GEOGRAFIA FISICA GENERAL. UD5: Vientos y circulación general: dinámica atmosférica

Transcripción

1 GEOGRAFIA FISICA GENERAL UD5: Vientos y circulación general: dinámica atmosférica

2 El viento es el aire en movimiento sobre la superficie terrestre de componente horizontal, que es originado por los diferentes gradientes barométricos de superficie Las isobaras son líneas que unen puntos con igual presión barométrica. Las diferencia en la presión sobre la superficie terrestre están ocasionados por el desigual calentamiento de ésta por la radiación recibida por el sol, que es más alta en la zona intertropical que en las latitudes medias y altas, por la forma esférica de la tierra (radiación perpendicular en la zona intertropical y oblicua en el resto), y que es diferente a lo largo del año debido a la inclinación del eje terrestre, El sobrecalentamiento provoca un aumenta de volumen y un descenso de la presión, que tiende a ser compensada por las masas de aire con mayor presión (gradiente de presión o barométrico) Esta compensación genera corriente de aire.

3 BRISAS MARINA Y TERRESTRE El aire se calienta en el continente y aumenta su volumen, disminuye la densidad y su presión, creando un desplazamiento desde mayor presión relativa en el mar a menos en tierra. Por la noche el proceso se invierte

4 EFECTO CORIOLIS Es el efecto producio por la aceleración tangencial que aparece en cualquier cuerpo en movimiento sobre una esfera que hace que se desplace hacia la derecha en la parte superior de la esfera (hemisferio norte) y hacia la izquierda en la parte inferior de la esfera (hemisferio sur). No actúa en el Ecuador y se incrementa hacia los polos

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6 SENTIDO DE GIRO DE ANTICICLONES Y DEPRESIONES El efecto de Coriolis es la causa del giro de los ciclones y anticiclones que es inverso a cada uno de ellos en cada hemisferio

7 DISTRIBUCION DE LOS SITEMAS DE PRESION EN SUPERFICIE Depresion ecuatorial: cinturón de presiones más bajas de los normal con y mb Cinturones tropicales de altas presiones: se sitúan al norte y sur sobre los 30º de latitud con más de 1020 mb. En el hemisferio sur conforman un cinturón bien definido de células de presión. Cinturón subantártico de bajas presiones: se sitúan sobre los 65º de latitud, constituyen zonas de baja presión que se extienden desde las latitudes medias hasta la región antártica con presiones en torno a 984 mb Alta polar: centro permanete de altas presiones. En el hemisferio los grande scontienentes ejercen un papel importante en las condiciones de presión.

8 En invierno los continentes se convierten en centros de altas presiones, y sobre los océanos, más cálidos, se forman bajas presiones: (>1.030mb) - Alta siberiana - Baja aleutiana - Alta canadiense - Baja de Islandia En verano se invierte la situación: - Alta de las Azores - Alta de Hawai

9 LOS VIENTOS DE SUPERFICIE Alisios: dese las altas presiones subtropicales a las bajas ecuatoriales desde el Noreste en el hemisferio norte y del sureste en el hemisferio sur. Convergen en el Ecuador en la Zona de convergencia intertropical (ZCIT) Esto implica una ascensión del aire hacia los límites de la troposfera. Si en un sector no convergen al mismo tiempo se produce un cinturón de calmas y vientos variables (doldrums). La ZCIT se desplaza de norte a sur según las estaciones un poco en los océanos pero mucho en los continentes sudamericano y africano. Cinturón subtropical: entre 25 y 40º. Son células de altas presiones (anticiclones) con vientos flojos con calmas que duran mucho tiempo (horse latitudes) Cinturón vientos del oeste, entre los 35 y 60º (westerlies) son del suroeste en el hemisferio norte y del noroeste del hemisferio sur.

10 En el hemisferio austral se sitúa una gran masa oceánica entre 40 a 60 º sur que genera vientos de gran fuerza y persistencia: roar forties, furious fifties, y screaming sixties, que constituían la ruta natural de Australia al atlántico sur. Vientos polares del Este o easterlies, en las zonas árticas y polares, más claro en la Antártida

11 ENERO

12 JULIO

13 El monzón, es un viento estacional que se produce por el desplazamiento del cinturón ecuatorial. En verano los vientos soplan de sur a norte, cargados de lluvias. En invierno, son vientos del interior que vienen secos y fríos. Especialmente en el océano Índico y el sur de Asia. El monzón del suroeste que arranca de la costa de Kerala, en la India, comienza generalmente en la primera quincena de junio. Monzón de verano En el desierto de Thar y sus alrededores, en el norte de subcontinente indio, la temperatura diurna en verano es muy alta y el aire de la superficie se eleva en altitud causando una depresión local. Este es el origen de la circulación que se establece con las costas del Océano Índico. El aire cálido y húmedo procedente del mar llega tanto del este como del oeste y converge en el Himalaya. Esta cadena de montañas fuerza al aire a elevarse y se enfría por la ley de los gases ideales y la humedad se condensa en forma de nubes y de lluvia. El flujo constante de aire húmedo produce abundantes lluvias y se pueden llegar a recoger hasta mm de lluvia al año en algunos lugares. Monzón de invierno A partir de septiembre, las temperaturas diurnas disminuyen en el norte del subcontinente, con días más cortos y la temperatura desciende por la noche en estas zonas del desierto. Un gran anticiclón térmico llamado anticiclón siberiano, se forma en la región del lago Baikal. Antes de llegar a la India, el aire debe franquear los Himalayas y sufre, por lo tanto, un fuerte efecto foehn que lo deseca aún más y lo recalienta considerablemente. la circulación de los vientos se establece así por los mismos corredores que el monzón de verano utilizó durante el verano en los valles del Ganges y el Indo, dando lugar al monzón del noreste o «monzón seco».

14 Monzón africano El caso más llamativo en este sentido es el del África subsahariana. En el suroeste de esta región de África, hay un monzón que está relacionado con el desplazamiento semi-anual de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT) y con la diferencia de recalentamiento del Sáhara y la costa del Atlántico ecuatorial en el Golfo de Guinea. Los vientos alisios secos del nordeste, y en especial su forma más intensa de harmattan se cortan por el movimiento hacia el norte en verano de la ZCIT donde los vientos son ligeros. El cinturón húmedo de la costa africana se amplía, sin introducirse en el interior del continente, a diferencia de lo que sucede en la India o China. Monzón de América del Sur El Litoral Argentino se ve afectado por el monzón de verano, en especial la provincia de Corrientes. La mayor parte de Brasil se ve influenciada por un monzón de verano. Río de Janeiro es famosa por sus inundaciones durante el mismo. Monzón de América del Norte En América del Norte, la diferencia de temperatura entre los grandes desiertos del oeste de Estados Unidos y México y el Golfo de California sirve de motor a un monzón que se extiende desde finales de junio hasta finales de julio. Comienza a lo largo de la costa y se extiende hasta el desierto durante este período. Afecta en México, a la Sierra Madre Occidental, y en EE. UU. a los estados de Arizona, Nuevo México, Nevada, Utah, Colorado, Texas e incluso la parte sureste de California. Rara vez llega a la costa del Pacífico. Este se asocia con episodios de tormentas breves pero torrenciales y no con lluvias continuas.

15 VIENTOS LOCALES - Brisas marinas y terrestres - Valles-montañas (Sierra Nevada-Vega de Granada) - Vientos catabáticos o de drenaje: el aire fluye por efecto de la gravedad desde regiones más altas a más bajas, aportando aire fresco, como : * mistral: desde el valle del Ródano a la costa francesa, con un viento frío y seco * Bora yugoslavo: viento frío invernal provocado por el potente anticiclón europeo * Santa Ana: son vientos extremadamente secos que aparecen de manera característica en la climatología del sur de California y norte de Baja California durante el otoño y a principios de invierno. Los rangos de temperatura de estos vientos pueden ser desde cálidos hasta fríos, dependiendo de la temperatura imperante de su lugar de origen, que es la Gran Cuenca y el desierto de Mojave. Aportan gran cantidad de polvo del desierto. Föhn o Chinook: vientos regionales que superan cadenas montañosas y descienden por sotavento con gran sequedad y calor.

16 CIRCULACION GENERAL DE LA ATMOSFERA

17 El viento en altura por Coriolis se desplaza hacia el este en la latitud norte subtropical. Como no puede progresar hacia el polo del aire se acumula entre los 20 y 30º de latitud y la sobrecarga provoca un movimiento descendente (subsidencia) que genera de forma dinámica el cintirón de altas presiones, que a su vez es el causante de los vientos del este subtropicales (alisios) que convergen en el Ecuador y ascienden por convergencia, cerrando así el ciclo, que recibe el nombre de célula de Hadley (son dos, una por cada hemisferio)

18 El aire que se propaga en superficie a los polos desde las altas subtropicales da lugar a los vientos del oeste, que en altura forman un gran vórtice en el que se sitúa las bajas polares en altura, donde la presión atmosférica disminuye rápidamente. Alrededor de la baja polar los vientos del oeste comprenden todo el espesor de la troposfera por su delgadez en las altas latitudes. Sobre las regiones ártica y antártica, el aire se eleva, diverge y viaja hacia los polos. Una vez que se encuentra encima de éstos, el aire se hunde y forma las zonas polares de altas presiones. En la superficie el aire diverge hacia fuera de esas zonas polares de altas presiones, con un consiguiente desplazamiento hacia latitudes más bajas. Los vientos superficiales de la célula polar son vientos del este en el hemisferio norte y del oeste, en el sur. Las células polares son producidas por el aire frío de los polos, que genera uno o varios anticiclones permanentes polares -o centros de alta presión- que desplazan masas de aire frío superficial hacia los centros de baja presión -o ciclones- subpolares.

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21 Este flujo es perturbado por las ondas de Rossby, en el contacto de la masa de aire polar y el aire cálido tropical, constituyendo el frente polar que es una zona inestable en la que se producen perturbaciones atmosféricas, que sui se deforman mucho dan lugar a vaguadas o incluso a oclusiones ciclónicas.

22 CORRIENTE DE CHORRO (jet stream) Asociada a las ondas de Rossby es un pulso de aire de 300 Km/h en su centro y a 11 Km de altura que se produce por la fuerte disminución del gradiente de presión CORRIENTE DE CHORRO SUBTROPICAL Sobre las células de Hadley en la tropopausa con velocidades de 345 a 385 Km CORRIENTE DE CHORRO ECUATORIAL o TROPICAL DEL ESTE De este a oeste, en sentido contraio de las dos anteriores, se produce sólo en verano y sólo en el hemisferio norte sobre Asia, India y Africa con 180 Km/h

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