¡Descarga La atmósfera tema3 y más Apuntes en PDF de Ciencias Ambientales solo en Docsity!
LA ATMÓSFERA
1. Naturaleza y composición de la atmósfera
La atmósfera es una capa gaseosa de aproximadamente 10.000 km de espesor que rodea a la litosfera y la hidrosfera. Está compuesta por gases y partículas sólidas y líquidas en suspensión atraídas por la gravedad terrestre. Debido a la compresión que sufre, el mayor porcentaje de masa atmosférica se encuentra concentrado en los primeros kilómetros. La máxima densidad atmosférica (masa/volumen) se da a nivel del mar, dado que el aire es muy compresible. A partir de este nivel la disminución de la densidad del aire con la altura es muy rápida. El aire es muy compresible, de tal forma que son las capas inferiores son mucho más densas que las de encima. La densidad promedio disminuye 1,23 kg/m^3 es suspensión a 0,70 kg/m^3 a 5500 m. Por encima de los 100 km de altitud sólo queda una millonésima parte de la masa atmosférica. Por ello, suele considerarse, convencionalmente, a este nivel altitudinal como “límite superior de la atmósfera propiamente dicha”. De los 3 elementos de la Homosfera, el aire seco y puro es el más importante en masa y volumen. Aire puro: sin partículas sólidas y líquidas. Aire seco: se excluye el vapor de agua. El estado gaseoso del agua es que el que predomina en la atmósfera. La ínfima contribución de los componentes sólidos y líquidos, es comparación con los gaseosos, justifica que comúnmente se defina al aire una mezcla sólo de gases o como una mezcla de aire seco y vapor de agua. El nitrógeno es el gas más abundante de la atmósfera y tiene un efecto fertilizante cuando disuelto en el agua de lluvia aporta N 2 a los suelos. Más de ¾ partes es N 2.
Los gases permanentes son aquellos que aparecen en proporciones sensibles constantes hasta altitudes cercanas a los 100 km. Estos son: N 2 ,O 2 ,Ar ,Ne ,He ,Kr ,Xe ,H 2. Sin embargo, el CO 2 y el O 3 junto con el vapor de agua, son los dominantes en los gases variables de la atmósfera. (Los gases variables son aquellos que varían sus concentraciones con el tiempo, en el espacio y en la altitud). Estos gases son importantes para el tiempo y el clima y también para la absorción y emisión de energía. CO 2 : Desempeñan un papel fundamental en los procesos que determinan en balance de calor en el sistema superficie terrestre-atmósfera. (Es un gas del efecto invernadero). La concentración de CO 2 es algo varibles en suelo, puesto que se ve afectada por cualquier tipo de combustión, así como por la fotosíntesis y por el intercambio con los océanos. Las combustiones de origen antrópico producen incrementos locales de CO 2 en el aire de las áreas urbanas e industriales. Hay mayor contaminación en la ciudad que en el campo. En función de la fotosíntesis, hay mayor proporción durante la noche que por el día. Los océanos pueden desprender o absorber CO 2 dependiendo de su Tª, ya que, si esta disminuye, la solubilidad del CO 2 aumenta, por lo que habrá absorción. Las aguas frías favorecen. En las aguas frías favorecen la asimilación con la disminución de CO 2. Fuentes y sumideros del CO 2 : Fuentes fundamentales: Erupciones volcánicas. Respiración de los seres vivos. Combustibles. Sumideros (reguladores): Todo proceso por el que se extrae de la atmósfera un gas y se almacena. Cubierta vegetal. CO 2 + H 2 O + Eª lumínica Hidratos de carbono + O 2 Océanos. Desde la revolución industrial, la utilización de combustibles fósiles y la deforestación han producido un incremento en la concentración de CO 2 en la atmósfera. O 3 : La presencia de ozono es relativamente pequeña, alcanza su máxima concentración entre los 15 y 35 km, en concreto, a los 25 km, dando lugar a la capa de ozono , donde está el 90% del ozono atmosférico. En esta zona, la proporción de ozono, raramente excede los 10 ppm. La presencia de O 3 en la Estratosfera tiene una gran importancia biológica por su capacidad de absorción de una parte de la radiación solar (UV), muy peligrosa para los seres vivos. Climáticamente, la absorción de la radiación ultravioleta por el ozono es lo que produce el calentamiento de la Estratosfera. En la troposfera se encuentra el 10% restante del ozono atmosférico, con una clara tendencia a aumentar en áreas antrópicamente contaminadas.
2. Estructura térmica vertical de la atmosfera: Las capas
atmosféricas.
Atendiendo a la Tª y sus variaciones con la altura, la atmósfera se divide en varias capas horizontales, a las que se designa con el nombre genérico de esferas y con el de pausas a sus límites superiores.
Troposfera
Estratosfera
Mesosfera
Termosfera
Conclusión: El comportamiento térmico de la atmósfera o presenta uniformidad según la altitud. Hay niveles en los que se observa una disminución de la temperatura con el aumento de la altura (troposfera y mesosfera) y otros en los que la Tª aumenta al ascender en altura (estratosfera y termosfera).
3. Características de la troposfera
La troposfera es la capa más importante para el hombre y el medio ambiente y, con diferencia, la de mayor interés en climatología. Es el ascenso de la práctica totalidad de los fenómenos atmosféricos. Características: Concentra el 80% de la masa atmosférica y la práctica totalidad del vapor de agua, CO 2 y aerosoles present4es en el aire. Agitada por movimientos turbulentos (verticales y horizontales), como consecuencia de ello su composición química es relativamente constante. Es la capa homogénea por excelencia. La Tª decrece regularmente con la altura, a razón de 0,65 ºC/ 100 m, sobre todo desde los 2-3 km de altitud, hasta la tropopausa. A gran escala geográfica y temporal, la caída lineal de la temperatura con la altura constituye una característica esencial de la troposfera. El descenso de la temperatura con la altura en la troposfera es debido a que el aire se calienta más por contacto con la superficie y por la absorción de las radiaciones de onda larga emitidas por la tierra, que por las radiaciones solares a las que es prácticamente transparente. El gradiente térmico vertical presenta importantes variaciones según altitud, estación del año, condiciones meteorológicas y lugar geográfico. En determinadas ocasiones este
gradiente se invierte y, en contra de lo que es normal en la tropopausa, la Tª aumenta con la altura dando lugar al fenómeno de Inversión térmica. Existe inversión térmica cuando la temperatura aumenta con la altura en un determinado estrato atmosférico. La expresión alude al hecho de que esto supone una inversión de lo que es normal en la troposfera. Impide los movimientos ascendentes del aire. Está relacionado con la estabilidad atmosférica (Anticiclones). La inversión terrestre se origina por el enfriamiento del aire que hay en contacto con el suelo por una fuerte pérdida radiactiva de éste, especialmente en noches invernales, despejadas y con viento en calma. El suelo irradia intensamente a la atmósfera y enfría las capas de aire próximas a él, haciendo que la Tª de este estrato acuse un descenso, mientras que por encima de él los valores térmicos son mayores. La inversión por subsidencia se origina por el movimiento descendente, o subsidente, del aire en el seno de un anticiclón. El descenso origina compresión y calentamiento adiabático del aire, provocando la inversión de Tª. El primer nivel de la Troposfera es la capa límite o capa de fricción, definida por la influencia del sustrato geográfico. Es una capa de mezcla, turbulenta, generada por el roce permanente del aire con la superficie rugosa del suelo y por la elevación convectiva de las burbujas de aire al calentarse. Espesor de la capa límite: 1 km desde la superficie. La troposfera se divide en dos subcapas: Capa geográfica: capa inferior (hasta 2-3 km de altitud). Porción de la troposfera más influida por lo que pasa en la superficie terrestre. Se trata de una subcapa turbulenta donde las variaciones de Tª y humedad son más notorias. Parte de la tropopausa más afectada por la contaminación: capa sucia (peplos) Troposfera libre, por encima de la peplopausa hasta tropopausa. Los descensos de Tª con el incremento de la altitud son más regulares. La velocidad del viento mayor que en la capa geográfica. El aire es menos denso, menos contaminado. TROPOPAUSA: límite superior de la Troposfera. Es el límite a partir del cual la Tª deja de disminuir con la altura. En el “techo atmosférico”. La tropopausa no presenta una altitud uniforme su altitud varía considerablemente, siendo superior en el aire cálido que en el frío. La tropopausa presenta cambios estacionales, de altitud, siendo mayor en verano que en el invierno. Varía con la latitud, oscilando entre 8 a 9 km en los polos y los 18 del ecuador. Las 3 secciones de la tropopausa son: Tropopausa polar: entre los 8-9 km de altitud Tropopausa media: entre los 9-13 km Tropopausa ecuatorial: en altitudes hasta los 18 km
Efecto Invernadero Natural
Calentamiento de la atmósfera inferior y de la superficie como consecuencia de: La atmósfera es transparente o casi transparente a la radiación solar. Absorbe y devuelve parte de la radiación terrestre. La atmósfera actúa a modo de techo de un invernadero: deja pasar la radiación solar, pero actúa de tapadera para la radiación de onda larga emitida por la superficie terrestre. Calentamiento debido al efecto invernadero: 33ºC Balance energético de la Tierra Gases efecto invernadero (GEI) Los gases atmosféricos más activos en la absorción de la radiación terrestre y, por tanto, en el calentamiento atmosférico son: Vapor de agua, CO 2 , CH 4 , NO 2 , Halocarbonos y O 3. La mayor parte de estos gases tiene su origen en procesos relacionados con las actividades humanas y sus concentraciones en la atmósfera se han incrementado notablemente desde la revolución industrial. El efecto invernadero tiene una importancia trascendental, puesto que permite que la Tª se mantenga dentro de unos límites entre lo que se desarrolla los principales ciclos bilógicos. Gracias a esto, a Tª se mantiene en torno a los 15ºC y no a los
- 18ºC que sería en caso de no existir.
Incremento notable de la concentración de gases de efecto invernadero en la atmósfera desde la época preindustrial (1750) al momento actual. Cambios observados en el sistema climático. La Tª media global ha aumentado un 0,74ªC durante el último siglo.
5. Factores y elementos del clima
E clima está definido por unos elementos y explicado por unos factores. 5.1 Elementos del clima Los elementos son los componentes o variables en que se divide el clima para su estudio: Insolación: radiación solar incidente (radiómetro) o nº de horas de sol (heliógrafo). La Tª del aire: cualidad del calor, indica en qué sentido se transmite éste. Presión atmosférica: pero de una columna de aire sobre un cm^2. El viento: aire en movimiento horizontal. Humedad: contenido del vapor de agua en la atmósfera. Nubosidad Lo más destacado de estos elementos es la variabilidad espacial y temporal. Variabilidad espacial: Explica las diferencias regionales de los climas sobre la superficie terrestre, está determinada por la influencia de los factores astronómicos , como la latitud, y los geográficos. Los primeros condicionan los rasgos dominantes en grandes áreas geográficas, y los segundos los modifican. CLIMAS ZONALES, REGIONALES Y LOCALES Variabilidad temporal: A escala diaria, mensual, anual o intervalos de tiempo muy largos. Esta variabilidad temporal se relaciona con factores astronómicos , como los movimientos de la Tierra y la posición de esta respecto al sol, y con factores meteorológicos , como el balanceo estacional de los grandes sistemas de presión y masas de aire. A estos factores se asocian los regímenes térmicos y pluviométricos diarios, mensuales y estacionales, comunes a grandes zonas de la Tierra.
La zona de convergencia intertropical y el cinturón de altas presiones subtropicales constituyen 2 elementos importantes del Sistema de vientos y de presiones a escala global. Se mueven hacia el norte o hacia el sur con las estaciones. Circulación monzónica y ZCIT. La circulación monzónica en Asia: Alternancia de aire frío y seco del noreste en la estación en que el sol está abajo (estación fría). Aire húmedo y cálido del suroeste en la estación en que el sol está alto (estación cálida). Viento y presión en latitudes altas-enero Hemisferio sur: Verano El aire converge hacia un cinturón de bajas presiones y diverge desde una alta presión sobre el polo sur. Hemisferio norte: invierno El aire diverge desde un centro de alta presión en Siberia (muy fuerte) y desde otro centro alta presión más débil en Canadá. Depresión de Islandia y la Depresión de las Aleutianas que se mueven hacia el sur y hacia el este sobre los continentes. Viento y presión en latitudes altas-julio El aire asciende sobre el ecuador produciendo baja presión, se conoce como vaguada ecuatorial. El aire de ambos hemisferios se mueve hacia la vaguada ecuatorial, converge y se eleva: Circulación de Hadley. Se produce una zona de convergencia de aire: Zona de convergencia intertropical. En superficie los vientos son ligeros: zona de calmas ecuatoriales o doldrums.
Hemisferio sur: invierno, patrón similar al verano, los gradientes de presión son más fuertes, las isobaras más juntas. Hemisferio norte: verano Continentes: baja presión, alta presión sobre los océanos. La baja asiática va acompañada de aire cálido, aire húmedo desde el océano Indico hacia el SE asiático (monzón de verano). Baja presión sobre el suroeste de USA. El viento en altura El viento va desde las bajas latitudes hacia el polo. El aire es más cálido cerca del ecuador por lo tanto se genera gradiente que va desde el ecuador hacia el polo. Gradiente de presión se incrementa con la altitud con vientos más fuertes en altura. En altura, el movimiento del aire está sujeto a la fuerza del gradiente de presión y a la fuerza de Coriolis, soplando paralelo a las isobaras: viento geográfico. Circulación general en altura: Cinturón de vientos del este en el ecuador (zona de bajas presiones) Zonas de altas presiones tropicales (15-20º N-S). Zona de vientos del oeste (latitudes medias y altas) Baja polar Los Jet streams son corrientes de viento muy fuertes que se producen cuando hay grandes gradientes de Tª. En cada hemisferio: jet polar y un jet subtropical, ambos del oeste. Ondulaciones en el Jet stream: ondas de Rossby: La capa superficial de agua es calentada por el sol en las bajas latitudes y medias latitudes en verano. Esta capa cálida se mantiene por fricción de las olas hasta una profundidad de 500 m con una Tª entre 20ºC – 25ºC. Debajo de la capa cálida las Tª decrecen hasta la profundidad del océano, Tª entre 0 y 5ºC. Sección N-S del océano Atlántico, la capa cálida desaparece en las proximidades de Groenlandia y la Antártida. Circulación sobre los océanos: Las corrientes superficiales se mueven por los vientos que transfieren energía por fricción. La circulación sobre los océanos se debe a las diferencias en la densidad y en la presión y a la fuerza de Coriolis. Las diferencias de presión se producen porque el agua se calienta de manera no homogénea y porque el agua cálida es menos densa que el agua fría. Circulación de la cinta transportadora oceánica Hay una mezcla lenta del agua entre las capas del océano. Downwelling: causada por la alta densidad del agua, más fría y más salada. Upwelling: causada por la baja densidad del agua que es más cálida en las regiones tropicales. El niño y ENSO
Frente ocluido: El aire desplaza al aire cálido que queda arriba y no está en contacto con el suelo. Factores geográficos Modifican a los anteriores factores y son los responsables de la diversidad climática del globo. Estas modificaciones revisten un grado de importancia territorial muy variable, que puede ir desde una fracción de continente u océano a la vertiente de una montaña o a la atmósfera confinada bajo el bosque. A. Configuración del relieve: La disposición de las barreras montañosas respecto a los vientos dominantes va a establecer una clara oposición entre las vertientes de barlovento y sotavento, reflejada en la existencia de marcadas disimetrías pluviométricas entre ambas vertientes. B. Posición respecto a las masas continentales o marítimas Determina la distinta naturaleza de la masa de aire y, en consecuencia, de tipos de tiempo (y climas) muy contrastados (oceanidad a continentalidad)
Mayores amplitudes térmicas en los climas continentales que en los marítimos. Precipitaciones más elevadas y regulares a lo largo del año en los climas marítimos que en los continentales. C. La naturaleza de las corrientes oceánicas Oposición entre fachadas occidentales y orientales. A similar latitud existen diferencias térmicas entre las fachadas bañadas por corrientes frías y las situadas junto a corrientes marinas cálidas. D. La altura El aumento de la altitud se manifiesta en el clima por una disminución de la presión y Tª del aire y, por un incremento de las precipitaciones (gradientes térmicos y pluviométricos) E. La exposición a la radiación solar La exposición de las laderas a la radiación solar, sobre todo en las latitudes medias, modifica las Tª entre a solana y la umbría, resultando más fresca debido a la menos radiación solar. F. La naturaleza del roquedo y la cubierta vegetal modifican la Tª y la humedad del aire a pequeña escala. CONCLUSIÓN: Los diferentes tipos de factores actúan plenamente relacionados y su acción determina la distribución de los climas en el planeta. Los factores astronómicos y meteorológicos establecen el dominio zonal. Los factores geográficos imponen las alteraciones azonales dando lugar, en definitiva, a los climas regionales, locales y microclimas. (Son los que se clasifican en bandas, según la latitud. Por lo que sería zonas tropicales, templados y polares.)
6. Las grandes zonas climáticas
En el análisis de los climas es común diferenciar 4 escalas: Macroclimática, Mesoclimática, Clima local y Microclima.
- CLIMAS ZONALES O MACROCLIMAS: Representan grandes áreas geográficas, de miles de km^2 de superficie Factores que lo controlan: Latitud y Circulación general de la atmósfera. Tipos: Climas intertropicales o de latitudes bajas. Climas templados o de latitudes medias. Climas polares o de altas latitudes.
- REDIONALES O MECLIMAS Constituyen unas facies del clima zonal, de dimensiones lineales variables entre 200 y 2000 km. Factores: Dinámicos o meteorológicos: variaciones de los límites de los frentes que separan las masas de aire. Geográficos: contrastes tierra-mar, relieve, corrientes oceánicas.
Precipitación modelos estacionales controlados por las masas de aire y sus movimientos (influencias por los modelos de circulación atmosférica) En función de la latitud: Ecuatorial Tropical Latitud media Subártico En función de la localización: Continental Oceánico Variedades oceánicas: o Régimen ecuatorial: uniformemente cálido a lo largo del año, debido a la constante radiación solar, T en torno a 27ºC, no hay contrastes. o Régimen tropical de costa oeste: la Tª presenta un suave ciclo anual sin calor extremo. o Régimen costa oeste de latitudes medias: la influencia marina suaviza las Tª si nos movemos hacia latitudes septentrionales y continúa hacia el polo. Variedades continetales: o Régimen tropical continetal: fuerte oscilación térmica, la Tª cambia de muy cálida (por encima de 30ºC) cerca de un solsticio a suave en el otro (en torno a 15ºC). o Régimen continental de latitudes medias: en el interior de los contientes existe una fuerte oscilación anual de la Tª. o Régimen continental subártico: fuerte amplitud térmica. o Régimen de casquetes polares: frío intenso todo el año. MECANISMO DESENCADENANTES DE LA PRECIPITACIÓN Los modelos de circulación general atmosférica determinan el régimen de precipitaciones a través de los desplazamientos de las diferentes masas de aire.
- Cinturón ecuatorial muy lluvioso: Precipitación por encima de 2000 mm al año. Comprende la cuenca del Amazonas, la cuenca del Congo, costa africana desde Nigeria hasta Guinea y el este de la India. Masas de aire con temperaturas altas todo el año, elevado contenido en humedad que favorecen la precipitación convectiva, frecuentes tormentas todo el año.
- Estrechas franjas costeras de los alisios: Entre 25 a 30º N y S en el lado este de los continentes o grandes islas, noreste de Brasil, América central, Madagascar y noreste de Australia. Entre 1500 y 2000 mm de precipitación.
Masas de aire tropicales marítimas traídas por los alisios, que cuando chocan contra las montañas producen intensas precipitaciones de tipo orográfico.
- Desiertos tropicales: Sobre el trópico de Cáncer y de Capricornio, existe un cinturón de altas presiones, con masas de aire tropical continental, caracterizadas por una fuente subsidencia en su seno que produce calentamiento adiabático y sequedad. Se localiza también en las costas oeste de los continentes. La precipitación oscila entre 250 y 50 mm al año. Las pocas lluvias son de tipo convectivo.
- Desiertos de latitudes medias y estepas: Entre 30º y 50º de latitud N en el interior de Norte América y de Asia, con extensas praderas semiáridas o estepas. P anual entre 100 y 500 mm. La aridez se debe a la lejanía del océano, principal fuente de humedad. Estas zonas se encuentran a sotavento de los vientos del oeste, donde las masas de aire Pm descargan su humedad en la ladera barlovento de las montañas y se transforman en cálidas y secas en la ladera de sotavento.
- Regiones subtropicales húmedas. Ubicadas en la fachada sureste de los continentes de Norteamérica y Asia, a una latitud entre 25 y 45º N. 1000 - 1500 mm de precipitación anual. Áreas más pequeñas, pero del mismo tipo se localizan en hemisferio austral (Uruguay, Argentina, SE de Australia). Estas regiones se ven afectadas por masas de aire Tm procedentes del lado oeste de los anticiclones subtropicales. Ciclones tropicales desencadenan lluvias muy intensas.
- Zonas costeras occidentales de latitudes medias: Entre 35 y 65º afectadas por vientos del oeste. Donde las costas son montañosas se produce efecto orográfico de la masa de aire Pm al ascender por las montañas: Alaska, Columbia Británica, Sur de Chile, Escocia, Noruega y la Isla Sur de Nueva Zelanda, con P por encima de 2000 mm. Durante la Edad del Hielo esta precipitación alimentó a los glaciares que descendieron hasta la costa, donde excavaron valles (fiordos). De
- Desiertos árticos y polares: Por encima de los 60º, la P inferior a 300 mm, a excepción de las franjas costeras occidentales. Las masas de aire Pc y Ac no contienen mucha humedad y por lo tanto no se producen grandes precipitaciones. Elevada humedad relativa y poca evaporación. MODELOS DE DISTRIBUCIÓN DE LA PRECIPITACIÓN Precipitación distribuida homogéneamente.
