Tema 2 Climatología - LICENCIATURA DE GEOGRAFÍA
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GEOGRAFIA FISICA GENERAL Tema 2 Climatología
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Presentación de PowerPointClimatología
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA La historia de la meteorología como ciencia comenzó en el Renacimiento. Antes sólo contaba la
percepción y la experiencia, y los conocimientos meteorológicos se transmitían principalmente de forma
oral. Con el desarrollo de los instrumentos de medición en los siglos XVI y XVIII, la meteorología se armó
para un espectacular desarrollo.
Prehistoria, Edad Antigua y Edad Media
Hace 8.000 años los polinésicos fueron los primeros navegantes oceánicos, pero la transmisión oral de sus conocimientos no ha dejado registros.
En los pueblos europeos, el animismo y el politeísmo establecían la relación de las personas con los fenómenos meteorológicos. Chamanes y sacerdotes predecían el tiempo o invocaban a la lluvia.
Las previsiones de los marinos se basaban en la observación del cielo y el estado del mar.
Boinayel, dios de la lluvia de los tainos
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
El interés por conocer el porqué de los fenómenos meteorológicos comenzó, para la civilización occidental, con el nacimiento de la filosofía griega:
• Tales de Mileto (630 - 547 a.C.) inició este viaje del conocimiento con su famosa sentencia: "Somos agua y el mundo está lleno de dioses".
• Anaxágoras (500-428 a.C.) plantea por vez primera el ciclo del agua, un concepto fundamental para entender los fenómenosmeteorológicos.
• En 350 a.C., Aristóteles escribió Meteorológica (μετεωρολογα), obra que dio nombre a esta ciencia. El término se compone de dos raíces: Meteoron hace referencia a lo existente entre la Tierra y las estrellas, y logos, que significa "estudio".
El conocimiento que se desarrolló en aquella época se basó en los siguientes conceptos:
1. El geocentrismo: la creencia de que la Tierra era el centro del universo. 2. La idea de que la Tierra era plana. 3. El Mediterráneo era el centro geográfico de la Tierra, que se suponía rodeada de un mar ignoto.
Tales de Mileto Anaxágoras Aristóteles
Durante la Edad Antigua, egipcios, fenicios y griegos sentaron las
bases de la navegación costera y del conocimiento de meteorología
del Mediterráneo.
• En 611 a.C., el rey egipcio Necao financió la circunnavegación de
África a unos marinos fenicios. Les llevó tres años navegar desde
el golfo de Suez al delta del Nilo, pasando por el estrecho de
Gibraltar. Recopilaron muchos datos climáticos de la costa de
África, que recogió el historiador griego Herodoto unos cien años
después.
sistematizar el conocimiento climático del mar, recopilando datos
por escrito y dibujando las primeras cartas de navegar.
• En China, durante la dinastía Yuan, el navegante Wang
Dayuan partió en dos ocasiones de Quanzhou entre 1333 y
1390, hasta alcanzar la península Arábiga y las costas orientales
de África. A su regreso compiló muchos datos climáticos sobre el
Índico.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
La necesidad de un conocimiento meteorológico más profundo surgió durante el siglo XV al iniciarse la era de las
exploraciones portuguesas y españolas.
• Colón conoció la existencia de los alisios, vientos
constantes del NE por debajo de los 30º N, y en su ruta
del navegó hacia el Oeste manteniéndose sobre los
28ºN. Su primer viaje duró 36 días. Regresó por la ruta
de los vientos de poniente, por el norte del anticiclón de
las Azores, estableciendo la primera gran ruta de la
navegación oceánica: los alisios, para navegar de este a
oeste del Atlántico, y los ponientes, para regresar. Fue
el primer europeo en pronosticar y experimentar un
huracán en el Caribe.
• En su viaje hacia al India, después de una escala en Cabo
Verde, Vasco da Gama arrumbó hacia el Oeste –
Sudoeste para sorpresa de su tripulación. En el Atlántico
Sur, circunnavegó así el anticiclón de Santa Elena en el
sentido de los vientos dominantes. Esto le llevó a una
larga travesía en el transcurso de la cual llegó a rozar, sin
avistarla, la costa brasileña del cabo San Roque. De Cabo
Verde a Sudáfrica estuvieron 92 días en el mar.
El Renacimiento
A mediados del siglo XVI, Nicolás Copérnico publica De revolutionibus orbium coelestium,
que significaba el fin del geocentrismo y el inicio del desarrollo empírico de las ciencias. En
su obra en la que afirma que la Tierra gira alrededor del sol, lo que permitió sentar las bases
para el estudio coherente de las estaciones.
Siglo XVII: Primeros instrumentos de medición
Los nuevos instrumentos meteorológicos, sentaron las bases del método científico.
• En 1607 Galileo Galilei inventó el primer termómetro. Se basaba en los cambios de
volumen que experimenta un fluido en función de la temperatura, aunque no tenía
escala. La temperatura es la indicada por la esfera que flota a menor altura dentro del
grupo superior.
• En 1643, Evangelista Torricelli, inventó el barómetro. Blaise Pascal y René Descartes
observaron la dependencia de la presión atmosférica en función de la altura. El
barómetro se convirtió en el instrumento decisivo para entender el tiempo.
• En 1667 Robert Hooke construye el primer anemómetro.
• En 1653 el gran duque Fernando II de Médici patrocinó la construcción de
instrumentos normalizados y los distribuyó por Florencia, Pisa, Bolonia, Vallombrosa,
Curtigliano, Milán y Parma; posteriormente llegarían a localidades tan alejadas de Italia
como París, Varsovia e Insbruck. Se estableció el primer método sistematizado para
realizar las observaciones de la presión, la temperatura, la humedad, la dirección del
viento y el estado del cielo.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• El prusiano Otto von Guericke realizó en 1660 lo que se considera
como el primer pronóstico documentado en base al barómetro.
Predijo una fuerte tormenta tras un brusco descenso de la presión
atmosférica horas antes.
• El físico alemán Daniel Fahrenheit desarrolló en 1714 el termómetro
de mercurio, el primer instrumento que permitió medir con relativa
precisión y de una forma sistematizada la temperatura.
Siglo XVIII: Hacia los modelos numéricos
• En 1723, gracias los registros de datos reportados desde diversos puntos de Inglaterra y sus colonias en Norteamérica y la India, William Derham y Georges Hadley, científicos de la Royal Society de Londres, estudiaron los cambios de presión y vieron que no se producían siempre simultáneamente en los mismos lugares.
• Una década después, el matemático y navegante francés Jean-Charles de Borda constató que los cambios de presión se propagaban con una dirección y velocidad directamente relacionadas con el viento.
• El 21 de octubre de 1743 Benjamín Franklin realizó el primer estudio meteorológico sinóptico tras estudiar el desplazamiento de una tormenta desde Georgia a Nueva Inglaterra.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• En 1735, George Hadley, tras estudiar a fondo los vientos alisios, lanzó una primera teoría de la circulación atmosférica global. En su tratado Concerning the Cause of the General Trade Winds, el científico inglés explicó el comportamiento de las masas cálidas de aire ecuatorial ascendentes y su circulación por las capas altas de la atmósfera donde se enfriaban para luego descender.
• Las mediciones sistemáticas de la presión atmosférica, la humedad y la velocidad y dirección del viento comenzaron a realizarse en 1765. Esto llevó a constituir una primera teoría de las predicciones por parte del químico francés Antoine-Laurent de Lavoisier, quien afirmó que, creando una red adecuada de observaciones simultáneas en Europa, se podría predecir el tiempo uno o dos días antes.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
Las observaciones de los navegantesoceánicos
• A finales del siglo XVII, Edmond Halley, al mando del Paramour embarcó el primer barómetro marino, ideado por Robert Hooke, durante una expedición científica al Atlántico Sur, .
• Durante los siglos XVII y XVIII, navegantes como los ingleses John Byron, Samuel Wallis, Philip Carteret y James Cook, y los franceses Louis- Antoine de Bougainville y Jean-François de Galaup aportaron una gran cantidad de datos que permitieron comprobar las teorías de la circulación general atmosférica de George Hadley y establecer las bases de la climatología planetaria.
HMS Endeavour
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• En 1895, el Departamento Hidrográfico del Almirantazgo británico publicó Ocean Passages for the World, una exhaustiva recopilación de datos climáticos y consejos realizada por el capitán Robert Jackson. Se convirtió en una obra de referencia para todos los marinos del mundo y hoy en día todavía es de utilidad.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• Durante el siglo XIX, Matthew Fontaine Maury, fue el primer marino en estudiar con método analítico los vientos y las corrientes dominantes de las principales rutas marítimas. Maury analizó centenares de cuadernos de bitácora almacenados en el departamento de cartografía e instrumentos de Washington. En 1847, publicó Wind and Current Charts en los que había dibujado un sinfín de símbolos que indicaban los vientos más probables y las corrientes en cualquier punto del océano en función del mes del año. Fueron las precursoras de las actuales Pilot Charts que explican minuciosamente los datos climáticos para cada mar u océano para cada mes.
. Maury diseñó unas plantillas para que los navegantes anotaran los datos observados; después de cada viaje se las devolvían cumplimentadas y Maury les volvía a dar una nueva versión actualizada,y así sucesivamente
La meteorología sinóptica
El gran reto de los meteorólogos del siglo XVIII era el de poder estudiar los fenómenos meteorológicos en tiempo real con observaciones simultáneas geolocalizadas en un mapa. Con el conocimiento que ya se tenía en la época, esto permitiría tener una base para poder hacer predicciones.
• Hacia 1830, el físico y matemático de la Universidad de Breslau (Polonia) Heinrich Wilhelm Brandes desarrolló una primera idea de cartografía meteorológica mediante la comparación de las observaciones realizadas simultáneamente a lo largo de una zona relativamente amplia.
• Pero no fue hasta 1840, cuando el invento del telégrafo de Samuel Morse comenzó a funcionar, cuando se produjo la gran revolución en la meteorología.
Heinrich Wilhelm Brandes
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
* Casi simultáneamente, el científico francés Gaspard- Gustave Coriolis, estudió y explicó la desviación que sufren los cuerpos que se desplazan sobre un sistema en rotación. Coriolis no era meteorólogo, pero su trabajo tuvo una enorme trascendencia en meteorología. La desviación de los desplazamientos de las masas de aire y agua se denominó “Efecto de Coriolis” y se asimiló a la existencia de una fuerza. Sin embargo el uso de la fuerza de Coriolis no se aplicó en los cálculos meteorológicos hasta principios del siglo XX.
• En 1842, el matemático estadounidense Elias Loomis realizó el primer mapa sinóptico a partir de una tormenta en EEUU. Utilizó flechas para representar el viento y colores para las nubes, lluvia, etc.
• En 1849, el Washington Evening Post fue el primer periódico en publicar mapas y tablas con datos provenientes del más de 200 observadores.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• El 14 de noviembre de 1854, durante la guerra de Crimea, una gran tormenta causó graves pérdidas a la flota anglo-francesa en Balaclava. Después de este desastre, Urbain Le Verrier, director del Observatorio de París, demostró como la tormenta había viajado por Europa. Napoleón III encargó a Le Verrier el establecimiento del primer servicio nacional de advertencia de tormentas, basado en la recogida de informes meteorológicos telegráficos.
Se organizó una red de estaciones que, en 1863, alcanzó los 59 observatorios repartidos por Europa unidos telegráficamente que realizaba diariamente previsiones y mapas en los que se empleaban las isobaras. Fue le primer paso para el desarrollo de la meteorología moderna. Esta red era todavía básicamente fenomenológica, porque en la época aún no había instrumentos meteorológicos de suficiente precisión, para hacer una observación metódica y universalmente comparable.
efecto invernadero
• En 1824, Joseph Fourier publicó Observaciones generales sobre las temperaturas de la tierra y los espacios planetarios donde consideró que la Tierra se mantenía templada porque la atmósfera retiene el calor como si estuviera bajo un cristal. Él fue el primero en emplear la analogía del invernadero
• Svante August Arrhenius, publicó en 1903 Lehrbuch der Kosmischen Physik (Tratado
de física del cosmos), el cual trataba por primera vez de la posibilidad de que la quema de combustibles fósiles incrementara la temperatura media de la Tierra. Entre otras cosas calculaba que se necesitarían 3000 años de combustión de combustibles para que se alterara el clima del planeta, todo bajo la suposición que los océanos captarían todo el CO2 (actualmente se sabe que los océanos han absorbido un 48 % del CO2 antropogénico desde 1800).
Arrhenius estimó el incremento de la temperatura del planeta cuando se dobla la concentración de dióxido de carbono de la atmósfera, eventualmente calculando este valor en 1,6 Centígrados sin vapor de agua en la atmósfera y 2,1 °C con vapor presente. Estos resultados están dentro de los parámetros generalmente aceptados en la actualidad. Arrhenius otorgaba una valoración positiva a este incremento de temperatura porque imaginaba que aumentaría la superficie cultivable y que los países más septentrionales serían más productivos.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
La meteorología moderna 1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• Durante la Primera Guerra Mundial, el meteorólogo noruego Vilhelm Bjerknes estableció una red de estaciones distribuida por el sur de Noruega, que proporcionaban informes detallados de las nubes. Descubrió que la nubosidad y las precipitaciones se organizaban en forma de líneas de tiempo que se movían solidariamente sobre la superficie de la Tierra en las zonas de separación de masas de aire que tenían características meteorológicas (temperatura, humedad, viento y presión) diferentes. Este método de "meteorología indirecta" proporcionó unos mapas meteorológicos sinópticos que revelaron la estructura fina del tiempo, por entonces ignorada por completo, y permitieron seguir el movimiento de los centros de bajas presiones.
• Se pudo estudiar la evolución de los sistemas frontales, desde su nacimiento a su disolución, lo que significó un gran avance en la capacidad de predicción del tiempo en las latitudes en las que interactuaban el aire polar y el tropical formando los frentes.
• En 1920 se introdujeron los datos obtenidos por sondeos realizados por medio de globos y se empezó a comprender el comportamiento de las capas superiores de las masas de aire en relación con las inferiores.
• En 1922, el matemático británico Lewis Richardson manifestó la posibilidad de utilizar los cálculos matemáticos para predecir el tiempo ya que éste seguía leyes físicas. Durante su época no fue posible obtener rendimiento práctico de sus complicadas ecuaciones, pero en la década de 1960, con el advenimiento de los ordenadores se hizo posible resolver los largos cálculos Richardson muy rápidamente.
Nacieron los modelos numéricos de predicción que rigen los actuales sistemas de pronóstico y que avanzan en función de la potencia de cálculo computacional y el aporte masivo de datos provenientes de todo el mundo.
Lewis Richardson
Vilhelm Bjerknes
•Milutin Milankovi (1879–1958) ingeniero civil, astrónomo, matemático y geofísico serbio, muy reconocido por su teoría de edades de hielo que relaciona las variaciones de la órbita terrestre y los cambios de larga duración del clima, lo que se conoce como variaciones orbitales o ciclos de Milankovitch.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
Sir Gilbert Thomas Walker (1868 - 1958) Físico, climatólogo, meteorólogo y estadístico británico. Es mejor conocido por su novedosa descripción de las oscilaciones en parámetros de la atmósfera entre sitios de la tierra, ayudando a entender a El Niño, un importante fenómeno oscilatorio, que concierne al clima global, y por el gran avance en el estudio de la climatología en general.
Carl-Gustaf Arvid Rossby (Estocolmo, 1898-1957) meteorólogo estadounidense de origen sueco que explicó por primera vez los movimientos atmosféricos de gran escala en términos de la física de fluidos. Su nombre se asocia con el número de Rossby, con el estudio de la circulación general atmosférica, la explicación de los mecanismos operando en las células de Hadley y, en general, con el estudio del papel desempeñado por las fuerzas de Coriolis en los movimientos atmosféricos.
CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS DE LA TIERRA
A lo largo del siglo XX diferentes autores han clasificado las características climáticas de la Tierra de diferentes formas, con diferentes objetivos y basándose en distintos criterios, atendiendo a la biología, a la agronomía o estrictamente al clima.
A continuación se presenta una tabla con las clasificaciones más importantes y sus características, ordenadas por su cronología:
Autor Tipo de clasificación
Austin Miller (1951) Bioclimática Vegetación, clima, circulación atmosférica
Bagnouls y Gaussen (1957) Climática Temperatura y precipitación media
Papadakis (1966) Agroclimática Temperaturas extremas, evapotranspiración, y exigencias
climáticas de los cultivos
Strahler (1989) Climática Clima, circulación atmosférica
Rivas Martínez (2004) Bioclimática Índices bioclimáticos
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
Köppen (1918) Austin Miller (1951) Henri Gaussen (1957)
Papadakis (1966)
Holdridge (1967)
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
•Mark Cane estadounidense, Profesor de Earth And Climate Sciences at Columbia University y el Lamont Doherty Earth Observatory. Ha establecido el modelado y primera predicción numérica del ENSO
•Jean M. Grove (1927-2001) inglés, especialista en glaciares; introduce el concepto de la Pequeña Edad de Hielo
•Helmut Landsberg (1906-1985) incrementó el uso del análisis estadístico en climatología, liderando su evolución hacia una ciencia física
•Syukuro Manabe (1931) japonés, pionero en el uso de las computadoras para simular el cambio climático global y las variaciones naturales del clima.
Climatólogos del siglo XX
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
•Roger G. Barry, Ph.D., (izquierda) es Profesor de Geografía en University of Southampton, U.K., y Director del World Data Center for Glaciology, y autor del manual Atmósfera, tiempo y Clima junto a Richard John Chorley (1927 - 2002) (derecha) geógrafo británico especializado en geografía cuantitativa y geomorfología, pionero en el uso de la teoría sistémica aplicada a la geografía.
La Atmósfera es una mezcla de gases que rodean la tierra unida a ella por la atracción gravitatoria.
El 97% de la atmósfera se halla en los primeros 30 Km. El límite superior se encuentra a 10.000 Km.
El aire puro y seco tiene un 78% de Nitrógeno (sustancia neutra) y un 21% de Oxigeno (sustancia muy activa = oxidación), además de un 1% de otros gases, dominando el Argón (0,93%), gas poco activo, y un 0.033% es CO2, que es muy importante, a pesar de su poca cantidad, por la absorción de calor y por ser un elemento fundamental en la fotosíntesis.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
PRESIÓN ATMOSFÉRICA
Peso de una columna de aire sobre 1 cm de sección que se extiende hasta los límites de la atmósfera. La presión media se ha establecido en 760 mm de mercurio a nivel del mar.
Como 1 mm de Hg equivale a 1,333 milibares, la presión a nivel del mar es 1.013,2 mb.
1 atmósfera equivale a 1013 mb
El gradiente de presión: cada 275 m, la presión desciende 1/30 de su altura
La disminución de la presión tiene efectos fisiológicos como menos oxígeno en la sangre
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
Concepto de calor y temperatura Calor El calor es una cantidad de energía y es una expresión del movimiento de las moléculas que componen un cuerpo. Cuando el calor entra en un cuerpo se produce calentamiento y cuando sale, enfriamiento. Incluso los objetos más fríos poseen algo de calor porque sus átomos se están moviendo. Temperatura La temperatura es la medida del calor de un cuerpo y no la cantidad de calor que este contiene o puede rendir.
Diferencias entre calor y temperatura Cuando calentamos un objeto su temperatura aumenta. Calor y temperatura no son lo mismo: el calor y la temperatura están relacionadas entre sí, pero son conceptos diferentes.
El calor depende de la velocidad de las partículas, de su número, de su tamaño y de su tipo. La temperatura no depende del tamaño, ni del número ni del tipo.
Por ejemplo, si hacemos hervir agua en dos recipientes de diferente tamaño, la temperatura alcanzada es la misma para los dos, 100° C, pero el que tiene más agua posee mayor cantidad de calor. El calor es lo que hace que la temperatura aumente o disminuya. Si añadimos calor, la temperatura aumenta. Si quitamos calor, la temperatura disminuye.
La temperatura no es energía sino una medida de ella; sin embargo, el calor sí es energía.
¿Qué objeto contiene más calor, un recipiente de agua hirviendo o un iceberg gigante?
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
TEMPERATURA ATMOSFÉRICA
La temperatura divide a la atmósfera en capas:
TROPOSFERA: va descendiendo la temperatura en altitud con un gradiente de 6.4 ºC/1.000 m. contiene vapor de agua y finas partículas de polvo que se la causa de color rojizo del crepúsculo y de la condensación del agua.
TROPOPAUSA: a 14 Km de altura la temperatura se mantiene constante (17 Km en el Ecuador y 9 Km en los Polos)
ESTRATOSFERA: la temperatura aumenta en altura hasta alcanzar los 0ºC a 50 Km de altura. La CAPA DE OZONO se sitúa en la estratosfera y se genera por acción de la radiación solar sobre el oxigeno. Sirve de escudo a la radiación ultravioleta que daña los tejidos animales. Los halocarburos (clorofluorcarbonados) destruyen el Ozono al liberarse el Cloro
ESTRATOPAUSA: vuelve a descender la temperatura
MESOSFERA alcanza los -80ºC a 80 Km de altura
MESOPAUSA, cambio brusco del la temperatura
TERMOSFERA: se alcanzan muy altas temperaturas,
pero debido a la baja densidad del aire a pesar de la alta temperatura no se retiene mucho calor.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
ATMOSFERA MAGNETICA
La tierra se comporta como una barra magnética cuyo eje está desviado con respecto al eje de la tierra. Este campo magnético está generado por el núcleo metálico de la tierra
Las LINEAS DE FUERZA se extienden por el espacio conformando el CAMPO MAGNÉTICO EXTERNO que se comporta como una atmósfera magnética MAGNETOSFERA. Las líneas de fuerza son retenidas y concentradas en anillos alargados conocidos como cinturones de radiación de Van Allen
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
La magnetosfera no es regular por la presión de viento solar, que es el flujo continuo de electrones y protones, por lo que protege a la tierra de la radiación iónica procedente del sol.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
Aurora polar (boreal/austral) : se produce cuando una eyección de masa solar choca con la magnetósfera terrestre. Los mejores momentos para observarla son entre septiembre y marzo en el hemisferio norte (aurora boreal), y entre marzo y septiembre en el hemisferio sur (aurora austral).
INSOLACION: Recepción de la energía solar de onda corta por una superficie expuesta que depende del ángulo de incidencia y del tiempo de exposición.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
ZONAS LATITUDINALES DE LA TIERRA
BALANCE ENERGETICO DE LA TIERRA La temperatura media del planeta Tierra es una consecuencia directa de su balance de energía:
- si el planeta recibe más energía que la que desprende, se calentará. - por el contrario, si desprende más energía que la que recibe, se enfriará.
Si su temperatura media permanece constante indica que hay un equilibrio entre la energía que recibe y la que desprende el espacio exterior. La comprensión de este balance es básica para entender el cambio climático.
La constante solar es la densidad de energía solar que llega verticalmente sobre un círculo del mismo diámetro que la Tierra y situado en la alta atmósfera. Esta constante solar se mide directamente por satélites desde finales de los años setenta del siglo pasado, y su valor se sitúa entre 1.365 y 1.368 W/m2, según estemos en la parte baja del ciclo solar o en la parte alta (ciclo solar que dura aproximadamente 11 años). Tomaremos como valor medio 1.366 W/m2.
Energía que llega al planeta
Ahora bien, esta energía se ha de repartir entre todo el planeta, que no es un círculo plano, sino una esfera, cuya superficie es de 4 x π x R2, donde R es el diámetro de la Tierra. Como la superficie del círculo del que hemos hablado antes es de π x R2, cuatro veces inferior, la energía que recibe en promedio cada punto de la Tierra es de 1.366 / 4 = 341 W/m2.
Este valor no es más que una media: los polos reciben menos, el ecuador recibe más. De noche no se recibe nada, de día se recibe el doble. Se recibe menos al amanecer y al atardecer que al mediodía.
Pero no toda esta radiación solar llega a la superficie de la Tierra. Siempre como media, estos 341 W/m2 se reparten de la manera siguiente:
- 79 W/m2 se reflejan al espacio exterior por las nubes y aerosoles, y 23 W/m2 es reflejada por la tierra y el mar. Es decir, un total de 102 W/m2, un 31% de la energía recibida se refleja directamente al espacio exterior.
- La atmósfera absorbe 78 W/m2 (un 23 % del total). Esta energía sirve para calentar las nubes.
Llegan a la superficie de la Tierra, por tanto, unos 161 W/m2 en promedio (341-79-23-78 W/m2). Su reparto es muy irregular, y va desde los 275 W/m2 en las regiones con pocas nubes del Sahara y de Arabia, hasta los solamente 75 W/m2 en las regiones brumosas del Ártico. Estos 161 W/m2 sirven para calentar la tierra y el mar, y representan algo menos del 50 % de toda la energía solar recibida por el planeta.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
Energía aportada por el planeta hacia el espacio
El planeta Tierra, como cualquier cuerpo, emite calor. La ley de Stefan-Boltzmann permite calcular la cantidad de calor emitida por un
cuerpo. Esta cantidad es proporcional a la temperatura absoluta del cuerpo elevada a la cuarta potencia (la temperatura absoluta es la que
tiene como cero el cero absoluto, que se encuentra a 273oC bajo cero)
El planeta Tierra, al tener una temperatura superficial de unos 14ºC (287º absolutos), emite al exterior 396 W/m2 (la superficie de la Tierra
pierde, además, una media de 97 W/m2 por la evaporación del agua y la evapotranspiración vegetal)
Si la totalidad de estos 396 W/m2 escapara hacia el espacio exterior, el planeta Tierra se enfriaría, ya que perdería más energía que la que
recibe del Sol: estaríamos congelados ya que para que hubiera equilibrio, es decir, que el planeta Tierra emitiera 170 W/m2, lo mismo que
llega a su superficie, la temperatura media sería de -39ºC.
Por suerte, una buena parte de esta energía no se pierde: las nubes y la atmósfera hacen de pantalla y devuelven hacia la tierra y el mar
333 W/m2, dejando escapar hacia el espacio exterior 70 W/m2 (40 W/m2 por lo que se conoce como ventana atmosférica más 30 W/m2
de emisión infrarroja de las nubes) de los 396 W/m2 emitidos desde la superficie.
Por otra parte, la atmósfera emite 169 W/m2 de radiación infrarroja hacia el exterior (78 W/m2 absorbida por la atmosfera + 17 W/m2 de
convección + 80 W/m2 de evapotranspiración - 6 W/m2 que se pierde en calor latente por las cambios de estado), por lo que el total
emitido es de 239 W/m2,
Balance
Si hacemos un balance entre la energía que llega directamente del Sol (341 W/m2) y la que emite el planeta hacia el espacio exterior (102 W/m2 reflejados por la nubes y la superficie + 70 W/m2 emitidos por la superficie y las nubes como radiación infrarroja + 169 W/m2 emitidos por la atmósfera = 341 W/m2), el balance es equilibrado.
El balance de energía en la superficie está también equilibrado: llegan 161 W/m2 del Sol y 326 W/m2 de las nubes y de la atmósfera, que suman 487 W/m2. Salen 91 W/m2 por la evaporación del agua (17), evapotranspiración (80), menos 6 W/m2 por el calor latente y 396 W/m2
que emite por estar a 14ºC (ley de Stefan-Boltzmann), que también suman 487 W/m2.
Mientras estos dos balances estén equilibrados, la temperatura media del planeta permanecerá constante.
Si el efecto invernadero de las nubes y de la atmósfera aumenta, devolverán hacia la superficie de la Tierra una energía superior a la indicada, lo que repercutirá en un aumento de temperatura.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
6 326
326
El viento es el aire en movimiento sobre la superficie terrestre de componente horizontal, que es originado por los diferentes gradientes barométricos de superficie
Las isobaras son líneas que unen puntos con igual presión barométrica.
Las diferencia en la presión sobre la superficie terrestre están ocasionados por el desigual calentamiento de ésta por la radiación recibida por el sol, que es más alta en la zona intertropical que en las latitudes medias y altas, por la forma esférica de la tierra (radiación perpendicular en la zona intertropical y oblicua en el resto), y que es diferente a lo largo del año debido a la inclinación del eje terrestre,
3. DINAMICA ATMOSFERICA 3. DINAMICA ATMOSFERICA
El sobrecalentamiento provoca un aumento de volumen y un descenso de la presión, que tiende a ser compensada por las masas de aire con mayor presión (gradiente de presión o barométrico)
3. DINAMICA ATMOSFERICA
EFECTO CORIOLIS
Es el efecto producido por la aceleración tangencial que aparece en cualquier cuerpo en movimiento sobre la superficie de una esfera que a su vez se encuentra en movimiento rotacional uniforme.
Esta fuerza tangencial hace que el cuerpo en movimiento se desplace hacia la derecha en la parte superior de la esfera (hemisferio norte) y hacia la izquierda en la parte inferior de la esfera (hemisferio sur).
No actúa en el Ecuador y se incrementa hacia los polos
3. DINAMICA ATMOSFERICA
SENTIDO DE GIRO DE ANTICICLONES Y DEPRESIONES
El efecto de Coriolis es la causa del giro de los ciclones y anticiclones que es inverso a cada uno de ellos en cada hemisferio
3. DINAMICA ATMOSFERICA
DISTRIBUCION DE LOS SITEMAS DE PRESION EN SUPERFICIE
Depresión ecuatorial: cinturón de presiones más bajas de los normal con 1.100 y 1.008 mb Cinturones tropicales de altas presiones: se sitúan al norte y sur sobre los 30º de latitud con más de 1020 mb. En el hemisferio sur conforman un cinturón bien definido de células de presión. Cinturón subantártico de bajas presiones: se sitúan sobre los 65º de latitud, constituyen zonas de baja presión que se extienden desde las latitudes medias hasta la región antártica con presiones en torno a 984 mb Alta polar: centro permanente de altas presiones. En el hemisferio los grandes continentes ejercen un papel importante en las condiciones de presión.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
LOS VIENTOS DE SUPERFICIE
Alisios: dese las altas presiones subtropicales a las bajas ecuatoriales desde el Noreste en el hemisferio norte y del sureste en el hemisferio sur. Convergen en el Ecuador en la Zona de convergencia intertropical (ZCIT)
Esto implica una ascensión del aire hacia los límites de la troposfera.
Si en un sector no convergen al mismo tiempo se produce un cinturón de calmas y vientos variables (doldrums). La ZCIT se desplaza de norte a sur según las estaciones un poco en los océanos pero mucho en los continentes sudamericano y africano.
Cinturón subtropical: entre 25 y 40º. Son células de altas presiones (anticiclones) con vientos flojos con calmasque duran mucho tiempo (horse latitudes)
Cinturón vientos del oeste, entre los 35 y 60º (westerlies) son del suroeste en el hemisferio norte y del noroeste del hemisferio sur.
Vientos polares del Este o easterlies, en las zonas árticas y polares, más claro en la Antártida. En el hemisferio austral se sitúa una gran masa oceánica entre 40 a 60 º sur que genera vientos de gran fuerza y persistencia: roar forties, furious fifties, y screaming sixties, (rugientes, furiosos y chillones, respectivamente) que constituían la ruta natural de Australia al Atlántico Sur.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
3. DINAMICA ATMOSFERICA
El monzón, es un viento estacional que se produce por el desplazamiento del cinturón ecuatorial.
Monzón asiático En invierno (monzón de invierno, a la derecha arriba), son vientos del interior que vienen secos y fríos. Especialmente en el océano Índico y el sur de Asia. En verano (monzón de verano, a la derecha abajo) los vientos soplan de sur a norte, cargados de lluvias. El monzón del suroeste que arranca de la costa de Kerala, en la India, comienza generalmente en la primera quincena de junio.
Monzón africano En el suroeste de esta región de África del Golfo de Guinea, hay un monzón que está relacionado con el desplazamiento anual de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT) y con la diferencia de recalentamiento del Sáhara y la costa del Atlántico ecuatorial en el Golfo de Guinea.
En invierno los vientos alisios secos del nordeste, y en especial su forma más intensa el harmattan, se desplazan hacia el sur ya que la ZCIT se sitúa en el Ecuador en el Golfo de Guinea. En verano la ZCIT se desplaza al norte hasta el Sahel, en el interior del continente, aportando lluvias a toda la costa Guineana hasta el mismo Sahel, provocando precipitaciones que en caso de Bioko y Monte Camerún alcanza los 10.000 mm anuales
3. DINAMICA ATMOSFERICA
Monzón de América del Sur y Centroamérica
Durante el verano la ZCIT se desplaza al norte del istmo de Panamá, lo que ocasiona que los alisios del sureste se desplacen hacia el nordeste, aportando lluvias a la costa atlántica de Panamá, alcanzando los 5000 a 6000 mm anuales, en lo que es un monzón de verano del hemisferio Norte.
El Litoral Argentino se ve afectado por el monzón de verano del hemisferio Sur, en especial la provincia de Corrientes. La mayor parte de Brasil se ve influenciada por éste monzón: Río de Janeiro es famosa por sus inundaciones durante elmismo.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
CASOS PARTICULARES NO DIRECTAMENTE VINCULADOS A LA ZCIT
Monzón de América del Norte En América del Norte, la diferencia de temperatura entre los grandes desiertos del oeste de Estados Unidos y México y el Golfo de California sirve de motor a un monzón de verano que se extiende desde finales de junio hasta finales de julio. Comienza a lo largo de la costa y se extiende hasta el desierto durante este período. Afecta en México, a la Sierra Madre Occidental, y en EE. UU. a los estados de Arizona, Nuevo México, Nevada, Utah, Colorado, Texas e incluso la parte sureste de California. Rara vez llega a la costa del Pacífico. Este se asocia con episodios de tormentas breves pero torrenciales y no con lluvias continuas.
CIRCULACION GENERAL DE LA ATMOSFERA 3. DINAMICA ATMOSFERICA
La circulación atmosférica es un movimiento del aire atmosférico a gran escala y, junto con la circulación oceánica, el medio por el que el calor se distribuye sobre la superficie de la Tierra.
La circulación atmosférica varía ligeramente de año en año, al menos a escala detallada, pero la estructura básica permanece siempre constante. Sin embargo, los sistemas atmosféricos individuales -depresiones de media latitud o células convectivas tropicales- ocurren aparentemente en forma aleatoria y está aceptado que el tiempo meteorológico a escala local o regional no se puede pronosticar más allá de un breve período: quizá un mes en teoría o (actualmente) sobre diez días en la práctica. No obstante, la media a largo plazo de estos sistemas -el clima- es muy estable.
Las células de Hadley, Ferrel, y Polar desempeñan un importante papel en la circulación atmosférica, y vienen a constituir un efecto y no una causa de la circulación atmosférica global. Ello significa que la circulación atmosférica es el resultado de una combinación de muchos factores que actúan sobre el patrón barométrico del aire determinado por los centros de acción (anticiclones y ciclones o depresiones). La circulación latitudinal aparece como consecuencia de que la radiación solar incidente por unidad de área es más alta en las bajas latitudes ecuatoriales, y disminuye según la latitud aumenta, alcanzando su pico mínimo en los polos.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
Existen unas células de circulación que varían según la longitud. La más importante es la circulación de Walker, que se produce en el ecuador, sobre el océano Pacífico. El agua del Pacífico de Indonesia y del norte de Australia está normalmente más caliente que la del otro lado del océano, en las costas americanas, razón por la cual el aire tiende a elevarse en la zona australiana, creando una depresión que induce una corriente de aire superficial que va de América a Indonesia, llevando consigo grandes cantidades de humedad, que dejan importantes lluvias cuando suben. En altura se crea una contracorriente de aire más seco en sentido contrario en altura, que desciende conforme se enfría y se acerca a las costas americanas
Este flujo es perturbado por las ondas de Rossby, en el contacto de la masa de aire polar y el aire cálido tropical, constituyendo el frente polar que es una zona inestable en la que se producen perturbaciones atmosféricas, que si se deforman mucho dan lugar a vaguadas o incluso a oclusiones ciclónicas.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
CORRIENTE DE CHORRO (jet stream) Asociada a las ondas de Rossby es un pulso de aire de 300 Km/h en su centro y a 11 Km de altura que se produce por la fuerte disminución del gradiente de presión
CORRIENTE DE CHORRO SUBTROPICAL Sobre las células de Hadley en la tropopausa con velocidades de 345 a 385 Km
CORRIENTE DE CHORRO ECUATORIAL o TROPICAL DEL ESTE De este a oeste, en sentido contrario de las dos anteriores, se produce sólo en verano y sólo en el hemisferio norte sobre Asia, India y Africa con 180 Km/h
3. DINAMICA ATMOSFERICA
ESTADOS FISICOS DEL AGUA Y CALOR El agua se presenta en la naturaleza en tres estados físicos: solido, líquido y gaseoso Condensación: paso de gas a líquido Sublimación: Paso de gaseoso a sólido directamente, y viceversa Evaporación: paso de líquido a gas Congelación: paso de líquido a sólido Fusión: paso de sólido a líquido.
El calor latente es la energía requerida por una cantidad de sustancia para cambiar de fase, de sólido a líquido (calor de fusión) o de líquido a gaseoso (calor de vaporización). Se debe tener en cuenta que esta energía en forma de calor se invierte para el cambio de fase y no para un aumento de la temperatura.
Agua: de fusión: 334 kJ/kg (79,7 kcal/kg) a 0 °C; de evaporación: 2257 kJ/kg (538,7 kcal/kg) a 100 °C.
4. BALANCE DE AGUA 4. BALANCE DE AGUA
Calor latente de vaporización
Al evaporarse el agua el calor sensible que se mide con un termómetro, pasa a una forma oculta en el vapor de agua. Este cambio conlleva una disminución de la temperatura del líquido que lo contiene.
Una de las ventajas del elevado calor de vaporización del agua es que permite a determinados organismos disminuir su temperatura corporal. Esta refrigeración se debe a que, para evaporarse, el agua de la piel (el sudor) absorbe energía en forma de calor del cuerpo, lo que hace disminuir la temperatura superficial. Otro buen ejemplo del calor latente de vaporización del agua es cuando se riega el suelo: el agua se evapora y absorbe energía, por lo que el ambiente se refresca.
Calor latente de fusión
Calor absorbido en el paso de sólido a líquido. Cuando se aplica calor a un trozo de hielo, va subiendo su temperatura hasta que llega a 0 °C (temperatura de cambio de estado); a partir de ese momento, aunque se le siga aplicando calor, la temperatura no cambiará hasta que se haya fundido del todo. Esto se debe a que el calor se emplea en la fusión del hielo. Una vez fundido el hielo la temperatura volverá a subir hasta llegar a 100 °C; desde ese momento, la temperatura se mantendrá estable hasta que se evapore toda el agua (calor latente de vaporización).
4. BALANCE DE AGUA
HUMEDAD Cantidad de agua presente en el aire
Punto de saturación: cantidad de humedad que puede contener una porción de aire
Humedad relativa: cantidad de agua en relación con la proporción máxima que puede tener un volumen de aire a una temperatura determinada. Se expresa en tanto por ciento. Punto de rocío: temperatura crítica en la cual el aire se satura por enfriamiento.
4. BALANCE DE AGUA
TIPOS DE PRECIPITACION
Lluvia En el ascenso de una masa de aire saturadas las partículas que constituyen las nubes crecen rápidamente alcanzando dimensiones que oscilan entre 50 y 100 micras de diámetro. Se unen mediante colisiones adquiriendo mayor tamaño (500 micras) que dará la llovizna. Una mayor coalescencia aumentará el tamaño de las gotas y dará la lluvia.
Nieve Se produce en las nubes como consecuencia de un proceso de mezcla de cristales de hielo y gotas de agua subenfriadas (permanece liquidas por debajo de la temperatura de congelación). La caída de los cristales forma núcleos que interceptan las cotas de agua. En cuanto se adhiere la película de agua se congela añadiéndose a la estructura cristalina. Los cristales cuajan juntos fácilmente dando lugar a los copos de nieve. Si la temperatura de la capa inferior es por debajo de cero, la nieve alcanza el suelo, de otra forma se funde y llega en forma de lluvia mezclada con nieve (aguanieve).
Granizo Está formado por la acumulación de capas de hielo sobre partículas de hielo que se encuentran suspendidas en las grandes corrientes ascendentes que se forman en el interior de las nubes de tormenta
4. BALANCE DE AGUA
GENESIS DE LA PRECIPITACION
Precipitación orográfica es la producida por el ascenso de una columna de aire húmedo al encontrarse con un obstáculo orográfico, como una montaña. En su ascenso el aire se enfría hasta alcanzar el punto de saturación del vapor de agua, y una humedad relativa del 100%, que origina la lluvia.
Precipitación de frente Contacto de masas de aire frío y caliente
Precipitación convectiva suelen producirse en zonas llanas sobre calentadas, donde puede presentarse un ascenso de aire húmedo y cálido dando origen a nubes del tipo de cumulonimbos con lluvias intensas. El diámetro del cumulonimbo que produce una lluvia de convección puede variar notablemente, desde un centenar de metros, hasta unos 1000 km o más en el caso de un huracán, aunque el término cumulonimbo suele limitarse a casos intermedios.
4. BALANCE DE AGUA
4. BALANCE DE AGUA
FRENTES
El límite entre dos masas de aire (el aire caliente y aire frío), llamado superficie frontal, es un área con mucha frecuencia meteorológicamente activa, a la que están asociadas nubes y precipitaciones.
FRENTE CÁLIDO Se llama frente cálido a la parte frontal de una masa de aire caliente que avanza para reemplazar a una masa de aire frío que retrocede.
Generalmente, con el paso del frente cálido: - la temperatura y la humedad aumentan, la presión sube y, aunque el viento cambia, no es tan pronunciado
como cuando pasa un frente frío. - La precipitación en forma de lluvia, nieve o llovizna se encuentra generalmente al inicio de un frente superficial,
así como las lluvias convectivas y las tormentas. La neblina es común en el aire frío que antecede a este tipo de frente.
- A pesar de que casi siempre aclara una vez pasado el frente, algunas veces puede originarse neblina en el aire cálido.
4. BALANCE DE AGUA
FRENTE FRÍO
es una franja de inestabilidad que ocurre cuando una masa de aire frío se acerca a una masa de aire caliente. El aire frío, siendo más denso, genera una "cuña" y se mete por debajo del aire cálido y menos denso.
Los frentes fríos se mueven rápidamente. Son fuertes y pueden causar: - Antes del paso del frente frío: perturbaciones atmosféricas tales como tormentas, chubascos, tornados, vientos
fuertes y cortas tempestades de nieve - Conforme el frente avanza: condicionessecas.
Dependiendo de la época del año y de su localización geográfica, los frentes fríos pueden venir en una sucesión de 5 a 7 días. La velocidad de desplazamiento del frente es tal que el efecto de descenso brusco de temperatura se observa en pocas horas e incluso de pocos minutos en el caso de un simple cumulonimbo.
4. BALANCE DE AGUA
FRENTE OCLUIDO
Se forma cuando un frente caliente móvil más lento es seguido por un frente frío con desplazamiento más rápido. El frente frío con forma de cuña, alcanza al frente caliente y lo empuja hacia arriba. Los dos frentes continúan moviéndose uno detrás del otro y la línea entre ellos es la que forma el frente ocluido.
Así como con los frentes inmóviles, se puede dar una gran variedad de condiciones atmosféricas a lo largo de este tipo de frente, pero por lo general, son asociados con: - los estratos denubes - la precipitación ligera.
Los frentes ocluidos están marcados en los mapas meteorológicos con una línea punteada violeta entre las marcas del frente frío y el frente caliente que señalan la dirección de su desplazamiento.
4. BALANCE DE AGUA
4. BALANCE DE AGUA
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA La historia de la meteorología como ciencia comenzó en el Renacimiento. Antes sólo contaba la
percepción y la experiencia, y los conocimientos meteorológicos se transmitían principalmente de forma
oral. Con el desarrollo de los instrumentos de medición en los siglos XVI y XVIII, la meteorología se armó
para un espectacular desarrollo.
Prehistoria, Edad Antigua y Edad Media
Hace 8.000 años los polinésicos fueron los primeros navegantes oceánicos, pero la transmisión oral de sus conocimientos no ha dejado registros.
En los pueblos europeos, el animismo y el politeísmo establecían la relación de las personas con los fenómenos meteorológicos. Chamanes y sacerdotes predecían el tiempo o invocaban a la lluvia.
Las previsiones de los marinos se basaban en la observación del cielo y el estado del mar.
Boinayel, dios de la lluvia de los tainos
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
El interés por conocer el porqué de los fenómenos meteorológicos comenzó, para la civilización occidental, con el nacimiento de la filosofía griega:
• Tales de Mileto (630 - 547 a.C.) inició este viaje del conocimiento con su famosa sentencia: "Somos agua y el mundo está lleno de dioses".
• Anaxágoras (500-428 a.C.) plantea por vez primera el ciclo del agua, un concepto fundamental para entender los fenómenosmeteorológicos.
• En 350 a.C., Aristóteles escribió Meteorológica (μετεωρολογα), obra que dio nombre a esta ciencia. El término se compone de dos raíces: Meteoron hace referencia a lo existente entre la Tierra y las estrellas, y logos, que significa "estudio".
El conocimiento que se desarrolló en aquella época se basó en los siguientes conceptos:
1. El geocentrismo: la creencia de que la Tierra era el centro del universo. 2. La idea de que la Tierra era plana. 3. El Mediterráneo era el centro geográfico de la Tierra, que se suponía rodeada de un mar ignoto.
Tales de Mileto Anaxágoras Aristóteles
Durante la Edad Antigua, egipcios, fenicios y griegos sentaron las
bases de la navegación costera y del conocimiento de meteorología
del Mediterráneo.
• En 611 a.C., el rey egipcio Necao financió la circunnavegación de
África a unos marinos fenicios. Les llevó tres años navegar desde
el golfo de Suez al delta del Nilo, pasando por el estrecho de
Gibraltar. Recopilaron muchos datos climáticos de la costa de
África, que recogió el historiador griego Herodoto unos cien años
después.
sistematizar el conocimiento climático del mar, recopilando datos
por escrito y dibujando las primeras cartas de navegar.
• En China, durante la dinastía Yuan, el navegante Wang
Dayuan partió en dos ocasiones de Quanzhou entre 1333 y
1390, hasta alcanzar la península Arábiga y las costas orientales
de África. A su regreso compiló muchos datos climáticos sobre el
Índico.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
La necesidad de un conocimiento meteorológico más profundo surgió durante el siglo XV al iniciarse la era de las
exploraciones portuguesas y españolas.
• Colón conoció la existencia de los alisios, vientos
constantes del NE por debajo de los 30º N, y en su ruta
del navegó hacia el Oeste manteniéndose sobre los
28ºN. Su primer viaje duró 36 días. Regresó por la ruta
de los vientos de poniente, por el norte del anticiclón de
las Azores, estableciendo la primera gran ruta de la
navegación oceánica: los alisios, para navegar de este a
oeste del Atlántico, y los ponientes, para regresar. Fue
el primer europeo en pronosticar y experimentar un
huracán en el Caribe.
• En su viaje hacia al India, después de una escala en Cabo
Verde, Vasco da Gama arrumbó hacia el Oeste –
Sudoeste para sorpresa de su tripulación. En el Atlántico
Sur, circunnavegó así el anticiclón de Santa Elena en el
sentido de los vientos dominantes. Esto le llevó a una
larga travesía en el transcurso de la cual llegó a rozar, sin
avistarla, la costa brasileña del cabo San Roque. De Cabo
Verde a Sudáfrica estuvieron 92 días en el mar.
El Renacimiento
A mediados del siglo XVI, Nicolás Copérnico publica De revolutionibus orbium coelestium,
que significaba el fin del geocentrismo y el inicio del desarrollo empírico de las ciencias. En
su obra en la que afirma que la Tierra gira alrededor del sol, lo que permitió sentar las bases
para el estudio coherente de las estaciones.
Siglo XVII: Primeros instrumentos de medición
Los nuevos instrumentos meteorológicos, sentaron las bases del método científico.
• En 1607 Galileo Galilei inventó el primer termómetro. Se basaba en los cambios de
volumen que experimenta un fluido en función de la temperatura, aunque no tenía
escala. La temperatura es la indicada por la esfera que flota a menor altura dentro del
grupo superior.
• En 1643, Evangelista Torricelli, inventó el barómetro. Blaise Pascal y René Descartes
observaron la dependencia de la presión atmosférica en función de la altura. El
barómetro se convirtió en el instrumento decisivo para entender el tiempo.
• En 1667 Robert Hooke construye el primer anemómetro.
• En 1653 el gran duque Fernando II de Médici patrocinó la construcción de
instrumentos normalizados y los distribuyó por Florencia, Pisa, Bolonia, Vallombrosa,
Curtigliano, Milán y Parma; posteriormente llegarían a localidades tan alejadas de Italia
como París, Varsovia e Insbruck. Se estableció el primer método sistematizado para
realizar las observaciones de la presión, la temperatura, la humedad, la dirección del
viento y el estado del cielo.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• El prusiano Otto von Guericke realizó en 1660 lo que se considera
como el primer pronóstico documentado en base al barómetro.
Predijo una fuerte tormenta tras un brusco descenso de la presión
atmosférica horas antes.
• El físico alemán Daniel Fahrenheit desarrolló en 1714 el termómetro
de mercurio, el primer instrumento que permitió medir con relativa
precisión y de una forma sistematizada la temperatura.
Siglo XVIII: Hacia los modelos numéricos
• En 1723, gracias los registros de datos reportados desde diversos puntos de Inglaterra y sus colonias en Norteamérica y la India, William Derham y Georges Hadley, científicos de la Royal Society de Londres, estudiaron los cambios de presión y vieron que no se producían siempre simultáneamente en los mismos lugares.
• Una década después, el matemático y navegante francés Jean-Charles de Borda constató que los cambios de presión se propagaban con una dirección y velocidad directamente relacionadas con el viento.
• El 21 de octubre de 1743 Benjamín Franklin realizó el primer estudio meteorológico sinóptico tras estudiar el desplazamiento de una tormenta desde Georgia a Nueva Inglaterra.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• En 1735, George Hadley, tras estudiar a fondo los vientos alisios, lanzó una primera teoría de la circulación atmosférica global. En su tratado Concerning the Cause of the General Trade Winds, el científico inglés explicó el comportamiento de las masas cálidas de aire ecuatorial ascendentes y su circulación por las capas altas de la atmósfera donde se enfriaban para luego descender.
• Las mediciones sistemáticas de la presión atmosférica, la humedad y la velocidad y dirección del viento comenzaron a realizarse en 1765. Esto llevó a constituir una primera teoría de las predicciones por parte del químico francés Antoine-Laurent de Lavoisier, quien afirmó que, creando una red adecuada de observaciones simultáneas en Europa, se podría predecir el tiempo uno o dos días antes.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
Las observaciones de los navegantesoceánicos
• A finales del siglo XVII, Edmond Halley, al mando del Paramour embarcó el primer barómetro marino, ideado por Robert Hooke, durante una expedición científica al Atlántico Sur, .
• Durante los siglos XVII y XVIII, navegantes como los ingleses John Byron, Samuel Wallis, Philip Carteret y James Cook, y los franceses Louis- Antoine de Bougainville y Jean-François de Galaup aportaron una gran cantidad de datos que permitieron comprobar las teorías de la circulación general atmosférica de George Hadley y establecer las bases de la climatología planetaria.
HMS Endeavour
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• En 1895, el Departamento Hidrográfico del Almirantazgo británico publicó Ocean Passages for the World, una exhaustiva recopilación de datos climáticos y consejos realizada por el capitán Robert Jackson. Se convirtió en una obra de referencia para todos los marinos del mundo y hoy en día todavía es de utilidad.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• Durante el siglo XIX, Matthew Fontaine Maury, fue el primer marino en estudiar con método analítico los vientos y las corrientes dominantes de las principales rutas marítimas. Maury analizó centenares de cuadernos de bitácora almacenados en el departamento de cartografía e instrumentos de Washington. En 1847, publicó Wind and Current Charts en los que había dibujado un sinfín de símbolos que indicaban los vientos más probables y las corrientes en cualquier punto del océano en función del mes del año. Fueron las precursoras de las actuales Pilot Charts que explican minuciosamente los datos climáticos para cada mar u océano para cada mes.
. Maury diseñó unas plantillas para que los navegantes anotaran los datos observados; después de cada viaje se las devolvían cumplimentadas y Maury les volvía a dar una nueva versión actualizada,y así sucesivamente
La meteorología sinóptica
El gran reto de los meteorólogos del siglo XVIII era el de poder estudiar los fenómenos meteorológicos en tiempo real con observaciones simultáneas geolocalizadas en un mapa. Con el conocimiento que ya se tenía en la época, esto permitiría tener una base para poder hacer predicciones.
• Hacia 1830, el físico y matemático de la Universidad de Breslau (Polonia) Heinrich Wilhelm Brandes desarrolló una primera idea de cartografía meteorológica mediante la comparación de las observaciones realizadas simultáneamente a lo largo de una zona relativamente amplia.
• Pero no fue hasta 1840, cuando el invento del telégrafo de Samuel Morse comenzó a funcionar, cuando se produjo la gran revolución en la meteorología.
Heinrich Wilhelm Brandes
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
* Casi simultáneamente, el científico francés Gaspard- Gustave Coriolis, estudió y explicó la desviación que sufren los cuerpos que se desplazan sobre un sistema en rotación. Coriolis no era meteorólogo, pero su trabajo tuvo una enorme trascendencia en meteorología. La desviación de los desplazamientos de las masas de aire y agua se denominó “Efecto de Coriolis” y se asimiló a la existencia de una fuerza. Sin embargo el uso de la fuerza de Coriolis no se aplicó en los cálculos meteorológicos hasta principios del siglo XX.
• En 1842, el matemático estadounidense Elias Loomis realizó el primer mapa sinóptico a partir de una tormenta en EEUU. Utilizó flechas para representar el viento y colores para las nubes, lluvia, etc.
• En 1849, el Washington Evening Post fue el primer periódico en publicar mapas y tablas con datos provenientes del más de 200 observadores.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• El 14 de noviembre de 1854, durante la guerra de Crimea, una gran tormenta causó graves pérdidas a la flota anglo-francesa en Balaclava. Después de este desastre, Urbain Le Verrier, director del Observatorio de París, demostró como la tormenta había viajado por Europa. Napoleón III encargó a Le Verrier el establecimiento del primer servicio nacional de advertencia de tormentas, basado en la recogida de informes meteorológicos telegráficos.
Se organizó una red de estaciones que, en 1863, alcanzó los 59 observatorios repartidos por Europa unidos telegráficamente que realizaba diariamente previsiones y mapas en los que se empleaban las isobaras. Fue le primer paso para el desarrollo de la meteorología moderna. Esta red era todavía básicamente fenomenológica, porque en la época aún no había instrumentos meteorológicos de suficiente precisión, para hacer una observación metódica y universalmente comparable.
efecto invernadero
• En 1824, Joseph Fourier publicó Observaciones generales sobre las temperaturas de la tierra y los espacios planetarios donde consideró que la Tierra se mantenía templada porque la atmósfera retiene el calor como si estuviera bajo un cristal. Él fue el primero en emplear la analogía del invernadero
• Svante August Arrhenius, publicó en 1903 Lehrbuch der Kosmischen Physik (Tratado
de física del cosmos), el cual trataba por primera vez de la posibilidad de que la quema de combustibles fósiles incrementara la temperatura media de la Tierra. Entre otras cosas calculaba que se necesitarían 3000 años de combustión de combustibles para que se alterara el clima del planeta, todo bajo la suposición que los océanos captarían todo el CO2 (actualmente se sabe que los océanos han absorbido un 48 % del CO2 antropogénico desde 1800).
Arrhenius estimó el incremento de la temperatura del planeta cuando se dobla la concentración de dióxido de carbono de la atmósfera, eventualmente calculando este valor en 1,6 Centígrados sin vapor de agua en la atmósfera y 2,1 °C con vapor presente. Estos resultados están dentro de los parámetros generalmente aceptados en la actualidad. Arrhenius otorgaba una valoración positiva a este incremento de temperatura porque imaginaba que aumentaría la superficie cultivable y que los países más septentrionales serían más productivos.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
La meteorología moderna 1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• Durante la Primera Guerra Mundial, el meteorólogo noruego Vilhelm Bjerknes estableció una red de estaciones distribuida por el sur de Noruega, que proporcionaban informes detallados de las nubes. Descubrió que la nubosidad y las precipitaciones se organizaban en forma de líneas de tiempo que se movían solidariamente sobre la superficie de la Tierra en las zonas de separación de masas de aire que tenían características meteorológicas (temperatura, humedad, viento y presión) diferentes. Este método de "meteorología indirecta" proporcionó unos mapas meteorológicos sinópticos que revelaron la estructura fina del tiempo, por entonces ignorada por completo, y permitieron seguir el movimiento de los centros de bajas presiones.
• Se pudo estudiar la evolución de los sistemas frontales, desde su nacimiento a su disolución, lo que significó un gran avance en la capacidad de predicción del tiempo en las latitudes en las que interactuaban el aire polar y el tropical formando los frentes.
• En 1920 se introdujeron los datos obtenidos por sondeos realizados por medio de globos y se empezó a comprender el comportamiento de las capas superiores de las masas de aire en relación con las inferiores.
• En 1922, el matemático británico Lewis Richardson manifestó la posibilidad de utilizar los cálculos matemáticos para predecir el tiempo ya que éste seguía leyes físicas. Durante su época no fue posible obtener rendimiento práctico de sus complicadas ecuaciones, pero en la década de 1960, con el advenimiento de los ordenadores se hizo posible resolver los largos cálculos Richardson muy rápidamente.
Nacieron los modelos numéricos de predicción que rigen los actuales sistemas de pronóstico y que avanzan en función de la potencia de cálculo computacional y el aporte masivo de datos provenientes de todo el mundo.
Lewis Richardson
Vilhelm Bjerknes
•Milutin Milankovi (1879–1958) ingeniero civil, astrónomo, matemático y geofísico serbio, muy reconocido por su teoría de edades de hielo que relaciona las variaciones de la órbita terrestre y los cambios de larga duración del clima, lo que se conoce como variaciones orbitales o ciclos de Milankovitch.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
Sir Gilbert Thomas Walker (1868 - 1958) Físico, climatólogo, meteorólogo y estadístico británico. Es mejor conocido por su novedosa descripción de las oscilaciones en parámetros de la atmósfera entre sitios de la tierra, ayudando a entender a El Niño, un importante fenómeno oscilatorio, que concierne al clima global, y por el gran avance en el estudio de la climatología en general.
Carl-Gustaf Arvid Rossby (Estocolmo, 1898-1957) meteorólogo estadounidense de origen sueco que explicó por primera vez los movimientos atmosféricos de gran escala en términos de la física de fluidos. Su nombre se asocia con el número de Rossby, con el estudio de la circulación general atmosférica, la explicación de los mecanismos operando en las células de Hadley y, en general, con el estudio del papel desempeñado por las fuerzas de Coriolis en los movimientos atmosféricos.
CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS DE LA TIERRA
A lo largo del siglo XX diferentes autores han clasificado las características climáticas de la Tierra de diferentes formas, con diferentes objetivos y basándose en distintos criterios, atendiendo a la biología, a la agronomía o estrictamente al clima.
A continuación se presenta una tabla con las clasificaciones más importantes y sus características, ordenadas por su cronología:
Autor Tipo de clasificación
Austin Miller (1951) Bioclimática Vegetación, clima, circulación atmosférica
Bagnouls y Gaussen (1957) Climática Temperatura y precipitación media
Papadakis (1966) Agroclimática Temperaturas extremas, evapotranspiración, y exigencias
climáticas de los cultivos
Strahler (1989) Climática Clima, circulación atmosférica
Rivas Martínez (2004) Bioclimática Índices bioclimáticos
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
Köppen (1918) Austin Miller (1951) Henri Gaussen (1957)
Papadakis (1966)
Holdridge (1967)
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
•Mark Cane estadounidense, Profesor de Earth And Climate Sciences at Columbia University y el Lamont Doherty Earth Observatory. Ha establecido el modelado y primera predicción numérica del ENSO
•Jean M. Grove (1927-2001) inglés, especialista en glaciares; introduce el concepto de la Pequeña Edad de Hielo
•Helmut Landsberg (1906-1985) incrementó el uso del análisis estadístico en climatología, liderando su evolución hacia una ciencia física
•Syukuro Manabe (1931) japonés, pionero en el uso de las computadoras para simular el cambio climático global y las variaciones naturales del clima.
Climatólogos del siglo XX
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
•Roger G. Barry, Ph.D., (izquierda) es Profesor de Geografía en University of Southampton, U.K., y Director del World Data Center for Glaciology, y autor del manual Atmósfera, tiempo y Clima junto a Richard John Chorley (1927 - 2002) (derecha) geógrafo británico especializado en geografía cuantitativa y geomorfología, pionero en el uso de la teoría sistémica aplicada a la geografía.
La Atmósfera es una mezcla de gases que rodean la tierra unida a ella por la atracción gravitatoria.
El 97% de la atmósfera se halla en los primeros 30 Km. El límite superior se encuentra a 10.000 Km.
El aire puro y seco tiene un 78% de Nitrógeno (sustancia neutra) y un 21% de Oxigeno (sustancia muy activa = oxidación), además de un 1% de otros gases, dominando el Argón (0,93%), gas poco activo, y un 0.033% es CO2, que es muy importante, a pesar de su poca cantidad, por la absorción de calor y por ser un elemento fundamental en la fotosíntesis.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
PRESIÓN ATMOSFÉRICA
Peso de una columna de aire sobre 1 cm de sección que se extiende hasta los límites de la atmósfera. La presión media se ha establecido en 760 mm de mercurio a nivel del mar.
Como 1 mm de Hg equivale a 1,333 milibares, la presión a nivel del mar es 1.013,2 mb.
1 atmósfera equivale a 1013 mb
El gradiente de presión: cada 275 m, la presión desciende 1/30 de su altura
La disminución de la presión tiene efectos fisiológicos como menos oxígeno en la sangre
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
Concepto de calor y temperatura Calor El calor es una cantidad de energía y es una expresión del movimiento de las moléculas que componen un cuerpo. Cuando el calor entra en un cuerpo se produce calentamiento y cuando sale, enfriamiento. Incluso los objetos más fríos poseen algo de calor porque sus átomos se están moviendo. Temperatura La temperatura es la medida del calor de un cuerpo y no la cantidad de calor que este contiene o puede rendir.
Diferencias entre calor y temperatura Cuando calentamos un objeto su temperatura aumenta. Calor y temperatura no son lo mismo: el calor y la temperatura están relacionadas entre sí, pero son conceptos diferentes.
El calor depende de la velocidad de las partículas, de su número, de su tamaño y de su tipo. La temperatura no depende del tamaño, ni del número ni del tipo.
Por ejemplo, si hacemos hervir agua en dos recipientes de diferente tamaño, la temperatura alcanzada es la misma para los dos, 100° C, pero el que tiene más agua posee mayor cantidad de calor. El calor es lo que hace que la temperatura aumente o disminuya. Si añadimos calor, la temperatura aumenta. Si quitamos calor, la temperatura disminuye.
La temperatura no es energía sino una medida de ella; sin embargo, el calor sí es energía.
¿Qué objeto contiene más calor, un recipiente de agua hirviendo o un iceberg gigante?
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TEMPERATURA ATMOSFÉRICA
La temperatura divide a la atmósfera en capas:
TROPOSFERA: va descendiendo la temperatura en altitud con un gradiente de 6.4 ºC/1.000 m. contiene vapor de agua y finas partículas de polvo que se la causa de color rojizo del crepúsculo y de la condensación del agua.
TROPOPAUSA: a 14 Km de altura la temperatura se mantiene constante (17 Km en el Ecuador y 9 Km en los Polos)
ESTRATOSFERA: la temperatura aumenta en altura hasta alcanzar los 0ºC a 50 Km de altura. La CAPA DE OZONO se sitúa en la estratosfera y se genera por acción de la radiación solar sobre el oxigeno. Sirve de escudo a la radiación ultravioleta que daña los tejidos animales. Los halocarburos (clorofluorcarbonados) destruyen el Ozono al liberarse el Cloro
ESTRATOPAUSA: vuelve a descender la temperatura
MESOSFERA alcanza los -80ºC a 80 Km de altura
MESOPAUSA, cambio brusco del la temperatura
TERMOSFERA: se alcanzan muy altas temperaturas,
pero debido a la baja densidad del aire a pesar de la alta temperatura no se retiene mucho calor.
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ATMOSFERA MAGNETICA
La tierra se comporta como una barra magnética cuyo eje está desviado con respecto al eje de la tierra. Este campo magnético está generado por el núcleo metálico de la tierra
Las LINEAS DE FUERZA se extienden por el espacio conformando el CAMPO MAGNÉTICO EXTERNO que se comporta como una atmósfera magnética MAGNETOSFERA. Las líneas de fuerza son retenidas y concentradas en anillos alargados conocidos como cinturones de radiación de Van Allen
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La magnetosfera no es regular por la presión de viento solar, que es el flujo continuo de electrones y protones, por lo que protege a la tierra de la radiación iónica procedente del sol.
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Aurora polar (boreal/austral) : se produce cuando una eyección de masa solar choca con la magnetósfera terrestre. Los mejores momentos para observarla son entre septiembre y marzo en el hemisferio norte (aurora boreal), y entre marzo y septiembre en el hemisferio sur (aurora austral).
INSOLACION: Recepción de la energía solar de onda corta por una superficie expuesta que depende del ángulo de incidencia y del tiempo de exposición.
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ZONAS LATITUDINALES DE LA TIERRA
BALANCE ENERGETICO DE LA TIERRA La temperatura media del planeta Tierra es una consecuencia directa de su balance de energía:
- si el planeta recibe más energía que la que desprende, se calentará. - por el contrario, si desprende más energía que la que recibe, se enfriará.
Si su temperatura media permanece constante indica que hay un equilibrio entre la energía que recibe y la que desprende el espacio exterior. La comprensión de este balance es básica para entender el cambio climático.
La constante solar es la densidad de energía solar que llega verticalmente sobre un círculo del mismo diámetro que la Tierra y situado en la alta atmósfera. Esta constante solar se mide directamente por satélites desde finales de los años setenta del siglo pasado, y su valor se sitúa entre 1.365 y 1.368 W/m2, según estemos en la parte baja del ciclo solar o en la parte alta (ciclo solar que dura aproximadamente 11 años). Tomaremos como valor medio 1.366 W/m2.
Energía que llega al planeta
Ahora bien, esta energía se ha de repartir entre todo el planeta, que no es un círculo plano, sino una esfera, cuya superficie es de 4 x π x R2, donde R es el diámetro de la Tierra. Como la superficie del círculo del que hemos hablado antes es de π x R2, cuatro veces inferior, la energía que recibe en promedio cada punto de la Tierra es de 1.366 / 4 = 341 W/m2.
Este valor no es más que una media: los polos reciben menos, el ecuador recibe más. De noche no se recibe nada, de día se recibe el doble. Se recibe menos al amanecer y al atardecer que al mediodía.
Pero no toda esta radiación solar llega a la superficie de la Tierra. Siempre como media, estos 341 W/m2 se reparten de la manera siguiente:
- 79 W/m2 se reflejan al espacio exterior por las nubes y aerosoles, y 23 W/m2 es reflejada por la tierra y el mar. Es decir, un total de 102 W/m2, un 31% de la energía recibida se refleja directamente al espacio exterior.
- La atmósfera absorbe 78 W/m2 (un 23 % del total). Esta energía sirve para calentar las nubes.
Llegan a la superficie de la Tierra, por tanto, unos 161 W/m2 en promedio (341-79-23-78 W/m2). Su reparto es muy irregular, y va desde los 275 W/m2 en las regiones con pocas nubes del Sahara y de Arabia, hasta los solamente 75 W/m2 en las regiones brumosas del Ártico. Estos 161 W/m2 sirven para calentar la tierra y el mar, y representan algo menos del 50 % de toda la energía solar recibida por el planeta.
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Energía aportada por el planeta hacia el espacio
El planeta Tierra, como cualquier cuerpo, emite calor. La ley de Stefan-Boltzmann permite calcular la cantidad de calor emitida por un
cuerpo. Esta cantidad es proporcional a la temperatura absoluta del cuerpo elevada a la cuarta potencia (la temperatura absoluta es la que
tiene como cero el cero absoluto, que se encuentra a 273oC bajo cero)
El planeta Tierra, al tener una temperatura superficial de unos 14ºC (287º absolutos), emite al exterior 396 W/m2 (la superficie de la Tierra
pierde, además, una media de 97 W/m2 por la evaporación del agua y la evapotranspiración vegetal)
Si la totalidad de estos 396 W/m2 escapara hacia el espacio exterior, el planeta Tierra se enfriaría, ya que perdería más energía que la que
recibe del Sol: estaríamos congelados ya que para que hubiera equilibrio, es decir, que el planeta Tierra emitiera 170 W/m2, lo mismo que
llega a su superficie, la temperatura media sería de -39ºC.
Por suerte, una buena parte de esta energía no se pierde: las nubes y la atmósfera hacen de pantalla y devuelven hacia la tierra y el mar
333 W/m2, dejando escapar hacia el espacio exterior 70 W/m2 (40 W/m2 por lo que se conoce como ventana atmosférica más 30 W/m2
de emisión infrarroja de las nubes) de los 396 W/m2 emitidos desde la superficie.
Por otra parte, la atmósfera emite 169 W/m2 de radiación infrarroja hacia el exterior (78 W/m2 absorbida por la atmosfera + 17 W/m2 de
convección + 80 W/m2 de evapotranspiración - 6 W/m2 que se pierde en calor latente por las cambios de estado), por lo que el total
emitido es de 239 W/m2,
Balance
Si hacemos un balance entre la energía que llega directamente del Sol (341 W/m2) y la que emite el planeta hacia el espacio exterior (102 W/m2 reflejados por la nubes y la superficie + 70 W/m2 emitidos por la superficie y las nubes como radiación infrarroja + 169 W/m2 emitidos por la atmósfera = 341 W/m2), el balance es equilibrado.
El balance de energía en la superficie está también equilibrado: llegan 161 W/m2 del Sol y 326 W/m2 de las nubes y de la atmósfera, que suman 487 W/m2. Salen 91 W/m2 por la evaporación del agua (17), evapotranspiración (80), menos 6 W/m2 por el calor latente y 396 W/m2
que emite por estar a 14ºC (ley de Stefan-Boltzmann), que también suman 487 W/m2.
Mientras estos dos balances estén equilibrados, la temperatura media del planeta permanecerá constante.
Si el efecto invernadero de las nubes y de la atmósfera aumenta, devolverán hacia la superficie de la Tierra una energía superior a la indicada, lo que repercutirá en un aumento de temperatura.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
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El viento es el aire en movimiento sobre la superficie terrestre de componente horizontal, que es originado por los diferentes gradientes barométricos de superficie
Las isobaras son líneas que unen puntos con igual presión barométrica.
Las diferencia en la presión sobre la superficie terrestre están ocasionados por el desigual calentamiento de ésta por la radiación recibida por el sol, que es más alta en la zona intertropical que en las latitudes medias y altas, por la forma esférica de la tierra (radiación perpendicular en la zona intertropical y oblicua en el resto), y que es diferente a lo largo del año debido a la inclinación del eje terrestre,
3. DINAMICA ATMOSFERICA 3. DINAMICA ATMOSFERICA
El sobrecalentamiento provoca un aumento de volumen y un descenso de la presión, que tiende a ser compensada por las masas de aire con mayor presión (gradiente de presión o barométrico)
3. DINAMICA ATMOSFERICA
EFECTO CORIOLIS
Es el efecto producido por la aceleración tangencial que aparece en cualquier cuerpo en movimiento sobre la superficie de una esfera que a su vez se encuentra en movimiento rotacional uniforme.
Esta fuerza tangencial hace que el cuerpo en movimiento se desplace hacia la derecha en la parte superior de la esfera (hemisferio norte) y hacia la izquierda en la parte inferior de la esfera (hemisferio sur).
No actúa en el Ecuador y se incrementa hacia los polos
3. DINAMICA ATMOSFERICA
SENTIDO DE GIRO DE ANTICICLONES Y DEPRESIONES
El efecto de Coriolis es la causa del giro de los ciclones y anticiclones que es inverso a cada uno de ellos en cada hemisferio
3. DINAMICA ATMOSFERICA
DISTRIBUCION DE LOS SITEMAS DE PRESION EN SUPERFICIE
Depresión ecuatorial: cinturón de presiones más bajas de los normal con 1.100 y 1.008 mb Cinturones tropicales de altas presiones: se sitúan al norte y sur sobre los 30º de latitud con más de 1020 mb. En el hemisferio sur conforman un cinturón bien definido de células de presión. Cinturón subantártico de bajas presiones: se sitúan sobre los 65º de latitud, constituyen zonas de baja presión que se extienden desde las latitudes medias hasta la región antártica con presiones en torno a 984 mb Alta polar: centro permanente de altas presiones. En el hemisferio los grandes continentes ejercen un papel importante en las condiciones de presión.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
LOS VIENTOS DE SUPERFICIE
Alisios: dese las altas presiones subtropicales a las bajas ecuatoriales desde el Noreste en el hemisferio norte y del sureste en el hemisferio sur. Convergen en el Ecuador en la Zona de convergencia intertropical (ZCIT)
Esto implica una ascensión del aire hacia los límites de la troposfera.
Si en un sector no convergen al mismo tiempo se produce un cinturón de calmas y vientos variables (doldrums). La ZCIT se desplaza de norte a sur según las estaciones un poco en los océanos pero mucho en los continentes sudamericano y africano.
Cinturón subtropical: entre 25 y 40º. Son células de altas presiones (anticiclones) con vientos flojos con calmasque duran mucho tiempo (horse latitudes)
Cinturón vientos del oeste, entre los 35 y 60º (westerlies) son del suroeste en el hemisferio norte y del noroeste del hemisferio sur.
Vientos polares del Este o easterlies, en las zonas árticas y polares, más claro en la Antártida. En el hemisferio austral se sitúa una gran masa oceánica entre 40 a 60 º sur que genera vientos de gran fuerza y persistencia: roar forties, furious fifties, y screaming sixties, (rugientes, furiosos y chillones, respectivamente) que constituían la ruta natural de Australia al Atlántico Sur.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
3. DINAMICA ATMOSFERICA
El monzón, es un viento estacional que se produce por el desplazamiento del cinturón ecuatorial.
Monzón asiático En invierno (monzón de invierno, a la derecha arriba), son vientos del interior que vienen secos y fríos. Especialmente en el océano Índico y el sur de Asia. En verano (monzón de verano, a la derecha abajo) los vientos soplan de sur a norte, cargados de lluvias. El monzón del suroeste que arranca de la costa de Kerala, en la India, comienza generalmente en la primera quincena de junio.
Monzón africano En el suroeste de esta región de África del Golfo de Guinea, hay un monzón que está relacionado con el desplazamiento anual de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT) y con la diferencia de recalentamiento del Sáhara y la costa del Atlántico ecuatorial en el Golfo de Guinea.
En invierno los vientos alisios secos del nordeste, y en especial su forma más intensa el harmattan, se desplazan hacia el sur ya que la ZCIT se sitúa en el Ecuador en el Golfo de Guinea. En verano la ZCIT se desplaza al norte hasta el Sahel, en el interior del continente, aportando lluvias a toda la costa Guineana hasta el mismo Sahel, provocando precipitaciones que en caso de Bioko y Monte Camerún alcanza los 10.000 mm anuales
3. DINAMICA ATMOSFERICA
Monzón de América del Sur y Centroamérica
Durante el verano la ZCIT se desplaza al norte del istmo de Panamá, lo que ocasiona que los alisios del sureste se desplacen hacia el nordeste, aportando lluvias a la costa atlántica de Panamá, alcanzando los 5000 a 6000 mm anuales, en lo que es un monzón de verano del hemisferio Norte.
El Litoral Argentino se ve afectado por el monzón de verano del hemisferio Sur, en especial la provincia de Corrientes. La mayor parte de Brasil se ve influenciada por éste monzón: Río de Janeiro es famosa por sus inundaciones durante elmismo.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
CASOS PARTICULARES NO DIRECTAMENTE VINCULADOS A LA ZCIT
Monzón de América del Norte En América del Norte, la diferencia de temperatura entre los grandes desiertos del oeste de Estados Unidos y México y el Golfo de California sirve de motor a un monzón de verano que se extiende desde finales de junio hasta finales de julio. Comienza a lo largo de la costa y se extiende hasta el desierto durante este período. Afecta en México, a la Sierra Madre Occidental, y en EE. UU. a los estados de Arizona, Nuevo México, Nevada, Utah, Colorado, Texas e incluso la parte sureste de California. Rara vez llega a la costa del Pacífico. Este se asocia con episodios de tormentas breves pero torrenciales y no con lluvias continuas.
CIRCULACION GENERAL DE LA ATMOSFERA 3. DINAMICA ATMOSFERICA
La circulación atmosférica es un movimiento del aire atmosférico a gran escala y, junto con la circulación oceánica, el medio por el que el calor se distribuye sobre la superficie de la Tierra.
La circulación atmosférica varía ligeramente de año en año, al menos a escala detallada, pero la estructura básica permanece siempre constante. Sin embargo, los sistemas atmosféricos individuales -depresiones de media latitud o células convectivas tropicales- ocurren aparentemente en forma aleatoria y está aceptado que el tiempo meteorológico a escala local o regional no se puede pronosticar más allá de un breve período: quizá un mes en teoría o (actualmente) sobre diez días en la práctica. No obstante, la media a largo plazo de estos sistemas -el clima- es muy estable.
Las células de Hadley, Ferrel, y Polar desempeñan un importante papel en la circulación atmosférica, y vienen a constituir un efecto y no una causa de la circulación atmosférica global. Ello significa que la circulación atmosférica es el resultado de una combinación de muchos factores que actúan sobre el patrón barométrico del aire determinado por los centros de acción (anticiclones y ciclones o depresiones). La circulación latitudinal aparece como consecuencia de que la radiación solar incidente por unidad de área es más alta en las bajas latitudes ecuatoriales, y disminuye según la latitud aumenta, alcanzando su pico mínimo en los polos.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
Existen unas células de circulación que varían según la longitud. La más importante es la circulación de Walker, que se produce en el ecuador, sobre el océano Pacífico. El agua del Pacífico de Indonesia y del norte de Australia está normalmente más caliente que la del otro lado del océano, en las costas americanas, razón por la cual el aire tiende a elevarse en la zona australiana, creando una depresión que induce una corriente de aire superficial que va de América a Indonesia, llevando consigo grandes cantidades de humedad, que dejan importantes lluvias cuando suben. En altura se crea una contracorriente de aire más seco en sentido contrario en altura, que desciende conforme se enfría y se acerca a las costas americanas
Este flujo es perturbado por las ondas de Rossby, en el contacto de la masa de aire polar y el aire cálido tropical, constituyendo el frente polar que es una zona inestable en la que se producen perturbaciones atmosféricas, que si se deforman mucho dan lugar a vaguadas o incluso a oclusiones ciclónicas.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
CORRIENTE DE CHORRO (jet stream) Asociada a las ondas de Rossby es un pulso de aire de 300 Km/h en su centro y a 11 Km de altura que se produce por la fuerte disminución del gradiente de presión
CORRIENTE DE CHORRO SUBTROPICAL Sobre las células de Hadley en la tropopausa con velocidades de 345 a 385 Km
CORRIENTE DE CHORRO ECUATORIAL o TROPICAL DEL ESTE De este a oeste, en sentido contrario de las dos anteriores, se produce sólo en verano y sólo en el hemisferio norte sobre Asia, India y Africa con 180 Km/h
3. DINAMICA ATMOSFERICA
ESTADOS FISICOS DEL AGUA Y CALOR El agua se presenta en la naturaleza en tres estados físicos: solido, líquido y gaseoso Condensación: paso de gas a líquido Sublimación: Paso de gaseoso a sólido directamente, y viceversa Evaporación: paso de líquido a gas Congelación: paso de líquido a sólido Fusión: paso de sólido a líquido.
El calor latente es la energía requerida por una cantidad de sustancia para cambiar de fase, de sólido a líquido (calor de fusión) o de líquido a gaseoso (calor de vaporización). Se debe tener en cuenta que esta energía en forma de calor se invierte para el cambio de fase y no para un aumento de la temperatura.
Agua: de fusión: 334 kJ/kg (79,7 kcal/kg) a 0 °C; de evaporación: 2257 kJ/kg (538,7 kcal/kg) a 100 °C.
4. BALANCE DE AGUA 4. BALANCE DE AGUA
Calor latente de vaporización
Al evaporarse el agua el calor sensible que se mide con un termómetro, pasa a una forma oculta en el vapor de agua. Este cambio conlleva una disminución de la temperatura del líquido que lo contiene.
Una de las ventajas del elevado calor de vaporización del agua es que permite a determinados organismos disminuir su temperatura corporal. Esta refrigeración se debe a que, para evaporarse, el agua de la piel (el sudor) absorbe energía en forma de calor del cuerpo, lo que hace disminuir la temperatura superficial. Otro buen ejemplo del calor latente de vaporización del agua es cuando se riega el suelo: el agua se evapora y absorbe energía, por lo que el ambiente se refresca.
Calor latente de fusión
Calor absorbido en el paso de sólido a líquido. Cuando se aplica calor a un trozo de hielo, va subiendo su temperatura hasta que llega a 0 °C (temperatura de cambio de estado); a partir de ese momento, aunque se le siga aplicando calor, la temperatura no cambiará hasta que se haya fundido del todo. Esto se debe a que el calor se emplea en la fusión del hielo. Una vez fundido el hielo la temperatura volverá a subir hasta llegar a 100 °C; desde ese momento, la temperatura se mantendrá estable hasta que se evapore toda el agua (calor latente de vaporización).
4. BALANCE DE AGUA
HUMEDAD Cantidad de agua presente en el aire
Punto de saturación: cantidad de humedad que puede contener una porción de aire
Humedad relativa: cantidad de agua en relación con la proporción máxima que puede tener un volumen de aire a una temperatura determinada. Se expresa en tanto por ciento. Punto de rocío: temperatura crítica en la cual el aire se satura por enfriamiento.
4. BALANCE DE AGUA
TIPOS DE PRECIPITACION
Lluvia En el ascenso de una masa de aire saturadas las partículas que constituyen las nubes crecen rápidamente alcanzando dimensiones que oscilan entre 50 y 100 micras de diámetro. Se unen mediante colisiones adquiriendo mayor tamaño (500 micras) que dará la llovizna. Una mayor coalescencia aumentará el tamaño de las gotas y dará la lluvia.
Nieve Se produce en las nubes como consecuencia de un proceso de mezcla de cristales de hielo y gotas de agua subenfriadas (permanece liquidas por debajo de la temperatura de congelación). La caída de los cristales forma núcleos que interceptan las cotas de agua. En cuanto se adhiere la película de agua se congela añadiéndose a la estructura cristalina. Los cristales cuajan juntos fácilmente dando lugar a los copos de nieve. Si la temperatura de la capa inferior es por debajo de cero, la nieve alcanza el suelo, de otra forma se funde y llega en forma de lluvia mezclada con nieve (aguanieve).
Granizo Está formado por la acumulación de capas de hielo sobre partículas de hielo que se encuentran suspendidas en las grandes corrientes ascendentes que se forman en el interior de las nubes de tormenta
4. BALANCE DE AGUA
GENESIS DE LA PRECIPITACION
Precipitación orográfica es la producida por el ascenso de una columna de aire húmedo al encontrarse con un obstáculo orográfico, como una montaña. En su ascenso el aire se enfría hasta alcanzar el punto de saturación del vapor de agua, y una humedad relativa del 100%, que origina la lluvia.
Precipitación de frente Contacto de masas de aire frío y caliente
Precipitación convectiva suelen producirse en zonas llanas sobre calentadas, donde puede presentarse un ascenso de aire húmedo y cálido dando origen a nubes del tipo de cumulonimbos con lluvias intensas. El diámetro del cumulonimbo que produce una lluvia de convección puede variar notablemente, desde un centenar de metros, hasta unos 1000 km o más en el caso de un huracán, aunque el término cumulonimbo suele limitarse a casos intermedios.
4. BALANCE DE AGUA
4. BALANCE DE AGUA
FRENTES
El límite entre dos masas de aire (el aire caliente y aire frío), llamado superficie frontal, es un área con mucha frecuencia meteorológicamente activa, a la que están asociadas nubes y precipitaciones.
FRENTE CÁLIDO Se llama frente cálido a la parte frontal de una masa de aire caliente que avanza para reemplazar a una masa de aire frío que retrocede.
Generalmente, con el paso del frente cálido: - la temperatura y la humedad aumentan, la presión sube y, aunque el viento cambia, no es tan pronunciado
como cuando pasa un frente frío. - La precipitación en forma de lluvia, nieve o llovizna se encuentra generalmente al inicio de un frente superficial,
así como las lluvias convectivas y las tormentas. La neblina es común en el aire frío que antecede a este tipo de frente.
- A pesar de que casi siempre aclara una vez pasado el frente, algunas veces puede originarse neblina en el aire cálido.
4. BALANCE DE AGUA
FRENTE FRÍO
es una franja de inestabilidad que ocurre cuando una masa de aire frío se acerca a una masa de aire caliente. El aire frío, siendo más denso, genera una "cuña" y se mete por debajo del aire cálido y menos denso.
Los frentes fríos se mueven rápidamente. Son fuertes y pueden causar: - Antes del paso del frente frío: perturbaciones atmosféricas tales como tormentas, chubascos, tornados, vientos
fuertes y cortas tempestades de nieve - Conforme el frente avanza: condicionessecas.
Dependiendo de la época del año y de su localización geográfica, los frentes fríos pueden venir en una sucesión de 5 a 7 días. La velocidad de desplazamiento del frente es tal que el efecto de descenso brusco de temperatura se observa en pocas horas e incluso de pocos minutos en el caso de un simple cumulonimbo.
4. BALANCE DE AGUA
FRENTE OCLUIDO
Se forma cuando un frente caliente móvil más lento es seguido por un frente frío con desplazamiento más rápido. El frente frío con forma de cuña, alcanza al frente caliente y lo empuja hacia arriba. Los dos frentes continúan moviéndose uno detrás del otro y la línea entre ellos es la que forma el frente ocluido.
Así como con los frentes inmóviles, se puede dar una gran variedad de condiciones atmosféricas a lo largo de este tipo de frente, pero por lo general, son asociados con: - los estratos denubes - la precipitación ligera.
Los frentes ocluidos están marcados en los mapas meteorológicos con una línea punteada violeta entre las marcas del frente frío y el frente caliente que señalan la dirección de su desplazamiento.
4. BALANCE DE AGUA
4. BALANCE DE AGUA
