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 reactivosCO 0,1 He 5,2CH4 1,7 Ne 18,0HIDROCARBUROS 0,02 Kr 1,1NO 0,002-0,0002 Xe 0,086NO2 0,004-0,0005 H2 0,5NH3 0,02-0,006 N2O 0,25SO2 0,0013-0,00003O3 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 ATMOSFÉRICALos 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 verticalesLlamamos 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 INESTABILIDADSe 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 SUBSIDENCIALa 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 GAS2º 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 GASGVT< 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 GLOBALLa 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 ATMOSFÉRICALa 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 atmósferaEn 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 HIODROSFERAEl 97,3% de la hidrosfera la constituyen los océanos, que juntamente con la atmosfera tienen un papel importantísimo y determinante en el clima terrestreLa 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:

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.

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.

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