Verónica Martín Gómez Climatología 2017

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

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

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.

5.1) 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.

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.

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.

5.1) Introducción al 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

5.2) Distribución del agua en el sistema climático 1350 10 15 m³ de agua (97.57% del agua total) están contenidos en los océanos 33,6 10 15 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 (25 1015 m³), aguas subterráneas (8,4 1015 m³), ríos y lagos (0,2 10 15 m³) y en la materia viva de la biosfera (0,0006 10 15 m³). La atmósfera contiene 0,013 10 15 m³, es decir, un 0,001% del agua total en la Tierra.

5.2) Distribución del agua en el sistema climático

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 423 10 12 m³, 33 veces mayor que el contenido promedio de agua en la atmósfera (13 10 12 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.

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 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).

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 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.

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 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)

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 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

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 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%).

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 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.

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera 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 de humedad Humedad específica Razón de mezcla Humedad relativa Temperatura del punto de rocío

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera 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 )

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera 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%

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera 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

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera 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 masa de aire húmedo = r 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.

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 5.3.2 Formación de rocío, heladas y nieblas 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.

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 5.3.2 Formación de rocío, heladas y nieblas 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.

5.3) Vapor de agua en la atmósfera 5.3.2 Formación de rocío, heladas y nieblas 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. (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

5.3) Vapor de agua en la atmósfera Comentario en relación a la formación de gotitas de agua 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.

5.4) Ecuación clásica del balance de agua En hidrología, la 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.

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.

5.4) Ecuación clásica del balance de agua 5.4.1 Distribución geográfica de la precipitación y del vapor de agua

5.4) Ecuación clásica del balance de agua 5.4.2 Distribución geográfica del balance hídrico

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.