Verónica Martín Gómez Climatología 2018

Transcripción

1 Verónica Martín Gómez Climatología 2018

2 TEMA 5: EL CICLO HIDROLÓGICO Objetivo Descripción del ciclo hidrológico enfocándonos fundamentalmente en la rama atmosférica del mismo. Contenido 5.1 Introducción al ciclo hidrológico 5.2 Distribución del agua en el sistema climático 5.3 Vapor de agua en la atmósfera 5.4 Ecuación clásica de balance de agua 5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico

3 TEMA 5: EL CICLO HIDROLÓGICO Objetivo Descripción del ciclo hidrológico Contenido 5.1 Introducción al ciclo hidrológico 5.2 Distribución del agua en el sistema climático 5.3 Vapor de agua en la atmósfera 5.4 Ecuación clásica de balance de agua 5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico

4 5.1) Introducción al ciclo hidrológico Los principales almacenes de agua dentro del sistema climático son: los océanos, masa de hielo, nieve, agua superficial, la atmósfera la biosfera. Todos estos reservorios están conectados a través de la transferencia de agua (ya sea en forma líquida, sólida o gaseosa) El ciclo hidrológico describe los movimientos del agua (en sus tres posibles estados) entre la superficie de la Tierra, el subsuelo, la atmósfera y los océanos. El agua pasa a la atmósfera a través de la evaporación en los océanos y continentes y de la transpiración de las plantas.

5 5.1) Introducción al ciclo hidrológico Una vez en la atmósfera, el agua es transportado en forma gaseosa (vapor de agua), líquida (gotitas de agua en las nubes) y/o sólida (cristales de hielo), para posteriormente ser depositada sobre los océanos y continentes en forma de: Lluvia Nieve Granizo Formación de rocío Heladas El agua precipitada sobre los continentes puede: infiltrarse en el suelo (humedad superficial, acuíferos) correr sobre la superficie (escorrentía) a través de ríos y arroyos que lo depositen de nuevo en los mares y océanos.

6 5.1) Introducción al ciclo hidrológico Ramas del ciclo hidrológico: Terrestre comprende el flujo entrante, saliente y almacenamiento de agua en sus diferentes estados de agregación dentro o sobre los continentes y océanos. Atmosférica representada por todo el transporte de agua en la atmósfera. Ambas ramas se unen en la interfaz atmósfera superficie continental. La pérdida de agua de la superficie continental y de los océanos a través de la evaporación y evapotranspiración (output de la rama terrestre) representa la entrada de agua en la rama atmosférica (input). Agua: link crucial entre varios componentes del sistema climático.

7 5.1) Introducción al ciclo hidrológico Factores que hacen del agua un elemento importante dentro del balance energético del sistema climático: Liberación de energía (calor latente) en los procesos de condensación y congelación (que luego es empleada por la atmósfera para conducir/modular los sistemas de circulación) Es el principal gas efecto invernadero (aproximadamente el 60%* del efecto invernadero natural es debido al vapor de agua) Sus fases líquida y sólida contribuyen a la opacidad de la atmósfera a la radiación térmica ( taponan la ventana atmosférica ) Gran parte del albedo del planetario está asociado a las nubes.

8 5.1) Introducción al ciclo hidrológico

9 Objetivo Descripción del ciclo hidrológico Contenido 5.1 Introducción al ciclo hidrológico 5.2 Distribución del agua en el sistema climático 5.3 Vapor de agua en la atmósfera 5.4 Ecuación clásica de balance de agua 5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico

10 5.2) Distribución del agua en el sistema climático m³ de agua (97.57% del agua total) están contenidos en los océanos 33, m³ (2,43% del agua total aprox) se encuentra en los continentes (agua superficial, subterránea, glaciares en el Ártico y Antártida). En los continentes, el agua se almacena en distintos reservorios: glaciares ( m³), aguas subterráneas (8, m³), ríos y lagos (0, m³) y en la materia viva de la biosfera (0, m³). La atmósfera contiene 0, m³, es decir, un 0,001% del agua total en la Tierra.

11 5.2) Distribución del agua en el sistema climático

12 5.2) Distribución del agua en el sistema climático La cantidad de agua que por año precipita sobre la superficie terrestre es mayor que la que se evapora. Lo contrario ocurre con los océanos, siendo éstos la principal fuente de vapor de agua en la atmósfera. La precipitación neta anual es de m³, 33 veces mayor que el contenido promedio de agua en la atmósfera ( m³), lo cual sugiere la existencia de un rápido reciclado del agua entre la atmósfera y la superficie. Los tiempos de residencia del agua en cada uno de los reservorios pueden ser deducidos a partir de la cantidad total de agua que pierde por año el reservorio (el flujo total anual de agua) y el almacenamiento total de agua del reservorio. Tales tiempos de residencia varían entre los 10 días para el caso del vapor de agua en la atmósfera hasta miles de años para el caso de los océanos y casquetes polares.

13 Objetivo Descripción del ciclo hidrológico Contenido 5.1 Introducción al ciclo hidrológico 5.2 Distribución del agua en el sistema climático 5.3 Vapor de agua en la atmósfera 5.4 Ecuación clásica de balance de agua 5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico

14 A través de los procesos de evaporación, sublimación y transpiración, el agua pasa de los continentes, océanos y vegetación a la atmósfera. Una vez en la atmósfera, el vapor de agua: es transportado y redistribuido por los vientos y puede condensarse y/o congelarse para formar nubes Detección de vapor de agua en la atmósfera: a través de imágenes de satélite. La distribución geográfica del vapor de agua en la atmósfera es mucho más uniforme que para el caso de las nubes. Ambas (vapor de agua y nubes) pueden ser detectadas a través del uso de satélites. Ahora bien, para que existan nubes es necesario que el vapor de agua presente en una determinada parcela de aire de la atmósfera se condense, y para ello, el primer paso necesario es que el aire de la parcela alcance condiciones de saturación (se sature de vapor de agua).

15 A través de los procesos de evaporación, sublimación y transpiración, el agua pasa de los continentes, océanos y vegetación a la atmósfera. Una vez en la atmósfera, el vapor de agua: es transportado y redistribuido por los vientos y puede condensarse y/o congelarse para formar nubes Detección de vapor de agua en la atmósfera: a través de imágenes de satélite. La distribución geográfica del vapor de agua en la atmósfera es mucho más uniforme que para el caso de las nubes. Ambas (vapor de agua y nubes) pueden ser detectadas a través del uso de satélites. Ahora bien, para que existan nubes es necesario que el vapor de agua presente en una determinada parcela de aire de la atmósfera se condense, y para ello, el primer paso necesario es que el aire de la parcela alcance condiciones de saturación (se sature de vapor de agua).

16 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera Toda parcela de aire en la atmósfera va a estar caracterizada por unas propiedades termodinámicas: presión (P), temperatura (T), densidad (ρ), y en general, en meteorología, las caracterizaremos además por una presión de vapor de agua e. Toda masa de aire, por el hecho de tener una temperatura T, tiene asociada un valor de presión de vapor saturante e s definido como la máxima presión de vapor de agua que puede albergar la parcela de aire en su seno a una temperatura T concreta (nos vendría a decir el máximo contenido de vapor de agua que puede tener una parcela de aire con una temperatura T). El valor de la presión de vapor saturante de una parcela en función de su temperatura están tabulados. La presión de vapor saturante es una función casi exclusivamente de la temperatura.

17 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera Toda parcela de aire en la atmósfera va a estar caracterizada por unas propiedades termodinámicas: presión (P), temperatura (T), densidad (ρ), y en general, en meteorología, las caracterizaremos además por una presión de vapor de agua e. Toda masa de aire, por el hecho de tener una temperatura T, tiene asociada un valor de presión de vapor saturante e s definido como la máxima presión de vapor de agua que puede albergar la parcela de aire en su seno a una temperatura T concreta (nos vendría a decir el máximo contenido de vapor de agua que puede tener una parcela de aire con una temperatura T). El valor de la presión de vapor saturante de una parcela en función de su temperatura están tabulados. La presión de vapor saturante es una función casi exclusivamente de la temperatura.

18 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera La Figura representa la presión de vapor saturante en función de la temperatura. La relación existente entre la presión vapor saturante y la temperatura viene dada por la ecuación de Clausius-Clapeyron: des dt L R v e T s 2 Donde L representa el calor latente y es de vapor saturante. la presión Cuanto mayor es la temperatura, mayor es el valor de la presión de vapor saturante (mayor es el contenido de vapor de agua que la parcela de aire puede hospedar en su seno)

19 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera Supongamos una parcela de aire a una temperatura T 1 a la que le corresponde una presión de vapor saturante e s, y e es la presión de vapor que en realidad tiene la masa de aire: Si e < es parcela de aire subsaturada Si e = es parcela saturada (humedad relativa 100%) por pequeño que sea la cantidad de vapor que se le añada, dicha condensará. Si e > es la parcela de aire ha sobrepasado las condiciones de saturación. El exceso de vapor de agua se condensa y aparecen gotitas de agua. Dos son los posibles mecanismos a través de los cuales una parcela de aire a la temperatura T y con una presión de vapor e puede llegar a la saturación (e = es): aumentando el contenido de vapor de agua enfriando la parcela de aire

20 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera Veámoslo gráficamente: Supongamos que tenemos una masa de aire que se encuentra en el punto A. En ese punto, su temperatura es de T=24ºC y una presión de vapor de agua e=0,9kpa, aproximadamente. Con esas condiciones iniciales, si mantenemos constante la presión de vapor de agua (es decir, no incrementamos la concentración de vapor de agua en la parcela de aire) y disminuimos gradualmente su temperatura, llegará un momento en el que alcancemos la curva de saturación (a los T=2ºC aproximadamente) y en ese momento la parcela de aire se encuentra saturada (humedad relativa del 100%).

21 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera Si la temperatura sigue disminuyendo nos adentramos en la región de sobresaturación (zona grisácea) y el excedente de vapor de agua condensará formando gotitas de agua. Otro modo de saturar la parcela es: partiendo del punto A y manteniendo la temperatura constante, ir aumentando gradualmente la concentración de vapor de agua en la parcela. De esto modo llegará un momento en el que alcancemos la curva de saturación (cuando e=3.3kpa aproximadamente) y la parcela se sature. Si a partir de ese momento seguimos incrementando el contenido de vapor de agua, la parcela estará sobresaturada y el excedente condensará.

22 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera

23 5.3.2 Índices de humedad Qué maneras hay de saber cuál es el contenido de humedad del aire y/o cuán lejos estamos de la saturación? El contenido de vapor de agua puede ser expresado a través de la presión parcial del vapor de agua (e). Otros índices/indicadores de humedad Humedad específica Razón de mezcla Humedad relativa Temperatura del punto de rocío

24 5.3.2 Índices de humedad Humedad relativa (HR): cociente entre la presión parcial de vapor de agua en el aire (e) y la máxima presión de vapor (es) que podría contener a la temperatura del aire en ese momento. HR e e s 100(%) Si HR=100% e = es : el aire se encuentra saturado Si HR>100 % e > es : el aire está sobresaturado y el excedente de vapor de agua condensará La HR aumenta si: (1) Manteniendo la temperatura constante (i.e., manteniendo es constante), aumenta la concentración de vapor de agua (aumenta la presión de vapor de agua e) (2) Manteniendo el contenido de vapor de agua constante (manteniendo e cte), enfriamos la parcela de aire (si T disminuye disminuye es )

25 5.3.2 Índices de humedad Humedad relativa (HR): cociente entre la presión parcial de vapor de agua en el aire (e) y la máxima presión de vapor (es) que podría contener a la temperatura del aire en ese momento. HR e e s 100%

26 5.3.2 Índices de humedad Temperatura del punto de rocío (Td): temperatura a la cuál habría que enfriar una parcela de aire para que manteniendo la presión parcial de vapor de agua constante (e cte), se sature (e = es HR=100%). Conocida e podemos conocer Td

27 5.3.2 Índices de humedad Razón de mezcla (r): masa de vapor de agua por unidad de masa de aire seco: r= Unidades:g/kg Humedad específica (q): masa de vapor de agua por unidad de masa de aire húmedo q= masa vapor de agua =0.622 e masa de aire seco p e masa vapor de agua = r masa de aire húmedo 1+r Unidades:g/kg Tanto r como q son índices bastante conservativos de una masa de aire. Mientras que dicha masa no se mezcle con otras, el valor de ambos sólo depende de la evaporación/condensación de agua en su seno.

28 5.3.2 Índices de humedad Zonal average specific humedity (g/hg) r= masa vapor de agua =0.622 e masa de aire seco p e q= masa vapor de agua = r masa de aire húmedo 1 r

29 5.3.2 Índices de humedad Sensación térmica Aunque la temperatura que nos rodea pueda ser la misma en dos días distintos, puede ocurrir que en uno de ellos sintamos mas frío y en el otro más calor sensación térmica depende de una combinación de variables meteorológicas (temperatura, humedad, viento)

30 5.3.2 Índices de humedad Sensación térmica / Discomfort Humano Aunque la temperatura que nos rodea pueda ser la misma en dos días distintos, puede ocurrir que en uno de ellos sintamos mas frío y en el otro más calor sensación térmica depende de una combinación de variables meteorológicas (temperatura, humedad, viento) Evaporación proceso de enfriamiento Temperaturas altas + HR baja la transpiración sobre la piel se evapora rápido Temperaturas altas + HR alta la transpiración no se evapora inmediatamente menos evaporación = menos enfriamiento sensación térmica mayor

31 5.3.2 Índices de humedad Sensación térmica / Discomfort Humano Aunque la temperatura que nos rodea pueda ser la misma en dos días distintos, puede ocurrir que en uno de ellos sintamos mas frío y en el otro más calor sensación térmica depende de una combinación de variables meteorológicas (temperatura, humedad, viento)

32 5.3.3 Formación de rocío, heladas, nieblas y nubes Formación del rocío Gotitas de agua que se forman sobre aquellas superficies (objetos, vegetación, suelo) a primeras horas de la mañana. Formación: frecuente en noches calmas, sin nubosidad y sin viento, y siempre que el aire contenga algo de humedad. Las gotitas de agua se forman cuando el aire se enfría durante la noche y el vapor que contiene se condensa sobre superficies cuya T es menor que la temperatura del punto de rocío (Tsuperficie < Td). Los episodios en los que se forma una mayor cantidad de rocío suelen ser aquellos en los que una masa de aire cálido y húmedo se desplaza hacia zonas donde la T en superficie es muy baja. Si Tsuperficie < Td y esa temperatura sigue disminuyendo hasta alcanzar valores por debajo de los 0ºC las gotitas de rocío se congelan y forman la escarcha.

33 5.3.3 Formación de rocío, heladas, nieblas y nubes Heladas Blancas: Se forman por la sublimación del vapor de agua sobre superficies muy frías en las que la temperatura es inferior a 0ºC o por la condensación del rocío cuando la Tsuperficie sigue disminuyendo hasta alcanzar valores negativos. Las condiciones idóneas para la formación de heladas son las noches frías (Tsuperficie<0ºC), sin nubes (mas pérdida de R-IF hacia el espacio mayor enfriamiento de la superficie) y calmas (sin vientos). Negras Estas heladas se producen cuando la Temperatura en la noche es inferior a 0ºC y no hay humedad en el ambiente. En estos casos, como no hay humedad en el ambiente no se forma una capa de cristales de hielo alrededor de la planta protegiéndola del frio. Este tipo de heladas son perjudiciales porque las destruye a nivel interno. Pueden ser mortales para algunos cultivos.

34 5.3.3 Formación de rocío, heladas, nieblas y nubes Nieblas Concentración de pequeñas gotitas de agua líquida en suspensión en la capa de aire más cercana a la superficie Surgen como consecuencia de la estabilidad atmosférica y sobre todo en aquellas noches con HR cercana al 100%. Requieren de la presencia de núcleos de condensación (aerosoles). El tamaño típico de las gotitas de niebla (10-20)µm Mecanismos de formación: (1) Enfriamiento de la capa de aire que se encuentra junto al suelo si T disminuye manteniendo e constante la presión de vapor saturante es va disminuyendo hasta que e = es HR=100%. Si T sigue disminuyendo e > es HR>100% condensación. ( también disminuye Td porque disminuye el contenido de humedad, manteniendo T=Td) (2) Incorporación de vapor de agua al ambiente hasta que HR=100%. Visibilidad inferior a 1km == niebla, mayor a 1km neblina. Sobre el mar: bruma

35 5.3.3 Formación de rocío, heladas, nieblas y nubes Ejercicio: La tabla que aparece abajo representa la temperatura del punto de rocío y la temperatura mínima esperada cerca de la superficie durante varias madrugadas de invierno claras. Asuma que la temperatura del punto de rocío permanece constante a lo largo de la noche y responda a las siguientes preguntas: 1. En qué madrugada habría mayor probabilidad de observar una helada blanca? Por qué? 2. En qué madrugada es mas probable que se forme escarcha? Por qué? 3. En qué madrugada habría una helada negra sin signos de rocío, escarcha, helada blanca? Por qué? 4. En qué madrugada sería mas probable observar rocío en la superficie? Por qué? 5. En qué madrugada no se observaría ni nieblas, ni rocío ni heladas?

36 5.3.3 Formación de rocío, heladas, nieblas y nubes Formación de nubes Para que se formen nubes es necesario que el vapor de agua condense. Según lo visto hasta ahora, para ello serían necesarias HR>100%. Sin embargo, en la realidad observamos que con HR<100% ya existe precipitación. Esto es debido a la existencia de núcleos de condensación higroscópicos en la atmósfera que permiten la condensación del vapor de agua sobre ellos con HR < 100%. Esos núcleos de condensación son los aerosoles.

37 5.3.3 Formación de rocío, heladas, nieblas y nubes Formación de nubes Núcleos de condensación Tipos de núcleos de condensación: Aiken nuclei: r < 0.2μm Large nuclei: 0.2μm< r < 1μm Giant nuclei: r>1μm Cómo llegan a la atmósfera? Polvo, erupciones volcánicas, incendios, humo de fábricas, sal marina, Principales núcleos de condensación: sulfatos Muy ligeros Pueden permanecer en la atmósfera muchos días

38 5.3.3 Formación de rocío, heladas, nieblas y nubes Formación de nubes Muchas nubes se forman conforme el aire asciende y se enfría. Hay veces en las que en la atmósfera si se producen movimiento de ascenso de aire y otras en las que no. Para entender este comportamiento es necesario introducir el concepto de estabilidad atmosférica.

39 5.3.3 Formación de rocío, heladas, nieblas y nubes Formación de nubes Muchas nubes se forman conforme el aire asciende y se enfría. Hay veces en las que en la atmósfera si se producen movimiento de ascenso de aire y otras en las que no. Para entender este comportamiento es necesario introducir el concepto de estabilidad atmosférica. En la atmósfera el aire se encuentra en un equilibrio estable cuando, después de haber sido perturbado de su posición original (desplazándolo hacia arriba o hacia abajo), tiende a retornar a su posición original (es decir, se resiste a movimientos verticales de ascenso o descenso). En la atmósfera el aire se encuentra en un equilibrio inestable cuando, después de haber sido perturbado con respecto a su posición de equilibrio, éste sigue alejándose Parcela de aire: elemento de volumen de aire imaginario que puede expandirse y contraerse pero no intercambia ni materia ni calor con el entorno.

40 5.3.3 Formación de rocío, heladas, nieblas y nubes Formación de nubes Cuando las parcelas de aire ascienden (descienden) en la atmósfera, éstas se expanden (contraen) y como consecuencia de ello se enfría (calientan). Si durante el proceso de ascenso y enfriamiento, o descenso y calentamiento, esa parcela no intercambia calor con el entorno, entonces se dice que el proceso es adiabático.

41 5.3.3 Formación de rocío, heladas, nieblas y nubes Formación de nubes Mientras que la parcela no esté saturada (T >Td), entonces la variación de la temperatura conforme la parcela asciende sigue el gradiente adiabático seco Γd= - 10 C/km. Constante En caso de saturación, la variación de la temperatura con la altura sigue el gradiente adiabático húmedo (Γv). No es constante

42 5.3.3 Formación de rocío, heladas, nieblas y nubes Formación de nubes Para determinar la estabilidad del aire hay que comparar la temperatura de la parcela con la del entorno. La parcela de aire en la atmósfera asciende siempre y cuando su densidad sea menor a la del entorno.

43 Atmosfera absolutamente estable

44 Atmosfera absolutamente estable

45 Atmosfera absolutamente estable Mecanismos Enfriamiento radiativo nocturno de la superficie Advección de aire frío en superficie Aire que se mueve sobre una superficie fría

46 Atmosfera absolutamente inestable

47 Atmosfera absolutamente inestable

48 Atmosfera absolutamente inestable Mecanismos Enfriamiento del aire de arriba Advección de aire frío Emisión de radiación IR al espacio por nubes/aire Calentamiento del aire de la superficie Calentamiento superficie por absorción de radiación solar calentamiento del aire en contacto Advección cálida Aire moviéndose por una superficie cálida

49 Atmosfera condicionalmente inestable

50 Principales mecanismos para la formación de nubes: (a) Calentamiento superficial y convección (b) Ascenso de aire por presencia de obstáculos (c) Ascenso de aire asociado a convergencia en superficie (d) Ascenso de aire asociado al pasaje de frentes

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52 Guía de identificación de nubes de la OMM: Mas información sobre forma, descripción e interpretación de nubes en:

53 Objetivo Descripción del ciclo hidrológico Contenido 5.1 Introducción al ciclo hidrológico 5.2 Distribución del agua en el sistema climático 5.3 Vapor de agua en la atmósfera 5.4 Ecuación clásica de balance de agua 5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico

54 5.4) Ecuación clásica del balance de agua Ecuación clásica del balance de agua considerando la rama atmosférica del ciclo hidrológico: S = P E - R 0 R u S: cantidad de agua almacenada por unidad de tiempo; P: cantidad de agua precipitada por unidad de tiempo; E: cantidad de agua evaporada por unidad de tiempo (incluye evapotranspiración sobre la superficie y sublimación sobre nieve y hielo); R 0 : escorrentía sobre la superficie; R u : escorrentía subterránea.

55 5.4) Ecuación clásica del balance de agua Para regiones grandes, el valor neto de la escorrentía subterránea (Ru) es normalmente pequeño, por lo que: S = P E - R 0 R u S=P-E-R 0 promediando tanto en el espacio como en el tiempo: [S]=[P]-[E]-[R 0 ] [S] tasa total de cambio del almacenamiento total de agua tanto en la superficie como subterráneamente, [P-E] tasa promedio de precipitación menos evaporación por unidad de área y [R 0 ] la tasa promedio de escorrentía Para largos periodos de tiempo, [S] tiende a ser pequeño comparado con los otros términos por lo que la ecuación anterior puede ser reescrita: [P] [E] = [R 0 ] es decir, el balance neto precipitación menos evaporación debe ser igual a la escorrentía.

56 5.4) Ecuación clásica del balance de agua Distribución geográfica de la precipitación y del vapor de agua

57 5.4) Ecuación clásica del balance de agua Distribución geográfica del balance hídrico

58 Objetivo Descripción del ciclo hidrológico Contenido 5.1 Introducción al ciclo hidrológico 5.2 Distribución del agua en el sistema climático 5.3 Vapor de agua en la atmósfera 5.4 Ecuación clásica de balance de agua 5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico

59 5.5) Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico Intensidad del ciclo hidrológico grado de evaporación del agua Para saber de qué factores depende el grado de evaporación debemos acudir a un balance de energía en superficie: Rad. Solar neta rad. Terrestre neta calor latente Calor sensible= 0 pero como el calor sensible << calor latente Rad. Solar rad. Terrestre = calor latente Cuanto mayor es el flujo de calor latente, mayor es la evaporación La evaporación depende del balance radiativo en superficie, de tal manera que si (Rad. Solar Rad. Terrestre) aumenta, la evaporación y la intensidad del ciclo hidrológico aumenta. Notar que un aumento de la intensidad del ciclo hidrológico no necesariamente cambia la cantidad de agua en la atmósfera. Lo que cambia es la transferencia de agua entre reservorios. Finalmente, al igual que la circulación general de la atmósfera juega un papel importante transportando el exceso de energía en los trópicos hacia los polos, dicha también juega un papel importante transportando el vapor de agua de los océanos a los continentes para cerrar el ciclo hidrológico.