Tema 4. Estado medio observado de la atmósfera y del océano. Ciclo hidrológico. Balance de energía y de momento angular. Mecanismos de transporte.

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1 Tema 4. Estado medio observado de la atmósfera y del océano. Ciclo hidrológico. Balance de energía y de momento angular. Mecanismos de transporte. La atmósfera y los océanos, los fluidos geofísicos, son los responsables de establecer un gradiente de temperatura sobre la superficie de la Tierra menos intenso que el que resultaría del balance de radiación en la superficie de un planeta completamente sólido. El exceso de energía en los trópicos y el déficit en las regiones polares tienden a ser reducidos al producirse el transporte de energía desde el ecuador hacia los polos por parte de los dos fluidos. Sin embargo en ese movimiento se deben conservar ciertas magnitudes físicas, entre las que la energía no es más que un caso particular, aunque evidentemente muy importante. Se debe, por ejemplo, conservar también la masa total y la de cada constituyente no reactivo. En particular, la conservación de la masa total de agua da como consecuencia el ciclo hidrológico, de gran importancia climática, no sólo por lo que afecta al agua en sí y a sus cambios de fase, sino porque la atmósfera debe transportar horizontalmente vapor de agua desde zonas de la Tierra con exceso de evaporación hasta aquellas donde lo que se produce es un predominio de la precipitación sobre la evaporación. Otra variable a conservar en el movimiento de los fluidos geofísicos es el momento cinético. La conservación por parte de la parte sólida del planeta se puede dar por supuesta, habida cuenta de la casi constancia de la duración del día, lo que implica que se debe también conservar el momento angular en los fluidos de la Tierra. Habida cuenta del rozamiento entre la atmósfera y la superficie del planeta, que podría alterar el momento angular del globo, deben existir mecanismos de transporte de momento angular que permitan compensar el efecto del rozamiento, retardador de la rotación del planeta en algunas regiones y el acelerador en otras. Características como cinturón de alisios, corriente en chorro, localización de grandes centros de acción (anticiclón de las Azores, bajas de las Aleutianas y de Islandia, anticiclón siberiano, etc.), corrientes del Golfo y del Kuroshio, etc., permiten explicar el transporte de propiedades por la atmósfera y por los océanos manteniendo invariantes las propiedades anteriormente mencionadas. Son ese tipo de estructuras precisamente las que constituyen la circulación general de la atmósfera y de los océanos. Estructuras que aparecen como rasgos más o menos permanentes al considerar los estados medios de los dos fluidos, una vez filtradas las fluctuaciones de mayor frecuencia, como por ejemplo las ligadas al tiempo atmosférico o a giros mesoescalares, frentes, remolinos y filamentos en el caso oceánico, que en términos comparativos podrían considerarse como el tiempo oceánico. Por lo general, se trata de mantener la escala de tiempo estacional tras filtrar las escalas correspondientes a las altas frecuencias asociadas al tiempo. Desde un punto de vista histórico, este tipo de estructuras casi permanentes permitieron establecer modelos conceptuales, que tienen cierta utilidad todavía en nuestros días. Por ejemplo, tras sucesivas correcciones, se llegó a elaborar el modelo de tres células que permitía explicar, a un nivel muy elemental, el transporte meridiano de energía por parte de la atmósfera. En primer lugar se debe considerar una célula convectiva tropical, o de Hadley, termodinámicamente directa, con movimiento ascendente sobre la zona de convergencia intertropical (ITCZ), hacia donde se dirigen desde ambos hemisferios los alisios, y descendente a unos 30 de latitud. En los casquetes polares se tendría una

2 célula polar, también directa, con movimiento descendente sobre los polos y ascendente a unos 60 de latitud. Entre las dos se tiene la célula de Ferrel, con movimiento (en el hemisferio Norte) descendente al sur y ascendente al norte. Esta célula, termodinámicamente inversa, se mantiene dinámicamente, caracterizándose, además, por su intensa circulación zonal. A lo largo de un año promedio esta estructura de células experimenta modificaciones debidas a la variabilidad estacional, al desplazarse la ITCZ hacia el norte durante el verano boreal y hacia el sur durante el verano austral. En nuestros días, la circulación general puede ser simulada resolviendo numéricamente las ecuaciones del movimiento, tanto de la atmósfera como del océano, haciendo uso de versiones simplificadas según las escalas que se deseen estudiar. A pesar de ser bastante diferentes los tiempos propios de respuesta de la atmósfera y del océano, es posible resolver simultáneamente las ecuaciones para los dos fluidos por medio de los llamados modelos acoplados atmósfera-océano. Este tipo de modelos constituyen la herramienta central para la simulación del clima del planeta. Adicionalmente se pueden ir añadiendo modelos específicos de otros subsistemas del sistema climático. Sin embargo, la complejidad asociada a los acoplamientos de modelos, o la dificultad de elaborar modelos del subsistema correspondiente, hace que muchas veces se traten simplemente como post-procesos a partir de los resultados de ejecutar los modelos de los subsistemas básicos, como son la atmósfera y el océano 4.1 Estado medio observado de la atmósfera y del océano Como se sabe, el movimiento de los fluidos geofísicos está caracterizado por poseer una gran variedad de escalas, tanto espaciales como temporales. En lo que sigue, consideraremos, en primer lugar para la atmósfera, los campos de movimiento de escalas suficientemente grandes para ser importantes en los procesos de transporte implicados el clima. En las figuras 4.1 y 4.2 se representan las isobaras al nivel del mar, los vientos medios en superficie y en la alta troposfera (para dar una idea 3D), respectivamente en enero y julio. También se puede ver la estructura de tres células comentada con anterioridad. Los principales rasgos de la circulación en superficie son: a) Un cinturón de vientos del oeste, en latitudes entre 35 N y 70 N, perturbado al viajar embebidos depresiones móviles y anticiclones. La estructura resultante es más compleja que en latitudes más bajas. Los rasgos principales de la circulación en el hemisferio norte en enero son las regiones persistentes de baja presión en las proximidades de Islandia y en el Pacífico norte (baja de las Aleutianas), con altas presiones en Siberia. En verano, las bajas presiones, aunque debilitadas, persisten en Islandia y en el norte de Canadá. En el hemisferio sur destaca el flujo zonal del oeste sobre el océano en ambas estaciones, si bien es más intenso en julio. b) Sobre los principales océanos subtropicales aparecen los anticiclones subtropicales, con centros a unos 30 de latitud. En invierno son más intensos y se encuentran más cerca del ecuador.

3 Figura 4.1. Isobaras al nivel del mar, vientos medios en superficie y en la alta troposfera (para dar una idea 3D), en enero. También se puede ver esquemáticamente la estructura del modelo conceptual de tres células.

4 Figura 4.2. Isobaras al nivel del mar, vientos medios en superficie y en la alta troposfera (para dar una idea 3D), en julio. También se puede ver esquemáticamente la estructura del modelo conceptual de tres células.

5 c) Los vientos alisios (del nordeste en el hemisferio norte y del sudeste en el hemisferio sur) se extienden entre las latitudes N y 5-20 S, observándose mejor desarrollados en el invierno. En las figuras 4.1 y 4.2 aparecen también las principales posiciones de las corrientes en chorro. Se observa que la circulación en altura es prácticamente del oeste en todas partes. Una vez vista, en rasgos generales, las estructuras presentes en la circulación general de la atmósfera, profundizaremos en algunos aspectos concretos. Es corriente, para describir la circulación, considerar medias zonales, promediando respecto a la longitud geográfica, λ, para valores particulares de la latitud y de la presión. Si representamos el valor medio de una variable x cualquiera por medio de paréntesis cuadrados queda 1 2π 2π [ x ] = 0 xdλ La media zonal captura algunas de las características de la circulación general pero, evidentemente, todos aquellos rasgos característicos del clima que puedan depender de la longitud, como por ejemplo serían los monzones, quedan difuminados al efectuar al suavizado del promedio zonal. Otro promedio que tiene interés desde el punto de vista climático es el temporal, a lo largo de un intervalo de tiempo, t, suficientemente largo para filtrar las fluctuaciones que representan el tiempo. El intervalo puede ser, por ejemplo, un mes, estación o año, o una media sobre un conjunto de muchos meses estaciones o años. Si para una variable x representamos este promedio por una barra superior, se tiene x = 1 t t xdt Normalmente, se efectúan los dos promediados anteriores para obtener medias zonales climatológicas. Una de las características más conocidas de la circulación general de la atmósfera es la media zonal y temporal de la componente zonal, u, del viento, que se denomina ordinariamente viento zonal medio. Está representado, en función de la latitud y de la altitud, en la figura 4.3, para los meses de diciembre, enero y febrero y junio, julio y agosto. Se observa que el viento zonal medio es del oeste en la mayor parte de la troposfera. Alcanza un máximo de unos 30 m/s en la corriente en chorro subtropical, centrado a unos 30 de latitud y a una altitud de unos 12 km, siendo mayor en invierno que en verano. Esquemáticamente se puede apreciar en las figuras 4.1 y 4.2 la posición de la corriente en chorro, cuya media zonal daría lugar a los máximos que se comentan. Volviendo a la figura 4.3, se observa claramente en superficie el cinturón de los vientos alisios, soplando del este en ambos hemisferios.

6 Figura 4.3. Componente zonal media del viento. La media zonal de las componentes meridiana y vertical del viento es mucho menor que el viento zonal medio. El valor máximo de la media meridiana podría ser del orden de magnitud de 1 m/s, mientras que para la componente vertical se tendrían valores típicos cien veces menores, o sea del orden de 1 cm/s. La circulación meridiana se puede estudiar con facilidad por medio de una función de corriente, Ψ M, deducida a partir de la ecuación de continuidad en coordenadas híbridas geográficas-presión (λ,ϕ,p) promediada temporal y zonalmente. Teniendo en cuenta que la derivada zonal del viento zonal medio es nula, se tiene [ cosϕv ] [ ω ] + a cosϕ y p = 0 (4.1) donde ω es la velocidad vertical generalizada ω = D t p -ρgw, siendo w la componente vertical de viento. De (4.1) se deduce que existe una función de corriente, que debe cumplir cosϕ [ v] = K Ψ K a cosϕ M [ ω ] = ΨM p ϕ (4.2)

7 donde K es una constante que determinaremos posteriormente mediante un razonamiento físico. La función de corriente se puede determinar, salvo K, a partir de la primera ecuación de (4.2), integrando respecto a la presión Ψ M cosϕ = K p 0 [ v]dp (4.3) Para determinar la constante K, consideraremos el flujo de masa de aire que, en un instante t, es transportada en la unidad de tiempo hacia el Norte, por en cima de un nivel z, a través de un paralelo. Es fácil ver que debe ser µ ( z, ϕ, t) = = 2π 0 z 1 g ρva cosϕdλdz 2π p 0 0 va cosϕdλdp expresión que se puede integrar para la longitud, λ, al aplicar el teorema del valor medio para la velocidad meridiana, resultando, al promediar posteriormente en el tiempo µ 2πa cosϕ g ( p, ϕ ) = [ v]dp por lo tanto, si se elige K = g/2πa, la función de corriente, ψ M, representa el flujo de masa hacia el Norte, debido a la circulación meridiana media. Resulta entonces, substituyendo K en (4.3) p 0 = Ψ M 2πa cosφ = g p 0 [ v]dp (4.4) y para las componentes meridiana y vertical medias, (4.2) queda g [ v] = pψm 2πa cosϕ g 2 2πa cosϕ [ ω ] = ϕ ΨM (4.5) Las expresiones (4.5) indican que derivando adecuadamente la función de corriente se obtienen información sobre la circulación meridiana media y la media zonal de la velocidad vertical, aparte de la que ya proporciona la propia función sobre el flujo meridiano de masa. La circulación meridiana media está dominada por una célula convectiva sencilla en la estación de los solsticios. El aire fluye en superficie a través del ecuador desde el hemisferio de invierno al de verano, ascendiendo y moviéndose hacia el hemisferio de invierno. Finalmente desciende en latitudes subtropicales de dicho hemisferio. Esta circulación meridiana media corresponde a la célula de Hadley (Fig. 4.4). En media

8 anual o, equivalentemente, en la estación de los equinoccios, se observan dos de estas células, una a cada lado del ecuador. Figura 4.4. Circulación meridiana media. En latitudes medias se aprecian las células de Ferrel, más débiles que las de Hadley, y con un sentido de circulación contrario. Como ya se ha visto corresponde a células termodinámicamente directas (las de Hadley) e inversas (las de Ferrel). Sorprende de estas estructuras en células el hecho de representar la circulación meridiana media una pequeña contribución al flujo total en latitudes medias. En realidad las células de Ferrel representan un subproducto de un intenso transporte de energía hacia los polos debido, como veremos, a los remolinos de escala sinóptica (eddies), que no son otra cosa que las desviaciones respecto a las medias zonal y temporal. Vistas las anteriores características de la circulación general de la atmósfera, hay que poner de manifiesto a continuación una evidencia. Como se sabe la circulación de la

9 atmósfera no es precisamente zonalmente simétrica y, precisamente, las variaciones Este-Oeste de vientos y temperatura son de gran importancia para los climas regionales. Por ejemplo, el chorro subtropical no es igualmente intenso en todas las longitudes, sino que tiene máximos locales asociados a la distribución de tierras y mares en el hemisferio norte. En invierno aparecen dos máximos de viento, corriente abajo de la meseta tibetana y de las Montañas Rocosas, en los océanos Pacífico y Atlántico respectivamente. Asociados a ellos se observa gran actividad por parte de los remolinos de escala sinóptica (eddies), lo que permite definir los caminos de los ciclones (storm tracks), donde bajas intensas de latitudes medias se observan con gran frecuencia. La migración estacional de los caminos de las bajas juega un papel clave para explicar la variabilidad anual de la precipitación, por ejemplo, en Europa y en los EUA. Hay otros climas locales importantes, que no se pueden dejar de citar, como son los climas monzónicos, los climas desérticos o los climas tropicales. La transferencia de cantidad de movimiento de la atmósfera a los océanos por medio de los vientos juega un papel crítico en la producción de la circulación general de los océanos. Esto es particularmente cierto para las corrientes de la capa superficial oceánica. En la figura 4.5 se muestran las características generales de las corrientes oceánicas superficiales de gran escala. Ocupando las mayores cuencas oceánicas destacan grandes circulaciones, que reciben el nombre de giros, y muchas corrientes estrechas y persistentes. Es fácil ver, comparando las corrientes representadas en la figura 4.5 con los vientos en superficie de las figuras 4.1 y 4.2, la gran relación que guardan los sistemas de viento en superficie con las corrientes en la capa superficial del océano. Entre las corrientes más visibles en la figura 4.5 se aprecian las de los océanos Atlántico y Pacifico norte. Corren a lo largo de los bordes occidentales de las cuencas, hacia el Norte, y presentan curvatura ciclónica. Son la Corriente del Golfo y la Corriente del Kuroshio. En el hemisferio sur también se localizan corrientes del borde occidental a lo largo de América del Sur (Corriente del Brasil) y de África (Corriente de Agulhas). Están peor definidas que las del hemisferio septentrional, seguramente porque la geometría de las cuencas permite la existencia de la corriente circumpolar Antártica, a unos 60 S, dando la vuelta al mundo sin impedimento de continente alguno. Tal situación es imposible en el hemisferio norte. La velocidad de esas corrientes puede sobrepasar 1 m/s y casi llegar a 2m/s (Corriente del Golfo), lo que son velocidades muy grandes para la circulación marina. Asociadas a las corrientes aparecen estructuras térmicas destacables por los intensos gradientes de temperatura a través de ellas. En la figura 4.6(a) se puede localizar el gradiente de temperatura asociado a la Corriente del Golfo y su variabilidad estacional por comparación con la figura 4.6(b). Debido a la dirección de la corriente, la temperatura de la capa superficial oceánica en la costa europea occidental es muy diferente, a igualdad de latitud, de la existente en la costa este americana. Esta asimetría hace que el clima en la Europa occidental sea mucho más suave que en Norteamérica. En el Atlántico norte se forma agua profunda, más densa, que origina la rama descendente de una corriente profunda de retorno que fluye hacia latitudes más bajas.

10 Figura 4.5. Características generales de las corrientes oceánicas superficiales de gran escala.

11 Figura 4.6 También son muy importantes para el clima las corrientes del borde oriental de las cuencas oceánicas. En la figura 4.5 se pueden localizar las más importantes: la corrientes del Perú (Pacífico Sur), Benguela (Atlántico Sur) y California (Pacífico Norte). Además se tienen las Corrientes de Canarias (Archipiélago Canario) y Leuwin (costa occidental de Australia). Todas ellas fluyen a lo largo de la costa hacia el ecuador y giran al oeste hacia el centro de la cuenca. Estas corrientes están asociadas a temperatura superficial del mar baja. Este hecho se pone de manifiesto en la figura 4.7, en la cual aparece la desviación de la temperatura respecto a la media para cada latitud. Las aguas más frías se localizan cerca de la costa y se extienden hacia el Oeste y hacia el ecuador cubriendo parte de la cuenca. Las bajas temperaturas de la superficie del mar son consecuencia del afloramiento (upwelling) de aguas frías y profundas, consecuencia de los vientos dirigidos a lo largo de la costa y mar adentro. Por otra parte, la presencia de aguas más frías que la media zonal, asociadas a las corrientes del borde oriental de las cuencas, estabiliza las capas bajas de la atmósfera, inhibiendo los movimientos ascendentes y favoreciendo la subsidencia y la formación de nubes estratiformes.

12 Figura 4.7. Desviación respecto de la media zonal de la temperatura superficial del mar en julio. La lengua de aguas frías asociada a la corriente del Perú, que tiende a reducirse cuando los vientos alisios se moderan en la zona, está relacionada con el fenómeno de El Niño. Si cesa el upwelling se producen anomalías positivas de temperatura superficial del mar, junto con un desplazamiento hacia el Pacífico ecuatorial central de la zona de convección situada en Indonesia. Esta alteración de la temperatura superficial del mar y de las zonas de convección afecta al clima a nivel mundial, pero, como es lógico, fundamentalmente a las zonas próximas. Se sabe hoy día que El Niño, que se produce a intervalos variables entre 2 y 7 años, es el principal responsable de la variabilidad climática natural a escala interanual. 4.2 Ciclo hidrológico El agua se mueve continuamente entre los océanos, la atmósfera, la criosfera y el suelo. La cantidad de agua en sistema climático permanece esencialmente constante a lo largo de escalas de tiempo de miles de años, pero experimenta, a temperaturas del ambiente, cambios de fase de forma natural al moverse a través de los diferentes subsistemas del sistema climático. El movimiento del agua entre esos subsistemas recibe el nombre de ciclo hidrológico. Aproximadamente la cantidad de agua que se mueve cada año en el ciclo hidrológico equivale a una columna de 1 m de agua líquida sobre toda la superficie de la Tierra. Toda esa masa de agua (más de 500 billones de toneladas) entra en la atmósfera por evaporación, se condensa y vuelve a la superficie en forma de precipitación. La evaporación de esa cantidad de agua en un año requiere un suministro de energía de 78 W m -2 que, como sabemos, proporciona el Sol. La atmósfera es capaz de transportar horizontalmente el agua a largas distancias y de hacerla ascender. Para el balance de agua en zonas de tierra, es fundamental la parte

13 atmosférica del ciclo del agua ya que se estima que una tercera parte del agua que precipita sobre tierra, se evaporó en los océanos y fue transportada desde allí por la atmósfera. El exceso de la precipitación sobre la evaporación en áreas de tierra, proporciona el agua que vuelve al océano desde la tierra por medio de los ríos. Pese a la importancia de la atmósfera en el transporte de agua, su capacidad de almacenarla es muy pequeña. Los pequeños valores de la humedad específica (normalmente unos pocos gramos de vapor en cada kg de aire) y su distribución reducida a la troposfera, hace que si toda la masa de agua presente en la atmósfera se concentrara sobre el suelo, equivaldría a una columna de unos 2.5 cm de agua líquida. Eso quiere decir que se necesitaría condensar unas 40 veces en un año el agua residente en la atmósfera (aproximadamente una vez cada 9 días) para producir la precipitación equivalente a 1 m de columna de agua. Sin embargo se estima que el tiempo de residencia real del agua en la atmósfera es de sólo 3 días, ya que la permanencia es consecuencia de un residuo entre el rápido intercambio de moléculas a través de la interfase aire-agua. Desde el punto de vista del balance global de energía en el sistema climático, el agua es de trascendental importancia. Es el principal absorbente tanto de radiación solar como terrestre (recordar que es el principal gas de efecto invernadero), contribuye aproximadamente en el 72% del albedo del planeta y en más de un 75% de la atenuación del calentamiento radiativo del suelo. La liberación de calor latente al condensarse en la atmósfera contribuye a mantener la circulación general atmosférica. También modifica el albedo del suelo, no sólo cuando la nieve o el hielo cubre la superficie, sino cuando el suelo está mojado. Obsérvese, por ejemplo, la diferencia entre la energía reflejada por la arena de la playa cuando está seca y cuando está mojada por el agua del mar. Si designamos por S g la masa de agua almacenada en el suelo por unidad de área y tiempo, se puede establecer un balance de agua, para una cierta región, de la forma S g = P E f (4.6) donde se representa con P la precipitación por lluvia, nieve y el depósito de rocío, con E la evapotranspiración (incluye, por tanto, la evaporación directa y la transpiración vegetal. A partir de aquí se usa evaporación en el sentido amplio de evapotranspiración) y con f la escorrentía (runoff) debida tanto a aguas superficiales como subterráneas, aunque la primera contribución es, por mucho, la más importante. Promediando para un intervalo suficientemente largo de tiempo, el término de almacenamiento es pequeño, con lo que (4.6) se transforma en f = P E (4.7) cuya interpretación es inmediata. Para la atmósfera se puede establecer también una ecuación de balance de agua, complementaria a (4.6), que se deduce de una ecuación de continuidad para el vapor de agua integrada verticalmente. El almacenamiento de agua en la atmósfera, S a, se podría expresar para la misma región

14 S a = E P f (4.8) a representado ahora f a la masa de agua, esencialmente en fase gaseosa, saliente como consecuencia del movimiento horizontal. A veces se denomina a este término 'escorrentía aérea'. Sumando (4.6) y (4.8) se obtiene el balance de agua para el sistema Tierra-atmósfera, en el cual el intercambio de agua a través de la superficie no aparece S g + S = f f (4.9) a a Cuando esa ecuación se promedia a lo largo de un año, los términos de almacenamiento son normalmente pequeños con lo que las dos escorrentías deben ser iguales y opuestas. Esto significa que la masa de agua transportada por el movimiento horizontal de la atmósfera a los continentes debe ser igual a la escorrentía debida a los ríos. En la tabla 4.1 contiene diferentes estimas de la media zonal anual de precipitación, evaporación y escorrentía. La precipitación alcanza un valor máximo cerca del ecuador, con máximos secundarios en latitudes medias de ambos hemisferios. El primero está relacionado con la lluvia tropical asociada a la ITCZ y los segundos a sistemas sinópticos. La evaporación varía más suavemente que la precipitación, presentando un máximo tendido en los trópicos. La precipitación supera a la evaporación en los trópicos y en latitudes medias a altas, mientras que es la evaporación la superior en latitudes de 10 a 40. Como conclusión de los valores de la tabla, el movimiento atmosférico debe ser capaz de transportar vapor de agua de latitudes subtropicales hacia los trópicos y latitudes altas. Se debe producir entonces un flujo de retorno en los océanos y/o ríos que transporte agua hacia latitudes subtropicales. El clima en los continentes y en los océanos depende de su balance hídrico. En la tabla 4.2 se dan los valores de las diferentes contribuciones al balance para cada continente y océano. Los océanos Atlántico e Índico suministran vapor de agua, mientras que el Pacífico y el Ártico reciben masa de agua neta en forma de precipitación. Si se compara la salinidad del Atlántico y del Pacífico septrentrionales, en el primero la salinidad es mucho mayor. El balance hídrico en la superficie de los océanos juega un papel importante en la determinación de la salinidad y como consecuencia de la circulación profunda de los océanos. La salinidad en el Atlántico norte es un facto clave para permitir que el agua superficial se hunda hasta el fondo del océano (formación de agua profunda), dando lugar a la corriente de retorno.

15 Tabla 4.1 La razón de evaporación, E/P, es un índice de aridez, mientras que la razón de escorrentía f/p = (P - E)/P = 1 - E/P mide la 'humedad' de un continente. Si la razón de escorrentía es grande (o la razón de evaporación pequeña), una fracción importante de la precipitación que cae en el continente fluye hacia el océano en lugar de evaporarse. Se aprecia en la tabla 4.2 que los continentes más áridos son África y Australia y que, por término medio, un 36% de la precipitación que cae sobre un continente es transportada por los ríos hacia los mares y que, como consecuencia, un 64% corresponde a agua que ha sido evaporada en el propio continente. Aunque no se van a tratar aquí procesos que tienen que ver con el ciclo hidrológico en el suelo y en las plantas, se deben hacer algunos comentarios importantes, sobre todo de cara a la simulación del clima. La capa superficial del suelo que tiene mayor interés climático es aquella a la que pueden llegar las raíces de las plantas, aunque se podrían considerar capas más profundas, si se necesitara. El agua se encuentra como suspendida en el suelo por adherencia en finas películas alrededor y/o entre las partículas del suelo. La cantidad de agua que se puede mantener de esta forma se denomina capacidad de

16 campo. Si el agua contenida en el suelo supera la capacidad de campo, la fuerza gravitatoria la lleva a mayor profundidad y pasa a formar parte del agua subterránea. Por este procedimiento se llegan a formar los acuíferos, si se alcanza un nivel impermeable. Tabla 4.2 El agua que se encuentra en la capa superficial del suelo se puede evaporar directamente o pasar del suelo a la atmósfera, por transpiración, a través de las plantas. Esto se realiza por medio de unos poros de las hojas denominados estomas. Los estomas sirven también como puerta de entrada del CO 2 necesario para la fotosíntesis. Normalmente los estomas se cierran durante la noche y se abren durante el día, pero se pueden cerrar al mediodía como respuesta a las altas temperaturas, a un déficit temporal de agua o a altas concentraciones de dióxido de carbono. Aunque conceptualmente la diferencia entre evaporación y transpiración está clara, no lo está tanto cuando se trata de separar los dos procesos en la práctica. Esta es la razón por la que se acostumbra a usar la evapotranspiración en los balances hídricos. La evaporación desde una superficie mojada depende de la tensión superficial en la interfase aire-agua y de la disminución de la concentración de vapor de agua desde la superficie que, a su vez, depende de la difusividad molecular y del efecto de ventilación que desempeña el viento cerca de la superficie. La turbulencia juega en el proceso de la evaporación un papel fundamental, incluyendo la evaporación desde el mar, donde la turbulencia interacciona con las olas. Sobre un suelo cubierto de plantas se producen,

17 por supuesto, variaciones importantes en el ritmo de evaporación, pero también se dan otras interacciones (radiativas, intercepción de la precipitación, reevaporación en las hojas, goteo desde las hojas, etc.) de importancia climática. El conjunto de los vegetales que cubren el suelo, responsables de las interacciones anteriores, se denomina cubierta vegetal y puede ser tan fina como una capa de líquenes o tan espesa como un bosque tropical. Un parámetro utilizado frecuentemente en modelos de clima en los que se hace intervenir la vegetación es el índice de área de las hojas (LAI), calculado por el cociente entre el área total de las hojas y el área de la superficie terrestre bajo la cubierta vegetal. Como es fácil ver, mide aproximadamente el número de hojas que, por término medio, intercepta una línea vertical trazada desde el suelo a través de la cubierta. Si se piensa, por ejemplo, en vegetación alta con LAI elevado, disminuye el suministro de agua al suelo al interceptar la vegetación la precipitación y facilitar su reevaporación en las hojas antes de que alcance el suelo. Como comentario final de este apartado, se debe recordar la importancia energética que tiene el ciclo hidrológico. Los términos de las ecuaciones de balance vistas, (4.6) y siguientes, participan en ecuaciones energéticas que, entre otras cosas, deben dar cuenta de la energía que entra en juego en los cambios de fase del agua. En el apartado siguiente se verán algunas de estas ecuaciones al estudiar el balance de energía en diferentes subsistemas del sistema climático. 4.3 Balance de energía y momento angular Consideraremos en primer lugar el balance de energía en la superficie del planeta, sobre el suelo o sobre los océanos. El sistema físico implicado se extiende hasta una profundidad en que los flujos de energía se puedan despreciar. En el caso del suelo esa profundidad pueden ser unos pocos metros para zonas de tierra seca pero pueden ser varios km en el océano en áreas donde se forma agua profunda. El balance de energía se puede escribir E = G = R LE SH F (4.10) t s s so donde G representa el ritmo de almacenamiento de energía en el sistema considerado; R s es la radiación (solar más terrestre) neta; LE (producto del calor latente de evaporación, L, por el ritmo de evaporación, E) es el flujo de calor latente desde el suelo hacia la atmósfera debido a la evaporación; SH es el flujo de calor sensible y F so el flujo horizontal de energía por debajo de la superficie (suelo u océano) considerada. En el caso de que se pueda admitir régimen estacionario, G = 0, (4.10) se transforma en R = LE + SH + (4.11) s F so o sea, que la radiación neta debe suministrar la energía para evaporar agua en la superficie, establecer el flujo de calor sensible y el flujo horizontal de energía por debajo de la superficie.

18 Las ecuaciones (4.10) y (4.11) representan una gran simplificación pues no consideran diversas formas de energía que, aunque podrían no tener importancia a escala global, sí la podrían tener a escala local (fusión de hielo y nieve en primavera, energía química debido a la fotosíntesis, liberación de calor por quema de bosques, energía geotérmica, etc.). Cada uno de los términos de (4.10) merecería un estudio detallado que aquí no se puede llevar a cabo. Por ejemplo, el almacenamiento de energía G requeriría considerar la propagación del calor por conducción desde el suelo; el término radiativo R s obligaría considerar los flujos de radiación de onda corta y de onda larga en la superficie y el flujo de calor sensible se estudiaría a partir de las propiedades de la capa límite de la atmósfera, donde la turbulencia juega un papel decisivo. Los diferentes términos del balance de energía en la superficie (4.10) presentan dependencias geográficas (con la latitud y sobre continentes o mares) y temporales (diurnas y estacionales). Como ejemplo, en la tabla 4.3, se tiene la distribución con la latitud de las contribuciones al balance de energía sobre océanos, tierras y global. La radiación neta tiene un máximo en latitudes tropicales pero es mayor sobre los océanos que sobre los continentes, principalmente como consecuencia del albedo. Tabla 4.3

19 Considerando todos los océanos de la Tierra, el 90% de la radiación se emplea en evaporar agua desde la superficie, mientras que sobre los continentes el porcentaje se reduce a sólo el 50%. Globalmente se destina a la evaporación el 81% de la radiación. En las latitudes en que hay déficit de energía (principalmente radiante) las corrientes oceánicas proporcionan la energía necesaria para la evaporación. En las regiones polares la radiación y el flujo de calor sensible coinciden esencialmente. Como ambos signos son negativos, lo que ocurre es que el flujo de calor sensible desde la atmósfera mantiene, en la práctica, el equilibrio al darse en esas zonas pérdidas de energía por radiación. Un parámetro importante climáticamente es la relación de Bowen, Bo = SH/LE, cociente entre el flujo de calor sensible desde la superficie y la pérdida del calor latente necesario para la evaporación. Los continentes se pueden clasificar de acuerdo con dicha relación (tabla 4.4). Los valores mayores corresponden a continentes 'desérticos' (Australia y África) mientras que los menores valores se dan para continentes 'húmedos' (América del Sur y Europa). Tabla 4.4 A continuación pasaremos a estudiar el balance de energía en la atmósfera que, evidentemente, no es independiente del correspondiente a la superficie. Esto quedará claro en la expresión matemática del balance por medio de términos de intercambio, de igual valor numérico pero opuestos. En este caso el balance se establecerá para una columna de aire, de sección unidad, extendida desde la superficie hasta la cima de la atmósfera. La ecuación que lo expresa es E = A = R + LP + SH F (4.12) t a a a

20 donde A es el ritmo de cambio del contenido de energía en la columna atmosférica considerada; R a = R TOA - R s, es la radiación neta para la columna; LP (producto del calor latente de evaporación, L, por el ritmo de precipitación en superficie, P) representa el calentamiento de la columna atmosférica por liberación de calor latente debido a la precipitación; SH es el flujo de calor sensible desde la superficie hacia la atmósfera y F a la divergencia horizontal de energía consecuencia del transporte atmosférico. Despreciando el almacenamiento A de energía en la atmósfera, se deduce de (4.12) R + LP + SH = (4.13) a F a lo que indica que el movimiento atmosférico debe exportar la suma de las energías debidas a la radiación, liberación de calor latente y flujo de calor sensible. En media anual lo que ocurre (figura 4.8) es que hay un enfriamiento radiativo casi independiente de la latitud, equivalente a una disminución de la temperatura de aproximadamente 1.5 K por día y un flujo de calor sensible muy pequeño, positivo excepto cerca de los polos (ver también tabla 4.3). Entonces el flujo debido al transporte atmosférico sigue aproximadamente la forma de la distribución de la precipitación (tabla 4.1), constituyendo la liberación de calor latente la mayor contribución de (4.13). En la figura 4.8 se observa, también, que en la región ecuatorial el movimiento atmosférico exporta energía, mientras que en los polos se tiene importación. Entre 20 y 60 de latitud se tiene una contribución neta muy pequeña. Figura 4.8 Mientras los anteriores balances se pueden deducir por vía observacional, no es así en el caso oceánico. Por una parte es mucho más difícil, técnicamente hablando, establecer un sistema de observación con barcos, boyas y cables con sensores suficientemente largos para poder llegar al fondo oceánico que la observación en la atmósfera por medio de

21 radiosondas. Por otra parte, las escalas espaciales y temporales implicadas en los procesos de transporte son comparativamente pequeñas, con lo que se hace costosa la observación con suficiente resolución. Esta es la razón por la que se acostumbra a calcular como residuo de las ecuaciones de balance la contribución oceánica. Por una parte, ya habíamos visto para el balance global E t ao = R TOA F ao Si se admite que la divergencia debida al movimiento de los fluidos geofísicos se puede escribir como la suma de contribuciones F ao = F a + F o y se considera un intervalo de promediado suficiente para poder prescindir del término de almacenamiento de energía, se puede escribir para la divergencia debida al transporte oceánico F = R F (4.14) o TOA a O sea, conocida la radiación en la cima de la atmósfera y determinado el flujo atmosférico con precisión, se deduce el flujo de energía en el océano. También se puede determinar a partir de la ecuación de balance de energía en la superficie (4.11) aplicada al océano = R LE SH (4.15) Fo s Figura 4.9

22 La figura 4.9 corresponde a la aplicación de (4.14). Se observa la clara asimetría de los dos hemisferios. Mientras en el hemisferio norte las contribuciones de los flujos atmosférico y oceánico son prácticamente iguales, en el sur la atmósfera contribuye aproximadamente con los 2/3 del transporte total. La aplicación de (4.15) proporciona cualitativamente los mismos resultados pero, sin embargo, los valores numéricos que se obtienen son menores que los deducidos a partir de (4.14). Como ya se indicó previamente, el sistema climático debe conservar, además de la energía y la masa de agua, el momento cinético. Considerando el sistema atmósferaocéanos-tierra sólida, el momento cinético total debe permanecer muy aproximadamente constante. De hecho existiría una pequeña disminución secular debido a las atracciones gravitatorias de la Luna y de otros planetas. Si pensamos ahora en la atmósfera y el globo terrestre (formado éste por la tierra sólida y los océanos) es posible llevar a cabo una primera discusión, pues la contribución de la atmósfera se puede deducir de las observaciones. Basta integrar para toda la atmósfera el momento angular respecto al eje de rotación de la Tierra por unidad de masa de atmósfera ( Ωa cosϕ u) a cosϕ M = + (4.16) donde se ha considerado la coordenada polar r a, radio de la Tierra. Teniendo en cuenta la distribución de vientos para los dos hemisferios y las variaciones estacionales, se deduce una variabilidad estacional y una asimetría entre los dos hemisferios. Estas variaciones imponen a su vez un cambio en el momento cinético del globo (esencialmente de la tierra sólida) que afecta a la duración del día. Estimas de dicha variación, de enero a julio, la cifran en 0.8 ms, con bastante buena concordancia con las observaciones. Desde el punto de vista de la circulación general de la atmósfera tiene más interés lo que ocurre con el transporte de momento cinético y su intercambio con los océanos y la litosfera. Considerando un intervalo de tiempo suficiente, se puede admitir que el momento angular total de la atmósfera no cambia (por lo tanto, el del resto tampoco).sin embargo, la orografía y el rozamiento con la superficie ejercen un par que tendería a modificar el momento angular de la atmósfera. En el caso de la orografía se debe a la diferencia de presión de un lado a otro de las montañas de toda la Tierra. En el caso del rozamiento, se comunica a la atmósfera momento angular positivo (del oeste) cuando la Tierra gira más rápida que la atmósfera (viento del E) y la atmósfera pierde momento angular cuando la Tierra gira más lenta que la atmósfera (viento del W). El efecto global de orografía y rozamiento debe ser nulo. En función del régimen de vientos, la Tierra comunica a la atmósfera momento angular en latitudes tropicales, como consecuencia de los alisios, y, por el contrario, la atmósfera cede a la Tierra momento angular en latitudes medias y altas, al ser predominantes los vientos del W.

23 La circulación atmosférica exporta el exceso de momento angular de los trópicos hacia latitudes medias, donde está el principal sumidero. El mecanismo se puede ver, en parte, a partir de (4.16). Si una masa unidad se encuentra en el Ecuador con velocidad zonal nula y se mueve hacia el polo, manteniendo su momento angular, debido a Coriolis adquiriría una velocidad zonal de acuerdo con (4.16) u ϕ Ωa sin 2 ϕ = (4.17) cosϕ que aplicada a una latitud de 30 daría una velocidad u ϕ = 134 m/s. Este valor, como sabemos, es muy superior a los observados en la corriente en chorro (unos 40 m/s). Se puede pensar, no obstante, que la rama superior de la célula de Hadley transporta el momento cinético, pero como con las velocidades meridianas observadas (del orden de 1 m/s) las partículas fluidas tardarían más de un mes en llegar a la latitud de 30, la turbulencia y otros procesos tendrían tiempo suficiente para reducir el momento angular. Vista en términos generales la conservación del momento angular en la atmósfera, se debe cerrar el ciclo con los océanos y la litosfera. Los vientos establecen, por rozamiento, las grandes corrientes oceánicas con lo que además intercambian momento angular. Sin embargo el transporte meridiano por parte de los océanos es muy pequeño. Por el contrario, los grandes sistemas de vientos, como los alisios, acumulan en agua en una parte de la cuenca, produciendo una inclinación del nivel del mar que produce, de un lado a otro de los continentes, un efecto semejante al de la orografía con respecto al momento cinético de la atmósfera. Si pensamos, por ejemplo, en el Pacífico austral, la acumulación de agua en Oceanía por efecto de los alisios y la depresión frente a las costas de América del Sur constituye una de las características previas del estado del sistema climático antes de iniciarse un episodio de El Niño. Cuando se debilitan los alisios, la superficie del océano tiende a situarse horizontal, se desplaza simultáneamente la zona de convección desde Oceanía hacia el Pacífico central y aumenta la temperatura superficial del mar es esa zona. Admitiendo, entonces, que el océano no tiene un papel importante en el transporte meridiano, como la litosfera gana, por rozamiento con la atmósfera, momento angular en latitudes medias y pierde en los trópicos, es imprescindible para cerrar el ciclo que sea la propia litosfera la que se encargue de transportarlo desde latitudes medias hacia los trópicos. Esta consideración enlaza los movimientos atmosféricos y oceánicos con los de la corteza terrestre, lo que tiene enormes implicaciones. Tanto es así que algunos autores piensan que la intermitencia de ciertos terremotos, no del todo explicados por características sísmicas, podrían tener que ver con el ciclo de momento angular en el sistema climático. 4.4 Mecanismos de transporte En los apartados anteriores se han estudiado diferentes ecuaciones de balance basadas en consideraciones acerca de la conservación de alguna magnitud. Ha sido posible intuir algún mecanismo de transporte pero, sin embargo, hay ciertos rasgos que quedan por explicar basándose en el transporte meridiano (debilidad de la célula de Ferrel en

24 relación con el transporte de energía, transporte de vapor de agua y de momento cinético...). En el caso de la atmósfera, una parte importante del transporte de propiedades no se hace por el movimiento medio sino por las desviaciones respecto de él. Las fluctuaciones asociadas al tiempo, o remolinos de escala sinóptica, aparecen en las desviaciones respecto a la media temporal. Así, si se considera una variable, x, cualquiera se tiene la desviación x' = x x (4.18) Pero también existen desviaciones respecto a la media zonal que ponen de manifiesto la falta de simetría zonal consecuencia de la distribución de tierras y mares o, lo que es lo mismo, de la dependencia de la longitud geográfica sobre los procesos. Por ejemplo, * x = x [ x] (4.19) expresa la desviación de la media temporal respecto a la media zonal y temporal. Se produce un flujo hacia el N de la energía interna (o temperatura), cuando el aire que se mueve hacia el N es más cálido que el que se mueve hacia el S, aun cuando el viento meridiano medio sea nulo. Los mismo se puede aplicar a cualquier otra variable. Cuando se calcula la media temporal y zonal del producto vt, siendo v la componente meridiana del viento, lo anteriormente indicado queda claramente de manifiesto * * [ vt ] [ v][ T ] + [ v T ] + [ v' T '] = (4.20) En (4.20) se tienen tres contribuciones al flujo de temperatura. La primera se debe a la circulación meridiana media, la segunda a remolinos estacionarios y la tercera a remolinos transitorios. Los flujos debidos a los remolinos transitorios son los que están asociados al tiempo en latitudes medias. Para que la contribución sea positiva (movimiento meridiano y temperatura correlacionados positivamente), en el supuesto de considerar perturbaciones ondulatorias, la onda de temperatura debe estar aproximadamente retrasada un cuarto de onda con respecto a la onda de presión. En la figura 4.10 se representa esquemáticamente una situación baroclina típica en latitudes medias del hemisferio norte. Para facilitar la discusión se consideran en la figura medias zonales y sus desviaciones pero, pensando en una traslación de esa estructura dinámica de W a E, se puede deducir fácilmente lo que ocurriría considerando medias temporales y desviaciones respecto a ellas. Se observa en el esquema la perfecta correlación entre v y T con lo que se tiene flujo positivo de temperatura. En la figura 4.11 se representan las ondas estacionarias del hemisferio norte, correspondientes a la topografía media de la superficie isobara de 500 hpa para el mes de enero. Se observan dos grandes vaguadas, asociadas al Himalaya y a las Montañas Rocosas, que representan desviaciones respecto a la media zonal de la media temporal del mes de enero. Esta configuración junto con el contraste térmico entre las corrientes

25 de Kuroshio y del Golfo y los fríos continentes proporciona una contribución positiva al flujo de temperatura. Figura 4.10 Figura 4.11

26 En la figura 4.12 se representa un corte vertical del flujo de temperatura debido a los remolinos (eddies). Se observa la importancia de la contribución de los remolinos en latitudes medias, precisamente donde se establece la débil célula de Ferrel. Es interesante resaltar gran la variabilidad estacional apreciable en el hemisferio norte, frente a una mucho menor en el sur. Los máximos que aparecen en bajos niveles en latitudes medias están asociados a ciclones extratropicales en desarrollo, en los que la diferencia de fase entre la presión y la temperatura es más adecuada para el flujo positivo de temperatura en esos niveles. Figura 4.12 Este mismo mecanismo es adecuado para el transporte de vapor de agua por la atmósfera desde latitudes subtropicales hacia las tropicales y altas. El transporte de vapor de agua se puede calcular por medio de la humedad específica, q, en la forma * * [ vq ] = [ v][ q] + [ v q ] + [ v' q' ] En la figura 4.13 se representa un corte vertical de la contribución de los remolinos al transporte de vapor de agua. Se observa que sólo hay contribución importante en latitudes de medias a altas. Por lo tanto, el movimiento meridiano medio (correspondiente a los alisios) es el responsable del transporte de vapor desde las latitudes subtropicales a las tropicales (no mostrado) mientras que son los remolinos los que predominan en el transporte de vapor de agua hacia las regiones polares.

27 Figura 4.13 Para finalizar, vamos a ver el papel de los eddies en el transporte de momento angular por la atmósfera. El flujo hacia el N de momento angular lo podemos estudiar promediando el producto vm. De (4.16) se deduce * * { } a cosϕ + {[ u v ] [ u' v' ]} a cosϕ [ ] [ v] Ωa cosϕ + [ u] vm = + (4.21) La expresión (4.21) pone de manifiesto que el flujo de momento angular por medio de los remolinos depende de la covarianza entre las componentes zonal y meridiana del viento. De la figura 4.10 se deduce que esa misma configuración de presión hace que los remolinos transporten momento angular de forma adecuada. Es fundamental la inclinación de SW a NE de los ejes de vaguadas y dorsales. Tanto es así que, si la inclinación fuera de NW a SE, se tendría covarianza negativa y el flujo se produciría de N a S. Estas últimas inclinaciones de los ejes de las perturbaciones también son posibles en la atmósfera pero las configuraciones son barotrópicamente inestables. Cuando aparecen, la instabilidad se desarrolla y las destruye, transformándose en la situación estable de la figura La misma discusión se puede hacer para el hemisferio S, con lo que las configuraciones adecuadas para el transporte meridiano de momento angular por la atmósfera son las que se representan esquemáticamente en la figura En la figura 4.15 se representa un corte vertical de los términos que dan la contribución de los remolinos al transporte meridiano de momento angular. Nuevamente, en la zona que ocupa la célula de Ferrel se tiene la máxima contribución de los remolinos, centrada a unos 35 y al nivel de la tropopausa. Es destacable, una vez más, la diferente variabilidad estacional de los dos hemisferios.

28 Figura 4.14 Figura 4.15 Este tipo de discusión no se puede hacer para el flujo debidos a las corrientes oceánicas porque, como ya se ha indicado, no existen medidas equivalentes a las realizadas en la

29 atmósfera. Ya vimos anteriormente que para la determinación del flujo de energía se dejaba la contribución de la circulación marina como residuo (figura 4.9). Para el transporte de energía por los océanos habría tres contribuciones posibles a estudiar: las corrientes superficiales producidas por el viento, las circulaciones termohalinas y los remolinos oceánicos. Las corrientes superficiales cálidas del borde occidental de los océanos, como la Corriente del Golfo o la Corriente del Kuroshio, juegan un papel importante en el transporte meridiano de energía por los océanos. También es importante el papel de las corrientes frías que se dirigen hacia el ecuador a lo largo del borde oriental. Con parámetros conocidos de la Corriente del Golfo se pueden realizar, con relativa facilidad, algunos cálculos relativos al transporte de energía. Suponiendo que el 50% del máximo de potencia transportada por los océanos de la figura 4.9 (P M = 3 PW) lo realiza la Corriente del Golfo (el otro 50% sería atribuible al Kuroshio), se podría escribir P M = 2 cρvhd T (4.22) donde c es el calor específico del agua del mar y ρ su densidad, v la velocidad de la corriente, h su profundidad, d su anchura y T la diferencia de temperatura entre la corriente del Golfo y la de retorno hacia el ecuador. De (4.22) se puede despejar T. Con los valores: Para el agua, c = 4180 J kg -1 K -1 y ρ = 1000 kg m -3 Para datos de la Corriente del Golfo v = 1 m s -1, h = 50 m y d = 50 km se deduce para la diferencia de temperatura entre la Corriente del Golfo y la de retorno T 14 K. Este valor se puede comparar con los datos deducidos por medio de la observación. La temperatura de las aguas superficiales de la Corriente del Golfo es de unos 22 C, frente a unos 15 C para la temperatura media zonal a la latitud de dicha corriente (ver figura 4.6a). Para que se pueda explicar el transporte de energía hacia el N por la Corriente del Golfo es necesario que la corriente de retorno hacia el ecuador sea mucho más fría que esa temperatura media, del orden de unos 8 C. La discrepancia de temperaturas que indica este valor hace ver la necesidad de que el retorno se lleve a cabo por capas más profundas que la termoclina, y por lo tanto más frías. Esto es posible en el Atlántico Norte debido a la formación de agua profunda gracias a la evaporación que se produce allí, como habíamos visto. Las circulaciones termohalinas, de las que lo anterior es un caso particular, también tienen gran importancia en el transporte de energía. Sin embargo, la escala temporal es larga, en comparación con lo que estamos viendo. Se calcula que para la formación de agua profunda en caso comentado más arriba, la escala sería de unos 100 años, o más, lo que pondría de manifiesto la importancia climática de las corrientes oceánicas, que forman parte de la llamada 'cinta transportadora', en escalas de tiempo del siglo o superior.