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DINÁMICA DE LAS MASAS DINÁMICA DE LAS MASAS FLUIDASFLUIDAS

• Capas fluidas de la Tierra: Atmósfera e Hidrosfera.

• Constituyen el Sistema Climático de la Tierra

• Interaccionan en el ciclo del agua

1. COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA1. COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA

La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve la Tierra. Está compuesta por partículas

en suspensión y por los gases:

•Nitrógeno (N2): 78% . Muy estable.

•Oxígeno (O2): 21%. Es oxidante e imprescindible para la vida

•Argón (Ar) : 0,9%. Es un gas inerte.

•Ozono (O3): Forma la capa de ozono que protege la atmósfera.

•Dióxido de carbono (CO2): 0,03%. Es la fuente de carbono para la formación de materia

orgánica y es responsable del efecto invernadero.

•Vapor de agua (H2O) en proporción variable, dependiendo de la zona del globo y de la

época del año.

MAYORITARIOS MINORITARIOS

Componente % (en volumen) Reactivos (ppm) No Reactivos (ppm)

N2 78,0 CO 0,1 He 5,2

02 20,9 CH4 1,7 Ne 18,0

Ar 0,93 Hidrocarburos 0,02 Kr 1,1

C02 0,03 NO 0,0020-0,0002 Xe 0,086

Otros 0,14 N02 0,0040-0,0005 H2 0,5

NH3 0,020-0,006 N20 0,25

S02 0,0013-0,00003

2. ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA2. ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA

TROPOSFERA

•Capa inferior de la atmósfera

•Termina en la tropopausa

•Altitud: 9km en los polos, 12 km en latitudes medias y 16 km en el Ecuador.

•Contiene el 80% de los gases de la atmósfera.

•La presión atmosférica desciende de 1013mb en la superficie a 200mb en la

tropopausa.

•La temperatura disminuye hacia la tropopausa (15ºC en la superficie y -70ºC en la

tropopausa).

•Gradiente vertical de temperatura (GVT): 0,65ºC/100m

•Tiene lugar el efecto invernadero (CO2, H2O, etc..)

•Capa clima

•Capa sucia

ESTRATOSFERA

•Desde la tropopausa a la estratopausa a unos 5-60km

•El aire es muy tenue y no existen movimientos verticales solo horizontales.

•Nubes de hielo (nectolucientes) en la parte inferior.

•La temperatura aumenta hasta los 0ºC-4ºC

•Capa de ozono entre los 15-30 km

UVUV

+O2

En condiciones normales estas reacciones están en equilibrio dinámico:

•El O3 se crea y se destruye a la vez que se absorbe el 90% de los rayos UV

y se libera calor.

•Por debajo de los 30 km la mayor parte de las radiaciones UV han sido

absorbidas y las reacciones no pueden llevarse a cabo.

Capa de Ozono

Evolución del agujero de ozono

MESOSFERA

•Se extiende hasta la mesopausa situada a los 80 km.

•El aire es muy tenue.

•El roce de las partículas provoca la inflamación de los meteoritos produciendo estrellas

fugaces.

•La temperatura disminuye hasta los -80ºC.

IONOSFERA

•Se prolonga hasta el kilómetro 600.

•La temperatura aumenta hasta los 1000ºC debido a la absorción de las radiaciones solares

de onda más corta llevada a cabo por las moléculas de nitrógeno y oxígeno que se ionizan

liberándose electrones.

•En esta capa rebotan algunas ondas de radio emitidas desde la Tierra.

•El choque de los electrones contra las moléculas de esta capa produce en las zonas

polares las auroras boreales.

EXOSFERA

•Se extiende hasta la mesopausa situada a los 800 km.

•Su límite viene marcado por una densidad atmosférica muy baja.

FUNCIÓN REGULADORA DE LA ATMÓSFERA

Regulación de la temperatura (efecto invernadero CO2)Protección (capa de ozono 03)Permitir la vida

DINÁMICA ATMOSFÉRICA

•Convección térmica: El aire superficial caliente tiende a elevarse formando corrientes

térmicas ascendentes.

•Convección por humedad: El vapor de agua en el aire lo hace menos denso que el aire

seco.

Humedad absoluta. Cantidad de vapor de agua en un volumen determinado de

aire (g/m3). La cantidad de vapor de agua que hay en el aire depende de la temperatura.

Humedad relativa. Cantidad en % que hay en 1 m3 en relación con la máxima

que podría contener a la Tª en la que se encuentra.

Al elevarse el aire y enfriarse el vapor de H2O se condensa el agua alrededor de

las núcleos de condensación

F = humedad absoluta / humedad máxima

(indicada normalmente en porcentaje).

Si:

- F  = humedad relativa

- f   = humedad absoluta

- fmax = humedad máxima, humedad de saturación

Entonces:

- F = f / fmax *100 %

Como la humedad máxima fmax depende de la temperatura, la temperatura cambia con la humedad

relativa, aún cuando la humedad absoluta permanezca constante. La humedad relativa aumenta al

100 % cuando se enfría hasta el punto de rocío.

En otras palabras:

La humedad relativa [%RH] se define como la relación de presiones parciales entre la presión de

vapor del agua p y la presión de saturación del vapor del agua pw con relación al agua, o pi con

relación al hielo, a la misma presión atmosférica pa y la misma temperatura ta, que se indica en

porcentaje.

La humedad relativa es una cifra porcentual que especifica el porcentaje de la cantidad máxima

posible de vapor de agua actualmente en el aire.

La humedad relativa F es la relación entre la masa real de vapor

de agua en el aire comparada con la masa máxima posible de

vapor de agua en el aire:

• La presión ejercida por la atmósfera es = 760 mm.Hg =1 atm= 1013,3 mb.

•  la presión atmosférica disminuye con la altitud a razón de 1 mmHg  por cada

10 m de elevación en los niveles próximos al del mar. 

• Esta presión varía dependiendo de humedad

(húmedo>seco) y la temperatura del aire

(frío>caliente).

• La presión atmosférica también varía según

la latitud. La menor presión atmosférica al

nivel del mar se alcanza en las latitudes

ecuatoriales.

• Los mapas del tiempo trazan isobaras, líneas

que unen puntos geográficos con igual

presión.

PRESIÓN ATMOSFÉRICA

• La litósfera está abultada en el ecuador terrestre, mientras que la hidrósfera está aún

más abultada por lo que las costas de la zona ecuatorial se encuentran varios km

más alejadas del centro de la Tierra que en las zonas templadas y, especialmente, en

las zonas polares.

• Debido a su menor densidad, la atmósfera está mucho más abultada en el ecuador

terrestre que la hidrósfera, por lo que su espesor es mucho mayor que el que tiene en

las zonas templadas y polares.

• Por ello, la zona ecuatorial es el dominio permanente de bajas presiones

atmosféricas por razones dinámicas derivadas de la rotación terrestre. También por

ello, la temperatura atmosférica disminuye un grado por cada 154 m de altitud,

mientras que en la zona intertropical esta cifra alcanza unos 180 m de altitud.

Altura de la atmósferaNota de ampliación

• Cuando el aire está frío, desciende, haciendo aumentar la presión y

provocando estabilidad barométrica o anticiclónica: se forma así una zona de

calmas, es decir, sin vientos, ya que el aire frío y pesado que desciende lentamente

se va expandiendo en sentido circular y comienza a girar casi imperceptiblemente

en sentido antihorario en el hemisferio norte y horario en el hemisferio sur. Se

forma, entonces, un anticiclón.

• Cuando el aire está caliente, asciende, haciendo bajar la presión y provocando

inestabilidad. Se forma así un ciclón o borrasca.

• Además, el aire frío y el cálido no se mezclan de manera inmediata, debido a la

diferencia de densidades; y cuando se encuentran en superficie, el aire frío empuja

hacia arriba al aire caliente provocando un descenso de la presión e inestabilidad,

por causas dinámicas. Se forma entonces un ciclón, o borrasca dinámica. Esta

zona de contacto es la que se conoce como frente.

Formación de anticiclones y borrascas

Gradientes verticales

Gradiente vertical de Tª: variación vertical de Tª en condiciones estáticas o

de reposo (0,65ºC/100m)

Inversión térmica: cuando la Tª aumenta con la altura en vez de disminuir,

GVT negativo.

Gradientes verticales

Gradiente adiabático seco (GAS): (1ºC/100m.) Seco por que el aire

lleva agua en forma de vapor. Es dinámico ya que afecta una masa

de aire que se encuentra realizando un movimiento vertical por estar

en desequilibrio con el aire que le rodea. Al ser el aire mal conductor

de calor se considera un sistema aislado o adiabático.

Gradiente adiabático saturado (GAH). Cuando una masa de aire ascendente alcanza el

punto de rocío se condensa el vapor de agua que contenía y se forma una nube. En la

condensación se libera el calor latente por lo que el GAS es menor que 1ºC/100m. La masa

seguirá ascendiendo pero con un gradiente rebajado.

El valor del GAH depende la cantidad de vapor de agua, cuanta más agua menor GAH y las

nubes pueden llegar a mucha altura (p. ej. trópico)

Condiciones de inestabilidad atmosférica

• Movimiento ascendente de aire (convección) que varia conforme G.A.S. en el

seno de una masa estática en el que se cumple G.V.T.

• Para que el ascenso sea posible: G.V.T.>G.A.S. (el aire exterior se enfría más

deprisa-más denso)

• Gráficamente la línea que representa el GVT está a la izquierda del GAS.

• Movimientos verticales que formarán una borrasca en superficie

• Vientos convergentes, desde el exterior al interior.

• Posibilidad de lluvia si el aire ascendente contiene suficiente cantidad de vapor

de agua.

Condiciones de estabilidad atmosférica o subsidencia

• Descenso de aire frío y denso, que se va secando por calentamiento (suma

de gradientes excepto en inversiones térmicas).

• En la superficie las subsidencias van a generar un anticiclón por aumento de

la presión en esa zona.

• Vientos divergentes secos : NO precipitaciones

• Son más intensas en inverno sobretodo en los primeros metros del suelo.

• La dispersión de contaminantes solo es posible cuando el sol tiene la

intensidad suficiente como para calentar la superficie terrestre, que a su vez

calentará el aire provocando su accenso por convección.

Situaciones de estabilidad

•0<GVT<GAS=1

• No hay movimientos verticales (la masa de aire descendente se enfría

más rápidamente que el aire exterior).

• En la gráfica GVT está a la derecha del GAS.

•GVT<0

• Inversión térmica que forma nubes a ras del suelo (niebla)

• Atrapa la contaminación por subsidencia por aplastamiento contra el

suelo.

• El fenómeno de inversión térmica se presenta cuando, en las noches despejadas, el suelo se enfría

rápidamente por radiación.

• El suelo a su vez enfría el aire en contacto con él que se vuelve más frío y pesado que el que está en

la capa inmediatamente superior.

• Al disminuir tanto la convección térmica como la subsidencia atmosférica, disminuye la velocidad de

mezclado vertical entre las dos capas de aire.

• Esto ocurre especialmente en invierno, en situaciones anticiclónicas fuertes que impiden el ascenso

del aire y concentran la poca humedad en los valles y cuencas, dando lugar a nieblas persistentes y

heladas.

• Puede también generarse en un frente ocluido, cuando se da una oclusión de frente frío.

• Este fenómeno meteorológico es frecuente en las mañanas frías sobre los valles de escasa

circulación de aire en todos los ecosistemas terrestres.

• También se presenta en las cuencas cercanas a las laderas de las montañas en noches frías debido

a que el aire frío de las laderas desplaza al aire caliente de la cuenca provocando el gradiente

positivo de temperatura.

• Generalmente, la inversión térmica se termina (rompe) cuando al calentarse el aire que está en

contacto con el suelo se restablece la circulación normal en la troposfera.

• Esto puede ser cuestión de horas, pero en condiciones meteorológicas desfavorables la inversión

puede persistir durante días.

INVERSIÓN TÉRMICA

Dinámica de las masas fluidas a escala global

EFECTO CORIOLIS

• Consecuencia de la rotación terrestre y de su

giro en sentido antihorario.

• La fuerza de Coriolis no tiene un valor

constante: es máxima en los polos y mínima en

el ecuador.

• Los vientos circulan desde los anticiclones a

las borrascas en sentido radial siguiendo el

gradiente de presión.

• Al ser desviados por la fuerza de Coriolis , el

resultado es un giro en sentido horario en torno

a los anticiclones y antihorario en las

borrascas.

• En las zonas ecuatoriales el calentamiento

es intenso debido a que los rayos solares

inciden verticales.

• Debido a ello el aire caliente por contacto

con la superficie terrestre tenderá a subir

dando lugar a las borrascas ecuatoriales (B).

• En las zonas polares las bajas temperaturas

darán lugar al asentamiento de un anticiclón

polar (A)

• El viento que sopla en la superficie del

planeta tenderá a recorrer el globo desde los

anticiclones hasta las borrascas

• En las capas altas el viento se moverá en

sentido contrario

• El efecto Coriolis provoca que esta célula de

convección se fragmente en tres células

Célula de Hadley: es la más energética de las tres por la incidencia vertical de los rayos solaresEn las borrascas ecuatoriales se produce una elevación de aire cálido hasta alcanzar la tropoausa donde se dirige hacia los polos como viento horizontal de altura.a los 30º parte de la célula de Hadley se fragmenta:-parte seguirá hacia los polos-la mayoría descenderá hacia el ecuador, originando una zona de anticiclones subtropicales que originan los grandes desiertos del planeta.-El anticiclón subtropical de las Azores es el que más influye en el clima de España-La célula se cierra por los vientos aliseos (superficiales).

Célula de Ferrel:Situada entre las dos anterioresSe forma por la acción de los vientos superficiales o westelies (SO-HN y NO-HS) que soplan desde los anticiclones desérticos hacia las zonas de las borrascas polares.

Célula Polar: el viento de superficie que parte de los anticiclones polares, el levante polar, solo alcanzará los 60º de latitud donde se eleva formando las borrascas subpolares.Afectan a España en invierno cuando desciende hasta los 30º ó 40º N

CORRIENTE EN CHORRO

•Corriente de aire fuerte y estrecha concentrada a lo largo de un eje casi horizontal en la alta troposfera o en

la estratosfera.

•La corriente en chorro discurre, normalmente, a lo largo de varios miles de kilómetros, en una franja de

varios centenares de kilómetros de anchura y con un espesor de varios kilómetros.

•Las principales corrientes en chorro de la Tierra están localizadas cerca de la tropopausa

•Se trata de vientos occidentales (que viajan de oeste a este), tanto en el hemisferio norte como en el sur.

•Su camino tiene normalmente una forma serpenteante; las corrientes pueden detenerse, dividirse en

partes, luego combinarse en una sola corriente o seguir varias direcciones

•Las corrientes más fuertes son las polares, ubicadas en torno a los 7 a 12 km sobre el nivel del mar, y las

corrientes subtropicales más altas y más débiles, alrededor de 10 a 16 km.

•Tanto en el hemisferio norte como en el hemisferio sur existe una corriente en chorro polar y subtropical.

•En el hemisferio norte la corriente viaja sobre las latitudes medias y norteñas

de Norteamérica, Europa y Asia, y sus correspondientes masas de agua, mientras que en el hemisferio sur

la corriente polar se sitúa la mayor parte del año sobre la Antártida.

•Existe una quinta corriente en chorro, la ecuatorial, que se desplaza de este a oeste.

La corriente en chorro sufre en su recorrido grandes

perturbaciones, describiendo ondulaciones llamadas ondas de

Rossby.

En las latitudes medias, las ondas de Rossby originan bajas

presiones al norte y núcleos de alta presión al sur, que originan

borrascas y anticiclones respectivamente.

Cuando alguna ondulación se estrangula en las latitudes más

cálidas se forma la gota de aire frío.

HIDROSFERA

• 9,7% Océanos

• 2,3% Ríos, glaciares, aguas subterráneas

• El agua se mueve de unos sistemas terrestres dando lugar al ciclo del

agua.

• El agua oceánica es la que juega un papel determinante en el clima,

• constituye un mecanismo de transporte de calor más eficaz que la

atmósfera

• Poder calorífico:

• Puede absorber y almacenar calor por más tiempo lo que hace que los

océanos se calienten y enfríen más lentamente que los continentes.

• La amplitud térmica será menor en la costa que en el interior de los

continentes.

El interior de los continentes situados en las latitudes medias y altas se

enfría mucho durante el invierno, lo que da lugar a al enfriamiento del aire

que los cubre.

Así, el aire frío tiende a aplastarse contra el suelo originando un anticiclón

continental permanente sobre su zona central lo que propicia condiciones

de estabilidad e impulsa vientos hacia el exterior impidiendo la entrada de

lluvias y favoreciendo las heladas y las nieblas.

DINÁMICA HIDROSFERA-ATMÓSFERA

CORRIENTES OCEÁNICASSUPERFICIALES

• La trayectoria de las corrientes oceánicas está condicionada por el giro de

los vientos en torno a los anticiclones.

• Este giro lo inician los vientos alisios que soplan del este al oeste,

arrastrando la aguas continentales y a su vez las nubes y las

precipitaciones hacia el oeste, originando aridez en el margen continental.

• Cuando alcanzan la costa del oeste, retornan a su lugar de origen,

constituyendo las corrientes denominadas deriva del oeste.

• Al alcanzar las costas orientales sufren una doble desviación:

– Hacia las altas latitudes: corriente del Golfo

– Hacia las zonas tropicales y ecuatoriales: Corrientes de Canarias.

CORRIENTES OCEÁNICASSUPERFICIALES

CORRIENTES OCEÁNICASEN PROFUNDIDAD

• En zonas con intensa evaporación o tras la formación

de hielos, el agua aumenta su concentración salina y

desciende hasta capas más profundas.

• Este descenso puede verse modificado por el aporte

de agua dulce (desembocadura de un río, deshielo de

un iceberg, precipitaciones abundantes)

• Originadas por diferencias en la densidad del agua: mayor cuanto más fría y/o salada

(circulación termohalina).

• La circulación vertical comienza con el enfriamiento de la capa superficial que tiende a

descender, provocando el afloramiento del agua más profunda y cálida.

CINTA TRANSPORTADORA GLOBAL

• Río subterráneo que recorre la mayoría de la mayoría de los océanos del planeta.

• En su primera parte lo hace como corriente profunda condicionada por la densidad y en

la segunda lo hace en forma de corriente superficial supeditada por la acción de los

vientos dominantes

• El inicio de la cinta comienza en Groenlandia donde el agua es fría y salada, recorre el

Atlántico, la Antártida y asciende en el Pacífico donde se calienta y desde vuelve al punto

de inicio en forma de corriente superficial, arrastrando las aguas cálidas y las nubes

formadas en los océanos

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