UNIDAD 8. DINÁMICA DE LAS MASAS FLUIDAS

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UNIDAD 8. DINÁMICA DE LAS MASAS

FLUIDAS

Podemos clasificar los componentes atmosféricos en mayoritario(nitrógeno, oxígeno, argón, dióxido de carbono y otros), minoritario(hay reactivos como monóxido de carbono, metano, amoníaco ozono, y no reactivos como óxido nitroso, helio y neón) y variable(vapor de agua y contaminantes).Las radiaciones de longitud de onda corta (rayos gamma, X y UV

son filtradas por las capas altas de la atmósfera.

1. COMPOSICIÓN, ESTRUCTURA Y FUNCIÓN DE LA

ATMÓSFERA



Podemos diferenciar las siguientes capas en la atmósfera:

-Troposfera: termina en la tropopausa (9 km en los polos y 16 en eecuador),. En ella se concentra el 80% de los gases atmosféricosSu presión atmosférica desciende bruscamente, así como sutemperatura (-70º C en la tropopausa; hay un gradiente vertical detemperatura de unos 0,65º C/100m). Aquí tiene lugar el efectoinvernadero, así como los fenómenos meteorológicos. También sehalla una capa sucia de polvo en los primeros 500 m.

-Estratosfera: llega hasta la estratopausa (50 – 60 km). El aire estenue y sólo existen movimientos horizontales. En su capa inferiorse forman nubes noctilucentes de hielo. Entre los 15 y 30 km seencuentra la capa de ozono (la temperatura aumenta hasta los 0- 4ºC.)

-Mesosfera: se extiende hasta los 80 km. Se forman las estrellasfugaces. La temperatura disminuye hasta los -80º C.

-Ionosfera o termosfera: hasta los 600 km. La temperaturaaumenta hasta los 1000º C, por la absorción de radiaciones solaresde onda corta por el nitrógeno y el oxígeno, lo que origina el campomagnético terrestre. Aquí también se produce el rebote de lasondas de radio emitidas desde la tierra, así como las aurorasboreales y australes.

-Exosfera: hasta los 800 km.

2. DINÁMICA ATMOSFÉRCIA

Los movimientos de convección de la troposfera se deben variaciones de temperatura, humedad o presión atmosféricas.

-Convección térmica: el aire de la superficie, más caliente y menodenso, se eleva formando corrientes térmicas ascendentes.-Convección por humedad: el vapor de agua en el aire lo hacmenos denso que el aire seco. Podemos medir el vapor de agua



mediante la humedad absoluta (cantidad de vapor de agua que hayen un volumen determinado de aire y se expresa en g/metro cúbico)Al aumentar la temperatura aumenta el punto de rocío otemperatura de saturación, es decir, aquella en la que el aire nopuede contener más vapor de agua) y la humedad relativa (es la

cantidad en tanto por ciento de vapor de agua en el aire. Alenfriarse una masa de aire al ascender, llega un momento en el quese alcanza la temperatura del punto de rocío, denominándose nivelde condensación a la altura donde ocurre esto y haciéndose visibleslas nubes. Para que se formen las nubes es necesario también queexistan en la atmósfera unos núcleos de condensación, que puedenser partículas de polvo, humo, etc.)

-Movimientos verticales debidos a la presión atmosférica: anivel del mar y en condiciones normales, la presión es de 1atmósfera (760 mm de mercurio o 1013,3 milibares). Las isobarasson líneas que unen puntos de igual presión. Un anticiclón es unazona de alta presión y la presión disminuye desde el centro hacia elexterior. En una borrasca o zona de baja presión, esta aumentadesde el centro hacia el exterior.

Una borrasca se forma cuando existe una masa de aire caliente y/ohúmedo asciende, creándose un vació en el lugar que ocupabadicha masa, que se rellena con el aire frío de los alrededores.En un anticiclón el aire frío desciende y el aire sale desde el centrohacia el exterior.

Llamamos gradiente vertical a la diferencia de temperatura entre

dos puntos situados a una diferencia de altitud de 100 m. hay dostipos diferentes de gradientes:

1. Gradiente vertical de temperatura (GVT): es la variaciónvertical de temperatura en condiciones de reposo y es de unos0,65º C por cada 100 m de ascenso en la troposfera.

2. Gradiente adiabático seco (GAS): es de 1º C cada 100 m. Se

debe a que al disminuir la presión atmosférica, disminuye latemperatura por disminución de presión.



3. Gradiente adiabático saturado o húmedo: es el momento en

el que la masa ascendente de aire alcanza el punto de rocío yse forman las nubes. A partir de este momento el GAS es menode 1, denominándose gradiente rebajado o gradiente adiabáticohúmedo. Este gradiente aumenta hasta que todo el vapor se

haya condensado, hasta llegar a 1º C/100 m, es decir, el deGAS. Cuanto mayor es la cantidad de vapor de agua inicialmenor será el GAH, siendo mínimo en zonas tropicales (nubesaltas) y máximo en latitudes medias (las nubes se forman amenor altura, sobre todo en invierno).



CONDICIONES DE ESTABILIDAD O SUBSIDENCIASe debe al descenso de una masa de aire frío y denso. Se formuna anticiclón por aumento de la presión atmosférica, partiendo lovientos desde el centro hacia fuera. En estas condiciones se impidla entrada de precipitaciones, siendo el tiempo seco y fríopidiéndose dar la aparición de nieblas y heladas.Si el GTV es positivo y menor que el GAS, no se producemovimientos verticales. Si el GTV es negativo hay un fenómeno dinversión térmica que forman nieblas y atrapa la contaminación.

CONDICIONES DE INESTABILIDAD ATMOSFÉRICASe dan cuando hay movimientos ascendentes de aire cuytemperatura interior varía según el GAS y cuyas variacionetérmicas verticales se corresponden con el GVT. Para que esocurra el GVT debe ser mayor que el GAS, es decir, que el aiexterior se enfríe más deprisa (sea más denso) que el interior.El aire ascendente formará una borrasca en superficie y el vienconvergerá desde el exterior.Estas condiciones son propicias para la eliminación de contaminación, ya que el aire ascendente provoca la elevación y dispersión de la misma.



3. DINÁMICA DE LAS MASA FLUIDAS A ESCALA GLOBAL

DINÁMICA ATMOSFÉRICAEl viento superficial sopla desde los anticiclones hasta las borrascasmientras que el viento de altura lo hace en sentido contrario.El efecto de Coriolis es una consecuencia del movimiento drotación terrestre y de su giro en sentido antihorario ((de oeste este), siendo máximo en los polos y mínimo en el ecuador. Así, u

móvil que sale del ecuador y se dirige al polo norte, se encuentrcon un suelo que cada vez gira más despacio, por lo que tiende adelantarse en rotación y desviarse hacia la derecha. Del polo northacia el ecuador también se desvía hacia la derecha. En el polo sula desviación será hacia la izquierda.Al ser desviados los vientos por la fuerza de coriolis, el resultado eun giro en sentido horario en torno a los anticiclones y antihorario

las borrascas en el hemisferio norte (al revés en el hemisferio sur).

En las zonas ecuatoriales el aire caliente tiende a ascendeoriginando borrascas ecuatoriales.En las zonas polares se produce un asentamiento de un anticiclópolar permanente.La fuerza de coriolis produce la desviación hacia la derecha de lo

vientos en el hemisferio norte, provocando la aparición de tres tipode células.



1. Célula de Hadley: origina una zona de anticiclonesubtropicales que originan los mayores desiertos del planeta (eanticiclón subtropical de las Azores es el que mayor influencitiene sobre el clima de nuestro país). Esta célula se cierra polos vientos alisios que convergen el ecuador y originan la zon

de convergencia intertropical (ZCIT).2. Célula polar: llega hasta los 60º de latitud por parte de lo

vientos levantes polares, formando las borrascas subpolare(que pueden afectar a nuestro país).

3. Célula de Ferrel: está situada entre las anteriores y se formpor la acción de los vientos del oeste o Westerlines que sopladesde los anticiclones desérticos hacia las zonas de la

borrascas polares.



DINÁMICA DE LA HIDROSFERAActúa como un regulador térmico, por lo que las zonas costerastendrán una menor amplitud térmica (debido a la acción de lasbrisas marinas) que las zonas continentales (en las que sueleninstalarse anticiclones continentales permanentes durante einvierno).

Podemos clasificar las corrientes oceánicas en superficiales yprofundas. Las superficiales están condicionadas por el giro del viento en tornoa los anticiclones.Las corrientes profundas se originan por diferencias en la densidad

del agua, hundiéndose la más fría y salada para dar lugar a unacirculación termohalina en vertical.



La cinta transportadora oceánica es una especie de río de aguaque recorre la mayoría de los océanos del planeta. Esta transcurrecomo corriente profunda (según la densidad) y como corrientesuperficial (según los vientos dominantes).



El fenómeno de el Niño se debe a un excesivo calentamientosuperficial de las aguas del Pacífico oriental junto a las costas dePerú. En estas condiciones los vientos alisios amainan y noarrastran el agua de la superficie oceánica hacia el oeste,formándose una borrasca sobre la costa de Perú (que encondiciones normales es árida) y decreciendo la riqueza pesquerapor falta de afloramiento. Sobre la zona occidental del Pacífico seproduce un anticiclón, lo que da lugar a sequías en Indonesia,Australia y Filipinas.La niña es una exageración de la situación normal, que ocurrecuando los alisios que soplan de este a oeste, lo hacen con másintensidad de lo normal. Se asocia con un descenso de latemperatura media superficial del océano Pacífico oriental-central.

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