Dinmica de las capas fluidasIntroduccin Llamamos capas fluidas a la atmsfera y a la hidrosfera, constituidas aire y agua, respectivamente. Son los dos subsistemas terrestres ms relevantes para el funcionamiento del sistema climtico. Ambos constituyen la mquina climtica, sistema que funciona con energa solar fundamentalmente y determina el clima. Ambas capas interactan entre si y con el resto de los subsistemas terrestres, siendo el ciclo del agua el mecanismo de interaccin de mayor importancia. El ciclo del agua El agua pasa de la hidrosfera a la atmsfera por evaporacin. Al enfriarse se condensa y se forman las nubes. Con las precipitaciones el agua es devuelta a la tierra en forma lquida o slida y, a partir de ah, en parte discurre por la superficie hacia las zonas ms bajas escorrenta superficial-, ya sea en forma de aguas salvajes o encauzadas -torrentes y ros-, en parte queda temporalmente retenida en forma de masas de nieve e hielo glaciar, o puede infiltrarse en el suelo e incorporarse a los mantos acuferos o ser absorbida e incorporarse a los seres vivos. El agua subterrnea se mueve lentamente hacia las parte bajas -escorrenta subterrnea-, incorporndose incluso al mar, como las aguas superficiales. El agua que se incorpor a la biosfera retorna a la atmsfera por transpiracin que, unida a la evaporacin ocurrida sobre la superficie terrestre, constituye la llamada evapotranspiracin. COMPOSICIN DE LA ATMSFERA La atmsfera primitiva se form por la desgasificacin sufrida por la Tierra durante su proceso de enfriamiento. Con el paso del tiempo sufri importantes modificaciones: Las erupciones volcnicas aportaron cantidades ingentes de polvo y gases. Los seres vivos cambiaron drsticamente su composicin, aportando 0 2, y N 2, y rebajando el CO 2. La hidrosfera aporta vapor de agua, sal marina y compuestos de azufre. La humanidad altera su composicin y sus propiedades con acciones como la quema de combustibles fsiles o la deforestacin.

Composicin actual de la atmsfera Teniendo en cuenta la proporcin en que aparecen, los componentes atmosfricos en tres grupos: Mayoritarios. Son los que aparecen en una proporcin mayor Minoritarios. Aparecen en muy pequea proporcin y su concentracin se mide en partes por milln (ppm). Se dividen en: reactivos y no reactivos. Variables. Aparecen en proporcin variable y son el vapor de agua y contaminantes diversos, cuyas proporciones estn sujetas a fluctuaciones provocadas por la dinmica atmosfrica y por la proximidad de ncleos urbanos e industriales.

Componentes mayoritarios (% Volumen)

Gases raros reactivos (ppm)

Gases raros no reactivos (ppm)

Nitrgeno Oxgeno Argon CO 2 Otros (Hidrgeno, helio..) Componentes variables Vapor de agua Contaminantes diversos

78,08 20,95 0,93 0,03 0,14

CO CH 4 Hidrocarburos NO NO 2 NH 3 SO 2 Ozono (O 3)

0,1 1,7 0,02 0,0020-0,0002 0,0040-0,0005 0,020-0,006 0,0013-0,00003 0,05-0

He Ne Kr Xe H2 N2 O

5,2 18 1,1 0,1 0,5 0,25

ESTRUCTURA Y FUNCIN DE LA ATMSFERA La atmsfera juega un importante papel protector frente a las partculas y radiaciones solares. La mayora de las partculas que Dinmica de capas fluidas 1

forman el llamado viento solar (protones y electrones emitidos desde la atmsfera solar) son desviadas por la magnetosfera, la regin del espacio que rodea la Tierra en la que el campo magntico terrestre forma un escudo protector, lo que posibilita la existencia de vida en nuestro planeta. La magnetosfera comienza a unos 500 km de altitud, por encima de la ionosfera, y se prolonga hasta unos 60.000 km de altitud en la direccin del Sol. Las radiaciones electromagnticas de onda ms corta (rayos gamma, rayos X y UV) son absorbidas las capas altas de la atmsfera. Si dichas radiaciones llegaran a la Tierra, actuaran rompiendo molculas debido a La ionizacin de sus tomos. Estructura de la Atmsfera Teniendo en cuenta las variaciones de la temperatura con la altura, se diferencian en la atmsfera las capas siguientes: Troposfera. Se extiende desde la superficie hasta los 9 km en los polos y los 16 km en l ecuador, donde se encuentra su lmite superior o tropopausa Su altitud vara adems de con la latitud con las estaciones, alcanzando su espesor mximo en verano. En ella se concentra el 80 % de los gases atmosfricos que posibilitan la vida (N 2, 0 2 y CO 2). La mayor concentracin de estos gases en la parte baja hace que la presin atmosfrica (peso de la atmsfera sobre la superficie terrestre) descienda desde unos 1013 mbar (milibares) en la superficie hasta unos 200 mbar en la tropopausa. Tambin disminuye la temperatura, desde unos 15 EC como media en su parte inferior, hasta unos -70 EC en la tropopausa. Esta disminucin tiene un valor medio de unos 0,65 EC /100 m y se denomina gradiente vertical de temperatura (GVT). Contiene la mayor parte del vapor de agua y en ella se producen los fenmenos meteorolgicos. Se forman la mayora de las nubes y de las precipitaciones y existen movimientos verticales (ascendentes y descendentes) del aire que facilitando la dispersin de los contaminantes y del polvo en suspensin y de la sal marina. Estos componente se acumulan en la denominada capa sucia (los primeros 500 m) y su presencia se detecta por la coloracin rojiza del cielo del amanecer y del atardecer. Aqu tiene lugar el efecto invernadero, originado por la presencia de ciertos gases (CO 2, vapor de agua, etc.) que absorben la radiacin infrarroja procedente del Sol y retienen aproximadamente, el 88% de la emitida por la superficie terrestre. Estratosfera. Se extiende desde la tropopausa hasta la estratopausa, situada a 50-60 km de altitud. En ella el aire es muy tenue y no existen movimientos verticales, lo que da lugar a la disposicin del aire en estratos horizontales,. Adems, no existen nubes, salvo en su parte inferior, en la que se forman unas de hielo cuya estructura es muy tenue (noctilucientes). Entre los 15 y los 30 km de altura se encuentra la capa de ozono, en la que se concentra la mayor parte del ozono atmosfrico. La temperatura aumenta hasta alcanzando los 4 EC en la estratopausa. Mesosfera. Se extiende hasta los 80 Km de altura, donde se sita la mesopausa. Aunque la densidad del aire es muy reducida, resulta suficiente como para que el roce de las partculas que contiene provoque la ignicin de los meteoritos procedentes del espacio, dando lugar a la formacin de estrellas fugaces. De esta manera, la gran mayora de ellos se consumen y no alcanzan la superficie terrestre. La temperatura disminuye de nuevo hasta unos -80 EC. Dinmica de capas fluidas 2

Ionosfera o termosfera. Se prolonga hasta los 600 km de altura. La temperatura aumenta con la altura hasta alcanzar los 1000 EC, debido a la absorcin de la radiaciones gamma y rayos X llevada a cabo por las molculas d nitrgeno y de oxgeno presentes, que, debido a ello, se transforman en iones de carga positiva, liberndose electrones. Esto da lugar a un campo magntico comprendido entre la ionosfera, cargada positivamente, y la superficie terrestre, cargada negativamente. Refleja las ondas de radio emitidas desde la Tierra. En determinadas ocasiones, sobre las zonas polares, los electrones que llegan del Sol producen las auroras boreales y australes. Su color depende de la molcula contra la que choquen los electrones y de la presin atmosfrica. Es amarillo-verdoso cuando chocan contra las m olculas de oxgeno a baja presin; rojo, si esa misma colisin tiene lugar a muy baja presin, y azul si el impacto es contra una molcula de nitrgeno. Exosfera. Se extiende hasta los 800 - 1000 Km de altura. Es la ltima capa y su lmite viene m arcado por una bajsima densidad del aire similar a la del espacio exterior. Aqu el aire es tan tenue que no puede captar la luz solar y, debido a ello, el color del cielo se va oscureciendo hasta alcanzar la negrura del espacio exterior. La absorcin de la radiacin ultravioleta. La capa de ozono El ozono es una molcula triatmica (O 3), gaseosa y de olor picante que existe en toda la atmsfera, incluida la troposfera, en la que constituye un contaminante. La mayor parte del ozono atmosfrico se encuentra concentrado en la estratosfera, sobre todo entre 15 y los 30 km de altura, aunque abunda ms hacia los 25 km. La capa de ozono presenta, al igual que las otras capas, un espesor mximo en el ecuador y mnimo en los polos, y es transportado de uno a otro lugar debido a la circulacin horizontal de la estratosfera. Se forma en grandes cantidad en la estratosfera por la accin de la radiacin UV, que desencadena una serie de reacciones en los que se forma y se destruye el ozono y, como resultado, se absorbe la energa de dichas radiaciones. Mecanismo de formacin de destruccin natural del ozono 1.E Fotolisis (ruptura) del oxgeno por la luz ultravioleta: O 2 + UV O + O 2.E Formacin del ozono: O + O 2 O 3 + calor 3.E Destruccin del ozono. Existen dos mecanismos: Fotolisis del ozono por la luz ultravioleta: O 3 + UV O 2 + O Posible reaccin del ozono con el oxgeno atmico: O + O3 O2 + O2 En condiciones normales, estas reacciones estn en equilibrio dinmico, por lo que el ozono se forma y se destruye y, a la vez que retiene el 90 % de los rayos UV, se libera calor durante su proceso de formacin y se eleva la temperatura de esta capa. El proceso de formacin ser ms intenso cuanto ms cerca est de la estratopausa, donde es mayor la la cantidad de rayos UV que se reciben. Sin embargo, por debajo del kilmetro 30, gran parte de las radiaciones UV han sido ya absorbidas por las capas superiores, y las pocas que llegan son incapaces de provocar la fotolisis del ozono de una manera eficaz, por lo que ste se acumula. Las cantidades de ozono estratosfrico sufren variaciones diarias y estacionales en funcin de la cantidad de radiacin solar recibida. DINM ICA ATMOSFRICA Las masas de aire de la troposfera se mueven tanto horizontal como verticalmente. Estos movimientos o vientos son uno de los factores fundamentales del clima y la mayora tienen su origen en las diferencias de temperatura que existen entre los diferentes puntos de la superficie terrestre y las que se producen con la altura en la troposfera. Movimientos verticales Son movimientos de ascenso y descenso de masas de aire debidos a las diferencias de densidad generadas por variaciones de temperatura o del contenido en vapor de agua. El aire en contacto con la superficie se calienta y se dilata disminuyendo de densidad por lo que tiende a ascender. Por el contrario, el aire de capas altas, ms fro y en consecuencia ms denso, tiende a descender. Estos movimientos se denominan corrientes de conveccin trmicas. El aire hmedo es menos denso que el aire seco. Por esta razn al aumentar el grado de humedad del aire se generan movimientos verticales de ascenso en tanto que al diminuir la humedad y hacerse ms denso el aire se producen movimientos descendentes. Estos movimientos debidos a la variacin de grado de humedad se denominan corrientes de conveccin por humedad. Dinmica de capas fluidas 3

Grado de humedad del aire Para medir la cantidad de vapor de agua del aire (su grado de humedad) se recurre a la humedad absoluta y a la humedad relativa. La humedad absoluta es el n de g de vapor de agua que hay en 1 m 3 de aire [HA= g H 2O (g)/m 3]. No tiene demasiado valor porque la cantidad de vapor de agua que admite el aire aumenta con la temperatura. Cuando el aire ya no admite ms vapor de agua a la temperatura a que se encuentra decimos que se ha saturado de humedad y entonces el exceso de vapor se condensa (formacin del roco al enfriarse el aire al anochecer). Se conoce como punto de roco a la temperatura a la que una masa de aire se satura de humedad y comienza producirse la condensacin. Cuando una masa de aire hmedo se eleva, va enfriandose a medida que asciende; cuando se alcanza el punto de roco del vapor se condensa y se forman pequeas gotas que se visualizan como una nube. Para que se forme la nube es necesario adems que existan partculas de polvo, H 2S, cristales de NaCl, etc. que acten como ncleos de condensacin. La Humedad relativa de una masa de aire es el porcentaje de vapor de agua, medido en relacin con el mximo que puede contener a esa temperatura. As por ejemplo, si una masa de aire a 20C (saturacin con 15 g/m3) contiene 10 g/m3 de vapor de agua, su humedad relativa es: HR=10 * 100/15 = 63 %. Inversiones trmicas La temperatura de la troposfera disminuye con la altura. En su parte baja la temperatura media es de 15C en tanto que en la tropopausa la temperatura es de unos -70C. Esta diminucin se denomina Gradiente Vertical de Temperatura (GVT) y, si bien vara de unos puntos a otros y con la altura, para el aire en reposo tiene un valor medio de 0,65C por cada 100 m de altura. Existen zonas en la troposfera en las que las que la temperatura, en lugar de disminuir, aumenta con la altura. A este fenmeno se le denomina inversin trmica. Estas inversiones, que pueden presentarse a distintas alturas, impiden el ascenso de las masas de aire. Pueden ser permanentes (la tropopausa es una inversin trmica permanente) u ocasionales como las producidas en invierno debido a que, al enfriarse el suelo durante la noche, enfra al aire que est inmediatamente en contacto con l, de tal manera que el aire de la parte inferior est ms fro que el de las capas superiores y, hasta una cierta altitud, la temperatura aumenta con la altura. Esta inversin es la

responsable de la formacin de los llamados "mares de nubes" que ocupan en ocasiones el fondo de los valles y que se deben a que al enfriarse el aire prximo al suelo se produce la condensacin del vapor de agua y la formacin de nubes bajas. Gradiente adiabtico seco y hmedo El aire es mal conductor del calor por lo que cuando una masa de aire caliente asciende en la troposfera se comporta como un sistema aislado y no intercambia calor con el aire circundante (sistema adiabtico). A medida que asciende va llegando a zonas de menor presin atmosfrica por lo que se expande aumentando el volumen de la masa de aire y, en consecuencia, va disminuyendo su temperatura a razn de 1C por cada 100 de altura. Esta disminucin de temperatura se debe a que al expandirse el aire disminuye el n de choques entre las partculas de los gases que lo forman y se conoce como gradiente adiabtico seco (GAS) porque el agua que contiene se mantiene en estado gaseoso. En el momento en que la masa de aire alcanza el punto de roco (temperatura a la que se produce la saturacin) comienza a producirse la condensacin del vapor de agua y se forma una nube. La condensacin libera Dinmica de capas fluidas 4

calor que reduce el ritmo de descenso de la temperatura; a partir de este momento la temperatura disminuye entre 0,3C y 0,6C por cada 100 m de altura, disminucin que se conoce como gradiente adiabtico hmedo (GAH), ya que parte del agua ya se encuentra e estado lquido. Cuando todo el vapor se haya condensando cesar la liberacin de calor y la temperatura volver a disminuir a razn de 1C/100m, es decir el valor del GAS. El valor del GAH depende de la humedad del aire. Cuanto mayor sea la humedad mayor ser la liberacin de calor y menor ser el GAH. En las zonas tropicales, debido al alto grado de humedad del aire, el GAH es de 0,3C/100m por lo que las nubes alcanzan una gran altura llegando hasta las proximidades de la tropopausa. En las zonas templadas el aire contiene menos vapor de agua por lo que el GAH es mayor (0,6C/100m) por lo que el aire se enfra ms rpidamente y las nubes alcanzan una altura menor que en las zonas tropicales. Anticiclones y Borrascas La presin atmosfrica en la superficie es de 1013 mb (1atmsfera). Sin embargo la presin vara de unos puntos a otros. Al calentarse y/o humedecerse el aire disminuye su densidad y asciende en la troposfera. Este fenmeno provoca una disminucin de presin o borrasca. Adems, el vaco producido a nivel del suelo por el ascenso hace que el aire circundante se mueva horizontalmente hacia la zona de menor presin o borrasca. Por el contrario, cuando una masa de aire fro y seco, y por lo tanto denso, desciende desde capas altas de la troposfera hacia la superficie, se produce un aumento de presin o anticicln. En estas zonas la masa de aire descendente, al chocar con la superficie se mueve horizontalmente de forma divergente desde el rea anticiclnica hacia el exterior. En los mapas meteorolgicos las borrascas aparecen identificadas por una B rodeada por isobaras (lneas que unen puntos de igual presin) de presin creciente con la distancia a la borrasca. Los anticiclones aparecen identificados con una A rodeada de isobaras de presin decreciente con la distancia.

Las diferencias de presin generan vientos horizontales de intensidad creciente con la diferencia de presin. Estos vientos soplan desde las reas anticiclnicas hacia las borrascas pero no de forma rectilnea sino que, debido a la aceleracin de Coriolis, se mueven siguiendo una trayectoria curvilnea y, en el hemisferio norte, giran en sentido horario en torno a los anticiclones y en sentido antihorario en torno a las borrascas. Por la misma causa, en el hemisferio norte, el aire que desciende en las reas anticiclnicas lo hace girando en sentido horario y el aire que asciende en las borrascas gira en sentido antihorario. Por debajo del ecuador, en el hemisferio Sur, el sentido de giro es el inverso: antihorario en los anticiclones y horario en las borrascas. Las borrascas pueden provocar inestabilidad atmosfrica con formacin de nubes y precipitaciones. El aire clido y hmedo que asciende se enfra con la altura condensndose el vapor y formndose nubes y muchas veces tambin precipitaciones ms o menos abundantes segn la cantidad de vapor del aire. Adems se producen vientos de mayor intensidad cuanto mayor sea el descenso de presin. Los anticiclones, sin embargo, estn asociados con la ausencia de precipitaciones y estabilidad atmosfrica ya que el aire que desciende Dinmica de capas fluidas 5

es seco y los vientos divergentes que se generan impiden la entrada en la zona de masa de aire hmedo que podran producir nubosidad y precipitaciones. CIRCULACIN GENERAL DE LA ATMSFERA La irradiacin solar es mucho mayor en el ecuador que en los polos, por lo que de no existir la atmsfera y la hidrosfera, la diferencia de temperatura entre ambas zonas sera extrem adamente grande. Sin embargo, los movimientos de la atmsfera y de la hidrosfera hacen posible el transporte de calor necesario para amortiguar dichas diferencias. En las zonas ecuatoriales el calentamiento es intenso debido a la perpendicularidad con que los rayos solares inciden sobre la superficie. Debido a ello, el aire se calienta en contacto con la superficie terrestre y tiende a ascender, dando lugar a las potentes borrascas ecuatoriales (B). En las zonas polares, las bajas temperaturas van a provocar el aplastamiento del aire fro contra el suelo y el asentamiento de un anticicln polar (A) permanente sobre ellas. Al menos tericamente, el viento que sopla en la superficie del planeta tender a recorrer el globo terrestre desde los anticiclones polares hasta las borrascas ecuatoriales; y el de las capas altas de la atmsfera podra hacerlo en sentido inverso. Sin embargo, la fuerza de Coriolis va a producir su desviacin hacia la derecha en el hemisferio norte (hacia la izquierda en el Sur), provocando la aparicin de tres clulas convectivas. Clula de Hadley. Se establece entre el ecuador y los 30 de latitud (al norte y al sur). Es la ms energtica de las tres por la alta temperatura y grado de humedad que alcanza el aire. En las borrascas ecuatoriales, se produce una elevacin del aire clido hasta alcanzar la tropopausa, donde se dirige hacia ambos polos como viento horizontal en altura. El efecto de Coriolis produce su desviacin y, al llegar a los 30 de latitud N o S, la desviacin de los vientos es tan grande que la clula se fragmenta: parte del aire seguir su camino hacia los polos, pero la mayora descender hacia la superficie, originando una zona de anticiclones subtropicales, que cuando se asientan sobre un continente, originan los mayores desiertos del planeta. El anticicln subtropical de Las Azores generado por este descenso tiene una gran influencia sobre el clima de nuestro pas. Tambin el anticicln continental del Sahara ejerce su accin sobre la Pennsula Ibrica, aunque su accin sobre el clima de las Islas Canarias es m ucho ms determinante, debido a su proximidad. La clula se cierra debido a los alisios, vientos superficiales que soplando desde el NE en el hemisferio norte, y desde el SE en el hemisferio sur, se dirigen desde estos anticiclones subtropicales hacia el ecuador, donde convergen los de ambos hemisferios, originando la llamada zona de convergencia intertropical (ZCIT). Clula Polar. Se establece entre los polos y los 60 de latitud Norte y Sur. El viento que prximo a la superficie parte de los anticiclones polares, el levante polar (sopla del NE en el hemisferio norte; del SE en el hemisferio sur), al alcanzar los 60 de latitud, se eleva, formando las borrascas subpolares y, por capas altas, se mover hacia los polos donde descender de nuevo. Estas borrascas subpolares afectan a nuestro pas, sobre todo durante el invierno cuando descienden hasta los 40 o 30 de latitud norte. Clula de Ferrel. Est situada entre las dos anteriores y se forma por la accin de los vientos superficiales del oeste (del SO en el hemisferio norte y del NO en el hemisferio sur) que soplan por capas bajas desde los anticiclones subtropicales hacia las zonas de las borrascas subpolares y por capas altas en sentido contrario. Dinmica de capas fluidas 6

METEOROS ACUOSOS Los meteoros acuosos son los fenmenos atmosfricos relacionados con la condensacin o sublimacin del vapor de agua atmosfrico. Son el roco, la escarcha, la niebla, las nubes y las precipitaciones: lluvia, nieve y granizo. Para que se produzca la condensacin es necesario que la humedad relativa del aire sea del 100 %, pero tambin que exista una superficie o partculas slidas que acten como ncleos de condensacin, sobre los cuales se puedan reunir las molculas de agua en nmero suficiente para formar pequeas gotas. Segn cmo se produzca el enfriamiento del aire hmedo, la condensacin puede ser por: A. Deficit de irradiacin. La irradiacin de calor durante las noches del invierno produce un enfriamiento del suelo y del aire en contacto con l, lo que crea una situacin de inversin trmica, ya que la temperatura del suelo es menor que la del aire situado encima. Debido al enfriamiento el vapor de agua se condensa sobre la superficie terrestre ms fra (o cualquier superficie fra) en forma lquida dando lugar al roco, o slida, la escarcha, si la temperatura es menor de 0C. Hay que sealar que la escarcha no es el roco que se hiela, sino el vapor de agua que por sublimacin pasa de gas a slido sin pasar por el estado liquido. Por tanto, la formacin de estos dos meteoros acuosos no produce nubes. Cuando la condensacin se produce en un aire estable (inmvil) y en las capas ms bajas de la atmsfera en contacto con la superficie terrestre fra se originan las nieblas. Se diferencian de las autnticas nubes en que el enfriamiento que produce la condensacin procede del suelo. B. Ascenso adiabtico: Se debe al ascenso de las masas de aire y la consiguiente disminucin de temperatura. Una vez que el aire alcanza el punto de roco, se originan pequeas gotas de agua que se mantienen en suspensin formando las nubes. El aumento de tamao de las gotas de agua hace que su peso provoque el descenso de las mismas y, en consecuencia, la lluvia. Cuando el aire saturado asciende a una altitud en que la temperatura es menor de 0C, se forman cristales de hielo: si es de manera ordenada y lenta da origen a la nieve, y si es desordenada y rpida, al granizo. Cuando el peso de las gotas de agua, copos de nieve o granizo, es mayor que las corrientes ascendentes que los mantienen en suspensin, se producen las precipitaciones. Precipitaciones Es la forma en que el agua presente en la atmsfera retorna de manera slida (nieve y granizo) o liquida (lluvia) a la superficie terrestre, fenmeno ste que siempre viene precedido por los procesos de condensacin, sublimacin del vapor de agua o por ambos a la vez. Segn la causa que provoca el ascenso del aire, las precipitaciones se clasifican en: a) Convectivas: se producen cuando el aire asciende a causa de un calentamiento local (ascensin convectiva). Al ascender va disminuyendo la temperatura y, cuando se alcanza el punto de roco, se forman nubes de desarrollo vertical (cmulos y cumulonimbos), que dan lugar a precipitaciones tormentosas, acompaadas por granizo. Estas lluvias son propias de las regiones ecuatoriales y tropicales; en latitudes medias ocasionan las tpicas tormentas de verano. b) Orogrficas: ocurren cuando una masa de aire se mueve horizontalmente y, al encontrarse con una montaa, es obligada a ascender para salvarla (ascensin orogrfica) con lo que se enfra y se forman grandes nubes estratificadas (estratocmulos) en la vertiente de barlovento, donde se producen las precipitaciones. Una vez llega a la cumbre, la masa de aire ya desecada desciende por sotavento calentndose de nuevo, segn el gradiente adiabtico seco. Este viento descendente clido y seco se denomina en el Tirol foehn, y por extensin, el efecto foehn se refiere en general a este fenmeno. c) Ciclnicas o frontales: surgen cuando dos masas de aire de caractersticas distintas se ponen en contacto (frente) y el desplazamiento de una provoca el ascenso frontal de la

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otra. Estas precipitaciones se dan en latitudes medias. Existen tres tipos de frentes: - Frente fro: se origina cuando el aire fro en su desplazamiento entra en contacto con el aire clido y al ser ms denso se introduce bajo ste elevndolo. La superficie frontal es muy inclinada de modo que la condensacin se efecta en forma de nubes de desarrollo vertical (cumulo-nimbos), que causan fuertes chubascos y tormentas. - Frente clido: en este caso es el aire caliente el que se desplaza y choca contra el aire fro, pero al ser ms ligero se ve obligado a deslizarse sobre l siguiendo una superficie poco inclinada. Esto da lugar a una condensacin que origina nubes de desarrollo horizontal, es decir, estratificadas: en las capas ms bajas, estratos y altoestratos, que dan lugar a precipitaciones dbiles pero persistentes, y en las capas ms altas, cirros, que no originan precipitaciones (Fig 7.27a). - Ocluido: se produce cuando el frente fro se desplaza con mas rapidez que el frente clido y lo alcanza, provocando la elevacin del aire caliente (oclusin) y quedando en las capas ms bajas el aire fro de los dos frentes. Cuando la masa de aire fro del frente que avanza ms rpido es menos fra que la del que va ms despacio, la oclusin es clida; en caso contrario, la oclusin es fra. Las precipitaciones son las asociadas a ambos frentes.

Tipos de precipitaciones y riesgos asociados. Las precipitaciones ms frecuentes son la lluvia, el granizo y la nieve. Lluvias. Son precipitaciones en forma lquida: si es suave se denomina llovizna, como la originada por un altostrato; la lluvia persistente abarca una gran superficie y procede de un nimbostrato, y el chubasco, lluvia fuerte y poco duradera, que procede de un cumulonimbo. Estos dos ltimos tipos de lluvia, si son intensas y frecuentes pueden originar inundaciones. Tormentas. Algunas de las precipitaciones ms relevantes son las de tipo tormentoso. Las tormentas se forman siempre en un cumulonimbo que, como vimos con anterioridad, se origina tanto por conveccin trmica como por frentes fros, pero a veces tambin resulta de un ascenso orogrfico. Las de conveccin trmica y orogrfica suelen durar de unos 30 a 60 minutos; abarcan un territorio muy pequeo (entre 25 y 50 km 2) y son tpicas de verano. Las frontales son menos frecuentes en nuestro pas, pueden durar horas, ocupan mayor territorio y se suelen dar en otras estaciones del ao. Para que haya una tormenta tiene que existir una intensa conveccin y unas fuertes corrientes trmicas ascendentes que originan procesos de electrificacin mediante los cuales los cristales de hielo se quedan con carga positiva y las gotitas de agua con carga negativa. La superficie terrestre que hay justamente debajo de la nube tambin se carga positivamente. Estas cargas positivas se acumulan en los lugares puntiagudos, como rboles, torres, postes o antenas. De esta manera, el campo elctrico entre la superficie terrestre (generalmente cargada negativamente) y la ionosfera (cargada positivamente) queda invertido y se genera una fuerte corriente elctrica que da lugar a los rayos. stos trasladan electrones hacia los lugares donde se encuentran las cargas positivas: entre la base y la cima de la nube, entre nube y nube y, lo que resulta ms peligroso, entre nube y tierra. Posteriormente, se oye el trueno, que es el resultado de Dinmica de capas fluidas 8

la onda expansiva producida al calentarse el aire en contacto con el rayo hasta unos 8000C. Los rayos de las tormentas constituyen un mecanismo eficaz de fijacin del nitrgeno atmosfrico (N 2 > NO x ), pero tambin constituyen un riesgo, ya que son la causa de la muerte de personas y animales y de numerosos incendios forestales. La nieve. Si los cristalitos de hielo de la cima de un cumulonimbo chocan con otros cristalitos, se forman los cristales hexagonales que constituyen la nieve. Los cristales se unen entre s formando copos que generalmente se funden antes de llegar al suelo y originan lluvia; pero si hace fro caen en forma de nieve. La nieve es peligrosa sobre todo en las zonas de montaa, ya que su acumulacin puede acarrear riesgo de aludes. Otro riesgo climtico son las ventiscas: combinacin de un viento superior a 50 km/h, nieve y temperaturas de -7C, que pueden paralizar la vida de las ciudades, originar problemas de trfico y causar vctimas. El granizo se forma en las tormentas de primavera o de verano cuando los cristales de hielo de la cima caen hasta la zona intermedia de la nube y los envuelve la humedad. Si las corrientes trmicas lo elevan de nuevo, se aade una capa ms de hielo, haciendo que aumente su dimetro. Cuando el proceso se repite varias veces, crece el nmero de capas de cristal, con lo que aumenta su tamao y peso y cae. El granizo de gran tamao se denomina pedrisco y puede llegar a tener varias capas de hielo. Este tipo de precipitacin supone un riego para la agricultura, porque golpea las cosechas y las daa. Tambin origina destrozos en los automviles y, cuando alcanza grandes dimensiones, puede provocar muertes por impacto (por ejemplo, en Bangladesh en 1986 cayeron pedriscos de un kilogramo y mataron a 92 personas).

EL CLIMA DE NUESTRAS LATITUDES El clima en las zonas templadas del hemisferio norte viene determinado por la posicin que ocupe el do formado por el frente polar y la corriente del chorro. El frente polar y el chorro hacen de frontera entre el aire fro polar y el clido tropical que chocan en el lmite norte de la clula de Ferrel. El frente polar est formado por una serie de frentes, clidos, fros y ocluidos, que rodean la Tierra como si fueran un frente nico y, como cualquier otro frente, es una zona que separa dos masas de aire de distinta temperatura: una fra procedente del Noreste y otra clida procedente del Suroeste. Se le denomina vrtice circumpolar El chorro polar, denominado tambin jet stream, es un velocsimo de viento que, girando de oeste a este, rodea la Tierra serpenteando en torno al polo norte por debajo de la tropopausa, entre los 7.000 y 15.000 m de altitud. La velocidad puede superar los 200 km/h. Se genera al chocar los vientos fros del nordeste con los clidos del suroeste. Los fros, ms densos, se meten en cua por debajo de los clidos y provocan su ascenso hasta alcanzar la tropopausa. Durante el ascenso, estos vientos, en vez de subir por la lnea de mxima pendiente, se desvan a la derecha por el efecto de Coriolis, por lo que al llegar a la altura de la tropopausa, giran en torno a la Tierra de oeste a este, formando entonces la llamada corriente en chorro.

A lo largo del ao va cambiando la latitud a la que se sitan el frente polar y la corriente en chorro. En verano (Junio - Agosto) se desplazan hacia el norte formando un circulo cerrado en torno al polo norte (indice zonal alto). En invierno, sin embargo, desciende hacia latitudes ms bajas y sufre unas perturbaciones, llamadas ondas de Rossby, que hacen que la corriente en chorro serpentee formando ondulaciones hacia el sur que dan lugar a borrascas entre las que quedan reas anticiclnicas. Puede ocurrir que una de estas Dinmica de capas fluidas 9

ondulaciones hacia el sur (B) se estrangule, haciendo que una masa de aire fro se separe y quede rodeada por aire de mayor temperatura, fenmeno llamado DANA (depresin aislada en niveles altos). La masa de aire fro puede dispersarse o puede descender provocando un fenmeno llamado gota fra. El descenso del aire fro favorece el ascenso convectivo de aire caliente desde la superficie que, al enfriarse, da lugar a la formacin de nubes que pueden alcanzar los 10 Km de altura y que si el aire que asciende es muy hmedo, como ocurre cuando la gota fra se produce en la zona mediterrnea (temperatura del agua superior a los 20C), puede dar lugar precipitaciones muy intensas que pueden provocar grandes inundaciones. Las gotas fras son frecuentes en la totalidad de las latitudes medias pero adquieren una especial importancia en los entornos mediterrneos, clidos y en los que el mar proporciona abundante humedad, considerndose un rasgo caracterstico de este clima. Estas perturbaciones son frecuentes en la Pennsula Ibrica, sobre todo en otoo durante los meses de Septiembre y Octubre. En la vertiente mediterrnea espaola, y en especial en la Comunidad Valenciana, su intensidad puede ser devastadora produciendo la sucesin de decenas de tormentas, sin apenas descanso entre ellas, con vientos huracanados y precipitaciones que pueden producir grandes inundaciones. A ellas se debe el rcord de precipitacin mxima en 24 horas de Espaa con 817 mm en Oliva, Valencia el ao 1987. El clima de Espaa Ya se seal en el apartado anterior que el clima de las zonas templadas del hemisferio norte viene determinado por la posicin que ocupe el do formado por el frente polar y la corriente del chorro. Durante el verano, este do, al igual que los anticiclones subtropicales, se desplazan hacia el norte. Esto hace que el anticicln de las Azores se site a la altura de la pennsula impidiendo la entrada de las borrascas que se generan en el atlntico en el frente polar y se desplazan hacia este; el bloqueo que ejerce el anticicln de la Azores desplaza las borrascas hacia las islas Britnicas y el tiempo en la pennsula se mantiene estable y con cielos despejados. Las lluvias de verano son de carcter tormentoso, originadas por nubes convectivas de desarrollo vertical que se forman por el intenso calor, especialmente por las tardes. En esta poca del ao es frecuente que nos lleguen vientos procedentes del anticicln subtropical situado sobre el desierto del Sahara. Estos vientos son clidos, secos y, a veces, cargados de polvo; por eso dan lugar a las calimas. Durante el invierno, el anticicln de las Azores se desplaza hacia el sur, por lo que es frecuente la entrada de las precipitaciones empujadas por las borrascas subpolares que descienden hacia latitudes ms bajas; sin embargo, la pennsula se comporta en esta estacin como un continente, ya que como resultado del intenso fro invernal y las larga duracin de las noches se produce un notable enfriamiento que genera un anticicln de bloqueo que mantienen los cielos despejados e impide la entrada de aire hmedo del Atlntico y del Mediterrneo y desva las lluvias hacia la cornisa cantbrica y hacia el norte de Europa, lo que da lugar a intensas sequas, acompaadas de nieblas o heladas. Cuando hace ms calor (primavera y otoo) el anticicln continental desaparece, entonces es frecuente que entren las borrascas ondulatorias frontales. Las lluvias invernales son de tipo frontal, pero para que ocurran, se ha de deshacer el anticicln continental, hecho que slo es posible cuando el viento sopla muy fuerte y empuja a las borrascas ondulatorias para que puedan entrar. Un fenmeno que se registra con relativa frecuencia, especialmente en la regin mediterrnea, son los tornados. Son una especie de columna giratoria de viento y polvo de unos 50 metros de anchura, que se extiende desde el suelo hasta la base de un cumulonimbo. Se forma por un remolino que resulta de un calentamiento excesivo de la superficie terrestre. La velocidad del viento, de hasta 500 km/h, hace de los tornados uno de los fenmenos climticos ms peligrosos, rpidos y devastadores que existen, pudiendo incluso hacer estallar las casas (debido a una brusca bajada de presin en su interior), romper cristales y aspirar vagones de tren cargados de mercancas. A esos peligros hay que aadir las lluvias torrenciales e intensas granizadas que producen. En nuestro pas no alcanzan mucha intensidad ni suelen producir daos importantes, pero es Estados Unidos por su frecuencia e intensidad resultan devastadores. Dinmica de capas fluidas 10

DINM ICA DE LA HIDROSFERA La hidrosfera est formada por los ocanos y mares, que constituyen el 97,18% de la misma, los glaciares y masas de hielo polar, que representan el 2,2%, las aguas subterrneas, las superficiales y el agua atmosfrica que forman el 0,62% restante. El agua ocenica, debido a su abundancia (ocupa tres cuartas partes de la superficie terrestre), a su gran poder calorfico y a las corrientes que posee, constituye un mecanismo de transporte de calor ms eficaz que la atmsfera, por lo que su papel sobre el clima terrestre es de gran importancia. La hidrosfera como regulador trmico La hidrosfera acta como regulador trmico porque, gracias a su elevado calor especfico, es capaz de absorber y almacenar una gran cantidad de energa calorfica. As, los ocanos se calientan y enfran ms lentamente que los continentes, por lo que, a la misma latitud, los lugares emplazados junto al mar tendrn una menor amplitud trmica (diferencia entre las temperaturas mxima y mnima diarias y estacionales) que los situados en el interior de un continente. Este fenmeno es el responsable de las brisas marina: vientos superficiales que soplan del mar a la tierra durante el da , y de la tierra al mar durante la noche, contribuyendo a limitar las oscilaciones trmicas en las zonas litorales. Las corrientes ocenicas transportan una gran cantidad de calor de unas zonas a otras del globo y tienen una influencia muy importante sobre el clima. CORRIENTES OCENICAS Son cursos de agua que se desplazan por el interior de los mares y ocanos. Las fuerzas que impulsan las corrientes son principalmente los movimientos de rotacin de la Tierra, los vientos y las diferencias de densidad provocadas por las diferencias de temperaturas y de salinidad del agua. Unas son superficiales y otras, las profundas, discurren por el fondo de mares y ocanos.

Corrientes superficiales Estn relacionadas con vientos constantes y con la rotacin de la Tierra. Como se ve en el mapa, las principales corrientes ocenicas que recorren la zona central de los grandes ocanos, al norte y al sur del ecuador -corrientes ecuatoriales-, describen una trayectoria condicionada por los vientos alisios, que desde el Norte y desde el Sur se dirigen hacia el Oeste y el ecuador, Dinmica de capas fluidas 11

arrastrando a las aguas ocenicas. A la vez, arrastran las nubes y las precipitaciones hacia el oeste, originando la aridez del margen continental que abandonan (costas orientales de frica y de Amrica del sur). Cuando alcanzan las costas, al otro lado del ocano, se mueven hacia el norte y el sur paralelamente a ellas y, en forma de las llamadas corrientes de deriva del oeste, retornan a su lugar de origen. Cuando alcanzan las costas orientales, sufren una doble desviacin: hacia las latitudes altas (llevando calor y suavizando su clima, por ejemplo, la corriente del Golfo) y hacia las zonas tropicales y ecuatoriales (refrescndolas, por ejemplo, la corriente de Canarias). En la zona ecuatorial se suele formar la contracorriente ecuatorial, situada entre los giros anticiclnicos del hemisferio norte y sur, que circula en sentido contrario de aqullas (va de oeste a este). Otras corrientes que merecen mencin son las fras del polo Norte, que discurren paralelas a la costas occidentales, como la corriente del Labrador, que alcanza las costas de Terranova; la de Kamchatka, que discurre a travs del estrecho de Bering, y la de Groenlandia, que procede del ocano glaciar rtico. Por ltimo, cabe citar la corriente circumpolar Antrtica, que rodea sus costas en sentido horario, extendindose hasta los 60 de latitud sur, aproximadamente. Corrientes profundas Se mueven por los fondos ocenicos y se originan al hundirse el agua como consecuencia del aumento de densidad que se produce en las aguas del rtico al enfriarse y aumentar su salinidad, ya que cuando se congela el agua superficial en las proximidades del polo norte, las sales disueltas no se incorporan al hielo, sino que permanecen en la fraccin que se mantiene lquida con lo que esta, al aumentar su salinidad, se hace ms densa y tiende a hundirse. El hundimiento da lugar a una circulacin termohalina (condicionada por la diferencia de temperatura y/o salinidad) en vertical. Este movimiento comienza a partir del enfriamiento de la capa superficial, que tiende a descender, provocando el afloramiento del agua ms profunda y clida para ocupar su lugar, agua que asciende arrastrando nutrientes del fondo (pesqueras de Terranova). Las aguas fras se mueven por el fondo pudiendo recorrer todo el ocano, como ocurre con la corriente que se inicia en el polo norte y recorre el Atlntico hasta llegar a la Antrtida, donde asciende provocando un importante afloramiento de nutrientes. El ocano global Recibe el nombre de ocano global el conjunto formado por todos los mares y ocanos del planeta. Dicha denominacin resulta adecuada debido a la comunicacin existente entre todos ellos. Adems, su estudio es de gran importancia porque es un importante almacn de CO 2, y un e medio de transporte muy eficaz de calor o nubosidad. La cinta transportadora ocenica. Se denomina as a una especie de ro de agua que recorre la mayora de los ocanos del planeta: en la primera mitad su trayectoria lo hace como corriente profunda y, en la segunda, en forma de corriente superficial, supeditada a la accin de los vientos dominantes. En el mapa se observa que el inicio de esta circulacin se halla en las proximidades de Groenlandia, cerca del lmite de los hielos, donde el agua tiende a hundirse por ser salada, fra y, por consiguiente, densa. Esta corriente recorre el fondo del Atlntico de norte a sur hasta que entra en contacto con las glidas aguas del ocano Antrtico y asciende, retornando parte de ella a su lugar de origen. El resto se sumerge de nuevo debido al intenso enfriamiento superficial y discurre por el fondo del ocano ndico, donde, parte asciende y parte llega hasta el Pacfico, donde definitivamente asciende y se calienta. Posteriormente realiza el trayecto en sentido inverso en forma de corriente superficial, arrastrando con ella las aguas clidas y las nubes formadas en los ocanos clidos, originando lluvias a su paso y elevando las temperaturas de las costas atlnticas noreuropeas por las que discurre. El fenmeno de El Nio. En el Pacifico Sur los vientos alisios que soplan hacia el oeste desplazan el agua superficial ocenica lo que provoca el afloramiento de aguas profundas cargadas de nutrientes que hacen que en esas aguas sea muy abundante la pesca. Dichos vientos parten de un anticicln situado sobre la Isla de Pascua (formado porque la atmsfera se enfra por contacto con el agua fra de la zona de afloramiento) y concluyen en una borrasca situada en las proximidades del continente asitico. Dinmica de capas fluidas 12

Sin embargo, cada 3-5 aos, los vientos alisios amainan y no arrastran el agua de la superficie ocenica hacia el oeste. Entonces, el agua superficial se caldea y se forma una borrasca, quedndose las nubes junto a la costa de Per que, en condiciones normales, es rida. No se produce el afloramiento y la riqueza pesquera decae. Este fenmeno se denomina El Nio y dura unos 18 meses, alcanzando valores mximos en Navidad (a eso se debe su nombre: El Nio). Hoy en da se ignora su causa, pero algunos cientficos se inclinan a pensar que puede ser producto del calentamiento climtico que hace disminuir el contraste trmico existente entre la costa oriental y occidental del Pacfico. Otros lo achacan a un aumento de la actividad volcnica en las dorsales ocenicas prximas, que elevara la temperatura del agua ocenica, impidiendo el afloramiento y favoreciendo la formacin de una borrasca en ese lugar. Actualmente se llama La Nia a una exageracin de la situacin normal que ocurre en las ocasiones en las que los alisios soplan con ms fuerza de lo normal. Los efectos de El Nio se dejan sentir en el resto del mundo. El producido en 1997-98 dio lugar a aumentos de la temperatura media anual atmosfrica (0,44C), lluvias torrenciales e inundaciones en Per, Mozambique, Zambia y Kenia, graves tormentas en California y sequas en Brasil, frica Meridional, Indonesia y Filipinas.

Situacin normal

Exageracin de la situacin normal. La NIA.

Situacin anmala. EL NIO

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