Dinámica de las capas fluidas

Dinámica de las capas fluidas
Introducción
Llamamos capas fluidas a la atmósfera y a la hidrosfera, constituidas aire y agua, respectivamente. Son los dos subsistemas
terrestres más relevantes para el funcionamiento del sistema climático. Ambos constituyen la máquina climática, sistema que
funciona con energía solar fundamentalmente y determina el clima. Ambas capas interactúan entre si y con el resto de los
subsistemas terrestres, siendo el ciclo del agua el mecanismo de interacción de mayor importancia.
El ciclo del agua
El agua pasa de la hidrosfera a la atmósfera por
evaporación. Al enfriarse se condensa y se
forman las nubes. Con las precipitaciones el
agua es devuelta a la tierra en forma líquida o
sólida y, a partir de ahí, en parte discurre por la
superficie
hacia las zonas más bajas escorrentía superficial-, ya sea en forma de
aguas salvajes o encauzadas -torrentes y ríos-, en
parte queda temporalmente retenida en forma
de masas de nieve e hielo glaciar, o puede
infiltrarse en el suelo e incorporarse a los mantos
acuíferos o ser absorbida e incorporarse a los
seres vivos. El agua subterránea se mueve
lentamente hacia las parte bajas -escorrentía subterránea-, incorporándose incluso al mar, como las aguas superficiales. El agua
que se incorporó a la biosfera retorna a la atmósfera por transpiración que, unida a la evaporación ocurrida sobre la superficie
terrestre, constituye la llamada evapotranspiración.
COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA
La atmósfera primitiva se formó por la desgasificación sufrida por la Tierra durante su proceso de enfriamiento. Con el paso del
tiempo sufrió importantes modificaciones:
•
•
•
•
Las erupciones volcánicas aportaron cantidades ingentes de polvo y gases.
Los seres vivos cambiaron drásticamente su composición, aportando 0 2, y N 2, y rebajando el CO 2.
La hidrosfera aporta vapor de agua, sal marina y compuestos de azufre.
La humanidad altera su composición y sus propiedades con acciones como la quema de combustibles fósiles o la deforestación.
Composición actual de la atmósfera
Teniendo en cuenta la proporción en que aparecen, los componentes atmosféricos en tres grupos:
•
•
•
Mayoritarios. Son los que aparecen en una proporción mayor
Minoritarios. Aparecen en muy pequeña proporción y su concentración se mide en partes por millón (ppm). Se dividen en:
reactivos y no reactivos.
Variables. Aparecen en proporción variable y son el vapor de agua y contaminantes diversos, cuyas proporciones están
sujetas a fluctuaciones provocadas por la dinámica atmosférica y por la proximidad de núcleos urbanos e industriales.
Componentes mayoritarios (% Volumen)
Gases raros reactivos (ppm)
Gases raros no reactivos (ppm)
Nitrógeno
78,08
CO
0,1
He
5,2
Oxígeno
20,95
CH 4
1,7
Ne
18
Argon
0,93
Hidrocarburos
0,02
Kr
1,1
CO 2
0,03
NO
0,0020-0,0002
Xe
0,1
Otros (Hidrógeno, helio..)
0,14
NO 2
0,0040-0,0005
H2
0,5
Componentes variables
NH 3
0,020-0,006
N2 O
0,25
Vapor de agua
SO 2
0,0013-0,00003
Contaminantes diversos
Ozono (O 3)
0,05-0
ESTRUCTURA Y FUNCIÓN DE LA ATMÓSFERA
La atmósfera juega un importante papel protector frente a las partículas y radiaciones solares. La mayoría de las partículas que
Dinámica de capas fluidas
1
forman el llamado viento solar (protones y electrones emitidos desde la atmósfera solar)
son desviadas por la magnetosfera, la región del espacio que rodea la Tierra en la que el
campo magnético terrestre forma un escudo protector, lo que posibilita la existencia de
vida en nuestro planeta. La magnetosfera comienza a unos 500 km de altitud, por encima
de la ionosfera, y se prolonga hasta unos 60.000 km de altitud en la dirección del Sol. Las
radiaciones electromagnéticas de onda más corta (rayos gamma, rayos X y UV) son
absorbidas las capas altas de la atmósfera. Si dichas radiaciones llegaran a la Tierra,
actuarían rompiendo moléculas debido a La ionización de sus átomos.
Estructura de la Atmósfera
Teniendo en cuenta las variaciones de la temperatura con la altura, se diferencian en la
atmósfera las capas siguientes:
Troposfera.
Se extiende desde la superficie hasta los 9 km en los polos y los 16 km en él ecuador, donde se encuentra su límite superior o
tropopausa Su altitud varía además de con la latitud
con las estaciones, alcanzando su espesor máximo
en verano. En ella se concentra el 80 % de los gases
atmosféricos que posibilitan la vida (N 2, 0 2 y CO 2). La
mayor concentración de estos gases en la parte baja
hace que la presión atmosférica (peso de la
atmósfera sobre la superficie terrestre) descienda
desde unos 1013 mbar (milibares) en la superficie
hasta unos 200 mbar en la tropopausa. También
disminuye la temperatura, desde unos 15 EC como
media en su parte inferior, hasta unos -70 EC en la
tropopausa. Esta disminución tiene un valor medio
de unos 0,65 EC /100 m y se denomina gradiente
vertical de temperatura (GVT).
Contiene la mayor parte del vapor de agua y en ella
se producen los fenómenos meteorológicos. Se
forman la mayoría de las nubes y de las
precipitaciones y existen movimientos verticales
(ascendentes y descendentes) del aire que
facilitando la dispersión de los contaminantes y del
polvo en suspensión y de la sal marina. Estos
componente se acumulan en la denominada capa
sucia (los primeros 500 m) y su presencia se detecta
por la coloración rojiza del cielo del amanecer y del
atardecer.
Aquí tiene lugar el efecto invernadero, originado por la
presencia de ciertos gases (CO 2, vapor de agua, etc.) que
absorben la radiación infrarroja procedente del Sol y retienen
aproximadamente, el 88% de la emitida por la superficie
terrestre.
Estratosfera.
Se extiende desde la tropopausa hasta la estratopausa,
situada a 50-60 km de altitud. En ella el aire es muy tenue y
no existen movimientos verticales, lo que da lugar a la
disposición del aire en estratos horizontales,. Además, no
existen nubes, salvo en su parte inferior, en la que se forman
unas de hielo cuya estructura es muy tenue (noctilucientes).
Entre los 15 y los 30 km de altura se encuentra la capa de ozono, en la que se concentra la mayor parte del ozono atmosférico.
La temperatura aumenta hasta alcanzando los 4 EC en la estratopausa.
Mesosfera.
Se extiende hasta los 80 Km de altura, donde se sitúa la mesopausa. Aunque la densidad del aire es muy reducida, resulta suficiente
como para que el roce de las partículas que contiene provoque la ignición de los meteoritos procedentes del espacio, dando lugar
a la formación de estrellas fugaces. De esta manera, la gran mayoría de ellos se consumen y no alcanzan la superficie terrestre.
La temperatura disminuye de nuevo hasta unos -80 EC.
Dinámica de capas fluidas
2
Ionosfera o termosfera.
Se prolonga hasta los 600 km de altura. La temperatura aumenta con la altura hasta alcanzar los 1000 EC, debido a la absorción
de la radiaciones gamma y rayos X llevada a cabo por las moléculas dé nitrógeno y de oxígeno presentes, que, debido a ello, se
transforman en iones de carga positiva, liberándose electrones. Esto da lugar a un campo magnético comprendido entre la
ionosfera, cargada positivamente, y la superficie terrestre, cargada negativamente. Refleja las ondas de radio emitidas desde la
Tierra.
En determinadas ocasiones, sobre las zonas polares, los electrones que
llegan del Sol producen las auroras boreales y australes. Su color depende
de la molécula contra la que choquen los electrones y de la presión
atmosférica. Es amarillo-verdoso cuando chocan contra las m oléculas de
oxígeno a baja presión; rojo, si esa misma colisión tiene lugar a muy baja
presión, y azul si el impacto es contra una molécula de nitrógeno.
Exosfera.
Se extiende hasta los 800 - 1000 Km de altura. Es la última capa y su límite
viene m arcado por una bajísima densidad del aire similar a la del espacio
exterior. Aquí el aire es tan tenue que no puede captar la luz solar y, debido
a ello, el color del cielo se va oscureciendo hasta alcanzar la negrura del
espacio exterior.
La absorción de la radiación ultravioleta. La capa de ozono
El ozono es una molécula triatómica (O 3), gaseosa y de olor picante que existe en toda la atmósfera, incluida la troposfera, en la
que constituye un contaminante. La mayor parte del ozono atmosférico se encuentra concentrado en la estratosfera, sobre todo
entre 15 y los 30 km de altura, aunque abunda más hacia los 25 km. La capa de ozono presenta, al igual que las otras capas, un espesor
máximo en el ecuador y mínimo en los polos, y es transportado de uno a otro lugar debido a la circulación horizontal de la
estratosfera.
Se forma en grandes cantidad en la estratosfera por la acción de la radiación UV, que desencadena una serie de reacciones en los
que se forma y se destruye el ozono y, como resultado, se absorbe la energía de dichas radiaciones.
Mecanismo de formación de destrucción natural del ozono
1.E Fotolisis (ruptura) del oxígeno por la luz ultravioleta:
O 2 + UV ÷ O + O
2.E Formación del ozono: O + O 2 ÷ O 3 + calor
3.E Destrucción del ozono. Existen dos mecanismos:
Fotolisis del ozono por la luz ultravioleta:
O 3 + UV ÷ O 2 + O
Posible reacción del ozono con el oxígeno atómico:
O + O3 ÷ O2 + O2
En condiciones normales, estas reacciones están en equilibrio dinámico, por lo que el ozono se forma y se destruye y, a la vez
que retiene el 90 % de los rayos UV, se libera calor durante su proceso de formación y se eleva la temperatura de esta capa.
El proceso de formación será más intenso cuanto más cerca esté de la estratopausa, donde es mayor la la cantidad de rayos UV
que se reciben. Sin embargo, por debajo del kilómetro 30, gran parte de las radiaciones UV han sido ya absorbidas por las capas
superiores, y las pocas que llegan son incapaces de provocar la fotolisis del ozono de una manera eficaz, por lo que éste se
acumula.
Las cantidades de ozono estratosférico sufren variaciones diarias y estacionales en función de la cantidad de radiación solar
recibida.
DINÁM ICA ATMOSFÉRICA
Las masas de aire de la troposfera se mueven tanto horizontal como verticalmente. Estos movimientos o vientos son uno de los
factores fundamentales del clima y la mayoría tienen su origen en las diferencias de temperatura que existen entre los diferentes
puntos de la superficie terrestre y las que se producen con la altura en la troposfera.
Movimientos verticales
Son movimientos de ascenso y descenso de masas de aire debidos a las diferencias de densidad generadas por variaciones de
temperatura o del contenido en vapor de agua.
El aire en contacto con la superficie se calienta y se dilata disminuyendo de densidad por lo que tiende a ascender. Por el contrario,
el aire de capas altas, más frío y en consecuencia más denso, tiende a descender. Estos movimientos se denominan corrientes de
convección térmicas.
El aire húmedo es menos denso que el aire seco. Por esta razón al aumentar el grado de humedad del aire se generan movimientos
verticales de ascenso en tanto que al diminuir la humedad y hacerse más denso el aire se producen movimientos descendentes.
Estos movimientos debidos a la variación de grado de humedad se denominan corrientes de convección por humedad.
Dinámica de capas fluidas
3
Grado de humedad del aire
Para medir la cantidad de vapor de agua del aire (su grado de humedad) se recurre a la humedad absoluta y a la humedad relativa.
La humedad absoluta es el nº de g de vapor de agua que hay en 1 m 3 de aire [HA= g H 2O (g)/m 3]. No tiene demasiado valor porque
la cantidad de vapor de agua que admite el aire aumenta con la temperatura. Cuando el aire ya
no admite más vapor de agua a la temperatura a que se encuentra decimos que se ha saturado
de humedad y entonces el exceso de vapor se condensa (formación del rocío al enfriarse el aire
al anochecer). Se conoce como punto de rocío a la temperatura a la que una masa de aire se
satura de humedad y comienza producirse la condensación.
Cuando una masa de aire húmedo se eleva, va enfriandose a medida que asciende; cuando se
alcanza el punto de rocío del vapor se condensa y se forman pequeñas gotas que se visualizan
como una nube. Para que se forme la nube es necesario además que existan partículas de polvo,
H 2S, cristales de NaCl, etc. que actúen como núcleos de condensación.
La Humedad relativa de una masa de aire es el porcentaje de vapor de agua, medido en relación
con el máximo que puede contener a esa temperatura. Así por ejemplo, si una masa de aire a 20ºC
(saturación con 15 g/m3) contiene 10 g/m3 de vapor de agua, su humedad relativa es: HR=10 *
100/15 = 63 %.
Inversiones térmicas
La temperatura de la troposfera disminuye con la altura. En su parte baja la temperatura media
es de 15ºC en tanto que en la tropopausa la temperatura es de unos -70ºC. Esta diminución se
denomina Gradiente Vertical de Temperatura (GVT) y, si bien varía de unos puntos a otros y con
la altura, para el aire en reposo tiene un valor medio de 0,65ºC por cada 100 m de altura.
Existen zonas en la troposfera en las que las que la temperatura, en lugar de disminuir, aumenta
con la altura. A este fenómeno se le denomina inversión térmica. Estas inversiones, que pueden
presentarse a distintas alturas, impiden el ascenso de las masas de aire. Pueden ser permanentes
(la tropopausa es una inversión térmica permanente) u ocasionales como las producidas en invierno debido a que, al enfriarse el
suelo durante la noche, enfría al aire que está inmediatamente en contacto con él, de tal manera que el aire de la parte inferior
está más frío que el de las capas superiores y, hasta una cierta altitud, la temperatura aumenta con la altura. Esta inversión es la
responsable de la formación de los llamados "mares de nubes" que ocupan en ocasiones el fondo de los valles y que se deben a
que al enfriarse el aire próximo al suelo se produce la condensación del vapor de agua y la formación de nubes bajas.
Gradiente adiabático seco y húmedo
El aire es mal conductor del calor por lo que cuando una
masa de aire caliente asciende en la troposfera se comporta
como un sistema aislado y no intercambia calor con el aire
circundante (sistema adiabático). A medida que asciende va
llegando a zonas de menor presión atmosférica por lo que
se expande aumentando el volumen de la masa de aire y,
en consecuencia, va disminuyendo su temperatura a razón
de 1ºC por cada 100 de altura. Esta disminución de
temperatura se debe a que al expandirse el aire disminuye
el nº de choques entre las partículas de los gases que lo
forman y se conoce como gradiente adiabático seco (GAS)
porque el agua que contiene se mantiene en estado
gaseoso. En el momento en que la masa de aire alcanza el
punto de rocío (temperatura a la que se produce la
saturación) comienza a producirse la condensación del
vapor de agua y se forma una nube. La condensación libera
Dinámica de capas fluidas
4
calor que reduce el ritmo de descenso de la temperatura; a partir de este momento la temperatura disminuye entre 0,3ºC y 0,6ºC
por cada 100 m de altura, disminución que se conoce como gradiente adiabático húmedo (GAH), ya que parte del agua ya se
encuentra e estado líquido. Cuando todo el vapor se haya condensando cesará la liberación de calor y la temperatura volverá a
disminuir a razón de 1ºC/100m, es decir el valor del GAS.
El valor del GAH depende de la humedad del aire. Cuanto mayor sea la humedad mayor será la liberación de calor y menor será
el GAH. En las zonas tropicales, debido al alto grado de humedad del aire, el GAH es de 0,3ºC/100m por lo que las nubes alcanzan
una gran altura llegando hasta las proximidades de la tropopausa. En las zonas templadas el aire contiene menos vapor de agua
por lo que el GAH es mayor (0,6ºC/100m) por lo que el aire se enfría más rápidamente y las nubes alcanzan una altura menor que
en las zonas tropicales.
Anticiclones y Borrascas
La presión atmosférica en la superficie es de 1013 mb (1atmósfera). Sin
embargo la presión varía de unos puntos a otros. Al calentarse y/o
humedecerse el aire disminuye su densidad y asciende en la troposfera. Este
fenómeno provoca una disminución de presión o borrasca. Además, el vacío
producido a nivel del suelo por el ascenso hace que el aire circundante se
mueva horizontalmente hacia la zona de menor presión o borrasca.
Por el contrario, cuando una masa de aire frío y seco, y por lo tanto denso,
desciende desde capas altas de la troposfera hacia la superficie, se produce un
aumento de presión o anticiclón. En estas zonas la masa de aire descendente,
al chocar con la superficie se mueve horizontalmente de forma divergente
desde el área anticiclónica hacia el exterior.
En los mapas meteorológicos las borrascas aparecen identificadas por una B
rodeada por isobaras (líneas que unen puntos de igual presión) de presión
creciente con la distancia a la borrasca. Los anticiclones aparecen identificados
con una A rodeada de isobaras de presión decreciente con la distancia.
Las diferencias de presión generan vientos horizontales de intensidad creciente
con la diferencia de presión. Estos vientos soplan desde las áreas anticiclónicas
hacia las borrascas pero no de forma rectilínea sino que, debido a la aceleración
de Coriolis, se mueven siguiendo una trayectoria curvilínea y, en el hemisferio
norte, giran en sentido horario en torno a los anticiclones y en sentido
antihorario en torno a las borrascas. Por la misma causa, en el hemisferio
norte, el aire que desciende en las áreas anticiclónicas lo hace girando en
sentido horario y el aire que asciende en las borrascas gira en sentido
antihorario. Por debajo del ecuador, en el hemisferio Sur, el sentido de
giro es el inverso: antihorario en los anticiclones y horario en las
borrascas.
Las borrascas pueden provocar inestabilidad atmosférica con formación
de nubes y precipitaciones. El aire cálido y húmedo que asciende se
enfría con la altura condensándose el vapor y formándose nubes y
muchas veces también precipitaciones más o menos abundantes según
la cantidad de vapor del aire. Además se producen vientos de mayor intensidad cuanto mayor sea el descenso de presión. Los
anticiclones, sin embargo, están asociados con la ausencia de precipitaciones y estabilidad atmosférica ya que el aire que desciende
Dinámica de capas fluidas
5
es seco y los vientos divergentes que se generan impiden la entrada en la zona de masa de aire húmedo que podrían producir
nubosidad y precipitaciones.
CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
La irradiación solar es mucho mayor en el ecuador que en
los polos, por lo que de no existir la atmósfera y la
hidrosfera, la diferencia de temperatura entre ambas zonas
sería extrem adamente grande. Sin embargo, los
movimientos de la atmósfera y de la hidrosfera hacen
posible el transporte de calor necesario para amortiguar
dichas diferencias.
En las zonas ecuatoriales el calentamiento es intenso debido
a la perpendicularidad con que los rayos solares inciden
sobre la superficie. Debido a ello, el aire se calienta en
contacto con la superficie terrestre y tiende a ascender,
dando lugar a las potentes borrascas ecuatoriales (B).
En las zonas polares, las bajas temperaturas van a provocar
el aplastamiento del aire frío contra el suelo y el
asentamiento de un anticiclón polar (A) permanente sobre
ellas.
Al menos teóricamente, el viento que sopla en la superficie
del planeta tenderá a recorrer el globo terrestre desde los
anticiclones polares hasta las borrascas ecuatoriales; y el de
las capas altas de la atmósfera podría hacerlo en sentido
inverso. Sin embargo, la fuerza de Coriolis va a producir su
desviación hacia la derecha en el hemisferio norte (hacia la
izquierda en el Sur), provocando la aparición de tres células
convectivas.
Célula de Hadley. Se establece entre el ecuador y los 30º de
latitud (al norte y al sur). Es la más energética de las tres por
la alta temperatura y grado de humedad que alcanza el aire.
En las borrascas ecuatoriales, se produce una elevación del
aire cálido hasta alcanzar la tropopausa, donde se dirige
hacia ambos polos como viento horizontal en altura. El
efecto de Coriolis produce su desviación y, al llegar a los 30º
de latitud N o S, la desviación de los vientos es tan grande
que la célula se fragmenta: parte del aire seguirá su camino
hacia los polos, pero la mayoría descenderá hacia la
superficie, originando una zona de anticiclones subtropicales, que cuando
se asientan sobre un continente, originan los mayores desiertos del
planeta. El anticiclón subtropical de Las Azores generado por este descenso
tiene una gran influencia sobre el clima de nuestro país. También el
anticiclón continental del Sahara ejerce su acción sobre la Península Ibérica,
aunque su acción sobre el clima de las Islas Canarias es m ucho más
determinante, debido a su proximidad. La célula se cierra debido a los
alisios, vientos superficiales que soplando desde el NE en el hemisferio
norte, y desde el SE en el hemisferio sur, se dirigen desde estos
anticiclones subtropicales hacia el ecuador, donde convergen los de ambos
hemisferios, originando la llamada zona de convergencia intertropical
(ZCIT).
Célula Polar. Se establece entre los polos y los 60º de latitud Norte y Sur.
El viento que próximo a la superficie parte de los anticiclones polares, el
levante polar (sopla del NE en el hemisferio norte; del SE en el hemisferio
sur), al alcanzar los 60º de latitud, se eleva, formando las borrascas subpolares y, por capas altas, se moverá hacia los polos donde
descenderá de nuevo. Estas borrascas subpolares afectan a nuestro país, sobre todo durante el invierno cuando descienden hasta
los 40º o 30º de latitud norte.
Célula de Ferrel. Está situada entre las dos anteriores y se forma por la acción de los vientos superficiales del oeste (del SO en el
hemisferio norte y del NO en el hemisferio sur) que soplan por capas bajas desde los anticiclones subtropicales hacia las zonas
de las borrascas subpolares y por capas altas en sentido contrario.
Dinámica de capas fluidas
6
METEOROS ACUOSOS
Los meteoros acuosos son los fenómenos atmosféricos relacionados con la condensación o sublimación del vapor de agua
atmosférico. Son el rocío, la escarcha, la niebla, las nubes y las precipitaciones: lluvia, nieve y granizo.
Para que se produzca la condensación es necesario que la humedad relativa del aire sea del 100 %, pero también que exista una
superficie o partículas sólidas que actúen como núcleos de condensación, sobre los cuales se puedan reunir las moléculas de agua
en número suficiente para formar pequeñas gotas. Según cómo se produzca el enfriamiento del aire húmedo, la condensación
puede ser por:
A. Deficit de irradiación. La irradiación de calor durante las noches del invierno produce un enfriamiento del suelo y del aire en
contacto con él, lo que crea una situación de inversión térmica, ya que la temperatura del suelo es menor que la del aire situado
encima. Debido al enfriamiento el vapor de agua se condensa sobre la superficie terrestre más fría (o cualquier superficie fría) en
forma líquida dando lugar al rocío, o sólida, la escarcha, si la temperatura es menor de 0ºC. Hay que señalar que la escarcha no
es el rocío que se hiela, sino el vapor de agua que por sublimación pasa de gas a sólido sin pasar por el estado liquido. Por tanto,
la formación de estos dos meteoros acuosos no produce nubes. Cuando la condensación se produce en un aire estable (inmóvil)
y en las capas más bajas de la atmósfera en contacto con la superficie terrestre fría se originan las nieblas. Se diferencian de las
auténticas nubes en que el enfriamiento que produce la condensación procede del suelo.
B. Ascenso adiabático: Se debe al ascenso de las masas de aire y la consiguiente disminución de temperatura. Una vez que el aire
alcanza el punto de rocío, se originan pequeñas gotas de agua que se mantienen en suspensión formando las nubes. El aumento
de tamaño de las gotas de agua hace que su peso provoque el descenso de las mismas y, en consecuencia, la lluvia. Cuando el aire
saturado asciende a una altitud en que la temperatura es menor de 0ºC, se forman cristales de hielo: si es de manera ordenada
y lenta da origen a la nieve, y si es desordenada y rápida, al granizo. Cuando el peso de las gotas de agua, copos de nieve o granizo,
es mayor que las corrientes ascendentes que los mantienen en suspensión, se producen las precipitaciones.
Precipitaciones
Es la forma en que el agua presente en la atmósfera retorna de manera sólida
(nieve y granizo) o liquida (lluvia) a la superficie terrestre, fenómeno éste que
siempre viene precedido por los procesos de condensación, sublimación del vapor
de agua o por ambos a la vez.
Según la causa que provoca el ascenso del aire, las precipitaciones se clasifican en:
a) Convectivas: se producen cuando el aire asciende a causa de un calentamiento
local (ascensión convectiva). Al ascender va disminuyendo la temperatura y,
cuando se alcanza el punto de rocío, se forman nubes de desarrollo vertical
(cúmulos y cumulonimbos), que dan lugar a precipitaciones tormentosas, acompañadas
por granizo. Estas lluvias son propias de las regiones ecuatoriales y tropicales; en latitudes
medias ocasionan las típicas tormentas de verano.
b) Orográficas: ocurren cuando una masa de aire se mueve horizontalmente y, al
encontrarse con una montaña, es obligada a ascender para salvarla (ascensión orográfica)
con lo que se enfría y se forman grandes nubes estratificadas (estratocúmulos) en la
vertiente de barlovento, donde se producen las precipitaciones. Una vez llega a la cumbre,
la masa de aire ya desecada
desciende por sotavento
calentándose de nuevo, según el
gradiente adiabático seco. Este
viento descendente cálido y seco se
denomina en el Tirol foehn, y por
extensión, el efecto foehn se
refiere en general a este fenómeno.
c) Ciclónicas o frontales: surgen cuando dos masas de aire de características distintas se
ponen en contacto (frente) y el desplazamiento de una provoca el ascenso frontal de la
Dinámica de capas fluidas
7
otra. Estas precipitaciones se dan en latitudes medias.
Existen tres tipos de frentes:
- Frente frío: se origina cuando el aire frío en su desplazamiento entra en contacto con el aire cálido y al ser más
denso se introduce bajo éste elevándolo. La superficie
frontal es muy inclinada de modo que la condensación se
efectúa en forma de nubes de desarrollo vertical
(cumulo-nimbos), que causan fuertes chubascos y
tormentas.
- Frente cálido: en este caso es el aire caliente el que se desplaza y choca contra el aire
frío, pero al ser más ligero se ve obligado a deslizarse sobre él siguiendo una superficie
poco inclinada. Esto da lugar a una condensación que origina nubes de desarrollo
horizontal, es decir, estratificadas: en las capas más bajas, estratos y altoestratos, que
dan lugar a precipitaciones débiles pero persistentes, y en las capas más altas, cirros,
que no originan precipitaciones (Fig 7.27a).
- Ocluido: se produce cuando el frente frío se desplaza con mas
rapidez que el frente cálido y lo alcanza, provocando la
elevación del aire caliente (oclusión) y quedando en las capas
más bajas el aire frío de los dos frentes. Cuando la masa de aire
frío del frente que avanza más rápido es menos fría que la del
que va más despacio, la oclusión es cálida; en caso contrario,
la oclusión es fría. Las precipitaciones son las asociadas a
ambos frentes.
Tipos de precipitaciones y riesgos asociados.
Las precipitaciones más frecuentes son la lluvia, el granizo y la nieve.
Lluvias. Son precipitaciones en forma líquida: si es suave se denomina llovizna, como la originada por un altostrato; la lluvia
persistente abarca una gran superficie y procede de un nimbostrato, y el chubasco, lluvia fuerte y poco duradera, que procede
de un cumulonimbo. Estos dos últimos tipos de lluvia, si son intensas y frecuentes pueden originar inundaciones.
Tormentas. Algunas de las precipitaciones más relevantes son las de tipo tormentoso. Las
tormentas se forman siempre en un cumulonimbo que, como vimos con anterioridad, se
origina tanto por convección térmica como por frentes fríos, pero a veces también resulta
de un ascenso orográfico. Las de convección térmica y orográfica suelen durar de unos 30
a 60 minutos; abarcan un territorio muy pequeño (entre 25 y 50 km 2) y son típicas de
verano. Las frontales son menos frecuentes en nuestro país, pueden durar horas, ocupan
mayor territorio y se suelen dar en otras estaciones del año. Para que haya una tormenta
tiene que existir una intensa convección y unas fuertes corrientes térmicas ascendentes que
originan procesos de electrificación mediante los cuales los cristales de hielo se quedan con
carga positiva y las gotitas de agua con carga negativa. La superficie terrestre que hay
justamente debajo de la nube también se carga positivamente. Estas cargas positivas se
acumulan en los lugares puntiagudos, como árboles, torres, postes o antenas.
De esta manera, el campo eléctrico entre la superficie terrestre (generalmente cargada
negativamente) y la ionosfera (cargada positivamente) queda invertido y se genera una fuerte corriente eléctrica que da lugar a
los rayos. Éstos trasladan electrones hacia los lugares donde se encuentran las cargas positivas: entre la base y la cima de la nube,
entre nube y nube y, lo que resulta más peligroso, entre nube y tierra. Posteriormente, se oye el trueno, que es el resultado de
Dinámica de capas fluidas
8
la onda expansiva producida al calentarse el aire en contacto con el rayo hasta unos 8000ºC. Los rayos de las tormentas constituyen
un mecanismo eficaz de fijación del nitrógeno atmosférico (N 2 –> NO x ), pero también constituyen un riesgo, ya que son la causa
de la muerte de personas y animales y de numerosos incendios forestales.
La nieve. Si los cristalitos de hielo de la cima de un cumulonimbo
chocan con otros cristalitos, se forman los cristales hexagonales
que constituyen la nieve. Los cristales se unen entre sí formando
copos que generalmente se funden antes de llegar al suelo y
originan lluvia; pero si hace frío caen en forma de nieve. La nieve
es peligrosa sobre todo en las zonas de montaña, ya que su
acumulación puede acarrear riesgo de aludes.
Otro riesgo climático son las ventiscas: combinación de un viento
superior a 50 km/h, nieve y temperaturas de -7ºC, que pueden
paralizar la vida de las ciudades, originar problemas de tráfico y
causar víctimas.
El granizo se forma en las tormentas de primavera o de verano
cuando los cristales de hielo de la cima caen hasta la zona
intermedia de la nube y los envuelve la humedad. Si las corrientes térmicas lo elevan de nuevo, se añade una capa más de hielo,
haciendo que aumente su diámetro. Cuando el proceso se repite varias veces, crece el número de capas de cristal, con lo que
aumenta su tamaño y peso y cae. El granizo de gran tamaño se denomina pedrisco y puede llegar a tener varias capas de hielo.
Este tipo de precipitación supone un riego para la agricultura, porque golpea las cosechas y las daña. También origina destrozos
en los automóviles y, cuando alcanza grandes dimensiones, puede provocar muertes por impacto (por ejemplo, en Bangladesh
en 1986 cayeron pedriscos de un kilogramo y mataron a 92 personas).
EL CLIMA DE NUESTRAS LATITUDES
El clima en las zonas templadas del hemisferio norte viene determinado por la
posición que ocupe el dúo formado por el frente polar y la corriente del chorro. El
frente polar y el chorro hacen de frontera entre el aire frío polar y el cálido tropical
que chocan en el límite norte de la célula de Ferrel.
El frente polar está formado por una serie de frentes, cálidos, fríos y ocluidos, que
rodean la Tierra como si fueran un frente único y, como cualquier otro frente, es una
zona que separa dos masas de aire de distinta temperatura: una fría procedente del
Noreste y otra cálida procedente del Suroeste. Se le denomina vórtice circumpolar
El chorro polar, denominado también jet stream, es un velocísimo de viento que,
girando de oeste a este, rodea la Tierra serpenteando en torno al polo norte por
debajo de la tropopausa, entre los 7.000 y 15.000 m de altitud. La velocidad puede
superar los 200 km/h.
Se genera al chocar los vientos fríos del nordeste con los cálidos del suroeste. Los
fríos, más densos, se meten en cuña por debajo de los cálidos y provocan su ascenso
hasta alcanzar la tropopausa. Durante el ascenso, estos
vientos, en vez de subir por la línea de máxima pendiente,
se desvían a la derecha por el efecto de Coriolis, por lo que
al llegar a la altura de la tropopausa, giran en torno a la
Tierra de oeste a este, formando entonces la llamada
corriente en chorro.
A lo largo del año va cambiando la latitud a la que se sitúan el frente
polar y la corriente en chorro. En verano (Junio - Agosto) se desplazan
hacia el norte formando un circulo cerrado en torno al polo norte
(indice zonal alto). En invierno, sin embargo, desciende hacia
latitudes más bajas y sufre unas perturbaciones, llamadas ondas de
Rossby, que hacen que la corriente en chorro serpentee formando
ondulaciones hacia el sur que dan lugar a borrascas entre las que
quedan áreas anticiclónicas. Puede ocurrir que una de estas
Dinámica de capas fluidas
9
ondulaciones hacia el sur (B) se estrangule, haciendo que una
masa de aire frío se separe y quede rodeada por aire de mayor
temperatura, fenómeno llamado DANA (depresión aislada en
niveles altos).
La masa de aire frío puede dispersarse o puede descender
provocando un fenómeno llamado gota fría. El descenso del
aire frío favorece el ascenso convectivo de aire caliente desde
la superficie que, al enfriarse, da lugar a la formación de nubes
que pueden alcanzar los 10 Km de altura y que si el aire que
asciende es muy húmedo, como ocurre cuando la gota fría se
produce en la zona mediterránea (temperatura del agua
superior a los 20ºC), puede dar lugar precipitaciones muy
intensas que pueden provocar grandes inundaciones.
Las gotas frías son frecuentes en la totalidad de las latitudes
medias pero adquieren una especial importancia en los entornos
mediterráneos, cálidos y en los que el mar proporciona
abundante humedad, considerándose un rasgo característico de
este clima. Estas perturbaciones son frecuentes en la Península Ibérica, sobre todo en
otoño durante los meses de Septiembre y Octubre. En la vertiente mediterránea española,
y en especial en la Comunidad Valenciana, su intensidad puede ser devastadora
produciendo la sucesión de decenas de tormentas, sin apenas descanso entre ellas, con
vientos huracanados y precipitaciones que pueden producir grandes inundaciones. A ellas
se debe el récord de precipitación máxima en 24 horas de España con 817 mm en Oliva,
Valencia el año 1987.
El clima de España
Ya se señaló en el apartado anterior que el clima de las zonas templadas del hemisferio
norte viene determinado por la posición que ocupe el dúo formado por el frente polar y
la corriente del chorro. Durante el verano, este dúo, al igual que los anticiclones
subtropicales, se desplazan hacia el norte. Esto hace que el anticiclón de las Azores se sitúe
a la altura de la península impidiendo la entrada de las borrascas que se generan en el
atlántico en el frente polar y se desplazan hacia este; el bloqueo que ejerce el
anticiclón de la Azores desplaza las borrascas hacia las islas Británicas y el tiempo
en la península se mantiene estable y con cielos despejados. Las lluvias de verano
son de carácter tormentoso, originadas por nubes convectivas de desarrollo
vertical que se forman por el intenso calor, especialmente por las tardes. En esta
época del año es frecuente que nos lleguen vientos procedentes del anticiclón
subtropical situado sobre el desierto del Sahara. Estos vientos son cálidos, secos
y, a veces, cargados de polvo; por eso dan lugar a las calimas.
Durante el invierno, el anticiclón de las Azores se desplaza hacia el sur, por lo que
es frecuente la entrada de las precipitaciones empujadas por las borrascas
subpolares que descienden hacia latitudes más bajas; sin embargo, la península
se comporta en esta estación como un continente, ya que como resultado del
intenso frío invernal y las larga duración de las noches se produce un notable
enfriamiento que genera un anticiclón de bloqueo que mantienen los cielos
despejados e impide la entrada de aire húmedo del Atlántico y del Mediterráneo y desvía las
lluvias hacia la cornisa cantábrica y hacia el norte de Europa, lo que da lugar a intensas sequías,
acompañadas de nieblas o heladas. Cuando hace más calor (primavera y otoño) el anticiclón
continental desaparece, entonces es frecuente que entren las borrascas ondulatorias frontales.
Las lluvias invernales son de tipo frontal, pero para que ocurran, se ha de deshacer el anticiclón
continental, hecho que sólo es posible cuando el viento sopla muy fuerte y empuja a las
borrascas ondulatorias para que puedan entrar.
Un fenómeno que se registra con relativa frecuencia, especialmente en la región mediterránea,
son los tornados. Son una especie de columna giratoria de viento y polvo de unos 50 metros de anchura, que se extiende desde
el suelo hasta la base de un cumulonimbo. Se forma por un remolino que resulta de un calentamiento excesivo de la superficie
terrestre. La velocidad del viento, de hasta 500 km/h, hace de los tornados uno de los fenómenos climáticos más peligrosos,
rápidos y devastadores que existen, pudiendo incluso hacer estallar las casas (debido a una brusca bajada de presión en su
interior), romper cristales y aspirar vagones de tren cargados de mercancías. A esos peligros hay que añadir las lluvias torrenciales
e intensas granizadas que producen. En nuestro país no alcanzan mucha intensidad ni suelen producir daños importantes, pero
es Estados Unidos por su frecuencia e intensidad resultan devastadores.
Dinámica de capas fluidas
10
DINÁM ICA DE LA HIDROSFERA
La hidrosfera está formada por los océanos y mares, que constituyen el 97,18% de la misma, los glaciares y masas de hielo polar,
que representan el 2,2%, las aguas subterráneas, las superficiales y el agua atmosférica que forman el 0,62% restante.
El agua oceánica, debido a su abundancia (ocupa tres cuartas partes de la superficie terrestre), a su gran poder calorífico y a las
corrientes que posee, constituye un mecanismo de transporte de calor más eficaz que la atmósfera, por lo que su papel sobre el
clima terrestre es de gran importancia.
La hidrosfera como regulador térmico
La hidrosfera actúa como regulador térmico porque, gracias a su elevado calor específico, es capaz de absorber y almacenar una
gran cantidad de energía calorífica. Así, los océanos se calientan y enfrían más lentamente que los continentes, por lo que, a la
misma latitud, los lugares emplazados junto al mar tendrán una menor amplitud térmica (diferencia entre las temperaturas máxima
y mínima diarias y estacionales) que los situados en el interior de
un continente.
Este fenómeno es el responsable de las brisas marina: vientos
superficiales que soplan del mar a la tierra durante el día , y de
la tierra al mar durante la noche, contribuyendo a limitar las
oscilaciones térmicas en las zonas litorales.
Las corrientes oceánicas transportan una gran cantidad de calor
de unas zonas a otras del globo y tienen una influencia muy
importante sobre el clima.
CORRIENTES OCEÁNICAS
Son cursos de agua que se desplazan por el interior de los mares y océanos. Las fuerzas que impulsan las corrientes son
principalmente los movimientos de rotación de la Tierra, los vientos y las diferencias de densidad provocadas por las diferencias
de temperaturas y de salinidad del agua. Unas son superficiales y otras, las profundas, discurren por el fondo de mares y océanos.
Corrientes superficiales
Están relacionadas con vientos constantes y con la rotación de la Tierra. Como se ve en el mapa, las principales corrientes oceánicas
que recorren la zona central de los grandes océanos, al norte y al sur del ecuador -corrientes ecuatoriales-, describen una
trayectoria condicionada por los vientos alisios, que desde el Norte y desde el Sur se dirigen hacia el Oeste y el ecuador,
Dinámica de capas fluidas
11
arrastrando a las aguas oceánicas. A la vez, arrastran las nubes y las precipitaciones hacia el oeste, originando la aridez del margen
continental que abandonan (costas orientales de África y de América del sur).
Cuando alcanzan las costas, al otro lado del océano, se mueven hacia el
norte y el sur paralelamente a ellas y, en forma de las llamadas corrientes
de deriva del oeste, retornan a su lugar de origen. Cuando alcanzan las
costas orientales, sufren una doble desviación: hacia las latitudes altas
(llevando calor y suavizando su clima, por ejemplo, la corriente del Golfo)
y hacia las zonas tropicales y ecuatoriales (refrescándolas, por ejemplo,
la corriente de Canarias).
En la zona ecuatorial se suele formar la contracorriente ecuatorial,
situada entre los giros anticiclónicos del hemisferio norte y sur, que
circula en sentido contrario de aquéllas (va de oeste a este).
Otras corrientes que merecen mención son las frías del polo Norte, que
discurren paralelas a la costas occidentales, como la corriente del
Labrador, que alcanza las costas de Terranova; la de Kamchatka, que
discurre a través del estrecho de Bering, y la de Groenlandia, que procede
del océano glaciar Ártico. Por último, cabe citar la corriente circumpolar Antártica, que rodea sus costas en sentido horario,
extendiéndose hasta los 60º de latitud sur, aproximadamente.
Corrientes profundas
Se mueven por los fondos oceánicos y se originan al hundirse el agua como consecuencia del aumento de densidad que se produce
en las aguas del Ártico al enfriarse y aumentar su salinidad, ya que cuando se congela el agua superficial en las proximidades del
polo norte, las sales disueltas no se incorporan al hielo, sino que permanecen en la fracción que se mantiene líquida con lo que
esta, al aumentar su salinidad, se hace más densa y tiende a hundirse.
El hundimiento da lugar a una circulación termohalina (condicionada por la diferencia de temperatura y/o salinidad) en vertical.
Este movimiento comienza a partir del enfriamiento de la capa superficial, que tiende a descender, provocando el afloramiento
del agua más profunda y cálida para ocupar su lugar, agua que asciende arrastrando nutrientes del fondo (pesquerías de
Terranova). Las aguas frías se mueven por el fondo pudiendo recorrer todo el océano, como ocurre con la corriente que se inicia
en el polo norte y recorre el Atlántico hasta llegar a la Antártida, donde asciende provocando un importante afloramiento de
nutrientes.
El océano global
Recibe el nombre de océano global el conjunto formado por todos los
mares y océanos del planeta. Dicha denominación resulta adecuada
debido a la comunicación existente entre todos ellos. Además, su
estudio es de gran importancia porque es un importante almacén de
CO 2, y un e medio de transporte muy eficaz de calor o nubosidad.
La cinta transportadora oceánica. Se denomina así a una especie de río
de agua que recorre la mayoría de los océanos del planeta: en la primera
mitad su trayectoria lo hace como corriente profunda y, en la segunda,
en forma de corriente superficial, supeditada a la acción de los vientos
dominantes.
En el mapa se observa que el inicio de esta circulación se halla en las
proximidades de Groenlandia, cerca del límite de los hielos, donde el
agua tiende a hundirse por ser salada, fría y, por consiguiente, densa.
Esta corriente recorre el fondo del Atlántico de norte a sur hasta que entra en contacto con las gélidas aguas del océano Antártico
y asciende, retornando parte de ella a su lugar de origen. El resto se sumerge de nuevo debido al intenso enfriamiento superficial
y discurre por el fondo del océano Índico, donde, parte asciende y parte llega hasta el Pacífico, donde definitivamente asciende
y se calienta.
Posteriormente realiza el trayecto en sentido inverso en forma de corriente superficial, arrastrando con ella las aguas cálidas y las
nubes formadas en los océanos cálidos, originando lluvias a su paso y elevando las temperaturas de las costas atlánticas
noreuropeas por las que discurre.
El fenómeno de El Niño.
En el Pacifico Sur los vientos alisios que soplan hacia el oeste desplazan el agua superficial oceánica lo que provoca el afloramiento
de aguas profundas cargadas de nutrientes que hacen que en esas aguas sea muy abundante la pesca. Dichos vientos parten de
un anticiclón situado sobre la Isla de Pascua (formado porque la atmósfera se enfría por contacto con el agua fría de la zona de
afloramiento) y concluyen en una borrasca situada en las proximidades del continente asiático.
Dinámica de capas fluidas
12
Sin embargo, cada 3-5 años, los vientos alisios amainan y no arrastran el
agua de la superficie oceánica hacia el oeste. Entonces, el agua superficial
se caldea y se forma una borrasca, quedándose las nubes junto a la costa
de Perú que, en condiciones normales, es árida. No se produce el
afloramiento y la riqueza pesquera decae. Este fenómeno se denomina
El Niño y dura unos 18 meses, alcanzando valores máximos en Navidad
(a eso se debe su nombre: El Niño).
Hoy en día se ignora su causa, pero algunos científicos se inclinan a
pensar que puede ser producto del calentamiento climático que hace
disminuir el contraste térmico existente entre la costa oriental y
occidental del Pacífico. Otros lo achacan a un aumento de la actividad
volcánica en las dorsales oceánicas próximas, que elevaría la temperatura
del agua oceánica, impidiendo el afloramiento y favoreciendo la formación
de una borrasca en ese lugar.
Actualmente se llama La Niña a una exageración de la situación normal que
ocurre en las ocasiones en las que los alisios soplan con más fuerza de lo
normal.
Los efectos de El Niño se dejan sentir en el resto del mundo. El producido
en 1997-98 dio lugar a aumentos de la temperatura media anual
atmosférica (0,44ºC), lluvias torrenciales e inundaciones en Perú,
Mozambique, Zambia y Kenia, graves tormentas en California y sequías en
Brasil, África Meridional, Indonesia y Filipinas.
Situación normal
Exageración de la situación normal. La NIÑA.
Dinámica de capas fluidas
Situación anómala. EL NIÑO
13