacio
exterior.
3. FUNCIONES DE LA ATMÓSFERA
La estructura y composición de la atmósfera la confieren una serie de características
que favorecen el desarrollo de la vida:
a) Actúa de pantalla protectora. Evita el impacto de meteoritos y otros cuerpos que
se desintegran en la atmósfera y actúa de filtro de la radiación solar. Cuando la
radiación llega a la superficie de la Tierra ocurre lo siguiente:
- La radiación UV (200 y 300 nm) es absorbida por la capa de ozono (O3) en la
estratosfera, antes de llegar a la superficie terrestre.
- La radiación visible pasa a través de la atmósfera y llega a la superficie de la Tierra.
- Los rayos X y son filtrados por los gases de la ionosfera o termosfera.
- Los rayos infrarrojos son absorbidos por el CO2 de la troposfera y por la superficie
de la Tierra, que se calienta. Una parte de la radiación absorbida por la Tierra es
emitida en forma de calor que es captado por el CO2, el vapor de agua y otros gases
de la atmósfera, provocando el efecto invernadero natural, que hace que la
temperatura media de la Tierra se mantenga en unos márgenes que permiten en
desarrollo de la vida.
- Parte de la radiación que llega a la atmósfera y a la superficie terrestre es reflejada
hacia el espacio. La radiación reflejada por un planeta recibe el nombre de ALBEDO.
Los agentes responsables del albedo son las nubes, el polvo atmosférico, los gases
atmosféricos, las zonas cubiertas de hielo y nieve, los océanos y los continentes. El
albedo más elevado corresponde a las nubes y a las zonas cubiertas de hielo o nieve,
mientras que las superficies continentales libres de hielo o nieve presentan un albedo
menor.
b) Interviene en el ciclo del agua. El vapor de agua que contiene se condensa, forma
nubes y precipita.
c) Contiene los gases necesarios para la vida. El O2 y el CO2 son imprescindibles
para los seres vivos. El O2 para la respiración y el CO2 para la fotosíntesis.
d) Mantiene una temperatura media adecuada para la vida. Gracias al efecto
invernadero que impide que parte del calor que llega a la Tierra se disipe provocando
que la temperatura media global en la superficie de nuestro planeta sea de 15º, lo que
permite la existencia de agua líquida y vida sobre la tierra. Este valor de la temperatura
media global, se ha mantenido más o menos constante en los últimos millones de
años, lo que indica que existe un equilibrio térmico entre nuestro planeta y el medio
exterior, la Tierra cede una cantidad de energía igual a la que absorbe. Este balance
entre energía recibida y energía radiada al exterior ha sufrido desviaciones transitorias,
en algunas épocas de la historia de la Tierra, que se han traducido en cambios
climáticos.
4- DINÁMICA ATMOSFÉRICA
Los movimientos verticales que tienen lugar en la troposfera se denominan de
convección y se deben a variaciones de Tª, humedad o P atmosférica.
 Convección térmica: es originada por el contraste de la temperatura del aire
entre la parte superficial (+caliente y menos densa), que tiende a elevarse
formando corrientes térmicas ascendentes, y el superior (+ frio y denso). Que
tiende a descender.
 Convección por humedad: se origina por la presencia de vapor de agua en el
aire, que lo hace menos denso que el aire seco, ya que, al contener más agua
(Mr=18), contiene una menor proporción de los otros componentes
atmosféricos, N2, O2 y CO2 (Mr= 28,32, 44 respectivamente), que son
desplazados por el vapor de agua. El vapor se puede medir de dos maneras:
- Humedad absoluta: cantidad de vapor de agua que hay en un determinado de
aire y se expresa en g/m3. No es un dato significativo, ya que depende de la
temperatura. El aire frio contiene muy poca cantidad de vapor, mientras que el
cálido admite mucha. Si no puede contener mas vapor se dice que se ha
saturado de humedad. El punto de rocío es la temperatura en la que se
produce la saturación a una determinada humedad
Humedad relativa: cantidad en tanto por cien de vapor 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: una humedad relativa de del 25% queremos decir que
a una determinada temperatura el aire podría contener 4 veces más de vapor
del que contiene. Cuando una masa de aire se eleva se va enfriando, hasta
llegar a su temperatura del punto de rocío. Entonces el vapor de agua empieza
a condensarse y se hace visible, A la Altura donde se produce llama. nivel de
condensación y la nube se hace visible. Para la formación de la nube es
necesario también que existan núcleos de condensación: partículas de polvo,
humo, H2S, NOX y NaCl, si existen muchos núcleos no podría condensarse.
La lluvia está formada por millones de pequeñas gotitas de agua (0,02mm de
diámetro) o por pequeños cristales de hielo, suspendidos en el aire. El hielo se forma
en la parte más elevada de las nubes altas.
-

Movimientos verticales debidos a la Patmósferica. La presión ejercida por
una columna de aire sobre la superficie terrestre se mide con el barómetro y
su valor estándar, a nivel de mar y condiciones normales es 1 atmósfera= 760
mm Hg= 1013,3 mbar.
La presión en un punto geográfico determinado no es fija, varía en función de
la humedad y la temperatura del aire. Isobaras, son líneas que unen puntos
geográficos de igual P, en un momento dado, decimos que hay un anticiclon
cuando nos encontramos una zona de alta presión (A), rodeada de una serie
de isobaras cuya presión disminuye desde el centro hacia el exterior. Por el
contrario decimos que hay borrasca (B) zonas de bajas presiones, rodeada de
isobaras cuyos valores van aumentando desde el centro hasta el exterior de la
misma.
Formación de una borrasca? cuando existe una masa de aire poco
denso (cálido y/o húmedo) en contacto con la superficie terrestre que
comienza a elevarse empujada por unas corrientes térmicas
ascendentes. Como consecuencia de su elevación, en el lugar que
previamente ocupaba la masa, se crea un vacio en el que el aire pesa
menos (tiene menos presión). Entonces, el aire frio de los alrededores
se mueve originando un viento que sopla desde el exterior hasta el
centro de la borrasca
-
Formación de un anticiclón?. Cuando una masa de aire frio (más
denso) se halla situados a cierta altura, tiende a descender hasta
contactar con el suelo. En las zona e contacto se acumula mucho el aire
(hay mucha presión) y el viento tiende a salir desde el centro hacia el
exterior.
A- Gradientes verticales
Llamamos gradiente vertical a la diferencia de la temperatura entre dos puntos
situados a una diferencia de altitud de 100 m. A continuación exponemos los
diferentes tipos de gradientes:
GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA (GVT)
Variación vertical en la temperatura del aire en condiciones estáticas o de
reposo, que, como vimos antes, suele ser de 0,65 º C/100 (cada 100m de
ascenso en la troposfera la temperatura disminuye; cantidad que se debe ir
restando cada 100m de ascenso) Valor variable con la altura, altitud estación,
etc.
Inversión térmica: es el espacio aéreo en el cual la temperatura aumenta con
la altura en vez de disminuir, el GVT es negativo. Las inversiones térmicas
impiden los movimientos verticales del aire y se pueden presentar a cualquier
altura de la troposfera (la tropopausa representa una inversión térmica
permanente). También existen ocasionales, en invierno, el suelo enfría a la
atmosfera inmediata, estando más fría que la superior.
GRADIENTE ADIABATICO SECO (GAS)
El valor de éste gradiente es de 1º C/100, se denomina seco por llevar el agua
en forma de vapor, el gradiente es dinámico, ya que afecta a una masa de aire
que s encuentra realizando un movimiento vertical por estar en desequilibrio
(diferente temperatura y/o cantidad de vapor de agua) con el aire que la rodea.
Por eso asciende hasta llegar a una situación de equilibrio, como sabemos el
aire es un mal conductor de conductor de calor; la masa que asciende se
considera como un sistema aislado o adiabático, no intercambia calor con el
aire circundante. Es como si fuera un ascensor (dinámico) cuya temperatura
interior variara según el valor de GAS, mientras que en exterior el aire no se
mueve (estático) y su temperatura varia como un GVT, no es siempre el
mismo. El ascensor se detendría cuando las Tª se igualen.
P. V/T= K. Durante los ascensos disminuye la P atmos., con lo que la masa
ascendente, aumenta el V, lo que provocará una disminución de su T, ya que al
ser menos densa existe una menor probabilidad de choque entre sus
partículas. Y en los descensos aumenta la P, con lo que disminuye el V de la
masa; la comprensión de la misma hace que aumente su temperatura por
existir mayores posibilidades e choque entre las partículas (debido a que están
más próximas), hay mayor liberación de calor.
GRADIENTE ADIABATICO SATURADO O HUMEDO (GAH)
Cuando la masa ascendente del GAS alcanza el punto de rocío, se condensa
el vapor de agua que contenía y se forma una nube. En la condensación se
libera el calor latente que permitió la evaporación, por lo que GAS no puede ser
de 1º/100m, sino que será más reducido, menor de 1 (suele valer 0,3 y 0,6 º
C/100m). La masa sigue su ascenso, pero con gradiente rebajado Gradiente
Adiabático Saturado o Húmedo (GAH). Este aumenta progresivamente a
medida que el aire pierde humedad, hasta que todo el vapor se haya
condensado. Entonces, su valor volverá a ser el de siempre, el de GAS.
El valor de GAH depende de la cantidad de vapor de agua inicial, pues cuanto
mayor sea, menor será el GAH, porque, a mayor cantidad de vapor, mas
liberación de calor. En las zonas tropicales su valor es mínimo (0,3) debido a la
intensa evaporación, las nubes alcanzan mucha altura, llegando incluso cerca
de la tropopausa. En las latitudes medias, al contener menos vapor, el
gradiente será mayor y las nubes se formaran a menor altura, sobre todo en
invierno.
B- Condiciones de estabilidad e inestabilidad atmosféricas
CONDICIONES DE INESTABILIDAD
Se denominan así a las condiciones atmosféricas que se dan cuando existen
movimientos ascendentes (convección) de una más de aire cuya temperatura e
inferior varía conforme al gradiente dinámico GAS (1º C/100m), en el seno de
una mas estática ambiental, cuyas variaciones térmicas verticales se
correspondan con el GVT. Para que el ascenso sea posible, se tiene que
cumplir que GVT> GAS, que el aire exterior se enfrié más deprisa (+ denso),
que el interior.
En una representación gráfica, se observa que la línea que representa el GVT
está a la izquierda del GAS. Al existir movimientos verticales, el aire
ascendente formará una borrasca no quiere decir que sea seguro que vaya a
llover, sino que puede hacerlo.
CONDICIONES DE ESTABILIDAD O SUBSIDENCIA
La situación de subsidencia es inversa a la convección, pues el propio
descenso hacia la superficie de una masa de aire y denso que se encuentra a
un determinada altura. Esta se va secando por calentamiento (los descensos
de gradientes se suman, salvo en las zonas de inversión térmica del GVT, que
se restan). En la superficie, las subsidencias van a generar un anticiclón por un
aumento de la Patmosferica. En esa zona. Debido al aplastamiento contra el
suelo, los vientos partirán desde el centro hacia afuera (divergente), impidiendo
la entrada de precipitaciones, con lo que el tiempo será seco y podremos
afirmar sin lugar a dudas que no lloverá. Hay dos tipos de situaciones de
estabilidad:
1º Que el GVT sea positivo y menor que el GAS (0< GVT< 1). Se trata
de una situación de estabilidad atmosférica en la que no se producen
movimientos verticales, por enfriarse más rápidamente la masa ascendente
que el aire del exterior, estando en la gráfica siempre el GVT a la derecha
del GAS
2º Que el GVT sea negativo (GVT<0). En este caso nos encontramos con
un fenómeno de inversión térmica que forma nubes a ras de suelo, niebla,
y que atrapa la contaminación por subsidencia o aplastamiento contra el
suelo.
Las subsidencias más intensas suelen producirse en invierno, con viento en
calma, cuando las noches son largas y la atmosfera está muy fría, sobre todo
en los primeros metros en contacto con el suelo. Es peligroso sobre todo en
lugares donde hay contaminación ya que esta se queda atrapada. La
dispersión de los contaminantes solo es posible los días en los que el sol tiene
la suficiente intensidad para calentar la superficie terrestre, que a su vez
calentara el aire, provocando su ascenso por convección térmica,
GVT > GAS. Masa de aire interior se enfría más lentamente que el exterior.
Masa de aire asciende, borrasca, inestabilidad, GVT a la izquierda de GAS
GVT< GAS. La masa de aire interior se enfría más rápidamente que la exterior,
GVT a la derecha de GAS, masa de aire desciende, anticiclón, tiempo estable
5- DINÁMICA DE LAS MASAS FLUIDAS A ESCALA GLOBAL
La irradiación solar es mucho mayor en el ecuador que en los polos, de no existir la
atmosfera y la hidrosfera, la diferencia de Tª entre ambas zonas sería
extremadamente grande, la presencia de masas fluidas hace posible el transporte de
calor necesario para amortiguar dichas diferencias. El transporte de calor desde las
zonas de superávit hasta las de déficit es facilitado por la acción de los vientos y de las
corrientes oceánicas y dificultado por la presencia de masas continentales.
A- DINÁMICA ATMOSFÉRICA
La circulación atmosférica horizontal es llevada a cabo por el viento. En los
anticiclones es divergente y convergente en las borrascas, si ambos se encuentran
próximos el viento superficial sopla desde los A hasta las B, mientras que el viento de
altura lo hace en sentido contrario, Sin embargo la trayectoria del viento no suele ser
rectilínea, sobre todo en los continentes, el relieve puede frenarlo, amplificarlo o formar
torbellinos, también influye la fuerza de Coriolis.
El efecto Coriolis; Esta fuerza es consecuencia del movimiento de rotación
terrestre y de su giro en sentido antihorario. No tiene un valor constante, máxima en
los polos y disminuye progresivamente hasta el ecuador donde se anula. La
circunferencia correspondiente al ecuador de la Tierra es mucho más grande que la
que forma los distintos paralelos, cuya longitud va disminuyendo a medida que nos
acercamos a los polos. Pero todas ellas dan una vuelta completa con cada
movimiento de rotación, por lo que los más pequeños tienen que girar a menor
velocidad que los de mayor tamaño.
Debido a esto si consideramos un móvil que el del ecuador y se dirige a uno de los
polos a medida que avanza, se va encontrando un suelo que cada vez gira más
despacio, por lo que tiende a adelantarse en rotación, como consecuencia se desvía
hacia la derecha. Si parte del polo norte y se dirige al ecuador, ser encontraría con el
suelo cada vez más rápido, por lo que se iría quedando cada vez más rezagado,
desviándose también a la derecha. Si saliese del polo sur la desviación seria hacia la
izquierda.
Circulación general de la atmósfera
En las zonas ecuatoriales el calentamiento es intenso, ya que los rayos solares inciden
verticalmente, A causa de esto, el aire caliente por contacto con la superficie terrestre
tendería a ascender, y dará lugar a borrascas ecuatoriales (B)
En las zonas polares, las bajas temperaturas provocara el aplastamiento del aire frio
contra el suelo y el asentamiento de un anticiclón polar (A) permanente sobre ellas.
Al menos teóricamente, el viento que sopla en la superficie del planeta tendera a
recorrer el globo terrestre desde los anticiclones polares a las borrascas ecuatoriales;
y el de las capas altas de la atmosfera podría hacerlo en sentido contrario.
La fuerza de Coriolis producirá su desviación hacia la derecha en el H. Norte y hacia la
Izquierda en el H. Sur, y provocara que el transporte se lleve a término mediante 3
tipos de células: de Hadley, polares y de Ferrel.



Célula de Hadley. Es la más energética de las tres, por la incidencia vertical de
los rayos solares. En las borrascas ecuatoriales, se produce una elevación del aire
cálido, hasta que alcanza la tropopausa, donde se dirigen hacia los dos polos
como viento horizontal de altura. El efecto de Coriolis produce la desviación. Al
llegar a los 30º de latitud N o S, la desviación de los vientos es tan grande que la
célula se fragmenta; parte del aire sigue su camino hacia los polos, pero la
mayoría descenderá hacia el ecuador, originando una zona de anticiclones
subtropicales, que cuando se sitúan sobre un continente originan los grandes
desiertos del planeta.
El anticiclón subtropical de las Azores es aquel que ejerce una influencia más
grande en el clima de nuestro país. A veces, en verano, el anticiclón continental
del Sahara influye sobre las Península, aunque su influencia en las islas es mucho
más grande. La célula se cierra por los alisios, vientos superficiales que soplan
(del NE en el H. Norte; y del SE en el Sur) desde estos anticiclones subtropicales
hacia el ecuador, donde convergen los dos hemisferios, originando el ZCIT (zona
de convergencia intertropical)
Célula polar. El viento de superficie que proviene de los anticiclones polares, el
levante polar (sopla de NE en el H, Norte y SE EN EL h. Sur) solo alcanza, los 60º
de latitud, donde se eleva de nuevo, formando las borrascas subpolares, que
afectan nuestro territorio, sobre todo en invierno, cuando desciende hasta los
40/30º latitud norte.
Célula de Ferrel. Situada entre las dos anteriores y se forma por la acción de los
vientos superficiales del Oeste o westerlies (del SO en el H.norte; del NO al H.
SUR del NO en H.Sur. soplan desde los anticiclones desérticos hacia las zonas
de las borrascas polares
B- DINAMICA DE LA HIODROSFERA
El 97,3% de la hidrosfera la constituyen los océanos, que juntamente con la
atmosfera tienen un papel importantísimo y determinante en el clima terrestre
La hidrosfera actúa como regulador térmico, porque, gracias a su elevado calor
específico, es capaz de absorber y almacenar gran cantidad de energía
calorífica. Los océanos varían su temperatura más lentamente que los
continentes, a causa de esto, a la misma latitud, los lugares situados al lado del
mar tienen una menor amplitud térmica que los situados en el interior del
continente.
Las zonas limítrofes a la costa poseen una menor amplitud térmica debido a las
brisas marinas. Durante el día el viento sopla del mar a la tierra y durante la
noche en sentido inverso.
A causa de la lejanía de los océanos, la zona interior de los continentes
situados a latitudes medias altas, presentan una elevada amplitud térmica.
Día/noche; invierno/verano. En invierno al enfriarse el suelo, el aire de su
alrededor también se enfría, por lo que tiende a hundirse y origina un anticiclón
continental permanente.
El agua oceánica, por su abundancia (ocupa tres cuartas partes de la superficie), su
gran poder calorífico y las corrientes oceánicas, constituye un mecanismo de
transporte de calor muy eficaz, aunque es mas lento y puede ser interrumpido, la
eficacia en el transporte de calor es mucho mayor que el de la atmosfera, por eso su
papel en el clima es de gran importancia.
Clasificamos las corrientes en:
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Corrientes superficiales: las principales corrientes oceánicas que recorren la
zona central de los grandes océanos realizan una trayectoria que está
condicionada por el giro del viento alrededor de los anticiclones (en sentido
horario en el norte y antihorario en el sur). El giro lo inician los vientos alisios que
soplan de E a W, arrastrando en este mismo sentido las aguas oceánicas. A la
vez, arrastran las nubes y las precipitaciones hacia el W, originando aridez en el
margen continental que abandonan. Cuando llegan a la costa W, vuelven a su
lugar de origen, constituyendo las corrientes llamadas deriva del oeste. Cuando
lo hacen en las costas orientales, se produce una doble desviación: hacia las
altas latitudes suavizando el clima, la corriente del Golfo y hacia las zonas
tropicales y ecuatoriales refrescándolas la corriente de las Canarias.
En la zona ecuatorial se suele formar la contracorriente ecuatorial, situada entre
los giros anticiclónicos del H, Norte y Sur que circula en sentido contrario a estos
(w a E). Otras corrientes importantes son las corrientes frías del Polo
Norte
que transcurren paralelas a las costas occidentales como la Corriente de
Labrador que llega a Terranova; el de Kamtxatka, que discurre entre el estrecho
de Bering, y la de Groenlandia que procede del océano glacial ártico. También
hay que citar la circumpolar antártica que envuelve sus costas en sentido
horario, extendiéndose hasta los 60º de latitud sur, aprox.
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Corrientes profundas: originadas por la diferencia de densidad del agua, que
es más grande cuanto más fría y/o salada este, y tiende a hundirse para dar
lugar a un circulación termohalina (condicionada por la diferencia de temperatura
y/o salinidad en vertical).
Comienza este movimiento vertical a partir del enfriamiento de la capa superficial, que
tiende a descender, provocando el afloramiento del agua más profunda y cálida para
ocupar su lugar. El descenso puede estar dificultado por la aportación de agua dulce.
Por el contrario, el agua se hundirá y descenderá al fondo, en los lugares en los que
exista un enfriamiento superficial o muchas salinidades.
OCEANO GLOBAL
Recibe este nombre el conjunto de todos los mares y océanos del planeta. Es un
importante almacén de CO2 y un medio de transporte muy eficaz de calor y nubosidad.
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LA CINTA TRANSPORTADORA: es una especie de rio de agua que recorre la
mayoría de los océanos del planeta: en la primera mitas de su trayectoria lo hace
como corriente profunda, debido a la densidad, y la segunda parte como
corriente superficial supeditada a los vientos dominantes.
El Niño o Oscilación Meridional (ENSO). Es una fluctuación acoplada entre la
atmosfera y el océano Pacífico Austral: Tres situaciones:
ENSO neutral: Situación normal de la costa peruana, en la cual no se producen ni el
Niño ni la Niña. Los vientos alisios, que soplan, de E a W, empujan hacia el W el agua
superficial del Pacífico sur y crean un vacio en la zona E, al lado de las costas del Peru
y Ecuador.El nivel el mar de Indonesia es medio metro mas elevado que en las costas
del Perú, Este descenso del nivel del mar produce un afloramiento del agua profunda y
rica en nutrientes procedentes del fondo, y fertiliza el fitoplancton y hace que la pesca
aumente. Los alisios parten de un anticiclón situado sobre la isla de Pascua (formado
porque la atmosfera se enfria por contacto con el agua fría de la zona de afloramiento)
y concluyen en una borrasca situada en el lado occidental del Pacífico ecuatorial, en
las proximidades del continente asiático, donde la baja P, meteorológica produce
precipitaciones y tifones.
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El Niño. El fenómeno de El Niño se debe a un excesivo calentamiento
superficial de unos 0,5ºC de las aguas del Pacífico oriental junto a las costas del
Perú. Ocurre cada 3/5 años, alcanzando su máximo en Navidad. Se han
registrado periodos de entre 2/7 años. Suele durar 9/12 meses, incluso hasta 18
meses). La ENSO se produce cuando los vientos alisios amainan y no arrastran
el agua de la superficie oceánica hacia el O. El agua superficial se caldea y
forma una borrasca, quedándose las nubes sobre la zona central del océano
Pacífico o junto a la costa de Perú, que normalmente es árida. No se produce
afloramiento porque persiste la termoclina (superficie que separa arriba/abajo las
aguas de diferente Tª , densidad, impidiendo su mezcla) y la riqueza pesquera
decae. Sobre la zona occidental del Pacífico se produce un anticiclón, lo que
dará lugar a sequias en Indonesia, Australia y Filipinas. Se ignora su causa,
pero se piensa que puede ser debido al calentamiento climático que hace
disminuir el gradiente térmico entre las dos costas del Pacífico, disminuyendo la
intensidad de los vientos alisios y por tanto de las corrientes oceánicas. Otros lo
achacan a la actividad volcánica de las dorsales oceánicas próximas que
elevarían la Tª del agua oceánica, impidiendo el afloramiento y favoreciendo la
borrasca en ese lugar, se ha podido demostrar la coincidencia de los años del El
Niño con una mayor actividad sísmica y de la temperatura del agua de la zona,
pero nada es concluyente.
La Niña. Es una exageración de la situación normal, que ocurre en ocasiones en
las que los alisios soplan con más intensidad de lo habitual, Se asocia con un
descenso de la Tª media superficial del océano Pacífico oriental-central (unos –
1,5º C). Se produce cada 3/5 años y dura entre 1/3
El Niño y La Niña rigen la distribución geográfica y la intensidad de las lluvias
tropicales y causan cambios en los patrones climáticos de todo el mundo.
El Niño se suele asociar a una reducción de los huracanes del Atlántico Norte tropical
y un aumento de los del Pacífico tropical del norte. La Niña origina lluvias torrenciales
y un aumento de los tifones en Indonesia, Filipinas y Australia y con un incremento del
número e intensidad de ciclones tropicales del Atlántico.
Los científicos son capaces de pronosticar ambos fenómenos con 2/7 años de
antelación, comparando las Patmosféricas de Tahiti y Darwin, midiendo las variaciones
de Tªsuperficial marina (SST), corrientes oceánicas y vientos en el Pacífico austral
central y oriental