DINAMICA DE LAS MASAS FLUIDAS

Transcripción

1 DINAMICA DE LAS MASAS FLUIDAS

2 1.-CAPAS FLUIDAS Atmósfera Hidrosfera Forman un sistema unido por el ciclo del agua Estos dos sistemas juntos forman la máquina climática del planeta

3 Capas fluidas El ciclo del agua es un proceso continuo, sin pérdidas Supone un sistema de limpieza del planeta Es la interacción más importante dentro de la máquina climática Cómo funciona?

4 Capas fluidas Es un sistema complejo que se estudia mediante modelos. Se basa en los movimientos generados por la existencia de un gradiente (o diferencia) entre dos puntos: Gradiente de Temperatura Gradiente de Humedad Gradiente de Presión Contraste térmico Transporte oceánico y atmosférico El bucle negativo originado proporciona estabilidad al planeta. El transporte oceánico es llevado a cabo por las corrientes oceánicas y el atmosférico por el viento.

5 Capas fluidas El agua (hidrosfera) y el aire (atmósfera) tienen comportamientos diferentes debido a sus diferencias de: Densidad Compresibilidad Movilidad Capacidad de almacenamiento de calor Conducción del calor Estas diferencias se reflejan en los movimientos que realizan tanto el agua como el aire. Los movimientos pueden ser: Verticales Horizontales

6 Movimientos verticales Capas fluidas Dependen de la temperatura Gradiente térmico Incremento de densidad El sentido del movimiento depende de la capacidad para conducir el calor Tª baja Aire El aire es un mal conductor Se calienta por el calor irradiado por la tierra, no por radiación directa. El aire caliente (menos denso) sube y se va enfriando El aire frío (más denso) baja y se va calentando Tª alta En estas circunstancias, se favorecen los movimientos verticales de las masas de aire

7 Movimientos verticales Capas fluidas Agua Tª baja Tª alta En el caso del agua Es buena conductora del calor La superficie se calienta por radiación (menos densidad) y permanece fría en el fondo (más densa) En estas circunstancias, se impiden los movimientos verticales. Sólo habrá movimientos verticales en aquellas zonas en las que el clima provoque que el agua superficial esté muy fría (mayor densidad) y por lo tanto descienda.

8 Movimientos horizontales Capas fluidas Están provocados por el gradiente térmico generado por las diferencias de insolación en la superficie terrestre. Este movimiento amortigua las diferencias térmicas entre las distintas zonas de la tierra. Se producen tanto en las masas oceánicas como en las atmosféricas. Masas frías Masas frías

9 Capas fluidas Zonas con baja insolación Zonas con fuerte insolación Zonas con baja insolación

10 2.- LA ATMÓSFERA Conjunto de gases que rodea la tierra en contacto con la superficie terrestre. La energía que recibe del sol la redistribuye mediante los vientos, permitiendo de esta forma, junto a sus características de composición, temperatura y protección frente a los rayos solares, la existencia de vida sobre la tierra.

11 Composición de la atmósfera La atmósfera Ha variado mucho desde su formación y últimamente debido a la acción humana COMPOSICION DEL AIRE SECO Gas Abundancia Nitrógeno (N 2 ) 78,08% Oxígeno (O 2 ) 20,95% Argón (Ar) 0,93% Dióxido de carbono (CO 2 ) 0,03% Otros gases nobles Menos de 0,001%

12 Composición de la atmósfera La atmósfera Los componentes atmosféricos se pueden clasificar también en: 1. Mayoritarios: (los reseñados en la tabla anterior) 2. Minoritarios: (Hidrocarburos, NOx, Ozono, SO 2 ) 3. Variables: vapor de agua, contaminantes, polen, polvo Las proporciones de estos gases se mantienen casi constantes con la altura y esto se debe a la permanente mezcla vertical por agitación, que supera a la separación difusiva que es comparativamente lenta, de los gases componentes según sus pesos moleculares respectivos.

13 Elementos variables: El vapor de agua La atmósfera El vapor de agua mezclado en cantidades variables con el aire seco constituye el denominado aire húmedo. Gracias a la turbulencia y a las corrientes verticales, el vapor de agua asciende a niveles donde se condensa, formando nubes y precipitaciones, regresando de esta manera el agua a la superficie terrestre. El vapor de agua varía desde un 0% (desiertos) a un 4% en las zonas húmedas. Debido a las propiedades del agua (calor de fusión y vaporización) es capaz de absorber o soltar enormes cantidades de energía. También es responsable de la formación de nubes y de distintos fenómenos meteorológicos

14 Elementos variables: El CO 2 La atmósfera El CO 2 mantiene constante su valor medio de concentración, pero oscila mucho entre el día y la noche (debido a la actividad fotosintética) y también depende de la localización (más alta cerca de zonas industriales, zonas volcánicas o muy pobladas) Es en parte responsable, junto con el vapor de agua, metano y otros gases del incremento del efecto invernadero

15 Estructura de la atmósfera La atmósfera Se pueden distinguir varias capas según distintos criterios: Composición (poco utilizado) Temperatura (el más utilizado) Homosfera De lo 0 a los 90 km Gases mezclados de forma homogénea Capas de la atmósfera según la composición Heterosfera Exosfera De los 90 a los 1000 km Distribución de los gases según la densidad: a. Capa de N 2 b. Capa de Oxígeno atómico c. Capa de Helio d. Capa de Hidrógeno atómico A partir de los 1000 km Pocas moléculas de gas que escapan hacia el espacio

16 Estructura de la atmósfera Altura (km) Ionosfera Mesosfera Estratosfera Troposfera - 60 C 0 C C Temperatura del aire La atmósfera Capas de la atmósfera según la temperatura La atmósfera está dividida en cuatro capas: Troposfera. De los 0 m a los 12 Km (de media) Su espesor varía entre los polos con temperaturas de 60 C y el ecuador con temperaturas de +50 C. Se producen los fenómenos meteorológicos (nubes, lluvia, etc). Estratosfera. Llega hasta los 50 km de altitud. Su temperatura oscila entre 50 C y +70 C en la zona próxima a la capa de ozono por absorber la radiación ultravioleta del Sol. Mesosfera. Se extiende hasta los 80 km de altitud. Su temperatura disminuye de forma progresiva hasta 70 C. Ionosfera. Se extiende hasta los 500 km de altitud. Su temperatura aumenta de forma progresiva hasta 1000 C.

17 La troposfera La atmósfera La troposfera es la primera capa de la atmósfera. Llega hasta un límite superior (tropopausa) situado a 9 km de altura en los polos y los 18 km en el ecuador. En ella se producen importantes movimientos verticales y horizontales de las masas de aire (vientos) y hay relativa abundancia de agua. Es la zona de las nubes y los fenómenos climáticos: lluvias, vientos, cambios de temperatura, y la capa de más interés para la ecología. La temperatura va disminuyendo conforme se va subiendo, hasta llegar a -70 ºC en su límite superior. En la troposfera se hace posible la vida, ya que se concentran la mayoría de los gases de la atmósfera proporcionando las condiciones necesarias para que pueda desarrollarse la vida. También tiene lugar el efecto invernadero. Es la zona más turbulenta de la atmósfera.

18 La troposfera La atmósfera Acumula la mayor parte de los contaminantes en la llamada capa sucia (primeros 500 metros) que se detecta por la coloración rojiza del cielo al amanecer y atardecer. Dependiendo de la inclinación y de la longitud de onda de los rayos solares, la luz difunde hacia un color u otro.

19 La estratosfera La atmósfera Comprende la zona entre la tropopausa y la estratopausa (situada a km de altitud) La temperatura cambia su tendencia y va aumentando hasta llegar a ser de alrededor de 0ºC en la estratopausa. Casi no hay movimiento en dirección vertical del aire, pero los vientos horizontales llegan a alcanzar frecuentemente los 200 km/h, lo que facilita el que cualquier sustancia que llega a la estratosfera se difunda por todo el globo con rapidez. No hay nubes salvo en la parte inferior (nubes de hielo

20 La estratosfera La atmósfera La capa de ozono La capa de ozono se sitúa entre los km en concentraciones de 12 ppm. El espesor es variable: Mínimo en los polos y máximo en el ecuador Formación del ozono Los procesos de formación y destrucción (procesos naturales) de ozono están en equilibrio y retienen el 90% de los rayos U.V. y liberan calor (la temperatura sube en la estratosfera, desde los -70º C en la tropopausa hasta los 4ºC en la estratopausa ).

21 La estratosfera La atmósfera La capa de ozono También hay un importante proceso de destrucción del ozono debido a causas humanas, fundamentalmente la emisión de CFC s El movimiento horizontal y la velocidad de los vientos de la estratosfera influyen en la difusión de los CFC que destruyen el ozono. En esta parte de la atmósfera, entre los 30 y los 50 kilómetros, se encuentra el ozono (el 90% del ozono atmosférico, el 10% restante está en la troposfera y es un contaminante nocivo), importante porque absorbe las dañinas radiaciones de onda corta.

22 La mesosfera La atmósfera Se extiende desde la estratopausa (4ºC ) hasta la mesopausa ( km y entre -80ºC y -90ºC) Contiene sólo cerca del 0,1% de la masa total del aire. Es importante por la ionización y las reacciones químicas que ocurren en ella. La disminución de la temperatura combinada con la baja densidad del aire en la mesosfera determinan la formación de turbulencias. Las estrellas fugaces se originan por el roce de meteoritos con las partículas de esta capa.

23 La termosfera o ionosfera La atmósfera Se extiende desde la mesopausa hasta la termopausa (600 km y 1000ºC) Por efecto de las radiaciones de λ corta (rayos gamma y rayos X se ionizan moléculas de nitrógeno y oxígeno y se liberan electrones

24 La termosfera o ionosfera La atmósfera Por efecto de las radiaciones de λ corta (rayos gamma y rayos X se ionizan moléculas de nitrógeno y oxígeno y se liberan electrones

25 La termosfera o ionosfera La atmósfera CARGAS NEGATIVAS CARGAS POSITIVAS La tierra se va descargando por el flujo de cargas, pero se recarga gracias a las tormentas. IONOSFERA En la ionosfera rebotan las ondas de radio, lo que posibilita las comunicaciones El aumento de temperatura en esta capa se debe a la absorción de radiación solar.

26 La termosfera o ionosfera La atmósfera En esta capa se pueden observar las auroras boreales. Una aurora polar se produce cuando una eyección de masa solar choca con los polos norte y sur de la magnetosfera terrestre, produciendo una luz difusa pero predominante proyectada en la ionosfera terrestre.

27 La Exosfera La atmósfera Su límite inferior se localiza a una altitud entre 600 y 700 km, aproximadamente. Su límite con el espacio llega en promedio a los km por lo que la exosfera está contenida en la magnetosfera ( km), que representa el campo magnético de la Tierra. En esa región, hay un alto contenido de polvo cósmico que cae sobre la Tierra y que hace aumentar su peso en unas toneladas. Es la zona de tránsito entre la atmósfera terrestre y el espacio interplanetario y en ella se pueden encontrar satélites meteorológicos de órbita polar.

28 Calentamiento de la atmósfera La atmósfera De toda la radiación que emite el sol sólo una pequeña parte llega a la tierra. La atmósfera permite el paso de parte de la radiación de onda corta, que calienta los materiales terrestres. Estos, posteriormente emiten este calor en forma de radiación de onda larga. La energía retenida en la tierra permite que la temperatura media de la tierra permanezca en torno a los 15ºC. A este fenómeno se de denomina efecto invernadero natural.

29 Calentamiento de la atmósfera La atmósfera El efecto invernadero es un fenómeno natural en el que una parte de la energía solar emitida por la tierra es absorbida y retenida en forma de calor en la baja atmósfera. Los gases existentes en la atmósfera, principalmente el vapor de agua, son la causa del efecto invernadero. Otros gases, tales como el dióxido de carbono, el metano, los óxidos de nitrógeno, el ozono y los hidrocarburos, juegan también su papel en el efecto invernadero. Los gases de efecto invernadero absorben la radiación infrarroja emitida por la superficie de la Tierra, por la propia atmósfera y por las nubes. De esta forma los gases de efecto invernadero retienen el calor dentro del sistema troposferasuperficie.

30 3.- DINÁMICA ATMOSFÉRICA Se debe al desigual calentamiento de la superficie (mayor en el ecuador y menor en los polos). Las diferencias de presión y temperatura provocan la aparición de vientos que transfieren el calor mediante movimientos convectivos verticales. Estos movimientos pueden ser: 1.Convección térmica 2.Convección por humedad 3.Convección por presión

31 Convección térmica El aire más caliente y menos denso en la superficie, tiende a ascender formando corrientes térmicas ascendentes. El aire superior, más frío y denso, tiende a descender formando una corriente térmica descendente. δ alta Tª baja AIRE FRÍO AIRE CALIENTE δ baja Tª alta Convección térmica

32 Dinámica atmosférica Convección por humedad El aire húmedo es menos denso que el seco porque el agua desplaza a otros componentes de mayor peso molecular (nitrógeno, oxígeno, dióxido de carbono δ alta AIRE SECO AIRE HÚMEDO δ baja Convección por humedad

33 Dinámica atmosférica Convección por humedad La cantidad de vapor de agua en el aire se mide en: Humedad absoluta: Cantidad de vapor en un volumen determinado de aire (se mide en g/m 3 ). Depende de la temperatura. Cuando el aire no puede contener más humedad se satura: Punto de rocío. Humedad relativa: Es el % de vapor de agua que hay en un metro cúbico de aire a una determinada temperatura en relación a la cantidad máxima de vapor que podría tener a esa misma temperatura

34 Dinámica atmosférica Convección por humedad El higrómetro es el instrumento utilizado para medir la humedad del aire. Las nubes o la niebla son aire cargado de finas gotas de agua.

35 Dinámica atmosférica Convección por humedad Formación de una nube: Cuando se calienta, el aire sube. A medida que asciende, va enfriándose hasta que alcanza el punto de rocío. Entonces el vapor de agua se condensa en pequeñas gotas o cristales de hielo. A esta altura se ha alcanzado el nivel de condensación y comienza a formarse la nube. Es imprescindible para el desarrollo de la nube, que existan en la atmósfera núcleos de condensación: partículas de polvo, humo, NO x y NaCl. Rocío: es el agua que se deposita en las hojas y superficies lisas a primeras horas de la mañana al bajar la temperatura, alcanzándose el Punto de Rocío. Escarcha: el Punto de Rocío se alcanza por debajo de 0º C, por lo que se forman cristales de hielo. Nieblas: El enfriamiento afecta a una gran masa de aire

36 Dinámica atmosférica Convección por diferencias de presión La presión en un punto depende de la humedad y la temperatura y puede ir variando en un mismo punto geográfico. Los puntos que tienen la misma presión se unen mediante una líneas denominadas isobaras. Anticiclones: Zonas de alta presión. El viento sale hacia afuera. Expulsa nubes, precipitaciones Borrascas: Zonas de baja presión. El viento entra desde el exterior. Trae nubes, precipitaciones

37 Dinámica atmosférica VARIACIÓN DE LA PRESION EN BORRASCAS Y ANTICICLONES La presión disminuye La presión aumenta B A Isobaras Hay altas presiones (anticiclones) cuando los valores superan los 1013 mb, y bajas presiones (borrascas) en caso contrario. Los valores de la presión atmosférica varían con la altitud, situación geográfica y el tiempo. Animación sobre borrascas y anticiclones:

38 Altitud (m) Estabilidad e inestabilidad atmosférica Dinámica atmosférica Gradientes verticales de temperatura Gradiente vertical de Tª (GVT): variación vertical de Tª en condiciones estáticas o de reposo (disminuye 0,65ºC/100m). Es un valor muy variable (depende de la latitud, la altura, la estación del año.) a a b c En ocasiones, la temperatura puede aumentar con la altura, (GVT < 0). Este fenómeno se llama INVERSIÓN TÉRMICA b c Temperatura ºC

39 Altitud (m) Estabilidad e inestabilidad atmosférica Dinámica atmosférica Inversiones térmicas Las inversiones térmicas dificultan o incluso impiden los movimientos verticales del aire. Se puede presentar en cualquier sitio de la troposfera (la tropopausa es una inversión térmica permanente) b b c En invierno son muy frecuentes a nivel del suelo debido a que este enfría mucho la capa de aire adyacente. Esta capa de aire queda a una temperatura inferior a la de las capas superiores. c Temperatura ºC Estos gradientes son estáticos, el aire no se mueve

40 Dinámica atmosférica Estabilidad e inestabilidad atmosférica En altura Convergencia frontal Aire frio Aire caliente Inversiones térmicas Subsidencia En el suelo Aire más caliente Aire más frío

41 Estabilidad e inestabilidad atmosférica Dinámica atmosférica Inversiones térmicas El aire de las capas inferiores, más frío que el de capas superiores no puede contener tanto vapor de agua, se satura y se forman nieblas y nubes bajas

42 Estabilidad e inestabilidad atmosférica Gradiente adiabático seco (GAS): Un proceso adiabático es aquel en el que no se produce transferencia de calor ni de masa a través de las fronteras de una porción de aire. Se considera que el aire es seco ya que el agua que contiene permanece en estado gaseoso. En este proceso, la compresión da lugar al calentamiento, y la expansión al enfriamiento. Dinámica atmosférica Al ascender se enfría a razón de 1ºC/100m Tª 1 Tª 2 Una porción de aire seco que se eleva en la atmósfera se enfría según el gradiente adiabático seco de 1 C/100 m y presenta un gradiente vertical de -1 C/100 m. De manera similar, al descender, se calienta 1ºC/100m. Al descender se calienta a razón de 1ºC/100m

43 Estabilidad e inestabilidad atmosférica Dinámica atmosférica El gradiente vertical adiabático seco es fijo, totalmente independiente de la temperatura del aire ambiental. Siempre que una porción de aire seco ascienda en la atmósfera, se enfriará en el gradiente de 1 C/100 m, independientemente de cuál haya sido su temperatura inicial o la del aire circundante. Un diagrama adiabático simple demuestra la relación entre la elevación y la temperatura.

44 Estabilidad e inestabilidad atmosférica Dinámica atmosférica Gradiente vertical adiabático húmedo (GAH) Al elevarse, una porción de aire seco que contiene vapor de agua se enfría según el gradiente adiabático seco hasta que alcance su temperatura de condensación o punto de rocío. En este punto una parte del vapor de agua se comienza a condensar. La condensación libera calor latente y el aire se calienta. Así, la disminución térmica es menor que en los casos anteriores.. La condensación libera calor Punto de rocío Aire seco con vapor de agua Aire saturado Aire seco

45 Estabilidad e inestabilidad atmosférica A diferencia del gradiente vertical adiabático seco, no es constante pero depende de la temperatura y la presión. Sin embargo, en la mitad de la troposfera, se estima un gradiente aproximado de 0.3 y 0.6 C/100 m. Dinámica atmosférica A medida que el aire siga perdiendo humedad por efecto de la condensación, el GAH aumenta y cuando ya esté seco de nuevo, su valor volverá a ser el GAS. El GAH depende de la cantidad de vapor inicial Vapor inicial Liberación de calor GAH El GAH es mínimo en las zonas ecuatoriales debido a la intensa evaporación

46 Altitud (m) Condiciones de inestabilidad atmosférica Dinámica atmosférica Se producen cuando una masa de aire asciende y su temperatura varía según el GAS y está rodeado de aire estático cuya temperatura varía en función del GVT. Si GVT > GAS (aire exterior más frío), el aire asciende y si contiene humedad formará nubes y el viento será convergente (se formará una borrasca) que puede dar lugar a precipitaciones. GVT (1,5ºC/100m) GAH (0,7ºC/100m) Nivel de condensación GAS (1ºC/100m) Esto puede ser frecuente en días de fuerte insolación, cuando el G.T.V. puede ser de 1,5ºC, superiores al G.A.S. Entonces de produce la formación de nubosidad y la precipitación. Una vez producida la nubosidad, el enfriamiento del ascenso proseguirá, pero ya según el G.A.H., menor que el G.A.S, ya que la condensación del vapor de agua es un proceso exotérmico Temperatura ºC

47 Dinámica atmosférica Condiciones de inestabilidad atmosférica El grado de inestabilidad depende de la importancia de las diferencias entre los gradientes verticales ambientales y los adiabáticos secos

48 Altitud (m) Condiciones de estabilidad atmosférica Dinámica atmosférica El aire interior se enfría más deprisa que el exterior GVT < GAS. La masa de aire se ve empujada hacia abajo, se seca por calentamiento y se aplasta contra el suelo creando una situación anticiclónica. El viento sale hacia afuera, impidiendo la entrada de precipitaciones. El tiempo será seco y estable. GVT (0,8ºC/100m) Esta situación se llama anticiclónica o de SUBSIDENCIA GAS (1ºC/100m) Temperatura ºC

49 Altitud (m) Condiciones de estabilidad atmosférica Dinámica atmosférica En las situaciones de estabilidad anticiclónica puede darse un fenómeno de inversión térmica, que forma nubes a ras de suelo (nieblas) y que atrapa la contaminación por subsidencia o aplastamiento contra el suelo. En estos casos, el GVT es negativo, es decir, la Tª aumenta con la altura en vez de disminuir. Es una situación frecuente por la noche. GVT < 0 (Negativo) A lo largo del día, cuando el sol calienta el suelo, la capa de inversión desaparece y levanta la niebla. GAS (1ºC/100m) En invierno, estas situaciones son más frecuentes porque la atmósfera está muy fría en las capas más cercanas al suelo Temperatura ºC

50 Condiciones de inversiones térmicas Dinámica atmosférica

51 4.- DINÁMICA ATMOSFÉRICA A ESCALA GLOBAL Vientos Aire frío Aire caliente Aire frío En general, el viento sopla desde los anticiclones hacia las borrascas en superficie, y en sentido contrario en altura. A B A La trayectoria de los vientos no es rectilínea sino que está modificada por el relieve y el efecto de Coriolis.

52 Dinámica atmosférica global Vientos El VIENTO es el desplazamiento del aire desde los núcleos de alta presión o anticiclones hasta los de baja presión o borrascas. Este movimiento es interferido por la Fuerza de Coriolis, de forma que el desplazamiento del aire se hace oblicuo a las líneas isobaras.

53 Dinámica atmosférica global Efecto de Coriolis Es una fuerza que surge como consecuencia de la rotación de la tierra (sentido antihorario) Tiene un valor máximo en los polos y mínima en el ecuador. Esta fuerza afecta a la dirección de los vientos, aguas y en general a cualquier móvil que se mueva sobre la superficie terrestre, desviando su trayectoria hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia la izquierda en el Hemisferio Sur. Animación sobre el efecto de coriolis ons/es1904/es1904page01.cfm?chapter_no=19

54 En las zonas ecuatoriales (máxima insolación) el aire se calienta y asciende (borrascas ecuatoriales). En las zonas polares, el frío provoca que el aire descienda y se aplaste contra el suelo, formando un anticiclón permanente en estas zonas. Si la tierra no rotase y tuviera una superficie uniforme, la circulación de los vientos sería como indica la figura Dinámica atmosférica global La fuerza de Coriolis va a provocar un desvío de las corrientes de aire, provocando que el transporte se lleve a cabo mediante tres células convectivas en cada hemisferio.

55 Célula de Hadley. Muy energética por los rayos solares, al llegar a los 30 desciende formando anticiclones y desiertos. Célula Polar. El aire procedente de los polos se calienta y eleva a latitud 60 creando borrascas que afectan a nuestro país en invierno. Célula de Ferrel. Es por la acción indirecta de los vientos que soplan desde los anticiclones tropicales hasta las borrascas polares. Dinámica atmosférica global

56 Dinámica atmosférica global En el ecuador, el aire cálido se eleva y se condensa en grandes nubes y tormentas que liberan calor y conduce el aire hacia partes más altas de la atmósfera. Allí, el aire se traslada hacia los polos y se enfría a medida que se mueve. El aire converge a una altura aproximada de 30 de latitud. La convergencia del aire hace que este se hunda o asiente en esta latitud. Esto determina la divergencia del aire en la superficie terrestre, generando un cielo despejado y vientos superficiales suaves y variables. Las latitudes de 30 se conocen como zonas de calmas subtropicales porque era allí donde se encalmaban los barcos de vela que viajaban al Nuevo Mundo. De las zonas de calmas subtropicales, una parte del aire superficial regresa al ecuador. Debido al efecto de Coriolis, los vientos soplan desde el NE en el hemisferio N y desde el SE en el hemisferio S. Son los alisios, que convergen alrededor del ecuador en una región denominada la zona intertropical de convergencia (ZITC). Este aire ecuatorial convergente se calienta y se eleva a lo largo del ciclo.

57 Dinámica atmosférica global En las latitudes de 30 C, una parte del aire superficial va hacia los polos. La fuerza de Coriolis desvía estos vientos hacia el E. Estos vientos superficiales se llaman vientos del oeste. La mayor parte del aire húmedo de las regiones del sur se desplaza hacia el norte. Esta humedad se condensa y libera la energía que ayuda a calentar el aire en las latitudes del norte. En las áreas que se encuentran entre las latitudes de 60 y los polos, dominan los vientos polares del este. Forman una zona de aire frío que sopla hacia el SE (hemisferio del norte) y hacia el NE (hemisferio del sur) hasta que se encuentran con los del oeste, más cálidos. Animación sobre circulación general atmosférica:

58 Dinámica atmosférica global La zona de contacto entre los vientos polares del este y los del oeste es el frente polar, que se traslada a medida que ambas masas de aire se presionan entre sí de un lado al otro. El frente polar ayuda al aire frío a desplazarse hacia el sur y al aire húmedo y cálido, hacia el norte (hemisferio del norte) y, de ese modo, transporta energía calorífica a las regiones polares. A medida que el aire húmedo y cálido, característico de los vientos del oeste, ejerce una presión sobre los del este, fríos y más secos, se desarrolla un clima tempestuoso. Por consiguiente, el frente polar generalmente está acompañado por nubes y precipitaciones.

59 Dinámica atmosférica global Como consecuencia de la inclinación del eje de rotación de La Tierra, a lo largo de las estaciones, las células convectivas se desplazan en dirección N-S produciendo las breves estaciones lluviosas en las zonas subtropicales, la llegada de aire polar en las zonas templadas, etc..

60 5.- DINAMICA GLOBAL DE LA HIDROSFERA Sistema marítimo Características 1. Supone el 97% de la hidrosfera y el 75% de la superficie terrestre. 2. Profundidad media 4000 m 3. Movimientos verticales y horizontales 4. Variaciones de nivel: Mareas, olas, inundaciones Debidos al clima. Si se hiela, el nivel baja y el deshielo provoca que el nivel suba. 5. Es la zona de mayor concentración de elementos limitantes para la vida, como nitratos y fosfatos Zonas litorales (aportes de sedimentos desde los continentes) Zonas de afloramientos de materiales del fondo por corrientes verticales

61 Sistema marítimo Salinidad El carácter salino del agua oceánica se debe a dos causas: la disolución, por los ríos, de sales en los continentes, los aportes de sales desde las dorsales oceánicas. La salinidad puede variar dependiendo de varios factores: la evaporación y la formación de hielo incrementan la salinidad. Las precipitaciones y el aporte de agua dulce, procedente de ríos o de la fusión de glaciares, la hacen disminuir. Las zonas de menor salinidad corresponden a las latitudes intertropicales y templadas, donde las precipitaciones son más abundantes, mientras que las de mayor salinidad son las zonas de los cinturones subtropicales de altas presiones, donde la evaporación es más intensa y las precipitaciones son menos abundantes.

62 Sistema marítimo Temperatura La temperatura de los océanos y los lagos varía tanto en horizontal como en la vertical. Las variaciones horizontales son latitudinales y son equivalentes a las que se dan sobre los continentes. En la vertical, los océanos tienen dos zonas térmicas: una somera templada (epilimnion) y otra fría profunda (hipolimnion). La zona de transición se llama termoclina (mesolimnion).

63 Sistema marítimo Densidad Depende de la Tª, presión y salinidad Los cambios de densidad provocan corrientes profundas. La zona de cambio de densidad se llama picnoclina.

64 Sistema marítimo Disolución de gases El CO 2 es el gas más soluble y, por lo tanto, el más abundante en el agua, seguido por el O 2 y el N 2. El oxígeno disuelto en el agua procede de la atmósfera y de la actividad fotosintética y disminuye principalmente por el aumento de la temperatura y por el consumo de los organismos, que lo utilizan para respirar. Las aguas más agitadas, frías y con abundantes organismos fotosintéticos serán las que tengan más oxígeno.

65 El calentamiento del océano El océano es un regulador térmico por su capacidad de absorber la energía solar (debido a su calor específico) y la almacena durante más tiempo que la tierra, soltando el calor lentamente. Por eso las zonas cercanas al mar tienen menor amplitud térmica que los continentes. El calor que pierde la hidrosfera (el océano) se debe a tres razones: 1. Radiación de calor hacia el espacio 2. Calentamiento de la atmosfera (conducción) 3. Evaporación de agua en la superficie del mar

66 Corrientes oceánicas A pesar de ser más lentas y estar frenadas por la acción de los continentes, las corrientes oceánicas son un mecanismo de transporte del calor más eficaz que la atmósfera. Hay dos tipos de corrientes oceánicas. 1. Corrientes superficiales 2. Corrientes profundas

67 Corrientes oceánicas superficiales Casi todas las corrientes marinas importantes son causadas por los vientos dominantes que soplan sobre la superficie. La energía se transmite del viento al agua a través del rozamiento del aire con la superficie del océano. Como la Tierra gira hacia el E, el agua tiende a acumularse en los bordes occidentales de los océanos, situándose en esa zona las corrientes más intensas. Debido a la fuerza de Coriolis, el movimiento del agua se ve desviado hacia la derecha en el hemisferio norte y, por consiguiente, la corriente tiene en la superficie una dirección que forma un ángulo de 45 con la dirección del viento El agua al girar (igual que los vientos) aleja las nubes y precipitaciones de las zonas que abandona (las situadas al este) que se vuelven secas y áridas.

68 Corrientes oceánicas superficiales Todas estas corrientes varían mucho de velocidad o localización exacta en función del viento, temperatura, cambios de presión, etc

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70 Corrientes oceánicas profundas Existen otras corrientes que tienen una componente vertical importante y que son debidas a las diferencias de densidad. De este modo, el agua superficial enfriada en los océanos Ártico y Antártico se sumerge hacia el fondo, extendiéndose hacia el ecuador y desplazando hacia arriba al agua menos densa y más cálida. - Las diferencias de densidad también pueden ser consecuencia de la distinta salinidad. Una mayor evaporación conduce a una mayor salinidad, aunque en algunas zonas oceánicas ecuatoriales la máxima evaporación se ve compensada por el aporte de grandes cantidades de agua dulce realizado por las lluvias o por ríos importantes. - Las corrientes originadas por diferencias de temperatura y salinidad reciben el nombre de corrientes termohalinas. POLO SUR POLO NORTE Ecuador Agua fría y densa Agua cálida y poco densa Agua fría y densa

71 Corrientes profundas originadas en mares fríos por las diferencias de densidad debido a la salinidad (el hielo de los polos no contiene sal, el agua que queda aumenta su salinidad. Corrientes profundas originadas en mares cálidos por las diferencias de densidad debido a la evaporación.

72 Corrientes oceánicas profundas Los océanos tienen dos capas, las aguas superficiales (0-200 m de profundidad) y las aguas profundas (>200 m de profundidad). Más de un 85% del volumen de los océanos son aguas profundas. La termoclina impide la mezcla. El desplazamiento del agua superficial hacia el oeste provocado por los alisios provoca un vacío de agua en la superficie que favorece el ascenso de aguas profundas y frías. Estas zonas de afloramiento de aguas profundas son muy ricos (caladeros de pesca) ya que éstas arrastran hacia la superficie los nutrientes acumulados en el fondo. En general, estos afloramientos se dan en los bordes orientales de los continentes como consecuencia de la compresión del agua en el otro borde oceánico.

73 El océano global Todos los océanos están conectados entre sí y contribuyen al transporte de energía y nubes por toda la tierra. Cinta transportadora oceánica Es una especie de río que recorre la mayor parte de los océanos del planeta. Se inicia en el polo N, donde el agua fría y salada se hunde y origina una corriente profunda que recorre el Atlántico de N a S. Cuando llega al océano Antártico asciende y una parte retorna hacia el N. El resto se sumerge de nuevo por enfriamiento superficial y va hacia el Índico.

74 En el Océano Índico una parte asciende y otra sigue hacia el Pacífico donde asciende definitivamente y vuelve más caliente por la superficie hacia el Polo Norte. En este camino de vuelta arrastra aguas cálidas y nubes, originando lluvias y elevando las temperaturas de las zonas por donde pasa. Esta corriente compensa los desequilibrios de tª y salinidad entre el Atlántico y el Pacífico y contribuye a regular el CO 2 atmosférico y por ejemplo hace que en Europa tengamos un clima por encima de lo que corresponde.

75 El fenómeno de El Niño El fenómeno denominado El Niño consiste en un calentamiento de las aguas del Pacífico que tiene lugar cada 2 a 7 años y que tiene una gran influencia en el comportamiento del clima en diversos lugares del mundo. En condiciones normales hay una masa superficial de agua cálida en la zona más oeste del océano Pacífico, en la franja tropical, cerca de Australia, mientras que cerca de las costas de América del Sur el agua superficial es más fría. Esta distribución del agua está ocasionada porque los vientos dominantes (alisios) en esta zona del océano van de este a oeste (de América hacia Australia) y arrastran al agua superficial cálida hacia Australia.

76 Este desplazamiento del agua superficial hace posible que agua profunda y fría salga a la superficie junto a las costas de América del Sur (corriente de Humboldt). Esta corriente arrastra nutrientes del fondo, crecen las poblaciones de peces y se forman las buenas pesquerías propias de la zona.

77 Pero cada 2 a 7 años el régimen de los vientos cambia y soplan de este a oeste a la vez que la masa de agua, unos 3 a 7ºC más caliente que lo normal, se hace más extensa y se traslada hacia el este del Pacífico hasta llegar a tocar en ocasiones la costa de Perú. Este es el fenómeno llamado El Niño, al que pusieron este nombre los pescadores de Perú que notaban que algunos años, en la época de la Navidad (Niño Dios), el agua subía su temperatura. Cuando sucede este fenómeno, durante 12 a 15 meses las corrientes marinas cambian en la zona, se impide que afloren a la superficie las corrientes frías que arrastran nutrientes del fondo, y las pesquerías disminuyen su población por falta de alimento. También se alteran las corrientes atmosféricas.

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79 El Niño afecta también a la parte asiática (grandes sequías, temperaturas anormalmente altas, enfriamiento del océano, baja nubosidad Lluvias torrenciales SITUACIÓN NORMAL El NIÑO Lluvias torrenciales Vientos alisios Vientos alisios Termoclina Termoclina Afloramiento ASIA AMERICA ASIA AMERICA

80 EFECTOS DEL NIÑO A NIVEL GLOBAL Sequías en zonas habitualmente húmedas como Indonesia, Filipinas y el este de Australia; en el centro, sur y este de África; noroeste de Brasil y América central. El monzón de la India se hace irregular poniendo en peligro la producción de las cosechas. Reducción del número de huracanes en costas del Atlántico y el Golfo de México y aumento en Hawai y Tahíti. Aumento de lluvias torrenciales e inundaciones en el Norte de Perú, sur de Brasil, sur de Ecuador, norte de Argentina y Uruguay. El invierno en las latitudes medias, conlleva borrascas más vigorosas de lo normal. Todo ello implica: pérdida de vidas, pérdida económica en actividades primarias, pérdidas de hogares, incendios.

81 Una animación sobre el fenómeno del Niño Distribución de temperaturas en el mar durante el fenómeno del Niño de 1997

82 El fenómeno de La Niña Es una exageración de la situación normal, es decir opuesta al Niño. Durante los eventos de La Niña, las aguas calientes en el Pacífico ecuatorial se concentran en la región junto a Oceanía y es sobre esta región donde se desarrolla la nubosidad y la precipitación más intensa. La Niña de 1998 causó gravísimos desastres en Sudamérica y Oceanía

83 CONSECUENCIAS DE LA NIÑA A NIVEL GLOBAL En los trópicos, las variaciones son radicalmente opuestas a las ocasionadas por El Niño. En el continente americano, las temperaturas del aire de la estación invernal, se tornan más calientes de lo normal en el Sudeste y más frías que lo normal en el Noreste. En América del Sur, predominan condiciones más secas y más frescas que lo normal sobre El Ecuador y Perú; así como condiciones más húmedas que lo normal en el Noreste de Brasil. En América Central, se presentan condiciones relativamente más húmedas que lo normal, principalmente sobre las zonas costeras del mar Caribe. * En México, provoca lluvias excesivas en el centro y sur del país, sequías y lluvias en el norte de México, e inviernos con marcada ausencia de lluvias.