02-LA ATMOSFERA.pdf

CURSO DE ACCESO MAYORES DE 25 AÑOS UNED GEOGRAFÍA

CENTRO ASOCIADO DE MOTRIL (GRANADA) Tutor: Ignacio Cortés Contreras 1

TEMA 02

LA ATMÓSFERA Y LA HIDROSFERA



1. LA INTERACCIÓN ENTRE LA ATMÓSFERA, LA ENERGÍA SOLAR Y LA

HIDROSFERA 1.1. La atmósfera: definición, composición y estructura. La atmósfera es la capa de aire que envuelve a la Tierra. El aire es una mezcla de gases y de partículas sólidas y liquidas que se encuentran en

suspensión. 1.1.1. Composición de la atmósfera. - Mezcla de gases: oxígeno, nitrógeno y otros gases (dióxido de carbono, etc.). - Partículas sólidas (cristales de sal, hollines, pólenes, etc.). - Vapor de agua (en cantidades variables según su localización). Homosfera: en los primeros 100 Km. esta mezcla presenta unos valores homogéneos. Heterosfera: a partir de esta altitud no presenta ese carácter uniforme. Importancia del dióxido de carbono (CO2) en el efecto invernadero, resultado de su

concentración natural en la atmósfera, alterada desde la revolución industrial y responsable del calentamiento global y del cambio climático.



Composición y estructura vertical de la atmósfera

9-17 Km



1.1.2. La estructura vertical. De las distintas capas: troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera y exosfera, las dos

primeras tienen mayor significado ambiental y geográfico. a) Troposfera. Capa más baja, en contacto con la superficie terrestre y con un límite superior, la

tropopausa, que oscila entre 9 Km. sobre los polos y 17 Km. sobre el Ecuador. Características: - Acumula el 80% del aire atmosférico. - Presencia de los fenómenos meteorológicos y climáticos. - Aire sometido a movimientos verticales (que provocan cambios de temperatura y

presión) y horizontales (transferencia de masas de aire en la superficie terrestre y los consiguientes trasvases térmicos y de humedad).

- Gradiente de temperatura: descenso térmico de 0’65ºC/100 m. - Concentración próxima al 100% del vapor de agua de la atmósfera (precipitaciones y

nubosidad).



b) La estratosfera Capa situada por encima de la troposfera, con límite inferior en la tropopausa y límite

superior, la estratopausa, a 50 Km. de altitud. Características: - Incremento térmico con la altitud (de -50º C en la parte inferior a –2º C en la superior)

debido a la absorción de cierta parte de la radiación solar por el ozono (muy importante para el desarrollo de la vida en la superficie terrestre).

- Importancia del ozono como escudo protector frente a las radiaciones ultravioleta (UVB y UVC) dañinas para la salud humana. Destrucción de la capa de ozono por la acción de los CFC’s, especialmente grave en zonas polares y subpolares (Patagonia argentina).

Las otras capas atmosféricas tienen una menor incidencia geográfica, si bien nos protegen

igualmente de las radiaciones solares. 1.2. La energía solar y el calentamiento de la atmósfera. El Sol es una fuente de energía gratuita y renovable, imprescindible para los seres vivos y

responsable de los fenómenos meteorológicos y climáticos, al provocar una elevación de la temperatura del aire por el calentamiento de la superficie terrestre.



1.2.1. La radiación solar y la energía terrestre. El Sol emite su energía por medio de ondas electromagnéticas (“cortas”), lo que se

conoce como radiación electromagnética o radiación, una parte de las cuales corresponde a la luz visible.

Sol: fuente de energía emitida en forma de radiación de onda corta. La Tierra sólo recibe una mínima parte de la energía radiada por el Sol (debido a la

distancia que los separa y a su pequeño tamaño), y también emite energía, pero en una cantidad mucho menor y en forma de radiación de onda larga, responsable del calentamiento del aire, pues la radiación solar (onda corta) atraviesa la atmósfera pero no calienta el aire. Del 100% de energía solar recibida en la capa exterior de la atmósfera: un 28% es reflejada al espacio; un 25% es absorbida por la atmósfera; y el 47% restante es absorbido por la superficie terrestre. Albedo: porcentaje de radiación reflejada por un cuerpo, un 28% en el caso de la superficie terrestre, hasta un 90% para la nieve y sólo un 5% para un bosque. Transferencia de calor entre la superficie terrestre y la atmósfera para mantener el equilibrio energético del planeta.



1.2.2. La transmisión del calor. Existen tres mecanismos de transmisión del calor, que actúan simultáneamente en la naturaleza: radiación, convección y conducción. a) Convección El calentamiento de un fluido conlleva un trasvase de energía y un transporte de masa. Un aire calentado por contacto con un suelo caliente es menos denso y se eleva, transportando consigo el calor. Cuando se produce un cambio de estado (licuación, congelación, etc.) tiene lugar una adición o pérdida de calor, se trata del calor latente. Así, la evaporación conlleva pérdida de energía de la superficie del agua, se trasvasa masa a la atmósfera en forma de vapor de agua y se transfiere calor a la atmósfera, que lo perderá cuando se produzca la condensación. Ejemplo: sistema de calefacción a base de radiadores de agua caliente procedente de una caldera. b) Conducción. Proceso de calentamiento por contacto con la consiguiente transferencia de calor entre los átomos de un cuerpo. Ejemplo: introducción de una barra de hierro en una hoguera. Radiación: propagación del calor procedente de esta hoguera.



1.2.3. La temperatura del aire. Calor (forma de energía) ≠ Temperatura (característica que determina que cuerpo

recibe o cede calor). El calor siempre se transfiere de los cuerpos de mayor temperatura a los de menor. Se mide con el termómetro y con distintas escalas (grados Kelvin, grados Fahrenheit,

etc.), siendo la más utilizada la escala de grados Celsius o centígrados (ºC). La calorimetría mide la cantidad de calor de un cuerpo (según su masa, naturaleza y

temperatura). Calor específico: cantidad de calor necesaria para elevar 1ºC la temperatura de 1 gramo

de masa de un cuerpo (capacidad de acumulación de calor). A igual temperatura de dos cuerpos, tendrá más calor aquel cuya masa sea mayor.



a) Factores determinantes de la temperatura. - Factores cósmicos: relacionados con el balance de radiación e insolación (horas

anuales de sol), positivo en las zonas intertropical y tropical, y negativo en el resto (más negativo a mayor latitud).

- Factores geográficos:

- Altitud: descenso de la temperatura con la altitud (0’65ºC/100 m.). - Cercanía a masas de agua: las áreas costeras presentan temperaturas más suaves

debido a que el agua, con un elevado calor específico (1 cal/gr.), se calienta y se enfría más lentamente que el aire o la tierra, de ahí el papel de sistema termorregulador del océano, un gran almacén de calor que refresca las costas en verano y suaviza los inviernos. El alejamiento del agua disminuye la influencia termorreguladora del océano, lo que da lugar al concepto de continentalidad, aumento de las temperaturas máximas y mínimas, y por tanto de la amplitud térmica anual.

- Corrientes marinas cálidas o frías: influyen en la tª de las áreas afectadas.

- Factores advectivos: movimientos horizontales del aire que conllevan transferencia energética de las áreas con superávit de radiación hacia las zonas templadas, o llegada de masas de aire frío o muy frío procedente de las zonas frías.



1.2.4. La distribución espacial de la temperatura en la Tierra a) El mapa de isotermas de enero Valores mínimos en Siberia debido a la continentalidad; ascenso en latitud de las aguas

cálidas procedentes de la corriente del Golfo hacia las costas de Noruega y, por tanto, de las temperaturas; isotermas casi zonales (paralelas) sobre los mares en el hemisferio sur y concéntricas en Australia (continentalidad); descenso en latitud de las aguas frías procedentes de las corrientes de Humboldt o del Perú y de Benguela hacia las costas de Chile-Perú y Namibia respectivamente y, por tanto, de las temperaturas.

b) El mapa de isotermas de julio Distribución de las isotermas más zonal en el hemisferio norte; máximas temperaturas en

torno al trópico de Cáncer (sobre todo en África); y temperaturas bajo 0 sólo en Groenlandia.



Mapas de isotermas en el mes de julio



Mapa de isotermas en el mes de enero



1.3. La interrelación atmósfera/hidrosfera. La existencia de agua en la atmósfera es un factor fundamental en la formación de las

precipitaciones. El agua de los océanos, mares y lagos se incorpora a la atmósfera a través de la

evaporación, y además otra parte del agua incorporada al aire procede de la transpiración de las plantas. La suma de ambas se denomina evapotranspiración.

A pesar de que el agua atmosférica es un porcentaje mínimo del total de la hidrosfera, es imprescindible para posibilitar las precipitaciones, el efecto invernadero, la transferencia de energía entre Tierra y atmósfera, el equilibrio del balance energético y el confort climático.

Evaporación: proceso físico por el cual las moléculas de agua rompen su cohesión intermolecular y pasan a la atmósfera, para lo que es preciso movimiento y aporte de energía.

1.3.1. El vapor de agua y la humedad. Vapor de agua: agua en estado gaseoso, invisible. Pero las nubes no son vapor de agua,

constituyen una acumulación de partículas de agua, en estado sólido o liquido. Humedad atmosférica: concentración de vapor de agua en el aire. Higrómetro: aparato para medir la humedad.



a) La humedad absoluta Masa de vapor de agua en un metro cúbico de aire (g/m3), varía entre 0’2 y 40 g/m3 b) La humedad relativa Relación expresada en % entre el vapor de agua contenido en un volumen de aire y la

masa de vapor de agua que saturaría dicho volumen (100%). Un aire está saturado cuando no admite más vapor de agua y se interrumpe la

evaporación, lo cual ocurre sí el aire permanece estancado sobre una superficie acuosa, pero sí se renueva admitirá nueva carga de vapor de agua.

Cuanto mayor sea la temperatura de un aire, mayor es su capacidad de retención de humedad, disminuyendo ésta con el descenso de temperatura.

1.3.2. La condensación. Cambio de fase de vapor de agua (gas) a agua (líquido) Fusión: cambio de fase de estado sólido (hielo) a líquido (agua) La condensación conlleva transferencia de calor (calor latente de evaporación), lo que

supone liberación de la misma energía “retenida” durante la evaporación (así se explica el aumento de temperatura tras las lluvias, la “templanza”).



Factores necesarios para la condensación: - Existencia de vapor de agua en el aire (evaporación previa). - Saturación, que requiere un enfriamiento del aire. - Presencia de núcleos de condensación, partículas microscópicas suspendidas en el aire

sobre las que se produce la condensación y la adhesión de las gotas de agua. - Coalescencia: unión de núcleos de condensación y sus correspondientes moléculas de

agua hasta formar pequeñas gotas, que permanecen en suspensión formando nubes. - Precipitación: La gravedad (el peso de las gotas o granos de hielo) supera la resistencia

impuesta por los movimientos de turbulencia dentro de la nube. a) Principales tipos de nubes Nube: porción de aire integrado por millones de partículas microscópicas de agua

(sólidas o líquidas). Clasificación según distintos criterios: altitud, evolución, morfología, etc. Clasificación internacional: 10 tipos de nubes (cirros, cirroestratos, cirrocúmulos,

altostratos, etc.).



b) Las nieblas Niebla: nube en contacto con la superficie terrestre que reduce la visibilidad. Distintos mecanismos de formación: - Niebla de irradiación: formada por bajas temperaturas del suelo (condensación de la

humedad), frecuente en la Meseta española en días despejados de invierno. - Nieblas asociadas al paso de frentes o a la irrupción de masas de aire húmedas. Calima ≠ Niebla, Calima: nube de polvo originada por movimientos convectivos

provocados por el calor que agitan las partículas de polvo. 1.3.3. La precipitación. Precipitación: caída de partículas de agua sobre la superficie terrestre a una velocidad

determinada, puesto que en las nieblas ésta es mínima, hablándose entonces de precipitaciones horizontales u ocultas.

a) Tipos de precipitación Estado líquido (lluvia, llovizna o chubasco) o sólido (nieve, granizo, etc.).



b) La medida de la precipitación Clasificación de las distintas zonas según el balance precipitación/evapotranspiración:

muy secas, subáridas, subhúmedas, húmedas, hiperhúmedas, etc. Se miden con el pluviómetro, y su registro puede ser diario, mensual o anual. Se expresa en mm. de altura (500 mm. de precipitaciones anuales equivalen a una lámina

de agua de 0’5 metros de altura); o en l/m2, siendo 1 litro/m2 = 1 mm. de precipitación. La intensidad de la precipitación relaciona el volumen de precipitación con el tiempo,

lo que permite descubrir la distribución temporal de las precipitaciones (dos lugares pueden recoger las mismas precipitaciones, pero su distribución anual ser muy diferente). La intensidad fuerte es un riesgo natural (inundaciones) y un activo agente erosivo.

1.3.4. La distribución espacial de las precipitaciones en la Tierra. Sobre la Tierra cae una precipitación media de 1.040 mm. anuales, pero con una irregular

distribución, debido a factores como la continentalidad, la orografía, la estacionalidad y la latitud.

Isoyetas: líneas que unen los puntos con el mismo volumen de precipitación.



a) El mapa de las precipitaciones anuales Presencia de áreas pluviométricas muy contrastadas: - Zonas más lluviosas: en torno al Ecuador y el sudeste asiático, debido a la acción de la

ZCIT (Zona de Convergencia Intertropical). - Zonas más secas: en los desiertos de las áreas peritropicales de África y Australia, los

desiertos costeros (Chile, Namibia) y las regiones más continentalizadas y aisladas orográficamente (mesetas occidentales de Norteamérica o Asia central).

- Zonas con valores medios de precipitaciones: latitudes medias (Europa o desembocadura del río de la Plata).

- Zonas con valores por debajo de la media: latitudes subtropicales. - Zonas con precipitaciones escasas, < 500 mm.: latitudes polares y subpolares

(compensadas con una escasa evapotranspiración). Las precipitaciones disminuyen en general desde las zonas más húmedas (Ecuador) hacia

los desiertos (Sahara).



2. LA DINÁMICA ATMOSFÉRICA.

2.1. La presión atmosférica y el viento. A pesar de que es invisible, el aire tiene masa y pesa. 2.1.1. La presión: definición y medición. La atmósfera tiene una masa que ejerce un peso sobre la superficie terrestre, y, aunque

sólo constituye una mínima parte del peso del sistema Tierra, tiene unas consecuencias climáticas y meteorológicas de una relevancia trascendental.

Presión atmosférica: peso que ejerce una columna de aire (atmosférico) sobre una unidad de superficie terrestre.

La presión se mide con el barómetro y se expresa en milibares (mb) o hectopascales (hPa).

Presión normal al nivel del mar = 760 mm. Hg = 1.013 mb = 1.033 g/cm2

Alta presión > 1.013 mb. Baja presión < 1.013 mb. La presión atmosférica varía sobre la superficie terrestre y también con la altura. Isobaras: líneas que unen puntos con igual valor de presión atmosférica.



2.1.2. Factores de variación de la presión en la superficie terrestre. La troposfera contiene el 80% de la masa atmosférica, y el 50% la atmósfera se concentra

en los primeros 5.500 metros, altura a la cual la presión atmosférica se reduce a la mitad, puesto que encima de la misma sólo queda el 50% restante. Por tanto, la mayor parte la masa atmosférica se encuentra en las capas bajas.

Este proceso es debido a la compresibilidad del aire (fuerza de la gravedad). La presión atmosférica disminuye con el incremento de altitud.



a) Factores térmicos Cuando la superficie terrestre se enfría, el aire situado sobre ella se enfría y desciende su

temperatura, un aire frío es más denso y por lo tanto aumenta su peso y su presión. El enfriamiento de un aire provoca un incremento de la presión, altas presiones térmicas (Siberia, durante el invierno, dominada por un gran anticiclón térmico).

Si un aire se calienta se vuelve menos denso y asciende, el calentamiento de un aire

provoca una disminución de la presión, bajas presiones térmicas (Siberia, en verano). Las bajas y altas presiones térmicas sólo afectan a los primeros 500/600 m. de atmósfera. b) Factores dinámicos Cuando el aire converge desde distintas direcciones en un punto origina una corriente de

ascenso (se “escapa” el aire y su peso), lo que da lugar a una baja presión. Cuando se produce un descenso o subsidencia del aire (“aumenta” la cantidad de aire

sobre un lugar), se origina una alta presión. c) Factores orográficos Cuando una masa de aire choca contra una barrera montañosa, se ve obligado a ascender

por sus laderas, lo que provoca un cambio de presión.



d) Factores frontales Ascenso de la masa de aire asociada a la existencia de un frente y cambio de presión. 2.1.3. Las diferencias horizontales de presión: el viento. El viento se origina por los desequilibrios de presión existentes en la superficie terrestre y

se define como movimiento horizontal de aire en contacto con la superficie terrestre. La diferencia de presión supone: - El viento (transferencia de aire) siempre sopla desde la máxima a la mínima presión. - La diferencia de presión entre dos puntos y la distancia que los separa determina la

velocidad del viento. A igual distancia, la velocidad es mayor cuanto mayor sea la diferencia de presión. A igual diferencia de presión la velocidad es menor cuanto mayor sea la distancia.

La velocidad del viento se mide con un anemómetro. La dirección del viento coincide con el lugar del que procede (N, S, E, W, etc.) y se indica con un aparato llamado veleta.

a) El gradiente de presión y la generación de viento

El gradiente de presión es la diferencia de presión entre dos puntos y es el responsable de generar el viento.

Pero al estar sometido a un rozamiento con el suelo y al movimiento de rotación, el viento se ve desviado por el efecto de Coriolis.



b) Las configuraciones isobáricas: anticiclones y depresiones o borrascas

Un anticiclón o alta presión es una configuración isobárica con presiones superiores a 1013 mb., con el máximo valor en el centro de la configuración. El aire sopla desde el interior al exterior, el anticiclón es un centro emisor de viento.

Una depresión o borrasca o baja presión es una configuración isobárica con valores de presión inferiores a 1013 mb. y con el valor mínimo de presión en el centro de la configuración. El viento se dirige desde el exterior hacia el interior de la borrasca, que es un centro de atracción de vientos. El viento se dirige desde las altas presiones hacia las bajas presiones.

Debido al efecto Coriolis se produce una desviación de los fluidos en estos centros: - Los vientos de los anticiclones, en el hemisferio norte, giran en sentido horario. - Los vientos de las borrascas, en el hemisferio norte, giran en sentido antihorario. - Los vientos de los anticiclones, en el hemisferio sur, giran en sentido

antihorario. - Los vientos de las borrascas, en el hemisferio sur, giran en el sentido horario.

Un viento en contacto con la superficie terrestre nunca sigue una trayectoria recta.



Circulación de los vientos en ambos hemisferios

Hemisferio Norte

Hemisferio Sur



2.2. Altura, presión y temperatura: tres elementos interrelacionados

2.2.1. La interacción altura y presión.

El ascenso del aire se debe a causas térmicas (calentamiento), dinámicas (convergencia), orográficas (montaña) y frontales (frente), y provoca una corriente compensatoria en otro lugar. El aire en ascenso siempre está sometido a un proceso adiabático.

a) El comportamiento adiabático del aire En este proceso adiabático no hay transferencia de calor entre un volumen o cuerpo de

aire y el exterior (aire envolvente). Principio físico: todo incremento de presión de un gas supone un incremento de la

temperatura de dicho gas, mientras que la disminución de la presión supone una disminución de su temperatura. Consecuencia: variaciones internas de la temperatura en una masa de aire.

El volumen, la densidad y la presión del aire varían con la altura. A mayor altura, el aire se

expande, ocupa más volumen, baja su densidad y su presión.



Enfriamiento adiabático: el ascenso del aire provoca su expansión (menor presión) y el

consiguiente aumento de volumen, las moléculas disponen de más espacio y chocan menos, generando menos calor.

Calentamiento adiabático: el descenso del aire provoca su compresión (mayor presión) y el consiguiente descenso de volumen, las moléculas disponen de menos espacio y chocan más, generando más calor.



Expansión y

enfriamiento

Compresión y

calentamiento

Masa

de aire



b) El efecto Föhn Causas: ante la presencia de una montaña y la llegada de una masa de aire, ésta se ve

obligada al ascenso por la ladera de barlovento, lo que provoca su enfriamiento adiabático, mientras que, una vez superada la cima, tiene lugar el descenso por la ladera de sotavento de dicha masa de aire y su calentamiento adiabático.

Consecuencias geográficas derivadas de la interacción entre una masa de aire y un obstáculo montañoso, traducidas en un contraste higrométrico (temperatura y humedad) entre sus laderas, mientras que la de barlovento es más fría y húmeda, y con un paisaje vegetal más verde, la de sotavento resulta más cálida y seca, y con un paisaje vegetal más seco.

En la ladera de barlovento, el enfriamiento adiabático se produce a razón de 1ºC/100

m sí el aire no está saturado, y a razón de 0’5ºC sí la masa de aire está saturada. Una vez producida la saturación, tiene lugar la condensación y las precipitaciones. Un aire para condensarse debe enfriarse. Este proceso ocurre cuando desciende la temperatura al ascender ante el obstáculo montañoso, de ahí el carácter más frío y más húmedo de las regiones montañosas frente a su entorno más bajo, y sobre todo de la ladera de barlovento.

En la ladera de sotavento, tiene lugar el proceso contrario, el calentamiento adiabático, la masa de aire en descenso ha perdido casi toda su humedad (más seco) y se calienta a razón de 1ºC/100 m de descenso.



Regiones afectadas por el efecto Föhn: Alpes (Suiza), Cordillera Cantábrica (España),

montañas de los Ghates occidentales (India), Montañas Rocosas (EE.UU.), Andes (Sudamérica), Sierra Nevada (España), etc.



2.3. La Circulación General Atmosférica Circulación General Atmosférica (C.G.A.): situada en la troposfera, es el entramado

(horizontal y vertical) formado por unos centros de acción dinámicos y permanentes repartidos en diferentes latitudes del planeta, los vientos planetarios originados por dichos centros y la Corriente en Chorro o Jet Stream.



2.3.1. La C.G.A. en latitudes subtropicales e intertropicales.

Los protagonistas de la C.G.A. en latitudes subtropicales e intertropicales son los anticiclones dinámicos subtropicales, originados por la convergencia de aire en las capas altas de la atmósfera y la posterior subsidencia (descenso) hacia la superficie, donde genera una divergencia que se traduce en la emisión constante de vientos.

Su situación media oscila entre los 30-35º de latitud en ambos hemisferios, aunque a veces puede exceder estos límites según la estación del año.

Este cinturón de altas presiones subtropicales presenta un carácter discontinuo y está formado anticiclones con el nombre geográfico de las áreas afectadas: Azores, Hawai y California en el hemisferio boreal y Santa Elena, Pascua… en el austral.

Los anticiclones tienen forma de elipse y están asociados a la ausencia de precipitaciones y situaciones de fuerte estabilidad, ya que, debido al descenso del aire, no se producen ascensos que provoquen enfriamientos adiabáticos.

Los anticiclones subtropicales emiten vientos desde sus posiciones hacia el Ecuador, son los vientos alisios, y hacia las latitudes medias, se trata de los vientos del oeste.

El choque de los alisios procedentes de ambos hemisferios da lugar a la Zona de Convergencia Intertropical, que, en superficie, conlleva ascenso de aire (enfriamiento) con gran carga de humedad y, como consecuencia la presencia de fuertes y constantes precipitaciones, característica pluviométrica del clima ecuatorial.



2.3.2. La C.G.A. en latitudes templadas y frías. Los protagonistas de la C.G.A. en latitudes templadas son los vientos del oeste enviados

por los anticiclones subtropicales, y, especialmente, la Corriente en Chorro o Jet Stream, un gran flujo de viento localizado en la alta troposfera que circunda el planeta, con una velocidad máxima de 300 Km./h, una anchura de 200 Km. y un espesor de 8-10 Km.

Presenta una trayectoria variable, en invierno casi un flujo rectilíneo y en verano-otoño describe ondas muy sinuosas. En el hemisferio norte, al sur de su trayectoria origina altas presiones (dorsales) en altura, y al norte genera bajas presiones (vaguadas).

El otro gran protagonista son las bajas presiones frontales, asociadas a inestabilidad y precipitaciones, que son arrastradas por los vientos del oeste desde el Atlántico hacia Europa y desde el Pacífico hacia Norteamérica en el hemisferio norte; y afectan al sur de Chile y al extremo SE de Australia, Tasmania y Nueva Zelanda en el hemisferio sur. La llegada de los frentes asociados a estas borrascas genera el clima oceánico, suave y húmedo, el cual desaparece paulatinamente al alejarnos de la costa.

Su origen se debe al Frente Polar, superficie de contacto entre el aire frío polar y el aire cálido tropical que genera frentes sobre el océano implicando a masas de aire muy húmedo, que se dirigen desde el océano hacia los continentes.

El modelo de la C.G.A. presenta además un desplazamiento de sus elementos según las estaciones, hacia el norte en julio y hacia el sur en enero.



Disposición del Jet Stream a lo largo del año

Sección vertical de la Corriente en Chorro

Invierno Primavera

Verano Otoño



2.4. La inestabilidad atmosférica: masas de aire y frentes Los vientos planetarios son responsables de la transferencia de masas de aire y, por tanto,

de humedad y energía (calor) de unas regiones a otras. 2.4.1. Las masas de aire a) Definición y formación Una masa de aire es un cuerpo o volumen de atmósfera de gran extensión y reducida

altura con unas determinadas características higrométricas que lo diferencian del aire que la rodea.

- Es parte de la atmósfera, se diferencia por su humedad y su temperatura. - El aire se calienta y se enfría a partir de la radiación terrestre, de ahí que tenga una gran

extensión (contacto con la superficie) y una altura reducida, y además necesita largo tiempo en contacto con una superficie para adquirir sus características, razón por la que las masas de aire no se originan en zonas con vientos constantes.

- La individualización de una masa de aire está determinada por su densidad y su temperatura, pues las masas de aire con distinta densidad (temperatura) no se mezclan.



b) Clasificación Las masas de aire se clasifican atendiendo a la latitud, que condiciona su temperatura, y a

su procedencia, continental u oceánica.

Latitud Temperatura Humedad Características Ártica marítima

(Am) Polar Muy fría Seca

Antártica continental (Ac)

Polar Muy fría Seca

Originadas sobre lugares muy fríos, con muy baja evaporación y humedad

Polar continental (Pc)

Subpolar Muy fría < 10ºC

Muy seca

Polar marítima (Pm)

Subpolar Fría/fresca -10º a 5ºC

Húmeda

Se inestabilizan al desplazarse hacia

latitudes templadas, cargándose de humedad

Tropical continental (Tc)

Peritropical Cálidas Secas Excepto las formadas sobre selvas tropicales, con algo de humedad

Tropical marítima (Tm)

Peritropical Cálidas Muy húmedas Gran capacidad

higrométrica, formadas sobre mares cálidos



En las zonas de latitudes medias y ecuatoriales, debido a su inestabilidad y poca

permanencia del aire sobre la superficie, no se originan masas de aire, sino que las reciben. Península Ibérica: ejemplo de zona receptora de masas de aire (Pc, Pm, Am, Tc, Tm),

responsables de frecuentes variaciones de los tipos de tiempo. Las masas de aire van comunicando sus características a los lugares que afectan,

perdiendo así parte de su identidad, y siendo responsables de la transferencia de temperatura y humedad entre las distintas regiones de la Tierra.

2.4.2. El choque de las masas de aire: los frentes. Frente: plano de discontinuidad o separación entre una masa de aire cálido y una masa

de aire frío. Dos masas de aire con temperaturas contrastadas no se mezclan, chocan

quedando la masa más fría (más densa) por debajo de la masa más cálida (menos densa).

El aire más denso siempre permanece en las posiciones inferiores, mientras que el menos denso asciende y se coloca sobre el más denso.

Un frente frío se produce cuando un aire frío alcanza a un aire cálido. Un frente cálido aparece cuando el aire cálido alcanza al frío.



a) Frente frío El aire frío irrumpe y alcanza al aire cálido, al que obliga a un ascenso rápido y brusco. Se representa con una línea de triángulos de color azul. Las precipitaciones asociadas son intensas y concentradas en el espacio. b) Frente cálido El aire cálido alcanza al frío y asciende por encima de éste, de manera lenta y sostenida,

generando lluvias suaves que afectan a amplios sectores. Se representa con una línea de semicírculos de color rojo. Los frentes aparecen agrupados por familias, y es frecuente el paso de distintos frentes

sobre un territorio, lo que da lugar a inestabilidad, nubosidad, precipitaciones potenciales y una alternancia de tipos de tiempo. Las variaciones de temperatura están asociadas a las características térmicas de las masas de aire asociadas a los frentes.

Frente ocluido, se origina cuando un frente alcanza a otro y las distintas masas de aire

acaban perdiendo sus características primigenias.



Sucesión de tipos de tiempo al paso de dos frentes, frío y cálido (de derecha a

izquierda): - El aire frío que precede al frente cálido origina cielos despejados y bajas tas - El frente cálido genera lluvias moderadas sobre una gran superficie - El aire cálido provoca incremento de tas y desaparición de la nubosidad - El frente frío origina lluvias intensas y concentradas en el espacio - El aire frío causa descenso de las temperaturas y desaparición de la nubosidad

Aire cálido

Aire frío

Aire frío

Lluvias intensas

Frente frío

Lluvias moderadas

Frente cálido

Dirección del paso de los frentes



3. LOS CLIMAS DE LA TIERRA. Clima: sucesión habitual de tipos de tiempo sobre un lugar observados durante un

período de tiempo de al menos 30 años. 3.1. La variedad de climas terrestres La variedad del mosaico climático terrestre está relacionada con la interacción de los

distintos factores (cósmicos, geográficos, atmosféricos, etc.) y los distintos dominios climáticos presentan gradaciones, siendo gradual el paso de un dominio a otro.

La caracterización de cada clima se realiza a partir de las temperaturas medias, interesando especialmente la amplitud térmica anual, y del registro de las precipitaciones, atendiendo tanto a su volumen como a su distribución (estacionalidad), pudiendo darse tres opciones:

a) Estación seca en verano: precipitaciones estivales por debajo de determinado umbral. b) Estación seca en invierno: las precipitaciones invernales no alcanzan un volumen

concreto c) Sin estación seca: llueve durante todo el año



3.1.1. Los climas lluviosos intertropicales En las latitudes intertropicales se localizan tres dominios climáticos lluviosos: ecuatoriales

y tropicales, asociados a la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT); y monzónicos, en el sudeste asiático y explicable tanto por la influencia de ZCIT como por otros factores geográficos.



CLIMAS

LLUVIOSOS INTERTROPICALES

Temperaturas Precipitaciones Localización Factores

Climas ecuatoriales

Elevada tª media anual (25ºC) Escasa amplitud térmica < 3ºC

Abundantes, 2.000-2.500 mm., y regulares (sin estación seca)

Cuenca del Congo, Amazonas, Indonesia, etc.

ZCIT y su inestabilidad, masas de aire muy húmedas, y baja latitud

Climas tropicales

Elevadas, entre 20ºC y 28/30ºC Amplitud térmica moderada, 5-8ºC

600-1.500/1.800 mm., mayores a menor latitud Fuerte estacionalidad: estación seca en invierno y húmeda en verano

Bordeando la banda de clima ecuatorial

Llegada de vientos húmedos en verano Influencia de los anticiclones en invierno Latitud y nubosidad

Climas monzónicos

Elevadas, como los tropicales

Muy elevadas, 3.000-4.000 mm. o más Acusada estacionalidad

Sudeste asiático Monzón de verano (lluvias) Vientos continentales (estación seca)



b) Climas tropicales Los climas tropicales se extienden por una amplia banda latitudinal y ponen gradualmente

en contacto los climas lluviosos ecuatoriales con los climas secos, razón por la que dentro de los tropicales existe una fuerte gradación pluviométrica:

Clima subtropical ecuatorial: variedad más húmeda (1.000-1.500 mm.), se encuentra bordeando los climas ecuatoriales.

Clima tropical saheliense: variedad más seca (600-800 mm.), en latitudes más alejadas del Ecuador y en la misma orilla del desierto, el Sahel.

Entre estos extremos varía la duración de la estación seca, que puede ser de tres, seis o incluso nueve meses, dependiendo de la latitud y otros factores geográficos.

c) Climas monzónicos El clima monzónico es muy estacional. La estación de lluvias de verano (moussin) permite

el cultivo del arroz y el desarrollo agrario del poblado Sudeste asiático, a la vez que hace posible un clima lluvioso en una zona de la Tierra (India, Indochina, etc.) por cuya latitud correspondería un clima desértico.



3.1.2. Los climas secos Caracterizados por su déficit de precipitación respecto a la evapotranspiración,

distinguiendo entre climas subáridos, con lluvias entre 250 y 350 mm., en los que puede existir una vegetación adaptada a las condiciones secas; y áridos, con precipitaciones anuales inferiores a 250 mm., una sequía más acusada.

Se pueden distinguir tres tipos de desiertos según sus causas y localización: Desiertos peritropicales o zonales: son las regiones más áridas del planeta y se

localizan en las áreas sometidas a la influencia permanente de los anticiclones subtropicales (Australia, Sahara, Kalahari). Están bordeados por un cinturón subárido de transición hacia los climas tropicales sahelienses.

Desiertos costeros: zonas muy secas, con precipitaciones inferiores a 250 mm. anuales,

ocasionadas por la influencia de corrientes marinas frías en latitudes intertropicales. Ejemplos: Atacama (Chile), Namibia o Baja California (México).

Desiertos fríos: localizados en tierras altas y asociados a la existencia de barreras

orográficas o fuerte continentalidad, con temperatura media anual inferior a 18ºC, y tanto áridos como subáridos. Ejemplos: Takla-Makan y Gobi (China) o Patagonia (Argentina).



CLIMAS SECOS



3.1.3. Los climas templados En estas latitudes encontramos una gran variedad climática debida a la influencia de

masas de aire muy contrastadas, así como a la fachada continental que ocupe un territorio. En latitudes subtropicales, la fachada occidental de los continentes es más seca que la

oriental, puesto que en verano se ve afectada por los anticiclones subtropicales. En latitudes subpolares, las fachadas occidentales son más húmedas y menos frías que las

orientales debido a la influencia de los vientos del oeste y a las corrientes oceánicas. En las costas occidentales de latitudes medias y subpolares, las precipitaciones están

asociadas a las borrascas procedentes del oeste, que aportan humedad y suavización térmica. En las costas orientales de latitudes medias y subtropicales, las precipitaciones se asocian

a los vientos del este, presentando un régimen diferente al de las costas occidentales. Las temperaturas en las latitudes templadas sufren fuertes variaciones estacionales entre

el invierno y el verano.



CLIMAS TEMPLADOS


Clima mediterráneo (subtropical seco)

Temperatura media anual, 20ºC Veranos calurosos e inviernos suaves Amplitud térmica elevada, 10-15ºC

Escasas, 400-700 mm. anuales Sequía estival

Latitudes subtropicales de las fachadas W de los continentes península Ibérica, Cuenca Mediterránea, California, Sur de Australia y costa central de Chile

Latitud subtropical Vientos del oeste en invierno Anticiclones subtropicales en verano

Clima subtropical húmedo (chino)

Inviernos suaves (12-15ºC) y veranos calurosos (27-28ºC)

Precipitaciones elevadas, 800-1.200 mm. anuales Sin estación seca y verano lluvioso

Latitudes subtropicales de las fachadas E de los continentes SE de China, SE de EEUU, desembocadura del río de la Plata (Argentina-Uruguay), SE de Australia y de Sudáfrica

Llegada de masas de aire Tropical marítimo

Clima oceánico

Medias anuales de 15ºC, inviernos frescos (2-10 ºC) y veranos suaves (15-19ºC) Amplitud térmica muy moderada, 10-12ºC

Abundantes y regulares, 1.000-1.500 mm. Sin estación seca y mínimo estival

Latitudes medias de fachadas W de continentes Europa W, costa W de Norteamérica, costa S de Chile, Nueva Zelanda y Tasmania

Masas de aire templadas y húmedas que llegan con los vientos del oeste



a) Clima mediterráneo Variedades del clima mediterráneo: Degradación seca: con condiciones subáridas en el SE de España, N de África y costas E

del Mediterráneo. Degradación fría: asociado a la presencia de mesetas elevadas, conlleva inviernos más

fríos y elevadas amplitudes térmicas. Rasgo esencial del clima mediterráneo: sequía estival, particularidad única en la Tierra.



CLIMA MEDITERRÁNEO



b) Clima subtropical húmedo Situado en las mismas latitudes que el clima mediterráneo, pero en las fachadas orientales

de los continentes, influenciado por la llegada de vientos del Este que llevan masas de aire tropical marítimo.



c) Clima oceánico Localizado en latitudes medias de las fachadas occidentales, presenta precipitaciones

abundantes y regulares, así como suavidad térmica, merced a la influencia de las masas de aire cálidas y húmedas que llegan con las borrascas procedentes del oeste.



Los climas atlánticos u oceánicos presentan variedades térmicas según la latitud: Climas oceánicos de latitudes medias, en torno a los 42º, menos húmedos y con inviernos

más suaves (costa cantábrica española). Climas oceánicos de latitudes subpolares y polares, más fríos y húmedos, y cuya presencia

está asociada a corrientes marinas cálidas que bañan las costas (Noruega o Alaska). 3.1.4. Los climas continentales Caracterizados por su elevada amplitud térmica anual, y situados en regiones de latitudes

medias y subpolares afectadas por la continentalidad. Aquí se registran las temperaturas medias más bajas del planeta, así como las mínimas absolutas.


Climas continentales

Inviernos fríos (-3ºC) a rigurosos (-50ºC) Veranos cálidos (>23ºC) a suaves (11/12ºC Fuerte amplitud térmica

Escasas, 300-700 mm. anuales Más bajas en climas extremos y más elevadas cerca de la costa Evapotranspiración muy reducida Máximo en verano

Canadá y NE de EEUU, Suecia, Europa E y Rusia

Continentalidad (enfriamiento o calentamiento) Anticiclones térmicos invernales Bajas térmicas estivales



Los climas continentales son los más extremos de la Tierra, incluyendo desde las variedades continentales subhúmedas y de inviernos fríos (Europa E, Manchuria, NE de EEUU) a los más extremos (Siberia y Canadá).



3.1.5. Los climas de las zonas polares Su principal característica es el frío y la estacionalidad lumínica, un verano con noches

casi inexistentes y un invierno que constituye una noche casi perpetua.

CLIMAS DE LAS ZONAS POLARES


Clima de casquete polar

Ningún mes supera los 0ºC

Muy bajas, <200 mm. anuales

Antártida, Groenlandia e islas Árticas

Elevada inclinación de los rayos solares

Clima de tundra

Sólo 1 ó 2 meses superan los 0ºC, pero sin rebasar los 10ºC

Escasas, 400 mm. anuales

Estrecha franja entre Círculos Polares y sus respectivos Polos Laponia, N de Canadá e islas Antárticas

Cambios estacionales muy acusados

b) Clima de tundra Su paisaje experimenta una transformación radical entre el invierno y el verano, cuando el

deshielo superficial permite la presencia de musgos, líquenes e incluso vegetación arbustiva durante un breve periodo de tiempo.



CLIMAS DE LAS ZONAS POLARES



3.1.6. Los climas de alta montaña En las grandes cordilleras las condiciones climáticas dependen de la altitud, que implica

siempre un aumento de las precipitaciones y un descenso de la temperatura. a) Los climas de alta montaña en la zona intertropical En este caso no afecta tanto a las precipitaciones como a las temperaturas, que sufren un

descenso que convierte los climas ecuatoriales y tropicales correspondientes al nivel del mar en climas templados (temperaturas mensuales de 15/16ºC) en la alta montaña, lo que se traduce en mejores condiciones para el asentamiento de población (África tropical, altiplano andino), así como para el desarrollo de la ganadería.

b) Los climas de alta montaña en la zona templada En este ámbito tiene lugar un acusado descenso de las temperaturas en las montañas, lo

que no favorece el asentamiento de población, a no ser que se haya generado un desarrollo turístico.



4. LA HIDROSFERA Las ¾ partes de la superficie de la tierra están cubiertas por agua, denominada en su

conjunto como hidrosfera, elemento vital interrelacionado con atmósfera, litosfera y biosfera. 4.1. El agua y el ciclo hidrológico La interacción de la hidrosfera con el resto de elementos de la Naturaleza se realiza a

través del ciclo hidrológico. 4.1.1. Las propiedades del agua Es un gran regulador térmico debido a su elevado calor específico, así tarda más en

calentarse y enfriarse, ayudando al transporte de calor a lo largo del planeta por medio de la atmósfera y las corrientes oceánicas.

Puede aparecer en los tres estados de la materia, cediendo o consumiendo energía en los cambios de estado, acción que favorece las transferencias de energía y tiene un gran protagonismo como agentes activos mecánicos en el modelado del relieve terrestre.

Es un gran disolvente, lo que favorece los procesos de erosión química de las rocas. En estado líquido y con ayuda de la fuerza de gravedad, adquiere una gran energía

cinética para transportar cargas sólidas, base de su activo papel geomorfológico en el modelado terrestre.



4.1.2. El ciclo hidrológico

Ciclo hidrológico: movimiento permanente del agua a partir de unos flujos que

comunican el agua oceánica con la atmósfera y la corteza continental. Desde la superficie terrestre (oceánica y continental) se aporta un flujo de agua hacia la

atmósfera, compuesto de evaporación y evapotranspiración. Comienza con la evaporación de las aguas oceánicas, que aportan a la atmósfera el 86%

del agua atmosférica. La evapotranspiración de las superficies continentales (incluyendo la humedad

procedente de la vegetación) aporta el 14% restante a la atmósfera. Desde la atmósfera, el flujo de agua hacia la superficie terrestre se produce a través de la

precipitación, de la cual los océanos reciben un 80% y los continentes el 20% restante. El desfase entre el agua aportada por los océanos a la atmósfera (86%) y la recibida por

los océanos de ésta última (80%), se equilibra con el 6% de escorrentía neta de las aguas continentales (superficiales y subterráneas) que vuelven a los océanos



4.2. La distribución del agua en la Tierra

Se reparte de un modo muy desigual: el 97% en los océanos y mares, el 3% en las aguas continentales y el agua de la atmósfera.

4.2.1. El agua atmosférica Los procesos de evapotranspiración (paso del agua de estado líquido a gaseoso) y

condensación (cambio de estado gaseoso a líquido) conllevan un trasvase de calor que contribuye al efecto invernadero natural y permiten la aparición de las precipitaciones.

El agua atmosférica es primordial para la vida y permite los procesos geomorfológicos asociados a las redes fluviales organizados a partir de las precipitaciones.

Pero sólo representa un mínimo porcentaje del total de la hidrosfera (0’006% del total) y su permanencia en la atmósfera es muy reducida, cumple el ciclo en menos de 9 días.

4.2.2. Las aguas continentales Suponen el 3% de la hidrosfera y también están muy desigualmente repartidas. Las aguas continentales son aquellas que se encuentran en interacción con la corteza

continental, pudiéndose distinguir entre aguas superficiales, 78% de las continentales (y 2’34% de la hidrosfera); y subterráneas, 22% restante (y 0’66% de la hidrosfera).



a) Las aguas continentales superficiales Representan el 78% de las aguas continentales y el 2’34% de la hidrosfera, y se

encuentran muy desigualmente repartidas. Un 76% se encuentra en los inlandsis (Groenlandia y Antártida) y glaciares en estado sólido.

Criosfera: aguas en forma de hielo, que significan un 1’77% de la hidrosfera. Los lagos y mares interiores suponen un 0’6% de las aguas continentales; y los ríos tan

sólo el 0’003% de estas aguas continentales y un 0’0001% de la hidrosfera. Su escasa cuantía debería servir para hacer un uso y gestión del agua más responsable. b) Las aguas continentales subterráneas Son el 22% restante de las aguas continentales, aunque son esenciales como reserva de

abastecimiento para las necesidades humanas. Pero no es un recurso inagotable, ya que su explotación puede hacer descender su nivel hasta el agotamiento.

El agua de las precipitaciones llega al suelo y por acción de la gravedad inicia un proceso de infiltración hacia capas mas profundas hasta que encuentra una capa de roca impermeable o saturada y emprende un proceso de acumulación de agua, que recibe el nombre de acuífero o zona de saturación, caracterizado por una potencia (espesor) que puede variar y un nivel superior denominado nivel freático, que desciende por causas naturales (sequía) o antrópicas (sobreexplotación), o aumenta por causas naturales (exceso de precipitaciones).



4.2.3. Las aguas oceánicas Se encuentran en constante movimiento, tanto en profundidad como en superficie,

debido tanto a la desigual densidad de las aguas oceánicas como a la acción de los vientos planetarios.

a) Características físico-químicas del agua del mar Sus dos principales características son la temperatura y la salinidad, responsables de las

diferentes densidades que presentan las masas de agua. Las aguas más densas son más frías y saladas, y las menos densas son algo menos frías y

saladas. Y se comportan de tal modo que las aguas menos densas se desplazan sobre las aguas más densas, siempre en posiciones inferiores y sirviendo de lecho para las menos densas.

Además, la acción de los vientos planetarios arrastra las aguas oceánicas y es responsable

de la generación de grandes circuitos oceánicos a escala planetaria.



b) Los movimientos de las aguas marinas: las corrientes oceánicas Las corrientes oceánicas se dividen en frías y cálidas, pero considerando la temperatura

como algo relativo, en función de las características térmicas de las aguas que sirven de soporte. En las costas de Noruega, la temperatura del agua de la Deriva Noratlántica es de 6-7ºC, mientras que la del agua sobre la que se desplaza, el mar de Noruega, es de 2-3ºC.

Las corrientes cálidas que bañan las fachadas occidentales de los continentes

(Deriva Noratlántica, Alaska), en las latitudes subpolares y medias, se originan en ramales de las corrientes generadas en zonas intertropicales (corriente del Golfo). Sus consecuencias climáticas son una suavización de las temperaturas y un aumento de la pluviosidad en la costa escandinava. Se puede comprobar analizando el fuerte contraste térmico entre Oslo y las aguas heladas del golfo de Botnia (Finlandia), o térmico y pluviométrico entre Noruega y la costa oriental de Canadá.

Las corrientes frías que bañan las fachadas orientales de los continentes

(Labrador o Terranova, Oya Shivo), en las latitudes subpolares y medias se deben a la irrupción de agua fría procedente de los casquetes polares, provocando un descenso térmico muy acusado en la costa este de Norteamérica o en el norte de Japón. En este caso basta comparar los valores térmicos de Nueva York y Lisboa, situadas a una latitud similar.



Las corrientes frías que bañan las fachadas occidentales de los continentes

(Canarias, Humboldt o Perú, Benguela), en las latitudes subtropicales y tropicales, son ramales desgajados de las corrientes cálidas tropicales que se originan en las fachadas orientales de los continentes, y sus aguas son arrastradas a modo de corriente de retorno, por los vientos alisios, desde el este al oeste.

La conversión de una corriente cálida (Golfo) en una corriente fría (Canarias) se explica por el proceso de upwelling o afloramiento de aguas frías de las profundidades, tras el “vaciamiento” de aguas superficiales provocado por la corriente marina del este asociada a los alisios. Gracias a ello, en estas zonas se concentran ricos bancos de pesca, debido a la abundancia de plancton originada por el afloramiento de aguas profundas.

Su consecuencia climática es la aparición de desiertos costeros asociados a la estabilidad propia de las áreas dominadas por los anticiclones, que bloquean la posibilidad de precipitaciones. Así ocurre en los desiertos de Atacama, asociado a la corriente de Humboldt o del Perú, y de Namibia, asociado a la corriente de Benguela.

Las corrientes cálidas que bañan las costas orientales de los continentes (Golfo,

Kuro-shivo, en latitudes tropicales, se originan por un sobrecalentamiento derivado de la latitud, pero tienen poca influencia climática, pues se originan en zonas ya cálidas y húmedas.



CORRIENTES OCEÁNICAS SUPERFICIALES

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