Geografía General - Pepa y José Luis

Geografía General
Esquemas, Apuntes, Notas Varias (c) José Luis Quereda Sánchez
Tema I La Tierra, planeta en movimiento y su representación
- 1. Situación de la Tierra en el Universo.
- 1.1 El sistema solar. Cuerpos que lo forman.
- El Sol, los nueve planetas y sus satélites, los asteroides, meteoritos y cometas.
- 1.2 Un Universo en expansión.
- Situación del Sistema Solar en la galaxia
- Características de la Vía Láctea
- Descripción del universo: el Big Bang, desplazamientos hacia el rojo
- 1.3 El conocimiento de la forma de la Tierra y su situación en el espacio.
- Evolución del estudio de la forma:
- Pitágoras (s. IV a.C.): la Tierra, misma forma que la luna
- Aristóteles (s. IV a.C.): esfericidad de la Tierra debida a su sombra en los eclipses
- Eratóstenes (s. III a.C.): cálculo del perímetro de la Tierra
- Magallanes (1522): primera circunnavegación
- Evolución del estudio de la situación:
- Ptolomeo: la Tierra, centro del universo, con todos los cuerpos girando alrededor
- Copérnico: la Tierra se mueve, y gira alrededor del Sol
- Kepler y Newton: estudio de la dinámica del Sistema Solar
- 2. Forma y dimensiones de la Tierra.
- 2.1 Pruebas de la esfericidad de la Tierra.
- Sombra curva sobre la Luna en los eclipses.
- Desaparición de los barcos sobre el horizonte marino
- En el Ecuador, la polar está en el horizonte, mientras en el Polo Norte está en el cénit
- El peso de un objeto está relacionado con la distancia que lo separa del centro de la Tierra
- Si trazamos una línea recta entre dos postes a 1 km., y se repite con un tercero, la nueva recta va
por debajo de la anterior
- 2.2 La Geodesia.
- Estudia la determinación de la forma y dimensiones de la Tierra
- La Tierra está achatada por los polos, con un índice de aplanamiento de 1/300, debido a la fuerza
centrífuga, que provoca una deformación para lograr equilibrio entre gravedad y rotación.
- 2.3 Medición de la Tierra.
- Expediciones francesas (s.XVIII) para medir arcos de meridiano en París, Laponia (57’ mayor) y
Ecuador (3° menor)
- Newton: diferencias en la oscilación del péndulo debidas a la no esfericidad de la Tierra
- 2.4 Elipsoide y Geoide.
- Elipsoide: elipse que gira sobre su eje menor
- Geoide: esfera cuya superficie sería el nivel del mar y su prolongación bajo los continentes, que
no coincide con el elipsoide. Es una superficie ondulada de forma irregular y cambiante a lo
largo de la historia
- 2.5 Principales propiedades de la esfera.
- Si se corta en dos mitades, la intersección del plano con la esfera es un círculo
- Si un plano corta a la esfera por su centro se obtiene un círculo máximo
- Por dos puntos de la superficie de una esfera sólo puede pasar un círculo máximo, salvo que
correspondan a los dos extremos de un mismo diámetro, en cuyo caso son infinitos
- La distancia más corta entre dos puntos de la superficie de una esfera es un arco de círculo
máximo
- Un círculo corta en otro dividiéndolo en dos semicírculos
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- 3. Los movimientos de la Tierra.
- 3.1 Rotación.
- 3.1.1 Orientación y situación sobre la superficie terrestre.
- La Tierra gira sobre su eje polar cada 23 horas, 56 minutos y 4,09 segundos, en dirección
Oeste-Este.
- Red geográfica: Entramado sobre la superficie terrestre de líneas llamadas meridianos y
paralelos, cuya finalidad es localizar exactamente cualquier punto de la superficie
- Meridianos: Arcos de círculo máximos cuyos extremos coinciden con los polos. Cada uno
mide 180° y dos opuestos constituyen un círculo máximo
- Paralelos: Círculos completos obtenidos por la intersección de planos perpendiculares al eje
de rotación. Sólo un es máximo (el Ecuador), que divide a la Tierra en dos mitades o
hemisferios. Se cortan en ángulo recto con los meridianos
- Longitud: Ángulo formado por el plano del meridiano en un lugar con el meridiano cero.
Arco de paralelo medido en grados entre un punto y el meridiano cero. Todos los puntos
situados sobre un mismo meridiano tienen la misma longitud. Puede ser Este u Oeste, entre 0
y 180°
- Latitud: Ángulo comprendido entre el plano del Ecuador y el que pasa por un punto de la
superficie y el centro de la Tierra. Puede ser Norte y Sur, entre 0 y 90°. Todos los puntos de
un mismo paralelo tienen la misma latitud
- Diferente extensión superficial de un grado de latitud y longitud: En el Ecuador, los
paralelos tienen máxima longitud, y van descendiendo hacia los polos, donde es 0. Los
meridianos son todos de la misma longitud, salvo la deformación terrestre
- Velocidad de giro en cada zona terrestre: La velocidad de giro es máxima en el Ecuador y
mínima en los polos. Cada punto de la Tierra recorre 360° en un día, pero no son de igual
extensión en kms.
- 3.1.2 Consecuencias del movimiento de rotación.
- Fuerza centrífuga: Es contrarrestada por la gravedad. El efecto de estas dos fuerzas es una
variación en el peso, que es más reducido en el Ecuador
- Efecto de Coriolis: Debido al movimiento de rotación de la Tierra y a las fuerzas que se
generan en él se crpduce un efecto por el que todo móvil sobre la superficie terrestre sufre una
desviación hacia la derecha en el sentido de su marcha en el Hemisferio Norte y hacia la
izquierda en el Sur). Tiene importantes efectos en las circulación de los vientos y de las
mareas.
- Alternancia día-noche: Permite medir el tiempo: La hora. Alternancia entre un período de
iluminación (día) y otro de oscuridad (noche), coincidentes con un período de calor y otro de
enfriamiento
- Los husos horarios: La rotación nos permite medir el tiempo, cuya unidad es el día (perído
que tarda la Tierra en dar una vuelta sobre sí misma). El día tiene 24 horas, y una hora es lo
que tarda en girar la Tierra 15°. Diferentes horas en la Tierra en función de la longitud.
Adecuación de los husos horarios a las fronteras políticas. Hora oficial basada en un
meridiano de referencia. Meridiano de Greenwich y meridiano de medianoche, que es el de
180°, y marca la línea de fecha internacional.
- 3.2 Traslación.
- 3.2.1 Características del movimiento de traslación.
- Sentido del giro: El movimiento se efectúa de Oeste a Este, coincidiendo con el de rotación
- Trayectoria: Elipse de muy pequeña excentricidad, con el Sol en uno de los focos
- Distancia media al Sol: Distancia media de 150 millones de kms
- Perihelio: Momento de mayor proximidad de la Tierra al Sol (147 millones de kms)
- Aphelio: Momento de máximo alejamiento de la Tierra al Sol (152 millones de kms)
- Velocidad: La velocidad media es de 107.000 km/hora
- Inclinación del eje terrestre: La Tierra gira inclinada sobre el plano de traslación o plano de
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la eclíptica 23° 27’. La inclinación es constante y el eje apunta siempre en la misma dirección
- 3.2.2 Consecuencias del movimiento de traslación..
- 3.2.2.1 Sucesión de estaciones.
- Solsticios:
- La línea que separa la parte iluminada de la Tierra de la oscura es tangente a dos
paralelos situados a 66°33’ (Círculo Polar Ártico y Antártico)
- Igualdad entre el día y la noche en el Ecuador y máxima desigualdad en el resto de
latitudes
- Los Trópicos de Cáncer y de Capricornio son la latitud máxima en la que los rayos del
Sol son perpendiculares al mediodía en algún momento del año, alcanzando éste 90°
sobre el horizonte
- Solsticio de verano (22 de junio): Rayos del Sol son perpendiculares al plano tangente a
la superficie en el Trópico de Cáncer (23° 27’ de latitud Norte). Días más cortos que las
noches en el Hemisferio Norte y al contrario en el Sur. A partir del Círculo Polar
Antártico (66°33’ ) es noche permanente, y un día de 24 horas en el Circulo Polar
Ártico
- Solsticio de invierno (22 de diciembre): Rayos del Sol son perpendiculares al plano
tangente a la superficie en el Trópico de Capricornio (23° 27’ de latitud Sur). Días más
cortos que las noches en el Hemisferio Norte y al contrario en el Sur. A partir del
Círculo Polar Ártico (66°33’ ) es noche permanente, y un día de 24 horas en el Circulo
Polar Antártico.
- Equinoccios:
- Equinoccio de primavera (22 de marzo)
- Equinoccio de otoño (22 de septiembre)
- Los rayos del sol son perpendiculares al plano perpendicular al Ecuador.
- La línea que separa la mitad iluminada de la mitad oscura pasa por los polos.
- En todas latitudes el día y la noche tienen la misma duración.
- Máxima altura del Sol sobre el horizonte en el Ecuador (90°).
- En el resto de la Tierra, la altura del Sol coincide con la latitud
- 3.2.2.2 Zonas climáticas.
- Están ocasionadas por la inclinación del eje terrestre
- Si la Tierra no girara inclinada, en todos los lugares el día y la noche tendrían la misma
duración, y no habría estaciones
- Zona Intertropical:
- Situada entre los Trópicos
- Los rayos solares alcanzan la máxima verticalidad
- Oscilación mínima en el año entre duración de día y noche
- El calentamiento diurno supera el enfriamiento nocturno (zona cálida)
- 2 Zonas Templadas:
- Son dos zonas situadas entre los Trópicos y los Círculos Polares
- Rayos solares más oblicuos cuanto mayor sea la latitud
- Notable oscilación entre la duración del día y la noche según la latitud
- Grandes variaciones de temperatura, pero se mantienen moderadas
- 2 Zonas Polares:
- Limitadas por los Círculos Polares
- Máxima desigualdad entre el día y la noche
- La larga duración de la noche y la extrema oblicuidad de los rayos solares, da lugar a
bajas temperaturas (zonas frías)
- 3.2.3 Conclusión: consecuencias geográficas de la esfericidad de la Tierra y los movimientos de
rotación y traslación.
- Esfericidad: rayos del sol inciden perpendicularmente sólo en torno al Ecuador y hasta los
Trópicos por la inclinación del eje terrestre, con las repercusiones en cuanto a capacidad
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energética
- Rotación: fácil orientación y localización, así como un sistema para medir el tiempo. Los
móviles sufren una desviación en su desplazamiento (fuerza de Coriolis) y sucesión de
períodos del iluminación y caldeamiento (día) y oscuridad y enfriamiento (noche)
- Inclinación del eje de rotación: Sucesión de estaciones climatológicas, más acusadas en
latitudes por encima de los Trópicos.
- 4. Cuerpos celestes que afectan a la Tierra.
- 4.1 La Luna, único satélite de la Tierra.
- 4.1.1 Características del satélite.
- Diámetro de una cuarta parte del de la Tierra (3.475 km)
- Masa de una octava parte de la Tierra, por lo que la gravedad es mucho menor que en la Tierra
- 4.1.2 Giro alrededor de la Tierra.
- Órbita elíptica a una distancia media de 381.500 km en sentido Oeste a Este, con la Tierra en
uno de los focos
- Eje de rotación casi paralelo al terrestre
- Perigeo: Momento de máxima proximidad de la Luna a la Tierra (356.000 km)
- Apogeo: Momento de máximo alejamiento de la Luna a la Tierra (407.000 km)
- Fases de la Luna: La Luna muestra siempre la misma cara hacia la Tierra pues gira sobre su
eje en el mismo tiempo en que gira alrededor de la Tierra (27 días, 7 horas y 43 minutos)
- Fases: Diferente iluminación de la Luna según sea su posición con respecto a la Tierra y al
Sol
- Sizigia (conjunción y oposición): El Sol, la Luna y la Tierra se encuentran alineados
- Conjunción: el Sol y La Luna están al mismo lado de la Tierra
- Oposición: la Tierra se encuentra entre la Luna y el Sol
- Cuadratura: La Tierra, la Luna y el Sol se encuentran en ángulo recto
- 4.1.3 Consecuencias del giro de la Luna alrededor de la Tierra.
- Eclipses: Serán de Sol en conjunción y de Luna en oposición
- Mareas: único efecto directo y demostrado de la Luna sobre la Tierra
- 4.2 Los meteoritos.
- Cuerpos metálicos (hierro y níquel) y pétreos (silicatos) procedentes de restos de un cuerpo
planetario
- Se estudian para descifrar las características internas de nuestro planeta
- Se trasladan en órbitas independientes alrededor del Sol
- Los pequeños se volatilizan en la atmósfera, y los grandes pueden llegar a caer, formando
cráteres como en la Luna
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Tema III La atmósfera
- 1. Composición de la atmósféra.
- 1.1 Composición química y distribución en volumen.
- La atmósfera se compone de aire y de aerosoles:
- El componente fundamental es el aire. No es un compuesto químico sino una mezcla de gases.
- Aerosoles: partículas líquidas y sólidas
- Gases constantes: Nitrógeno (78’08%), oxígeno (20’94%), gases nobles e Hidrógeno
- Gases variables: vapor de agua, dióxido de carbono, ozono.
- 1.2 Propiedades de los principales gases. Importancia desde el punto de vista
climático.
- Nitrógeno: Gran importancia en la nutrición de los seres vivos. Poca influencia en el clima
- Oxígeno: muy activo químicamente e imprescindible biológicamente
- Vapor de agua: Presencia variable en función de zonas desérticas o húmedas. Condensa para
formar lluvia, cerrando el ciclo hidrológico del agua. Absorbe rayos infrarrojos de mayor
longitud de onda emitidos por la Tierra, lo que evita el brusco enfriamiento de ésta
- Dióxido de carbono: Procede de las emanaciones volcánicas y contaminación. Su aumento es
compensado por la acción clorofílica de las plantas. Refuerza la absorción de los rayos
infrarrojos
- Ozono: Se forma por la absorción de los rayos ultravioletas procedentes del Sol. Impide el paso
de la radiación ultravioleta perjudicial para la vida
- Otros: Son considerados contaminantes. El anhídrido sulfuroso (SO2) puede formar ácido
sulfúrico. El monóxido de carbono (CO) y el anhídrido nitroso (NO2) son tóxicos
- 1.3 Las partículas sólidas.
- Partículas de polvo, sales cristalizadas procedentes de desiertos, playas y volcanes, así como
incendios forestales.
- 2. La estructura atmosférica. Capas. Estructura vertical de la atmósfera.
- Ni la distribución de elementos ni la densidad del aire permanecen constantes, sino que varían
con la altura, por lo que nos referimos a una estructura vertical de la atmósfera, que permite
dividirla en capas homogéneas diferenciadas entre sí, dependiendo de su composición gaseosa.
- 2.1 La troposfera.
- 3/4 partes de la masa gaseosa que envuelve la tierra.
- Casi todo el vapor de agua.
- El límite superior se llama tropopausa, cuya altura es variable:
- 6 km en los polos.
- 11 km en los trópicos.
- 17 km en el Ecuador.
- Composición: Es la capa inferior de la atmósfera. Los primeros 3000 m se llama capa geográfica
o sucia, siendo su límite la peplopausa.
- Dinámica atmosférica: Existencia de movimientos turbulentos hasta la peplopausa, donde se
producen la mayor parte de las variaciones climáticas. Desde ahí y hasta la tropopausa, la
atmósfera es más limpia y homogénea
- Comportamiento térmico: La temperatura desciende con la altura unos 0’65° por cada 100 m,
es decir, un gradiente térmico negativo que se interrumpe bruscamente en la tropopausa, la cual
se encuentra a una altura variable (mínima en los polos y máxima en el Ecuador), que depende
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de la latitud y la época del año, debido al calentamiento variable de la superficie producido por la
distinta verticalidad de los rayos del Sol.
- 2.2 La estratosfera. Ozonosfera
- Composición: Se extiende desde la tropopausa hasta la estratopausa, a unos 50 km de altura. 95
% de la masa atmosférica en los 20 primeros km. Presencia del zono atmosférico.
- Dinámica atmosférica: Ausencia casi total de vapor de agua.
- Progresiva rarificación de la presencia de gases con la altura (el 95% de la masa atmosférica
está en los 20 primeros kms de la atmósfera).
- Presencia del ozono (ozonosfera) que absorbe los rayos ultravioletas del Sol. La estratosfera
termina donde acaba la capa de ozono.
- Se han descubierto perturbacioones violentas horizontales, con vientos de 250 km/h, con
dirección variable según las estaciones ocasionada por la variación térmica de la ozonosfera.
- Debilidad de movimientos verticales.
- Comportamiento térmico: La temperatura permanece constante hasta unos 18-20 kms,
incrementándose a razón de 3° por km.. Desde los 30-35 kms el incremento se acentúa más (por
la presencia del ozono), alcanzando hasta 100°
- 2.3 Las altas capas de la atmósfera. Ionosfera
- Composición: Se extiende a partir de los 50 kms. De los 50 a los 80 kms está la mesosfera, cuyo
límte es la mesopausa, inicio de una nueva discontinuidad térmica. Por encima de 80 kms, la
rarificación atmosférica es casi total. A 150 kms, la presión es prácticamente el vacío, pero la
presencia de estrellas fugaces pone de manifiesto que la densidad gaseosa es suficiente para
provocar calentamiento por rozamiento.
- Dinámica atmosférica: Ionización: transformación de átomos gaseosos neutros en iones, lo que
hace a la atmósfera conductora de electricidad y permite las transmisiones radioeléctricas, al
reflejar las ondas de radio. Las nubes ionizadas han permitido descubrir vientos del Oeste de
gran velocidad pero débil energía
- Comportamiento térmico: Por encima de los 50 kms se vuelve a invertir el gradiente térmico,
descendiendo las temperaturas hasta la mesopausa. Por encima de ésta, la absorción de
radiaciones ultravioletas provoca el ascenso de la temperatura hasta 200-300°C. En capas más
altas puede llegarse a los 1.000°C
- 3. Las propiedades del aire.
- Se derivan del grado de agregación de los gases, con fáciles cambios de presión, volumen,
densidad y temperatura.
- 3.1 La movilidad.
- Se debe a la baja atracción existente entre las moléculas de los gases.
- Es fundamental para comprender la dinámica atmosférica
- 3.2 La presión.
- Concepto: Fuerza ejercida por unidad de superficie. A medida que nos elevamos, la capa de aire
se reduce, y también su peso, por lo que desciende la presión.
- Unidades de medida de la presión: Barias, pascales, bares, atmósferas, milímetros de mercurio.
- Causas de las diferencias de presión:
- Origen térmico: al calentarse el suelo el aire se dilata, pesa menos, sube, y desciende la
presión
- Origen dinámico: ascenso o descenso por corrientes, provocando cambios de presión
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- 3.3 La temperatura.
- Concepto de calor y temperatura:
- Calor: es una forma de energía, que hace aumentar la vibración y velocidad de las moléculas
- Temperatura: consecuencia del calor
- No todos los cuerpos adquieren la misma temperatura si se les aplica la misma cantidad de calor
- Concepto de calor específico: Cantidad de calor necesaria para elevar un gramo del cuerpo un
grado de temperatura.
- Unidades de medida. Escalas de medida:
- Escala centígrada: grados centígrados (0°C cuando el agua hiela, 100°C cuando hierve)
- Escala Farenheit: grados farenheit (0°F temperatura de la nieve y 100°F la temperatura del
cuerpo humano)
- Escala Kelvin: grados Kelvin (0°K es el cero absoluto, y equivale a -273°C)
- 3.4 La densidad.
- Concepto: Masa de un cuerpo por unidad de volumen
- Unidades de medida de la densidad: gr/cm3 y gr/litro
- Variación de la densidad según la temperatura y el porcentaje de humedad
- Humedad: una masa de aire que contenga mayor cantidad de vapor de agua es un aire poco
denso y con tendencia a elevarse, debido a que la densidad del vapor de agua es menor que la
de los demás gases
- Temperatura: el aire caliente tiene predisposición a elevarse (se dilata y aumenta en
volumen), mientras el frío ocupa posiciones bajas (se contrae y disminuye en volumen)
- 3.5 La humedad.
- Concepto: Cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera
- Concepto de humedad absoluta y relativa:
- Humedad absoluta: medida del vapor de agua de la atmósfera en peso por unidad de
volumen. No puede crecer indefinidamente, ya que al alcanzar un límite el aire se satura y
pasa al estado líquido. Esta capacidad higrométrica depende de la temperatura.
- Humedad relativa: proporción de la humedad absoluta del aire respecto a la correspondiente
al estado de saturación
- Unidades de medida de la humedad: Se mide en gr/m3
- Saturación: cuando se alcanza una humedad relativa del 100%
- Condensación: un descenso de temperatura en saturación, que provoca que el exceso de
humedad condense en gotas disueltas en el resto de la masa atmosférica. Cuando las gotas se
junta para formar otras de mayor tamaño, el peso las impide continuar en suspensión,
precipitando
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Tema IV El sistema térmico terrestre
- 1. El equilibrio térmico de la Tierra. El sistema térmico terrestre.
- La Tierra es un sistema térmico: diversos elementos interactuando entre sí con intercambio de
energía. También es un sistema abierto (la energía solar calienta la superficie de la Tierra) y
equilibrado (no existe ganacia ni pérdida de energía o calor, es decir, la cantidad recibida de
energía es igual a la cantidad emitida).
- Los elementos del sistema térmico terrestre son:
- Atmósfera: filtro que absorbe energía.
- Superficies continentales y marítimas: reflejan energía.
- Existe un desequilibrio térmico motivado por el desigual reparto de la radiación solar, que hace
que existan mecanismos (movimientos de la atmósferas y de las aguas) para transferir calor de
las zonas cálidas a los polos. Parte de la radiación es absorbida para realizar el ciclo hidrológico.
- 1.1 Principales formas de transmisión del calor.
- Radiación:
- Todos los objetos del universo irradian energía en forma de ondas electromagnéticas en
proporción a su temperatura (salvo si se encuentran 0°K).
- La energía irradiada posee una longitud de onda que determina el carácter de la radiación, y es
inversamente proporcional a la temperatura. El Sol radia aproximadamente a 5700°C,
emitiendo energía desde los rayos X, rayos γ, ultravioleta, visible e infrarrojos. La Tierra, con
menos energía, emite en el infrarrojo lejano
- Convección:
- El trasvase de calor se hace átomo a átomo, sin que se desplace la materia. Es la clásica forma
de transmisión de calor en sólidos (calentar una barra y tocar el otro extremo).
- Conducción:
- Se utiliza un fluido (gas o líquido) para el trasvase de energía..
- 1.2 Balance térmico global entre el Sol y la Tierra.
- El Sol, pricipal fuente de energía:
- La constante solar es la cantidad de energía que penetra en la atmósfera en dirección
perpendicular sobre un círculo, que es de 2 langleys/minuto (langley = caloría/cm2). Si
consideramos una esfera, la cantidad de energía que penetra en la atmósfera por unidad de
superficie es de 0’5 langleys/minuto.
- La atmósfera y su labor de filtrado (absorción, reflexión, dispersión):
- Absorción: las distintas capas de la atmósfera realizan una labor de filtrado de las radiaciones
solares (ionosfera los rayos X y UVA, ozonosfera los rayos UVA y el CO2 y vapor de agua
las infrarrojas). La cantidad absorbida no es constante, y su media es de un 20% del total
- Reflexión: la parte exterior de las nubes refleja radiación solar, aproximadamente un 25%,
aunque no es constante
- Dispersión: los gases y el polvo de la atmósfera dispersan parte de la radiación solar,
separando los distintos colores que la integran, dejando pasar sólo los azules (de ahí el color
del cielo). El resto es devuelta al espacio (un 10%), mientras que la no es dispersada se llama
dispersión descendente
- La insolación: energía que alcanza la superficie terrestre (albedo y absorción por el suelo):
- El albedo es el porcentaje de energía reflejada por un cuerpo. Depende del material (muy bajo
para el agua y muy alto para la nieve) y de la inclinación de los rayos solares. Sólo tiene lugar
por el día, y su valor medio es muy reducido.
- Radiación del suelo y emisión de la atmósfera:
- La última fase del balance energético se refiere a la radiación del suelo y posterior
calentamiento atmosférico, así como a la propia emisión a la atmósfera. La energía irradiada
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por la Tierra es variable con la temperatura y se realiza por radiaciones de onda larga. Parte de
esta radiación escapa al exterior y otra parte es absorbida por la atmósfera, produciendo el
efecto invernadero. Se impide que durante la noche la temperatura descienda por ausencia de
radiación solar.
- Mecanismos de calor no emitidos por radiación:
- Los mecanismos de transformación del calor no emitidos por radiación son la evaporación del
agua de mares y océanos (devuelto posteriormente por condensación) y el movimiento
ascensional convectivo de las capas bajas de la atmósfera al recibir calor.
- Balance energético entre los principales elementos del sistema térmico terrestre: superficie
terrestre, atmósfera y espacio exterior
- Del 100% de la energía recibida del Sol, únicamente el 45% alcanza el suelo (insolación),
perdiéndose el 55% restante en el filtrado atmosférico y el escape al exterior.
- 1.3 Factores explicativos del desigual reparto de la insolación y del
comportamiento térmico terrestre.
- Distancia entre el Sol y la Tierra. La distancia Tierra-Sol no es siempre la misma. La energía
recibida es superior en el perihelio que en el aphelio, aunque la circulación de calor en la
atmósfera y la continentalidad enmascaran esta tendencia.
- Altura solar. La altura del Sol está medida por la inclinación de los rayos con respecto a la
horizontal terrestre. La altura está condicionada por dos factores: la estación del año y la latitud.
La máxima radiación se alcanza en los Trópicos, más cubierto de nubes el Ecuador, y por la
velocidad del paso del Sol que es más lenta, por lo que dura más días, cuando existe mayor
verticalidad sobre los trópicos.
- Duración solar. Cuanto mayor sea el período de iluminación solar, mayor es la cantidad de
radiación recibida. Se ve afectada en cada punto de la Tierra por la estación y la latitud.
- Nubosidad. Se atraviesa un espesor atmosférico mayor en altas latitudes y la presencia de
nubosidad disminuye la radiación solar.
- Distribución de tierras y mares. En los océanos, debido a la evaporación, el filtrado
atmosférico es superior, y por tanto el porcentaje de insolación es mayor en los continentes que
en los océanos. Las tierras y mares tienen distinta manera de aprovechar la energía (el agua tiene
mayor capacidad de almacenamiento, mientras que la tierra la devuelve enseguida). La energía
del Sol tiene mayor facilidad para penetrar en el agua, y la conductividad en este medio es
también mayor que en la tierra. La capacidad de almacenar calor no depende sólo de su calor
específico, sino de la capacidad calorífica (los continentes se calientan y se enfrían más
rápidamente que los océanos, donde las diferencias diarias de temperatura son menores)
- Elevación y topografía. La altitud y la exposición de la vertiente a los rayos solares modifican la
cantidad de radiación que alcanza la superficie. A mayor altitud, menos atmósfera y más
radiación solar, pero también se pierde más rápidamente (amplias oscilaciones térmicas entre el
día y la noche). En latitudes medias se incrementa la radiación entre 5 y 15% por cada 1.000 m.
La influencia de la exposición a los rayos solares es muy elevada, sobre todo en latitudes medias.
- 1.4 La distribución de la radiación solar en la superficie terrestre.
- Los principales factores de la diferenciación espacial de la distribución solar son los siguientes:
- Altura solar: hay una disposición latitudinal de las isolíneas, decreciendo hacia latitudes más
altas.
- Contraste tierra-mar y la atmósfera: los valores máximos están en los Trópicos (sobre todo en
el de Cáncer) y no en el Ecuador
- Nubosidad: mayor en los océanos. Las líneas se inflexionan hacia los Polos cuando pasan por los
continentes y hacia el Ecuador cuando lo hacen por los océanos
- 2. La estructura térmica de la troposfera.
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- Causas de los desfases existentes entre los fenómenos radiactivos y la temperatura del aire.
- Es un error confundir el estudio de la temperatura con el de los fenómenos radiantes, ya que
existe un desfase temporal entre ambos causado por:
- Inercia térmica: el calor absorbido por el suelo no se cede de forma inmediata a la atmósfera, ya
que el suelo o el agua deben calentarse y almacenar calor antes de elevar su temperatura y poder
emitir calor al exterior
- Evaporación: parte de la energía disponible es empleada para la evaporación, disminuyendo el
calor que puede ser cedido para calentar el aire
- Factores intrínsecos: modifican la insolación y el comportamiento térmico de la superficie
terrestre (altura del Sol, nubosidad, distribución de tierras y mares y altitud)
- Factores extrínsecos: condicionan el clima de un lugar determinado de la Tierra (zonas de calma
y turbulencia atmosféricas)
- El resultado final del calentamiento del aire es la obtención de una determinada temperatura, que
no es uniforme ni en el espacio ni en el tiempo. Puede hablarse de una temperatura de superficie,
cerca del suelo, e identificar después las variaciones en altura
- Puede hablarse de dos estructuras térmicas del aire diferenciadas, en superficie y vertical. En la
variación temporal se distinguen la oscilación diaria de la temperatura y la fluctuación estacional
a lo largo del año
- 2.1 La temperatura en superficie.
- La oscilación térmica diaria: Se mide la temperatura del aire en contacto con la superficie
mediante un termómetro, evitando la radiación directa del Sol y a una altura constante del suelo
(1’5 a 2 m).
- Temperaturas máxima y mínima diarias: la representación gráfica de las temperaturas a lo
largo del día genera una curva oscilatoria con valores máximo y mínimo.
- Ciclo diario: variaciones de temperatura debidas al diferente comportamiento térmico día-noche.
- Inercia térmica: el máximo y mínimo diario de temperaturas no coincide con las horas de
máxima y mínima radiación, sino que se retrasa algunas horas, debido al almacenamiento del
calor.
- Amplitud térmica: diferencia entre temperatura máxima y mínima diarias
- Temperatura media diaria: valor medio de ambas temperaturas
- Factores del desigual perfil del ciclo térmico diario: Factores geográficos y estacionales. En
latitudes templadas, altas montañas, desiertos o en continentalidad hay una amplia oscilación
térmica, mientras que la presencia de los océanos o capas nubosas de países tropicales la suaviza
- Las variaciones estacionales:
- Temperaturas máxima y mínima anuales: la representación gráfica de las temperaturas
medias mensuales a lo largo del año genera una curva oscilatoria con valores máximo y
mínimo
- Temperatura media mensual: el valor promedio de las temperaturas medias de cada día del
mes. Puede hacerse referencia a un año o a períodos superiores (30 años en nuestro país)
- Amplitud térmica anual: diferencia entre temperaturas máxima y mínima anuales. Existe
también desfase entre los períodos de mayor y menor insolación y las temperaturas máxima y
mínima anuales (mayor en zonas oceánicas)
- Factores condicionantes de la fluctuación térmica anual: Influye sobre todo la latitud; en
medias y altas la amplitud térmica anual es más marcada, excepto en los regímenes oceánicos.
En la zona intertropical, los contrastes estacionales son más suaves. En el Ecuador muy pequeñas
- La distribución de temperaturas sobre la superficie del globo: El mapa de isotermas. Son
líneas que unen puntos con el mismo valor de temperatura. Se utiliza para el estudio de la
distribución térmica en superficie. Hay que reducir las temperaturas de cada lugar según la altura
al nivel del mar, para evitar el efecto de la variación de temperatura con la altura
- Principales factores que influyen en el desigual reparto térmico:
- Hay factores intrínsecos que determinan la diferencia de insolación: altura solar; distribución de
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tierras y mares; nubosidad.
- Los factores extrínsecos modifican las condiciones térmicas en cada punto del planeta:
- Masas de aire: comunican sus propiedades a los lugares donde se van desplazando. (corriente
Oeste-Este entre latitudes medias proviniente del océano que penetra en los continentes,
aunque puede verse dificultada su penetración por las cordilleras, como en América)
- Corrientes oceánicas superficiales: están originadas por los vientos dominantes y la rotación
terrestre. Transfieren masas de agua cálidas hacia los Polos y frías hacia el Ecuador. Su efecto
es la presencia, en latitudes medias y altas, de corrientes cálidas en la parte occidental de los
continentes y frías en la oriental, invirtiéndose el fenómeno en latitudes tropicales
- Se puede realizar un análisis con la influencia de todos los factores: las isotermas presentan un
paralelismo zonal y una gradación progresiva en sentido descendente, desde el Ecuador hacia los
Polos, reflejo de las isolíneas de radiación absorbida por la superficie. En enero se desplazan
hacia el norte y en julio hacia el sur por la influencia estacional. El contraste tierra-mar introduce
modificaciones en el paralelismo de las isotermas. La continentalidad se refleja en áreas
delimitadas por isotermas que se cierran, contemperaturas muy bajas en invierno o muy altas en
verano, desplazando el ecuador térmico hacia el norte en julio mucho más que hacia el sur en
enero. La penetración de aire marítimo hacia los continentes también varía las isotermas (en
América del Norte especialmente; menos en Europa). Hacer notar las diferencias entre las
fachadas orientales y occidentales (temperatura más elevada) de los continentes
- 2.2 La estructura térmica en altura.
- La reducción de la temperatura de entre 0’5 y 0’7°C por cada 100 m de elevación se denomina
gradiente vertical normal de la temperatura. Los cambios más fuertes se dan en primavera y
otoño (suelo más caliente), y los más débiles en invierno (suelo frío).
- La inversión térmica se produce debido al calentamiento o enfriamiento muy pronunciados de la
superficie, lo que hace que por la noche el aire del suelo se encuentre más frío que el de la parte
superior. También puede producirse por formaciones nubosas y masas de aire de diferente
naturaleza
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Tema V La circulación atmosférica
- 1. Las variaciones de presión en el seno de la atmósfera terrestre.
- Dos hechos modifican la estabilidad atmosférica: el desequilibrio térmico provocado por el
desigual calentamiento terrestre y el movimiento de rotación.
- 1.1 El campo de presión en superficie.
- Concepto de presión reducida a nivel del mar: Es imprescindible eliminar la influencia de la
altitud (introduciendo una corrección que tenga en cuenta la variación con la altura) y las
oscilaciones diarias de presión por las fluctuaciones de temperatura diarias. Para ello, las
presiones se obtienen a una hora determinada del día, incrementando 11 mmb por cada 100 m.
- El mapa de isobaras: los individuos isobáricos
- Las isobaras son líneas que unen puntos de igual presión (reducida a nivel del mar)
- Los principales individuos isobáricos son:
- Anticiclones (A, H, +): isobaras cerradas de altas presiones
- Borrascas, ciclones o depresiones (B, D, -): isobaras cerradas de bajas presiones
- Vaguada: mitad de una borrasca, con la isobara interior de inferior valor que la exterior
- Dorsal (cuña anticiclónica): mitad de un anticiclón, con la línea interior de mayor valor que la
exterior
- Pantano isobárico: cuando el espacio de presión es confuso y poco diferenciado
- Los centros de acción atmosférica: Las regiones de altas y bajas presiones (también llamadas
centro de acción) varían su posición en el tiempo e influyen definitivamente en el clima, siendo
más estables las regiones de altas (asociadas a tiempo seco y caluroso) que las segundas (tiempo
variable, nuboso y con precipitaciones). Para diferenciar ambas zonas se toma como referencia la
línea de 760 mm (1.015 mb)
- 1.2 El campo de presión en altura.
- Los mapas de las superficies isobáricas (isohipsas): son isolíneas de altitud correspondientes a
las superficies isobáricas. Se toman diferentes niveles de referencia, en particular 700, 500 y 300
mmb. No siempre existe correspondencia entre los campos de presión en superficie y en altura.
La inversión del centro de acción se produce cuando un centro de baja presión en superficie se
transforma en altas presiones en altura y viceversa. Las altas presiones de origen térmico
provocadas por aire frío del invierno o las bajas presiones debidas al calentamiento del verano
desaparecen en altura. Los centros de acción de origen dinámico son más estables.
- 1.3 Las causas de la diferencia de presión atmosférica.
- Térmicas: se origina una circulación térmica en áreas restringidas, como mar-costa, montañavalle, etc. El aire caliente se eleva por su menor densidad, provocando una falta de presión en
superficie y caminando en altura hacia las zonas frías, mientras una corriente de aire frío denso
fluye desde la zona fría hacia la zona caliente.
- Dinámicas: en el caso de la circulación del aire en el globo terrestre, el motor causante de los
principales centros de acción hay que buscarlo en altura y su origen vendrá tanto del
desequilibrio térmico como de la rotación de la Tierra.
- 2. Los vientos y la circulación atmosférica.
- El viento es todo movimiento del aire ocasionado por diferencias de presión. Tiene carácter
vectorial, integrado por dirección e intensidad.
- La rosa de los vientos es una representación gráfica, que mediante sus ocho direcciones que
parten de un mismo centro, indican la dirección e intensidad de los vientos en períodos de
tiempo, con longitudes proporcionales al porcentaje en que el viento sopló en cada dirección
- 2.1 Análisis dinámico del movimiento del aire.
- La ecuación fundamental de Newton: La aceleración de un cuerpo es proporcional a la fuerza e
inversamente proporcional a la masa (a=f/m). La fuerza de rozamiento es contraria al
movimiento . En las trayectorias curvas intervienen las fuerzas centrífuga y centrípeta.
- Fuerza del gradiente del viento:
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- La fuerza causante del movimiento inicial del aire es la debida a las diferencias de presión
existentes en la atmósfera.
- El equilibrio aerostático se produce al igualarse la presión en altura con la fuerza
gravitatoria, impidiendo el escape de vientos hacia niveles más altos.
- Dirección e intensidad: el movimiento horizontal del aire irá desde los centros de altas
presiones a los de bajas presiones con dirección perpendicular a las isobaras.
- La intensidad depende de dos factores:
- Gradiente de presión: diferencia de presión por unidad de longitud (si las isobaras están
muy juntas la velocidad será más alta que si están separadas).
- Densidad del aire: a menor densidad, mayor fuerza y mayor aceleración.
- Fuerza aparente de Coriolis y la desviación de los vientos:
- El movimiento de rotación de la Tierra desvía la trayectoria aparente del viento, que deja de
ser perpendicular a la línea de máximo gradiente, debido a la fuerza de Coriolis
- Desviación aparente del viento. Ley de Buys-Ballot: En el Hemisferio Norte, el movimiento
resultante del viento iría de las altas a las bajas presiones, pero según una trayectoria inclinada
respecto a las isobaras. La ley de Buys-Ballot indica que todo observador situado en el
Hemisferio Norte, colocado en el sentido de desplazamiento del viento, dejaría a su derecha
las altas presiones y a su izquierda las bajas presiones (lo contrario en el Hemisferio Sur).
- Dirección e intensidad de la fuera de Coriolis: La fuerza de Coriolis tiene una dirección
perpendicular al movimiento del aire. Su intensidad equivale a Fcor = 2 x W x V x senφ (W
velocidad rotación, V la del viento, φ latitud).
- Pueden extraerse las siguientes conclusiones:
- La fuerza del gradiente del viento será perpendicular a las líneas de máximo gradiente.
- La fuerza de Coriolis sería perpendicular al movimiento del aire.
- La fuerza de rozamiento sería contraria al movimento del aire.
- La resultante de las tres fuerzas sería nula.
- La velocidad del viento formaría un ángulo respecto a las isobaras (depende del rozamiento
y es menor en océanos que en continentes)
- Viento geostrófico. Espiral de Ekman:
- El efecto del rozamiento: El aire se ve frenado por la superficie terrestre. La dirección de la
fuerza de rozamiento se opone a la del viento
- La velocidad en altura, viento geostrófico: En alturas por encima de 1.000 m el viento sopla
aproximadamente perpendicular al gradiente de presión, siendo prácticamente nulo el
rozamiento. El viento geostrófico se da cuando el viento sigue la línea de las isobaras
- El equilibrio dinámico en superficie y altura: La desigual dirección del viento en superficie
y altura se interpreta como una progresiva adaptación de la dirección del viento a medida que
disminuye el rozamiento, variando también la intensidad.
- La variación del viento desde la superficie a la altura: espiral de Ekman: Si fuéramos
ascendiendo desde la superficie hasta una altura de 500 a 1.000 m, la dirección e intensidad
del viento se modificarían progresivamente hasta alcanzar el valor del viento geostrófico.
- Los movimientos verticales de convergencia y divergencia:
- El aporte o pérdida del aire en superficie debe ser compensado con movimientos atmosféricos
descendentes o ascendentes.
- Convergencia en superficie: existencia de una acumulación de aire en un área limitada del
espacio. Está asociada a los centros de bajas presiones
- Divergencia: pérdida del aire en una zona limitada. Está asociada a los centros de altas
presiones.
- Los ciclones actúan como centros de convergencia: el aire se eleva y desciende en un
anticiclón
- 2.2 La circulación general atmosférica.
- La circulación atmosférica no está dominada por estos movimientos en superficie, sino por los
movimientos que se producen en altura.
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- El mapa de la distribución de presiones en superficie. Los principales rasgos son:
- Tendencia a la zonalidad
- Las franjas varían su posición estacionalmente
- Las franjas se alteran por la presencia de continentes
- En el Hemisferio Sur los contrastes de presión son menores al haber menos tierra
- El sistema de vientos en superficie: La distribución de presiones es la causa del movimiento del
aire. La relativa estabilidad de las posiciones de los centros de acción permite hablar de un
sistema de vientos dominante.
- Las zonas que se describen a continuación son vientos en superficies oceánicas, aunque de forma
general pueden ser válidos para el resto del globo
- Áreas de calma ecuatoriales, doldrums: cinturón ecuatorial de vientos variables y calmas.
Área de bajas presiones, con muy poca fuerza del aire.
- Cinturón de alisios en área intertropical: desde las calmas ecuatoriales hasta los 30° de
latitud. Consecuencia del gradiente de presión entre las altas presiones subtropicales y las
bajas presiones ecuatoriales. En el Hemisferio Norte la dirección es Nordeste-Suroeste, y en el
Sur es Sureste-Noroeste. Vientos regulares en intensidad (20 km/h) y dirección (del Este). Se
les llamaba trade-winds (vientos del comercio) en la antigüedad. La línea donde se unen los
alisios de ambos hemisferios se llama línea de convergencia intertropical (CIT)
- Vientos del Oeste en latitudes medias: Entre las altas presiones subtropicales y las bajas
presiones subpolares. Distorsionados por los continentes. Fuerza considerable. Usados por los
antiguos navegantes a vela.
- Vientos del Este en altas latitudes: Entre las bajas presiones subpolares y las altas presiones
polares.
- La circulación atmosférica en altura: desaparecen los factores geográficos, así como la acción de
ciclones y anticiclones de origen térmico a nivel de 700 mmb. Las altas presiones subtropicales
(de origen dinámico) aparecen con los mapas de altura
- Circulación dominante del Oeste: Un cinturón de altas presiones subtropicales enmarcan las
corrientes de dirección oeste hasta las zonas polares. La trayectoria de los vientos (geostróficos)
manifiestan la existencia de un flujo zonal de dirección Oeste. El cambio estacional decelera las
corrientes del oeste, más lentas en verano, desplazándolas a altas latitudes.
- La Corriente del Chorro o Jet-Stream: ciclo estacional. El Jet-Stream o Corriente del Chorro
es un flujo de viento de mayor velocidad (entre 200 y 400 km/h en invierno) que se halla
concentrado en una estrecha franja situada hacia los 30° de latitud oscilante con las estaciones y
a una altura entre 9.000 y 15.000 m. Se descubrió en el Hemisferio Norte durante la IIª Guerra
Mundial, y se ha comprobado su existencia en el Hemisferio Sur, así como diversas
ramificaciones. Su origen es incierto (factores dinámicos, como la rotación, y térmicos, como el
desigual calentamiento terrestre). Es de gran trascendencia en la atmósfera y se la ha definido
com el verdadero sistema nervioso de la atmósfera interior. Aparte de los cambios estacionales
existen otros cambios que afectan al Jet-Stream, tanto en latitud como en velocidad y altura,
incrementando la rapidez y bajando la latitud en invierno y debilitándose y ascendiendo de
latitud en verano. Fases del ciclo:
- Corriente rápida (150 km/h), zonal y alta en latitud
- Aparecen ondulaciones, cada vez de mayor amplitud, que generan curvaturas positivas
(sentido de las agujas del reloj) anticilónicas y negativas (sentido contrario) ciclónicas.
- La circulación se ralentiza (70 km/h) y se hace una trayectoria cada vez más sinuosa que
puede dar lugar a gotas frías
- Explicación de la circulación general de la atmósfera
- El primitivo modelo de Halley: Las diferencias térmicas entre Ecuador y Polos eran el eje del
sistema térmico. El aire cálido del Ecuador se elevaría, transportando el calor ecuatorial al frío
polar. Los alisios serían los vientos superficiales descendientes en latitud y al confluir en la
CIT darían lugar a los contralisios. Esta corriente cerraría la denominada célula de Halley,
existiendo una en cada hemisferio. Este modelo no explica el cinturón de altas presiones
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subtropicales y los vientos del oeste de latitudes medias
- 2.3 Los vientos locales.
- Las brisas tierra-mar: durante el día, el superior calentamiento de la superficie terrestre respecto
al océano, provoca diferencias de presión que originan una corriente de aire que sopla hacia la
tierra en superficie y que se ve compensada en altura por el movimiento del aire en sentido
contrario. Brisas marinas que portan aire fresco y húmedo en las costas en verano. Por la noche
el viento invierte su sentido, son las brisas terrestres.
- Vientos de montaña y de valle: las laderas de las montañas que reciben la radiación solar de
forma más directa experimentan durante el día un descenso térmico de la presión del aire en
contacto con el suelo. La diferencia de presión respecto al valle origina una corriente ascendente
de éste hacia la montaña. Por la noche estas mismas laderas se enfrían más rápidamente,
invirtiéndose la corriente de aire hacia el valle.
- Vientos catabáticos o de drenaje: desplazamiento de aire frío por la gravedad, desde regiones
topográficamente más altas hacia otras de menor altitud. Reciben nombres locales: mistral,
bora...
- Vientos originados por barreras montañosas. El ascenso y descenso forzado del aire al
atravesar una montaña puede provocar su desecación. Asciende por la vertiente de barlovento (la
que recibe directamente el impacto del viento), disminuye su temperatura llegando a producirse
precipitaciones (mayores si la corriente de aire contiene un alto porcentaje de humedad). y
desciende por la de sotavento desecándose y disminuyendo su humedad relativa, a medida que se
produce el descenso, debido al incremento de presión. Efecto Föehn o enfriamientos por
ascensión orográfica.
- 3. Masas de aire, frentes y perturbaciones.
- 3.1 Las masas de aire
- Masa de aire es un gran volumen de aire, cuyas propiedades físicas, en especial temperatura,
contenido de humedad y gradiente térmico vertical son más o menos uniformes en una extensión
de centenares de kilómetros.
- Masas tropicales: marítimas y continentales
- Masas polares: marítimas y continentales
- Masas árticas: marítimas y continentales
- 3.2 Los frentes.
- La existencia de masas de aire de carecterísticas muy contrastadas hace aparecer superficies de
separación entre ellas, frentes. La presencia de un frente es tanto más potente cuanto más grandes
y vigorosos sean los contrastes entre las dos masas de aire.
- La mayor densidad del aire frío, explica que tienda a introducirse en el cálido a modo de cuña,
produciendo una superficie de contacto oblicua.
- El frente de mayor personalidad y potencia es el que se produce en la separación del aire polar y
tropical, que recibe el nombre de frente polar.
- Frente mediterráneo, ártico...
- 3.3 Las perturbaciones.
- El tiempo variable y nuboso con precipitaciones está estrechamente relacionado con las
perturbancioes atmosféricas propias de cada lugar. La mayor parte de las perturbaciones está
relacioanda con las bajs presiones.
- Las perturbaciones de las latitudes medias y altas. Las perturbaciones frontales
- Las depresiones de carácter no frontal: Gotas frías, Tornados.
- Las perturbaciones atmosféricas de los trópicos: los huracanes
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Tema VI Los océanos
- 1. Composición y propiedades de las aguas.
- 1.1 Composición estable en el tiempo. Ciclo geoquímico.
- En el agua de mar hay disueltas varias sales (3’5% del peso total del agua oceánica). Las
principales son el cloruro sódico, cloruro magnésico, sulfato sódico, cloruro cálcico y cloruro
potásico. La composición de las aguas no ha variado a lo largo del tiempo, pues existe un sistema
de equilibrio, llamado el ciclo geoquímico, basado en el intercambio de material entre
atmósfera, océano, ríos, rocas de la corteza, sedimentos oceánicos y el manto.
- 1.2 Diferencias en la composición de las aguas a pequeña escala.
- La composición de las aguas marinas presenta diferencias en diversos puntos, como la
desembocadura de los ríos o las zonas de abundante precipitación, donde las aguas aportadas por
los ríos o las lluvias rebajan la proporción de sales, mientras que una fuerte evaporación
contribuye a su concentración. En las aguas marinas también hay gases en pequeñas cantidades,
destacando el oxígeno (O), nitrógeno (N), anhídrico carbónico (CO2), argón (Ar) e hidrógeno
(H).
- La procedencia de los componentes de las aguas marinas es diversa y existen varias teorías.
Boyle (1670) demostró que las aguas continentales aportan pequeñas cantidades de sal. Hoy día,
modernas teorías se basan en las corrientes de convección: en la dorsal centro-oceánica aparecen
las aguas juveniles acompañando a las rocas del manto. También contribuyen a su composición
los sólidos generados en las dorsales medio-oceánicas y en erupciones submarinas
- 1.3 Interés de la composición de las aguas marinas.
- Gases disueltos: vida en las aguas. Los gases son de gran importancia para la vida. Por ejemplo,
la cantidad de oxígeno se ve modificada por las características de las masas de agua, ya que el
aumento de la temperatura y la salinidad disminuyen la cantidad de oxígeno, y por tanto el
desarrollo biológico. Las plantas también influyen sobre la proporción de oxígeno, siendo
superior en las capas superficiales que en las profundas, debido a la función clorofílica de las
plantas.
- Salinidad: la salinidad (concentración de sólidos disuelta en las aguas marinas) hace que varíe la
densidad de las aguas, que normalmente alcanzan su máxima densidad y su punto de congelación
a unos -2°C. La importancia de este hecho se refleja en los movimientos de equilibrio de las
aguas marinas y en que se rebaja el punto de congelación de las aguas
- Importancia desde el punto de vista geográfico. Destacan las siguientes propiedades:
- Densidad: generalmente, los líquidos aumentan su densidad conforme disminuye la temperatura,
hasta llegar a la solidificación, donde la fase sólida es más pesada que la líquida. Pero en el agua
esta ley se sigue hasta los 4°C, y a partir de ahí se empieza a dilatar, por lo que el hielo alcanza
una densidad inferior a la del agua y puede flotar. Gracias a ello, el hielo que se produce en la
estación fría puede fundirse en verano y establecerse el cilo hielo-deshielo. Si el hielo tuviera
mayor densidad que el agua se hundiría en el fondo de los océanos hasta formar un conjunto
helado.
- Capacidad calorífica: debe tenerse en cuenta por los contrastes en el calentamiento de la
superficie terrestre, de importantes consecuencias en los climas. El agua tiene un elevado calor
específico con respecto a la tierra, por lo que se calienta y se enfría más lentamente. Si a ésto
añadimos su transparencia y movilidad (la incidencia del sol llega a 200 m, por 20 m en la
tierra), obtenemos un conjunto que es un importantísimo depósito de calor. La temperatura de las
aguas marinas es menos variable que la de la tierra, pues se calienta más lentamente en verano y
se enfría más lentamente en invierno
- Albedo: es menor en la superficie marina que en la superficie del suelo. (Albedo, porcentaje de
energía reflejada por un cuerpo).
- 2. Las masas de agua.
- 2.1 Concepto de masa de agua
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- Una masa de agua es una amplia porción de agua singularizada por su temperatura, salinidad y
densidad. Las masas de agua se configuran como resultado de los intercambios mar-aire y por las
mezclas de aguas de distinta procedencia. La configuración de cada masa no es permanente, sino
que se modifica prograsivamente
- 2.2 Tipos de masas de agua
- Pueden diferenciarse tres conjuntos de masas de agua en la vertical:
- Masas superficiales: de espesor reducido y variable (300-400 m, llegando a veces hasta 600-700
m). Reflejan la temperatura ambiental media de la latitud en que se encuentran, ya que están
afectadas por la radiación solar y las condiciones atmosféricas
- Masas profundas: de mayor espesor, más densas y frías (sólo unos grados por encima del punto
de congelación). Provienen de las aguas más densas de superficie que se han hundido. Se
considera que su origen está en latitudes altas, de aguas más frías.
- Masas intermedias: se conocen también como capa termoclima. Alcanzan hasta los 1500 m de
profundidad, y su temperatura desciende progresivamente, al tiempo que aumenta su densidad.
Se considera que aunque parte de la transferencia de calor se efectúa por difusión molecular, la
mayoría se debe a pequeñas corrientes de turbulencia que transportan el agua verticalmente,
mezclando temperatura y salinidad.
- 2.3 Interés geográfico de las masas superficiales
- Aunque todas las masas de agua ejercen influencia en el movimiento de las aguas, son de
especial interés geográfico las aguas superficiales, donde se producen los intercambios
energéticos entre la atmósfera y el océano. Se diferencian según su distribución zonal: aguas
ecuatoriales, oceánicas centrales, subárticas y circumpolares.
- 3. La atmósfera y el océano.
- La atmósfera y el océano entran en contacto en un elevado porcentaje de la superficie terrestre,
con recíprocas influencias. La atmósfera gobierna la circulación general oceánica e influye sobre
las propiedades del agua del mar, mientras toma del océano parte de su energía y constitución.
- 3.1 Influencia de la atmósfera sobre el océano.
- Formación de olas y corrientes: la circulación general atmosférica es la causa de las corrientes
oceánicas de superficie a pequeña escala, sin despreciar la influencia de otras fuerzas.
- Modificación del porcentaje de sales (densidad): a través de las precipitaciones y la
evaporación.
- Calentamiento del mar: las condiciones atmosféricas, por la posición y número de las nubes,
determinan cuánto y donde el océano será calentado.
- Presión: las altas y bajas presiones atmosféricas implican un aumento o descenso de la presión
en las aguas.
- 3.2 Influencia del océano sobre la atmósfera.
- El océano ejerce una influencia notable sobre la atmósfera en función de la humedad, el calor y
las sales que aporta a las masas de aire.
- Transferencia de humedad: El océano transfiere la humedad a través de la evaporación;
representa el primer eslabón del ciclo hidrológico. Una masa de aire seca puede cargarse de
humedad en el océano y producir precipitaciones en zonas costeras.
- Transferencia de calor: Al tener el aire mucha menor capacidad térmica que el agua, cuando
sopla sobre las aguas tiende a alcanzar su temperatura. El agua de los océanos aporta a la masa
de aire una gran cantidad de calor, tanto por transferencia directa como a través del vapor de
agua. De este modo, las denominadas masas de aire marítimas (aire tropical marítimo y aire
polar marítimo) toman el calificativo por adquirir las características propias de las aguas sobre
las que se localizan.
- Existe una interacción entre la temperatura del aire y del océano para evitar los contrastes
térmicos.
- Otra incidencia importante es la formación de los ciclones tropicales que se desarrollan en los
océanos en latitudes comprendidas entre los 8° y los 15° (Norte y Sur). En su formación influye
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la alta temperatura de la superficie de las aguas (unos 27°C), con un fuerte calentamiento de las
capas bajas del aire, lo que da lugar a una gran inestabilidad.
- Transferencia de sales: El océano contribuye en la aportación de núcleos de condensación debido
a las sales en suspensión en las masas de aire, que confiere mayores posibilidades de
precipitación.
- 3.3 Interacción aire-mar-tierra.
- La distribución de las masas continentales cambia la configuración y movilidad de las masas
atmosféricas y de las masas oceánicas. En este sentido, deben tenerse en cuenta los aspectos:
- Insolación: tierra y océano dan lugar a los distintos centros de acción.
- Influencia de las brisas mar-tierra: la menor variabilidad de la temperatura de las aguas
marinas ejerce un papel de regulador térmico, y en verano las regiones costeras están más frescas
y en invierno se atemperan.
- Desviación de las corrientes marinas superficiales debido al efecto de los continentes: los
vientos llevan las aguas contra el continente, y éstas tienden a diverger su trayectoria inicial en
sentido norte y sur, al tiempo que la presión del agua ejerce un empuje hacia abajo. Si no
existieran los continentes, las corrientes se moverían en un gran círculo alrededor de la tierra.
- 4. El movimiento de las aguas marinas.
- En el estudio de las aguas marinas es fundamental su movilidad, ya que repercute en muchos
aspectos de la vida terrestre:
- Clima: el movimiento de las aguas marinas reduce los desequilibrios energéticos al ser un
mecanismo de redistribución del calor de zonas excedentes a deficitarias, y es también causante
de la diversidad de climas costeros.
- Economía: influencia sobre la riqueza pesquera (distribucón de los bancos de peces y
organismos marinos), transportes (por la dirección de las corrientes marinas, con influencia sobre
las rutas comerciales) y la vida portuaria (por la amplitud de las mareas, ya que en bajamar
impedían el acceso a los puertos).
- Costas: afectan su morfología y ocasionan sucesos devastadores episódicos (maremotos).
- Explicación de hechos históricos: como las rutas migratorias del pasado. También pueden dar a
conocer la dispersión futura de los vertidos arrojados al mar.
- El movimiento de las aguas marinas puede realizarse en sentido horizontal y vertical como
resultado de distintos hechos, entre los que destacan:
- Vientos: dan lugar a las olas y a las corrientes de superficie, así como a movimientos verticales
de convergencia o divergencia de las aguas.
- Evaporación y enfriamiento: dan lugar a variaciones en la densidad, con los consiguientes
movimientos de equilibrio.
- Atracción Tierra-Luna-Sol: origina las mareas.
- Movimientos sísmicos
- 4.1 Movimientos de equilibrio.
- Son movimientos en sentido vertical que tienden a equilibrar los contrastes de composición y
temperatura de las aguas marinas. Están causados por la diferente densidad de las masas de agua
(en relación con su temperatura, salinidad y presión atmosférica). Al enconstrarse dos masas de
agua de diferente densidad tienden a equilibrarse mediante flujos de convección
- Estos movimientos de equilibrio sólo afectan a masas de agua superficiales e intermedias, puesto
que los contrastes desaparecen en profundidad. Se aprecia un progresivo aumento de la densidad
hacia el fondo a causa de la presión y del hundimiento de las aguas más densas.
- Factores que dan lugar a los movimientos de equilibrio, relacionados con las diferencias de
densidad de las aguas:
- La temperatura: los contrastes de temperatura sólo se registran en las capas superficiales y están
motivados por el calentamiento del Sol. La distribución de las temperaturas de las aguas en
vertical presenta un progresivo descenso desde la superficie, siendo más rápido en los primeros
metros hasta hacerse más uniforme en las profundidades (a partir de 2 ó 3000 m no se superan
- 18 -
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los 2-3° C).
- Debido a la verticalidad de los rayos del Sol sobre las aguas, se obtienen masas de agua
progresivamente más frías del Ecuador hacia los Polos, si bien no de forma constante a lo largo
del año, ya que está influida por las estaciones, sobre todo en latitudes medias. Los movimientos
verticales se incrementan en la estación invernal, al enfriarse las capas superficiales por
irradiación y conducción hacia la atmósfera.
- Un aspecto fundamental al considerar los movimientos de equilibrio es la relación entre
temperatura y densidad. Las masas de agua son menos densas cuanto mayor es su temperatura, y
más densas cuanto menor es ésta, hasta alcanzar los -2°C, punto de congelación y de mayor
densidad de las aguas marinas, debido a la salinidad. Parece que la densidad está más relacionada
con la temperatura que con la salinidad.
- La salinidad: Presenta una variación inferior a la de la temperatura. La salinidad se incrementa
con las altas temperaturas, que favorecen la evaporación sobre la superficie de las aguas,
activada también por la accion del viento. Las bajas temperaturas contribuyen a su
concentración.
- En la formación del hielo se produce una separación de la salmuera, que se difunde en el agua
por debajo de la banquise (placas de hielo de espesor en invierno de 3 o 4 metros), adquiriendo
las aguas una elevada densidad gracias a la intensificación de la salinidad y a las bajas
temperaturas.
- También debe tenerse en cuenta el aporte de las aguas dulces (por elevadas precipitaciones o
fusión del hielo), que hace descender la concentración de sales y por lo tanto la densidad.
- En general, es el balance hidrológico el que determina la salinidad. Si los aportes fluviales y
pluviométricos superan a la evaporación, se habla de mares o cuencas de dilución. Si, por el
contrario, es mayor la evaporación, se habla de mares o cuencas de concentración.
- Las diferencias entre mares y océanos son más acusadas cuanto menor es la comunicación entre
ambos, que es el factor clave para la renovación y mezcla de las aguas.
- La presión atmosférica.
- La turbidez: un caso concreto de movimientos verticales es el originado por las corrientes de
turbidez, que se hunden bajo aguas claras. La turbidez se atribuye a desplomes y deslizamientos
de materiales a lo largo de las pendientes de las cuencas oceánicas provocados por terremotos o
agitación de los sedimentos.
- La acción indirecta del viento: el viento, en su flujo horizontal, puede provocar modificaciones
de temperatura o salinidad de las aguas, y por tanto en su densidad. En otros casos, la
convergencia o divergencia de los vientos provoca flujos descendentes de las aguas superficiales
o ascendentes de las aguas profundas, respectivamente (hecho que también se produce también
al chocar las corrientes contra los continentes), con importantes repercusiones climáticas, al
provocar nieblas en las costas, y biológicas, ya que las corrientes ascensionales frías suelen ser
ricas en nutrientes, originando zonas ricas en pesca.
- Puntos donde serán más propicios los movimientos de equilibrio:
- Hundimiento de las aguas:
- Altas latitudes, con zonas de subsidencia constante debido al frío de las aguas y a la
concentración de sales por la formación del hielo y por enfriamiento de las corrientes
cálidas que aportan sus aguas salinas a los polos. En el Océano Atlántico hay dos fuentes
de aguas profundas: la corriente circumpolar Antártica y la intermedia Antártica.
- Cinturón de altas presiones subtropicales, con los valores más altos de salinidad en relación
con la evaporación-precipitación.
- Zonas con convergencia de vientos.
- Zonas donde se encuentran masas oceánicas de distinta densidad. Las aguas más densas
tienden a hundirse.
- Ascenso de las aguas:
- Zonas de divergencia de vientos.
- Zonas costeras, sobre todo en las costas occidentales de los continentes.
- 19 -
Geografía General
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- 4.2 Movimientos de origen gravitatorio: las mareas.
- Origen de las mareas: La atracción Tierra-Luna-Sol provoca movimientos verticales de las aguas
y da lugar a las mareas y al movimiento de las masas oceánicas. Las mareas provocan también
movimientos horizontales, como las corrientes de marea. En general, las mareas son
consecuencia de la atracción que la Luna ejerce sobre la Tierra, y, en mucha menor medida, de la
del Sol. Cálculos realizados demuestran que deben considerarse otros efectos. La teoría de la
resonancia explica que los pequeños abombamientos de las aguas producidos por la Luna
experimentan rebotes sucesivos en los litorales que los amplifican notablemente. Esta
amplificación está en relación con la configuración de las cuencas, que determinan las
posibilidades de vibración de las aguas.
- Acción resultante de las fuerzas gravitatoria y centrífuga: la deformación elipsoidal de la Tierra
es consecuencia de la acción de la fuerza centrífuga y la gravitación entre la Tierra y la Luna. La
fuerza resultante no es igual en todos los puntos, siendo mayor en el lado de la Tierra más
cercano a la Luna, y de esta forma se pondrá de manifiesto la marea según el balance de ambas
fuerzas. La elevación de las mareas se producirá en el lado de la Tierra más cercano a la Luna (es
mayor la fuerza gravitatoria) y en el opuesto (donde es mayor la fuerza centrífuga). Los valores
máximos se alcanzan cuando Sol, Luna y Tierra están en línea recta (mareas vivas). Por el
contrario, cuando se encuentran en cuadratura las fuerzas se contrarrestan y las mareas se
reducen al mínimo (mareas muertas).
- Tipos de mareas. A lo largo del día cualquier punto de la Tierra se alinea dos veces con la Luna,
con lo que se registran en un día dos mareas altas y dos bajas. Hay algunas variaciones que dan
lugar a la distinción de tres tipos de mareas:
- Mareas diurnas: poco comunes. Cuentan con un sólo ascenso (flujo) y un sólo descenso
(reflujo). Pueden encontrarse en el Golfo de México y en mares parcialmente cerrados.
- Mareas semidiurnas: dos ciclos completos al día, casi de igual magnitud. Es frecuente en el
Atlántico.
- Mareas mixtas: dos flujos cada 24 horas, pero pueden ocurrir varias cosas: que un ciclo sea tan
bajo que el reflujo siguiente apenas muestra su descenso, o que una marea baja sea tan alta que el
flujo siguiente apenas muestra variación. Son comunes en el Pacífico y el Índico
- Ritmo de las mareas: el ritmo de las mareas se retrasa al día 50 minutos debido al movimiento
de rotación de la Luna alrededor de la Tierra (24h y 50m). Las tierras responden también a las
mareas mediante las mareas terrestres.
- Amplitud de las mareas: la amplitud de las mareas es variable según las zonas, y en general son
sensibles a los contactos con la plataforma continental, orillas, bahías, etc. Suelen ser máximas
en los bordes de las cuencas, siendo muy reducidas en islas oceánicas aisladas o en mares
cerrados
- Corrientes de marea: la fuerza de atracción es causa también de movimientos horizontales
denominados corrientes de marea, que pueden alcanzar velocidades de hasta 18 km/h. Las más
veloces se forman donde el mar tiene acceso al océano a través de un paso angosto o en puntos
con gran diferencia entre las horas de la marea. La importancia de estas corrientes se centra en
las condiciones de navegación y en sus repercusiones en el relieve submarino.
- Consecuencias de las mareas:
- Interés biogeográfico: modificación en la vertical de las condiciones para flora y fauna.
- Interés para la navegación: acciones a favor (la pleamar favorece la entrada a esturarios) y
en contra (problemas portuarios en la bajamar).
- Interés pesquero: la bajamar facilita la pesca de crustáceos.
- Interés energético: se aprovecha su fuerza motriz.
- 4.3 Movimientos tectónicos y eustáticos.
- Son movimientos a mayor escala, contínuos, pero lentos en el tiempo. Pueden ser debidos a
movimientos ascendetes o descendentes del océano de alcance mundial (movimientos eustáticos)
o de la tierra (movimientos tectónicos), de alcance más reducido. Eustáticos:
- Variaciones de temperatura: el intenso frío hace que los glaciares retengan más agua, con lo
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que el nivel del mar baja, al contrario que con altas temperaturas, que hacen que se funda el hielo
y suba el nivel del mar.
- Cambios de tamaño y forma de las cuencas: debido a los contínuos flujos de depósitos del
fondo de los océanos.
- Aportación de aguas juveniles.
- 4.4 Movimientos debidos al viento.
- Olas y ondas marinas: las olas de origen eólico son movimientos ondulatorios que se forman en
lugares con vientos fuertes, propagándose a grandes distancias. Las olas suponen sólo la
agitación de la superficie marina, no llegando a más de 200 m de profundidad. Cuando cesa el
viento cesan las olas en mar abierto, pero se mantiene la vibración de las aguas, produciéndose
ondulaciones regulares llamadas ondas, que se propagan a grandes distancias sin desplazar la
masa de agua.
- Diferencia entre olas y ondas: las olas varían según la acción del viento sobre la superficie, en
función de su velocidad, duración y amplitud en mar abierto. La formación de las olas comienza
con los primeros rizos y, si el viento se mantiene, el agua se apila en crestas, de forma que la cara
levantada de cada rizo presenta mayor superficie al viento.
- Las ondas libres de movimiento ondulatorio son el resultado del movimiento del agua, que
describe órbitas para volver a la vertical. Según se alejan de su lugar de origen se modifican: las
crestas se hacen más bajas y redondeadas, de forma más simétrica y se mueven en trenes de
período y altura similar. Con este aspecto se llaman marejada, o a veces mar gruesa, y pueden
transmitirse a miles de kms.
- Modificación de las olas en las costas; acción erosiva: toda esta configuración varía al acercarse
a la costa, donde ejercen una acción erosiva. Experimentan modificaciones en función del
contorno de los fondos oceánicos, de las pendientes de las playas, del trazado de las costas y de
la profundidad de la plataforma.
- La menor profundidad del fondo produce el rompimiento de las olas. Se produce cuendo la
profundidad es menor de media longitud de onda o es 1’3 veces la altura de la onda, ya que el
movimiento no puede realizar su órbita circular, se transforma en una elipse, decrece la longitud
de onda, se eleva el pico de la onda, aumenta la velocidad de las partículas de la cresta y la ola
forma un pico según avanza hacia la costa. El avance de las crestas es más lento cuanto más
rápidamente se eleva el fondo.
- Olas sísmicas: Hay ondas que dependen de otros factores, como las olas sísmicas producidas por
erupciones submarinas, volcanes, deslizamientos de tierra o terremotos, que producen olas de
fondo de devastadoras repercusiones en las costas en forma de maremotos. También hay olas
provocadas por el hombre a consecuencia de explosiones nucleares submarinas.
- Los maremotos no tienen que ver con las mareas, ya que éstas son periódicas y predecibles. Las
olas destructivas o tsunamis son impredecibles y pueden alcanzar hasta 30 m de altura. Hay
zonas más propensas a ellas, como las costas mediterráneas, el Caribe y costas occidentales de
Asia.
- Las corrientes superficiales: la dirección dominante de los vientos provoca la circulación de
unas corrientes de agua en superficie. A escala planetaria son similares los sistemas circulatorios
oceánicos y atmosféricos, aunque la circulación de las aguas es más lenta que la atmosférica.
Estas corrientes se desplazan de forma constante en la superficie de los océanos, diferenciándose
del resto de aguas en su temperatura. Sus características son reflejo de su procedencia, más frías,
como las procedentes del oeste que al chocar con los continentes van hacia el sur (corrientes de
Humbolt, de Benguela o de Canarias), o cálidas las que van hacia el norte (corriente del A. N).
- Tipos de circulaciones; las corrientes superficiales varían según la naturaleza del viento, del lugar
y la fuerza que ejerce sobre las aguas. Se pueden observar dos tipos de circulaciones:
- Circulación media: presentan corrientes anchas, lentas y constantes.
- Circulación sinóptica: variaciones de las corrientes a nivel diario y mensual, con corrientes
estrechas, tortuosas, rápidas y muy volubles. Estas variaciones diarias no tienen contrapartida
atmosférica, como ocurre con las corrientes medias.
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- Corrientes de impulsión y de descarga: Otras corrientes son producidas por movimientos
compensatorios de temperatura y densidad, o diferencia de nivel en las aguas. A estas se les
llama corrientes de descarga, en oposición a las provocadas por el viento, que se denominan
corrientes de impulsión.
- Factores que condicionan la trayectoria de las corrientes marinas:
- Vientos: Ejercen una fuerza sobre las aguas, que se mueven en la misma dirección. Ésto se pone
de manifiesto: En el Hemisferio Sur los tres océanos presentan una circulación similar
provocada por los vientos del oeste, ya que ninguna barrera modifica su trayectoria inicial. En el
Océano Índico cambia la dirección de las corrientes por los monzones, por lo que varían con las
estaciones. Cuando sopla el monzón invernal del NO la dirección norecuatorial es muy potente.
Cuando sopla el de verano desaparece la corriente norecuatorial para instalarse la corriente del
este, hasta el Pacífico occidental. En bajas latitudes se observa la influencia de los alisios, una
de las principales fuerzas motrices de las corrientes, que transportan agua hacia el oeste y forman
la corriente norecuatorial. Los vientos del oeste impulsan la corriente del Golfo y la corriente
Antártica.
- Rotación de la Tierra: La fuerza de Coriolis da lugar a una derivación de las aguas,
modificando la dirección inicial hacia la derecha en el Hemisferio Norte y a la izquierda en el
Sur. Otro efecto importante es el desplazamiento de los giros circulatorios de las corrientes hacia
el oeste y la intensificación de las corrientes en el lado occidental de las cuencas oceánicas.
- Presencia de barreras continentales: La presencia de barreras continentales en el camino de las
corrientes lleva consigo la división lateral de las masas de agua, originando las corrientes de
descarga pasiva. Un ejemplo es el desplazamiento de la corriente sudecuatorial que llega al
Brasil, bifurcándose parte hacia el sur y parte hacia el norte, juntándose con la corriente
norecuatorial en el Golfo de México.
- Movimientos de compensación: La desviación de las corrientes cálidas hacia latitudes más frías
tiene consecuencias climáticas, pues hace que se suavicen las temperaturas costeras, y lo
contrario con las corrientes frías. Las temperaturas costeras varían dentro de una misma latitud
en función de la proximidad de una corriente fría o cálida.
- Zona intertropical: las costas occidentales reciben corrientes frías, con lo que su temperatura es
más fresca que en las costas orientales.
- Zona templada: en latitudes bajas, las costas orientales son más cálidas que las occidentales,
mientras que en latitudes más altas sucede lo contrario, en función de las corrientes que les
afectan.
- Zonas polares: las costas occidentales tienen temperaturas más suaves que las orientales,
afectadas por las corrientes frías derivadas del océano Ártico.
- En general, en latitudes bajas y medias predominan las corrientes de impulsión (derivadas del
viento), mientras que en altas latitudes la situación en más compleja, adquiriendo gran
importancia las corrientes de descarga.
- Entre las principales corrientes cálidas destacan:
- Hemisferio Norte: Kurosivo, Ecuatorial septentrional, Florida, Atlántico Norte, Guinea y
contracorriente ecuatorial.
- Hemisferio Sur: Ecuatorial meridional, del viento del oeste en el Pacífico, Brasil y Agulhas.
Dentro de las corrientes frías están:
- Hemisferio Norte: Pacífico Norte, Alaska, California, Labrador y Canarias.
- Hemisferio Sur: Perú, Malvinas, Benguela y del viento del oeste en el Atlántico e Índico.
- 4.5 La circulación abisal.
- Está formada por corrientes muy frías. Se inicia por el descenso de aguas frías en regiones
polares, que se trasladan por debajo de las aguas menos frías, debido a su mayor densidad, hasta
el Ecuador, a causa de la rotación de la Tierra, a lo largo de las costas occidentales de las cuencas
oceánicas. Al juntarse las corrientes frías provenientes del norte y del sur se producen flujos
ascensionales compensatorios.
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Tema VII La humedad atmosférica. Las precipitaciones
- 1. La atmósfera y los estados físicos del agua.
- 1.1 Cambios de estado y calor latente.
- Las moléculas del agua cambian de estado físico:
- Sólido al líquido mediante la fusión. Absorción de calor
- Líquido al gaseoso por la evaporación. Absorción de calor
- Paso de gas a líquido se llama condensación. Cesión de calor.
- De líquido a sólido solidificación o congelación. Cesión de calor.
- La transformación de sólido a gas o de gas a sólido, sin pasar por la fase líquida: sublimación
- Los cambios de estado se explican mediante la teoría cinética de la materia. El cambio de estado
de sólido a líquido se produce a una temperatura fija, denominada punto de fusión. El calor
necesario para este cambio es el calor latente de fusión.
- Las moléculas en estado líquido se mueven. El aporte de calor incrementa su velocidad, y a partir
de un determinado momento, la energía cinética permite a algunas moléculas escapar a la
atracción de las restantes y pasar al estado de vapor. Si el fenómeno tiene lugar en todo el líquido
a la vez se denomina ebullición y se produce a una temperatura constante. Si sólo se verifica
parcialmente, recibe el nombre de evaporación y se produce a cualquier temperatura. El calor
necesario para este cambio de estado se conoce como calor latente de evaporación.
- El proceso inverso (paso de vapor-líquido-sólido) es igual, pero desprendiendo calor. El calor
cedido por unidad de masa al pasar de gas a líquido se llama calor latente de condensación, y de
líquido a sólido, calor latente de solidificación.
- 1.2 Princp. fases del ciclo del agua: evaporación, condensación y precipitación.
- El agua en la naturaleza está en contínuo estado de transformación, en un proceso cuyas fases
más importantes son la evaporación, la condensación y la precipitación, que constituyen un ciclo
cerrado denominado el ciclo hidrológico del agua.
- El agua de océanos, mares, etc., se evapora y pasa a la atmósfera, incrementando su humedad. El
contendio de vapor de la atmósfera depende sobre todo de la temperatura. El descenso de la
temperatura provoca la condensación del vapor y su posterior precipitación en forma de lluvia,
granizo y nieve, tanto en océanos como en continentes. El balance es desigual en ambos, pues en
los continentes la precipitación supera a la evaporación. Parte del agua moja el suelo y se
evapora de nuevo, pero otra es filtrada y se devuelve a los océanos por los ríos, o bien es retenida
(superficialmente, como nieve o hielo, o en capas freáticas). Su oscilación a corto plazo obedece
a fluctuaciones estacionales. En los océanos, la evaporación supera a la precipitación, pero se
mantiene constante por las aportaciones de los continentes.
- En el balance del ciclo hidrológico del agua, la mayor parte está en los océanos, pero la
atmósfera participa de forma definitiva en el intercambio con tierra y océanos. La versatilidad
del agua para el cambio de estado facilita la labor de la atmósfera para redistribuir el agua en la
naturaleza mediante la evaporación-condensación-precipitación.
- 2. La evaporación.
- La velocidad de evaporación depende de un conjunto de factores. Unos facilitan la energía
cinética molecular, y por tanto la evaporación, y otros la dificultan.
- El cambio de estado de líquido a vapor necesita calor. El calor latente de evaporación necesario
para evaporar un gramo de agua varía con la temperatura. El proceso inverso de condensación
devuelve el calor comunicado durante la evaporación. La humedad del aire atenúa la oscilación
térmica diaria al absorber calor durante las horas de presencia solar y devolverlo en las de
ausencia.
- 2.1 Factores que favorecen y dificultan la evaporación.
- Temperatura: Es el principal factor que afecta a la evaporación, ya que ésta es máxima en
condiciones de fuerte insolación, con lo que se eleva la cantidad de vapor en la atmósfera
formando una capa que limita el paso de líquido a vapor, alcanzando un estado de equilibrio,
permaneciendo constante la humedad del aire. La temperatura facilita la amplitud del
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movimiento molecular en el líquido y las posibilidades de escape hacia la atmósfera, y permite
que el aire pueda contener un mayor porcentaje de humedad, alejándose del punto de saturación,
con lo que un mayor volumen de agua puede integrarse en la atmósfera.
- Aire: La presencia de una corriente de aire favorece la evaporación, al limpiar la capa de
humedad de la proximidad del líquido y reemplazarla por aire seco, con lo que el agua puede
evaporarse de manera más continuada.
- Presión atmosférica: La presión atmosférica, al obstaculizar el paso del vapor a la atmósfera
libre, disminuye las posibilidades de evaporación. Las moléculas de vapor de agua chocan con el
resto de moléculas gaseosas y se ven obligadas a regresar a la masa líquida en mayor proporción.
Por tanto, con la altitud y la consecuente disminución de la presión se favorece la evaporación.
- Masa suficiente de agua: La evaporación depende de la presencia de una masa suficiente de agua
que asegure la alimentación continua del vapor, como en las masas oceánicas, que son la caldera
de vapor del motor térmico terrestre.
- 3. La condensación.
- La condensación es el proceso por el que el vapor de agua atmosférico se transforma en agua
líquida. El vapor de agua necesita de un soporte material donde condensarse. Normalmente son
impurezas del aire. Otras veces el agua condensa sobre la superficie de objetos con temperatura
inferior al punto del rocío. Alguinas partículas pequeñas de agua condensadas permanecen en el
aire formando nubes, mientras otras precipitan como lluvia, nieve o granizo.
- 3.1 Los mecanismos de saturación.
- Como el aire puede contener mayor cantidad de vapor de agua cuanto mayor sea su temperatura,
la circunstancia más favorable para su saturación es que se enfríe. Las circunstancias que
provocan que el aire alcance el punto de saturación son:
- Mezcla de masas de aire a distintas temperaturas: Al no ser lineal la relación entre
temperatura y la humedad, la mezcla de ambas puede llegar al punto de saturación. Las masas de
aire de diferentes características térmicas e higrométricas poseen densidades distintas, y su
mezcla no suele ser frecuente. Por el contrario, su separación formando un frente provoca otro
tipo de condensación y precipitación.
- Enfriamoento por contacto: Tiene lugar cuando una masa de aire caliente se desplaza sobre una
superficie fría. En el invierno, las masas de aire oceánico, cálidas y húmedas, sobre todo por la
noche, en contacto con la superficie terrestre más fría, se enfrían por debajo del punto del rocío,
dando origen a nieblas por condensación de vapor de agua. También puede darse esta situación
(llamada pared fría) en el verano, sobre la superficie fría del mar, cuando una masa de aire cálido
procedente de la tierra se pone en contacto con el agua.
- Enfriamiento dinámico de la atmósfera. Enfriamiento por ascendencia: Es el mecanismo más
eficaz. Es responsable de fuertes condensaciones y abundantes precipitaciones al producirse en
amplios volúmenes de aire. El origen de la ascendencia puede ser térmico (aire calentado en la
base), dinamico (ascensión por convergencia) u orográfico (el aire se eleva por irregularidades
del relieve). Los movimientos ascendentes y descendentes del aire son de gran importancia para
comprender la condensación y precipitación atmosféricas. Si la ascendencia tiene lugar
rápidamente, sin intercambio de calor con el exterior (adiabático), el aire disminuye su
temperatura aproximadamente 1°C por cada 100 m de desnivel. A partir de alcanzar el punto de
saturación, se produce la condensación y la liberación de energía del paso de vapor a líquido
(calor latente de condensación). El enfriamento por la disminución de la presión queda
compensado, reduciéndose a la mitad (0’5°C por cada 100 m). A este descenso térmico se le
llama enfriamiento adiabático húmedo, para diferenciarlo del que tiene lugar antes de la
saturación (enfriamiento adiabático seco).
- 3.2 Los tipos de ascendencias.
- Ascensiones convectivas: La masa de aire se eleva por calentamiento del suelo, al perder
densidad y presión, y sube hasta encontrar una masa atmosférica de igual o mayor temperatura,
momento en que se estabiliza. Son frecuentes en regiones tropicales y ecuatoriales, así como en
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latitudes medias en tormentas de verano. Su origen es fundamentalmente térmico.
- Ascensiones orográficas: Si el aire en movimiento se encuentra con algún obstáculo montañoso,
se eleva por la vertiente de barlovento y desciende por la de sotavento. La ascensión incrementa
su efecto si la corriente contiene un alto porcentaje de humedad, como en el caso de las barrenas
montañosas próximas al mar, cuando el aire es empujado del océano al continente. Si la
disposición de las montañas es perpendicular, las precipitaciones son aún más abundantes. Una
vez superada la cumbre, la subsidencia del aire provoca un calentamiento, originando el efecto
foëhn. El aire de la vertiente de sotavento se deseca y disminuye su humedad relativa según
desciende, debido al aumento de la presión.
- Ascensiones frontales o ciclónicas: El avance de los frentes cálido y frío provoca la elevación
del aire, que puede ocasionar la saturación y posterior condensación del vapor de agua. La
pendiente del frente frío es superior a la del cálido. La brusca elevación del aire caliente por
acción del frente frío provoca lluvias abundantes, que contrastan con las de menor intensidad del
frente cálido, ocasionando así una sucesión de diferentes tiempos atmosféricos. La perturbación
comienza con lluvias suaves y moderadas (frente cálido), mejora con la llegada del aire cálido y
termina con gran inestabilidad provocada por el frente frío. Los obstáculos orográficos
incrementan los efectos desestabilizadores. El frente cálido puede aumentar su pendiente al verse
deformado por una montaña, mientras que la llegada del frente frío expulsa el aire caliente entre
éste y la montaña de forma violenta.
- 3.3 Estabilidad e inestabilidad atmosféricas.
- Resumiendo los conceptos: El aire al elevarse se enfría (1°C/100m en el enfriamiento adiabático
seco y 0’5°C/100m en el húmedo). El enfriamiento del aire provoca la saturación, condensación
y precipitación del vapor de agua atmosférico. La ascensión del aire se ve facilitada por
mecanismos orográficos, termo-convectivos y frontales.
- Es decir, el aire comienza un movimiento de ascensión, principal mecanismo de la condensación
(enfriamiento adiabático), por causas térmicas (convección), mecánicas (obstáculo montañoso) y
dinámicas. El gradiente estático del aire de la troposfera tiene que ver con las posibilidades de
que el aire siga progresando en altura.
- Debemos distinguir entre la variación de la temperatura debida a la ascensión del aire (volumen
de aire en movimiento) y la estructura térmica vertical de la atmósfera en reposo. De forma
general, siempre que la temperatura del aire ascendente sea más elevada que la del aire que le
rodea, su densidad será menor y tenderá a seguir elevándose (inestabilidad). Si el aire ascendente
alcanza una temperatura inferior a la de las capas de aire estacionario (sin estar obligado a
ascender por motivos orográficos, etc.), su densidad será superior y el movimiento se detendrá
(estabilidad).
- La situación de estabilidad/inestabilidad depende tanto de las características del aire estático
como del aire ascendente. Un gradiente estático reducido permitirá que el aire iguale pronto la
temperatura de la atmósfera, estabilizándose, al contrario que con un gradiente estático elevado.
A igualdad del gradiente estático, la inestabilidad será más manifiesta cuanto mayor sea la
humedad relativa del aire ascendente.
- Si no existiera variación del gradiente atmosférico, el aire inestable podría alcanzar la
tropopausa. La posible existencia de una inversión térmica sería la causa de la estabilización
posterior.
- Si el desplazamiento vertical del aire está causado por la presencia de un obstáculo orográfico, el
movimiento ascensional se mantendrá hasta alcanzar la cumbre. Una vez allí, continuará o no la
elevación dependiendo de la estabilidad o inestabilidad atmosférica.
- 3.4 Condensación y formación de nubes. Los mecanismos de precipitación.
- El mecanismo de la condensación: El vapor de agua, al alcanzar la saturación, puede condensar,
dando lugar a la aparición de nieblas o nubes, mezcla o disolución de una masa de pequeñas
gotitas de agua líquida o hielo en una masa de aire. La condensación constituye la primera fase
del mecanismo de la precipitación, y en la segunda fase las gotitas incrementan su tamaño hasta
que precipitan y caen por su propio peso.
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- Para que la condensación tenga lugar son necesarias pequeñas partículas a modo de núcleos de
condensación (tamaño inferior a 0’1µ), y de variada procedencia. La presencia de iones acelera
el proceso de condensación, que puede comenzar incluso antes de que el aire esté saturado.
Algunos elementos procedentes de la contaminación industrial poseen un gran poder de
atracción sobre las moléculas de agua, lo que explica la formación de nieblas en zonas
industriales y urbanas por la abundancia de polvo y sustancias de desecho.
- La ausencia de estos núcleos puede provocar que el aire sobrepase el grado de saturación sin
producirse el cambio de estado. Este hecho podría tener lugar en una atmósfera limpia y poco
contaminada, pero supondría un equilibrio inestable en el que la condensación se alcanzaría
bruscamente.
- El proceso de formación e incremento de tamaño de las gotas de agua aún está por explicarse en
detalle. La velocidad de crecimiento de las gotas es mayor en la primera fase de la condensación,
y disminuye según alcanzan el tamaño definitivo. El volumen del agua es muy superior al del
núcleo o impureza que le sirve de soporte.
- Tipos de nubes: La forma y transparencia de las nubes nos informa sobre su formación. La
forma nos indica los movimientos del aire: si es inestable, la ascensión del mismo va modelando
la nube, dibujando sus contornos (nubes cumuliformes). Por el contrario, el aire estable produce
nubes planas de forma tabular, sin espesor, denominadas estratos.
- Nubes cumuliformes: Dentro de las nubes cumuliformes, los cúmulos son las más características.
Son nubes algodonosas de color blanco, y pueden ser grises en su base o en partes a la sombra.
Con buen tiempo suelen ser pequeñas. Cuando la inestabilidad atmosférica es mayor, aparecen
los cúmulo-nimbos, nubes tormentosas de gran tamaño, con grandes precipitaciones y aparato
eléctrico. Son reconocibles por su forma de yunque. Las corrientes descendentes del aire suelen
ser violentas, lo que permite mantener, pese a su peso, el granizo en suspensión, posibilitando su
formación y crecimiento. En latitudes templadas pueden alcanzar hasta 5 ó 6 km de altura, pero
en regiones tropicales la inestabilidad posibilita su ascenso hasta la troposfera. La parte superior
de la nube presenta un blanco intenso debido a los cristales de hielo que la forman.
- Nubes estratiformes: Las nubes estratiformes son más largas que gruesas y se subdividen según
la altura a la que se encuentran: Cirros (6000-12000m): nubes de hielo, delgadas y
transparentes, que permiten el paso de la luz solar o lunar. Hay formas características, como los
cirrostratos (velos ligeros que producen un halo característico) y los cirrocúmulos (masas
globulares apretadas, que se conocen como cielo aborregado). Altoestratos y altocúmulos
(2000-6000m): los primeros se disponen en una capa que cubre la totalidad del cielo. Los
altocúmulos aparecen en pequeños cúmulos de formas geométricas. Su presencia es signo de
condiciones atmosféricas benignas. Nimboestratos y estratocúmulos (debajo de 2000m): son
las nubes bajas, sombrías y cargadas de agua, que precipitan con mayor intensidad.
- Desarrollo de las nubes: En las perturbaciones frontales los distintos tipos de nubes desfilan con
el paso de los frentes frío y cálido. Al aproximarse la perturbación aparecen los cirros
filamentosos, los cirroestratos y los cirrocúmulos. A medida que la perturbación se aproxima al
suelo, se ven nubes más bajas, altoestratos y nimboestratos, con los que comienza la lluvia. La
débil inclinación del frente cálido ocasiona precipitaciones moderadas. El escaso intervalo de
aire cálido suele ir acompañado de altocúmulos, con mejoría del tiempo. La llegada del frente
frío provoca inestabilidad y nubes de desarrollo vertical (cúmulo-nimbos), y las precipitaciones
son de mayor violencia.
- La formación de lluvia, nieve y granizo: La precipitación aparece al producirse en la nube la
condensación a gran escala. Una gota (0’5-3mm), al precipitar, estaría formada
aproximadamente por un millón de gotitas de la nube (10-25µ). El mecanismo productor de la
lluvia plantea aún grandes interrogantes. Parece que son dos los mecanismos que podrían
originar la formación de las gotas de lluvia:
- Coalescencia: responsable de la colisión y fusión de las gotas, que aumentarían de tamaño al
comenzar su descenso por la gravedad.
- Proceso de los cristales de hielo: la tendencia de los cristales a crecer ocasionaría que éstos
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alcanzasen un tamaño de varios cientos de micras. Los cristales podrían fusionarse entre sí,
provocando su precipitación. Si la temperatura fuese baja, los cristales podrían llegar sólidos en
forma de nieve.
- Los tipos de precipitación dependen de las características de la ascendencia del aire y de la
temperatura debajo de las nubes. La lluvia es la forma más común de precipitación. Las gotas
pueden alcanzar hasta 7 mm de diámetro (por debajo de 0’5 mm recibe el nombre de llovizna, y
por encima de 7 mm se tiende a romper en gotas más pequeñas).
- En alguna borrasca en invierno se produce a veces la inversión térmica en los 2 kms inferiores de
la atmósfera, originando lluvias de características especiales. Una vez que funden los copos de
nieve, si el agua debe atravesar una capa más fría, se congela y se produce aguanieve.
- La nieve se produce cuando la temperatura de congelación está tan próxima al suelo que los
conglomerados de cristales de hielo alcanzan la superficie antes de fundirse. Generalmente el
nivel de congelación se encuentra por debajo de los 300 m de altura. Al microscopio de aprecian
sus formas de cristales hexagonales o prismas.
- El granizo es una precipitación característica de los cúmulo-nimbos. Las corrientes ascensionales
llevan las gotas arriba, enfriándolas y solidificándolas, aumentando su tamaño. Al final, la bola
de granizo cae por efecto de la gravedad. El granizo es un destructor de cultivos y llega a
alcanzar tamaños increíbles. Tiene estructura interna con capas de hielo lechoso y casi
transparente, como una cebolla.
- Medida de la precipitación: La medida de la precipitación se hace por el espesor o profundidad
alcanzado por el agua. La medición se hace con referencia a un período de tiempo de recogida de
la precipitación. Una precipitación de 20mm significaría que el suelo estaría cubierto de agua
hasta esa altura si no existieran pérdidas por escorrentía, evaporación o filtración. Otra unidad de
medida es el litro/m2, que indica el número de litros de agua recogidos por cada m2 de superficie.
Su valor es equivalente al mm (1 l/m2 = 1mm). La nieve se mide de la misma manera, indicando
la altura alcanzada en un tiempo determinado. Puede convertirse también en agua y realizar la
medición (la relación es 1:10, 10mm de nieve equivalem a 1mm de agua).
- 4. La distribución de precipitaciones en la superficie terrestre.
- La cantidad de agua anual que cae sobre la Tierra alcanzaría un valor medio de 900 mm de
altura, pero el reparto se produce de forma desigual según las zonas y las estaciones
- 4.1 El reparto desigual sobre la superficie.
- El mapa de isoyetas: Para representar el promedio anual de lluvia existente sobre la superficie
terrestre se trazan sobre un mapa unas líneas llamadas isoyetas, que unen puntos que tienen el
mismo promedio anual de precipitación. Al igual que con las temperaturas, para eliminar las
variaciones anuales los valores de las precipitaciones se refieren a un período suficiente de años.
- Factores que determinan la desigual distribución anual de las precipitaciones:
- Los factores geográficos inciden en las diversas etapas del proceso evaporación-condensaciónprecipitación. Hay factores que favorecen un elevado volumen de precipitación: Proximidad a
océanos cálidos. Factores que favorecen el enfriamiento adiabático del aire, como la
existencia de gradientes térmicos inestables, áreas afectadas por las perturbaciones o la orografía.
- Otros factores influyen en que los volúmenes de precipitación sean bajos:
- Distancia de los centros suministradores de la humedad.
- Altas presiones subtropicales.
- Gradientes térmicos estables.
- Situación alejada de la trayectoria de las tormentas.
- Condición de sombra pluviométrica a sotavento de las montañas.
-Bajas temperaturas del aire.
- Corrientes marinas frías.
- Áreas de mayor precipitación del globo terrestre:
- Zonas próximas al Ecuador: Estrecha franja que se rompe en los continentes. Las causas son
la cercanía a extensas masas de agua cálida, la inestabilidad de las bajas presiones ecuatoriales
y la situación en zona de tormentas. Las zonas con precipitación anual más elevada son el
Amazonas, la costa norte de Brasil y Guyana y la cuenca del Congo. En zonas como Camerún
la pluviosidad se incrementa por efectos orográficos.
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- Latitudes medias: Lugar de enfrentamiento de masas de aire de distintas características, con
precipitaciones de carácter frontal. El flujo de vientos del oeste incrementa las precipitaciones
en la fachada occidental de los continentes, donde las montañas obstaculizan el aire marítimo
cargado de humedad (costa oeste de América del Norte, sur de Chile). En Europa, la dirección
de las cadenas montañosas reduce el efecto del Frente Polar y las masas progresan más
profundamente en el continente. También la precipitación frontal tiene lugar en Nueva
Zelanda.
- Lluvias monzónicas del Asia Subtropical: La explicación está en la modificación de la
circulación atmosférica a lo largo del año como consecuencia de la cadena montañosa del
Himalaya.
- Áreas de mayor sequedad del globo terrestre:
- Altas presiones subtropicales: La subsidencia del aire en las altas presiones subtropicales
recalienta la atmósfera del Sáhara continental y la península de Arabia. La estabilidad del aire
en el cinturón subtropical de altas presiones se acentúa por efecto de las corrientes marinas
frías (desiertos de California en el Hemisferio Norte y de Atacama en el Sur). La misma
explicación tendría el desierto subtropical del norte de África, relacionado con la corriente fría
de Canarias, o del sur, con la corriente de Benguela.
- Interior de los continentes de latitudes medias: En el interior de los continentes de latitudes
medias hay otra importante zona con precipitaciones inferiores a 250mm. La sequedad del
aire se acentúa por la estabilidad atmosférica de las masas de aire en invierno, así como por
las formas del relieve (las Rocosas en Norteamérica, a sotavento, producen un extenso
desierto interior, al igual que el Himalaya en Asia).
- Altas latitudes polares: En las altas latitudes polares, la baja humedad absoluta del aire, la
subsidencia debida a la circulación anticiclónica y la estabilidad del aire actúan durante todo
el año.
4.2 Las variaciones estacionales
- Concepto de régimen de precipitaciones: La mejor manera de representar la distribución anual
de precipitaciones es mediante un histograma de frecuencias, disponiendo para cada mes del año
los valores medios de las precipitaciones. La variación mensual define el régimen específico de
las precipitaciones, y las semejanzas pueden atribuirse al hecho de estar dominados por
condiciones climáticas y atmosféricas similares.
- Principales regímenes de precipitación:
- Régimen Ecuatorial: El régimen de lluvias está ligado al paso del Sol por el cénit. En el
Ecuador hay dos períodos de sequía relativa (solsticios de verano e invierno) y dos de lluvia
(equinoccios de primavera y otoño).
- Regímenes Tropical y monzónico: En la cercanía de los Trópicos, a una larga estación seca
le sucede una única lluviosa, que coincide con el paso del Sol por el cénit en dos momentos
muy próximos (monzones del sudeste asiático, con grandes precipitaciones en verano).
- Regímenes mediterráneo, continental y oceánico: Contrastes estacionales menos
acentuados. En latitudes medias, las variaciones se manifiestan según la posición del lugar en
la fachada occidental u oriental de las regiones costeras o en el interior de los continentes:
- Régimen mediterráneo: la sequedad estival asemeja su régimen pluviométrico al de las
regiones subtropicales.
- Régimen oceánico: la inestabilidad del Frente Polar hace que la fachada occidental de
Eurasia tenga precipitaciones todo el año, predominantes en invierno.
- Régimen continental: las precipitaciones máximas tienen lugar en el verano debido a la
mayor inestabilidad atmosférica en esta época del año.
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Tema VIII, IX y X. La clasificación climática. Clasificación de Köppen
1.- Diversidad de las clasificaciones climáticas
- La combinación de los diversos elementos climáticos da lugar a una gran variedad de climas.
- Tres grandes grupos de clasificaciones climáticas según el procedimiento seguido: Genéticas,
Morfológicas y efectivas o aplicadas (Köppen).
1.1 Según su finalidad
- Dependiendo de la finalidad se desearán destacar unos u otros aspectos:
- Con fines turísticos se deseará resaltar los días de sol
- Con fin hidrológico, el volumen de las máximas precipitaciones.
1.2 Según la escala de estudio
1.3 Según el criterio seguido para la delimitación
- Se diferencian las clasificaciones racionales y empíricas.
1.4 Según la disponibilidad de datos
- Cuando se trata de hacer una clasificación a escala mundial hay grandes diferencias de unos
países a otros en cuanto a información climatológica.
2. Clasificación según la escala
2.1 Clasificaciones zonales
- Son las que abarcan mayor ámbito de estudio, y se basan en: características térmicas (insolación)
y circulación general atmosférica.
2.2 Clasificaciones intrazonales
- A una escala más pequeña se analizan las diferencias climáticas de cada zona, que delimitan unas
regiones climáticas.
2.3 Clasificaciones locales
- Se reduce más el ámbito de estudio, llegando a algunos km2, afectados por factores geográficos
más precisos, que matizan la circulación regional, dando lugar a una circulación local y a unas
condiciones específicas. A partir de este nivel, las clasificaciones climáticas presentan menos
problemas, pudiendo definirse a través de datos numéricos.
2.4 Clasificaciones microclimáticas
3. Criterios tomados como base para una clasificación climática
- Son muchas las clasificaciones que toman como base los elementos determinantes del tiempo,
como la temperatura, la presión, los vientos y las precipitaciones, en algunos casos
individualmente y en otros combinados, lo que da lugar a unas clasificaciones más completas y
precisas.
- Los datos deben resaltar las variaciones a lo largo del año, no los valores medios o totales
anuales.
3.1 Las temperaturas
- En los climas zonales determinan diferencias en latitud. Se han establecido clasificaciones
relacionando la temperatura media del mes más frío con la del mes más cálido, que da lugar a 14
tipos de clima en función de su oscilación térmica media anual, sin mayor precisión.
3.2 Las precipitaciones
- Otras clasificaciones toman como base sólo la cantidad precipitada.
3.3 La relación temperatura/precipitación
- Es un método de clasificación sencillo, pero de gran precisión. Es el más utilizado y se adapta
bien al nivel regional por la uniformidad de los datos.
- Se han realizado gran cantidad de índices para relacionar temperatura y precipitación,
denominados índices de aridez, que nos darán diferentes climas. Para diferenciar los límites entre
estos climas se usan las modificaciones en la vegetación.
3.4 El viento
- Se utiliza para el estudio en climas muy pormenorizados, donde se tiende a analizar su influencia
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sobre el hombre. Generalmente reciben el nombre de índices de confort.
- En el caso del viento, que tiene gran capacidad de refrigeración, se han establecido algunos
índices de confort, como el de Siple (que relaciona viento y temperatura, que marcan límites de
carácter relajante, hipotónico e hipertónico para el hombre).
- El índice de Taylor relaciona temperatura y precipitaciones, estableciendo unos límites a partir de
los que se consideran situaciones de calor o frío excesivos, y de aridez o humedad extremas.
4. Clasificación climática de Köppen
- W. Köppen, botánico y biólogo alemán, describió en 1898 su sistema de clasificación climática,
posteriormente revisada y ampliada, que está basada en los elementos climáticos de temperatura
y precipitación, pero para definir los límites entre los distintos climas se apoyó en la distribución
de la vegetación. Así pues, se trata de una clasificación empírica, sin tener en cuenta las causas.
- La difusión alcanzada por esta clasificación se debe a ciertas ventajas:
- Facilidad de obtener los datos climatológicos en todas las estaciones meteorológicas, pues
utiliza valores medios mensuales o anuales de temperatura y precipitación.
- Diferenciación de climas en un número reducido de categorías, pero suficiente para la escala
mundial. Hay adaptaciones para clasificar espacios más reducidos.
- Quedan bien reflejados otros criterios, como la evaporación, la vegetación natural y los suelos.
- La clasificación tiene distintos niveles que se van pormenorizando paulatinamente. El primer
nivel es practicamente zonal, denominándose los climas con letras mayúsculas, a las que
sucesivamente se les va añadiendo una o dos letras minúsculas, que matizan el tipo de clima.
4.1 Primer nivel de clasificación: escala zonal (A, B, C, D, E)
- El primer nivel de clasificación está constituido por cinco grupos climáticos básicos (A, B, C, D,
E), que en general se corresponden con una distribución latitudinal desde el Ecuador hacia los
polos, puesto que todos ellos se definan a partir de las temperaturas medias, salvo el grupo B,
que queda determinado por la relación evaporación/precipitación.
- Las características de cada grupo aparecen en el siguiente cuadro:
4.2 Segundo nivel de clasificación: estacionalidad de las precipitaciones (f, w, s, m)
- La subdivisión de los grupos climáticos se realiza mediante una segunda letra que precisa las
diferencias climáticas basándose en la precipitación, con lo que se obtiene ya la relación entre
temperatura y precipitación.
- División de los grupos B-E
- En este segundo grupo se establece una diferenciación entre los grupos B y E y los demás, ya que
ninguno de los dos presenta una condición favorable para el desarrollo de los árboles, bien por
un déficit de precipitación (B) o de su calor (E).
- Los climas del grupo B se subdividen con las letras S y W. Este grupo no queda definido por las
temperaturas, como el resto, sino por la relación evaporación/precipitación. Por ello, no es un
clima zonal, sino que puede aparecer en distintas zonas.
TIP
O
CLIMA
RASGOS
LÍMITE CLIMÁTICO
LÍMITE DE VEGETACIÓN
A
Tropical
Carece de invierno
T media superior a 18°C todos los
meses
Desarrollo de plantas tropicales cuyo
límite es 18°C
B
Seco
Precipitación escasa
La evaporación supera a la
precipitación anual
Carece de árboles. Plantas xerófilas
C
Templado cálido o mesotérmico
Invierno moderado
Mes más frío entre -3° y 18 °C
Plantas mesotérmicas. Los -3°C es el
límite del permafrost
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- En la clasificación de Köppen, la relación evaporación/precipitación se establece en función de
temperaturas y precipitaciones, aunque también depende de otros factores, pero con mayor
complejidad para sus medidas. Para calcular la evapotranspiración e, Patton utiliza una fórmula
simplificada:
e = 20t + 490 - 7 PPW
e = necesidad de agua en mm
t = temperatura media anual en ºC
PPW = porcentaje de precipitación en los 6 meses de invierno con respecto al total anual,
considerándose como meses de invierno de Octubre a Marzo para el Hemisferio Norte y de abril
a septiembre para el Hemisferio Sur.
- Si con el uso de la fórmula obtenemos que e es superior a la precipitación total registrada, nos
encontramos ante un clima seco o árido. Según sea esa diferencia, se establece la subdivisión del
grupo B mediante una segunda letra, S (estepa) o W (desierto).
- El otro grupo en el que no crecen árboles es el E, al que se le conoce como clima de hielo. En
este caso, la subdivisión se define por las letras mayúsculas T (tundra) y F (hielos perpetuos).
- División de los grupos A-C-D
- La subdivisión se hace mediante las letras minúsculas f, w y s. En los climas tropicales hay una
división más, la m. La definición de cada letra es la siguiente:
- f: falta la estación seca, por lo que es un clima húmedo todo el año, con precipitaciones más o
menos regulares. Los seis meses más fríos reciben entre el 30 y el 70% de la precipitación total.
- w: estación seca en invierno (debe considerarse si es el Hemisferio Norte o el Sur). En estos
meses de invierno se registran menos del 30% de las precipitaciones totales.
- s: estación seca en verano (debe considerarse si es el Hemisferio Norte o el Sur). Los meses de
invierno reciben más del 70% de la precipitación total.
- m: clima monzónico, cuando en climas tropicales con estación seca la precipitación total del año
es superior a 2500 mm menos 25 veces la precipitación del mes más seco.
- La razón de la división f, w y s se centra en el distinto efecto que tienen las precipitaciones
acumuladas en una estación con respecto a la evapotranspiración potencial, y por lo tanto, con
respecto a las características de la vegetación
- Combinando los dos grupos de letras para la clasificación climática se obtienen 12 climas
distintos.
4.3 Tercer nivel de clasificación: temperatura del verano (a,b,c,d)
- Para obtener mayor precisión climática se introduce una tercera letra, que hace referencia a las
temperaturas del mes más cálido y del más frío. Las más destacadas son:
- a: veranos calurosos. La temperatura media del mes más cálido es superior a 22°C.
- b: verano cálido y largo. La temperatura del mes més cálido es inferior a 22°C, pero al menos 4
meses registran temperaturas superiores a 10°C.
- c: verano fresco y corto. La temperatura del mes más cálido está entre 10 y 22°C, pero cuenta con
menos de 4 meses con temperaturas por encima de 10°C.
- d: inviernos muy fríos. La temperatura media del mes más frío es inferior a -38°C.
- Con estas subdivisiones, la denominación de climas es la siguiente:
- Cfa/Cwa: Clima templado húmedo
- Cfb/Cfc: Clima marítimo de latitud media
- Csa/Csb: Clima mediterráneo
- Dfa/Dfb/Dwa/Dwb: Clima húmedo continental
- Dfc/Dfd/Dwc/Dwd: Clima subártico
- Hay otras letras que reflejan matices de temperatura. Así, en los climas B se matizan:
- h: clima caluroso y seco, con tmeperatura media anual superior a 18°C.
- k: clima frío y seco, con temperatura media anual inferior a 18°C.
- Por lo que Bwk será un clima de desierto frío, y Bwh un clima de desierto cálido.
- En otros casos se añaden:
- i: régimen isotérmico, con débil opscilación térmica anual.
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Tema XI La vegetación
4. Clasificación de la vegetación natural
4.1 Distintos criterios
- Son diversas según el criterio, la escala y el método que se utilice
4.2 Clasificación estructural
- Bosque: Es una formación vegetal constituida por árboles que crecen unos junto a otros y forman
un estrato de hojas que cubre de sombra el suelo, formando un microclima. Pueden encontrarse
en muchas regiones con diferentes climas, aunque requieren un volumen mínimo de
precipitación de 500 mm anuales (por debajo comienza la sabana), admitiendo variaciones
estacionales, configurando así diferentes tipos de bosque con diferentes especies: selva tropical
lluviosa, bosques tropicales de hoja caduca, bosques de zonas templadas, con mayores
diferencias estacionales y bosques boreales o taigas, con condiciones climáticas extremas. Es
importante considerar la abundancia de especies, su morfología y sus características.
- Sabana: Es una combinación de árboles y arbustos en proporciones variables. La proporción de
árboles es baja, predominando las extensiones herbáceas. Según la proporción de árboles existen
varios tipos: bosque sabana, parque sabana y sabana herbácea. La vegetación de sabana tiene
relaciones con el clima, el suelo y la geomorfología, así como con la acción antrópica (incendios
y desmontes) e influencias paleoclimáticas. Las características climáticas son de baja
precipitación total anual y desigual distribución estacional. Se encuentran ocupando extensas
llanuras y mesetas.
- Pradera: Es una extensión cubierta en su mayor parte o totalmente de hierba, en sus distintas
variedades: pradera alta hasta 1’5 m de altura, mixta en torno a 0’8m y pradera corta. Las
condiciones climáticas son amplias, en general con poca precipitación anual y gran amplitud de
temperaturas, desde climas con calor extremo a climas fríos.
- Desierto: Medio de vegetación escasa y dispersa, que deja al desnudo un elevado porcentaje del
suelo, quedando expuesto a los procesos de meteorización y erosión. La vegetación presenta
aspectos diferentes en función de la naturaleza del material rocoso donde se asiente. Por lo
general son plantas de pequeño tamaño adaptadas a la sequedad, reduciendo la superficie
transpirante y desarrollando las raíces, o bien convirtiéndose en semillas que actuarán tras la
lluvia. El desierto está desprovisto de árboles, si bien pueden darse algunas plantas leñosas en
desiertos de zonas templadas.
5. Distribución de la vegetación
5.1 Zona intertropical
- Selva ecuatorial: La zona de clima ecuatorial cuenta todo el año con una gran regularidad
térmica y pluviométrica, lo que da lugar a una rica y exhuberante vegetación, en su mayoría de
hoja ancha y perenne, denominada selva tropical.
- Las plantas pueden llevar a cabo sus funciones en cualquier época del año, haciendo que por
ejemplo los árboles cambien sus hojas paulatinamente a lo largo del año, lo que lleva a
considerarlos como de hoja perenne. Si lo hacen a la vez, se lleva a cabo en periodos muy cortos
de tiempo.
- En las selvas tropicales existe una gran riqueza vegetal (en la selva amazónica existen más de
8.000 especies), pero todas tienen un elemento común: están constituidas por plantas
megatermas (necesitan altas temperaturas para vivir).
- Predominan las especies arbóreas, compuestas por árboles muy desarrollados en altura (hasta 60
m), dispuestos en estratos, generalmente tres arbóreos y dos de plantas leñosas de gran
desarrollo. Aunque la masa arbórea parece homogénea existen diferencias según los pisos: el
superior está espaciado, el segundo tiene mayor continuidad en las copas de los árboles, mientras
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el inferior son brotes jóvenes y adultos de copas pequeñas y achatadas.
- Junto a las especies arbóreas están otros componentes como enredaderas (lianas de hasta 20 cm
de diámetro), plantas epifitas (se desarrollan sobre otros vegetales, sin raíces en el suelo, como
las orquídeas) y plantas herbáceas (su tamaño y densidad varía en función de la luz y del espacio
disponible).
- En regiones litorales existe una adaptación a suelos inundados y a la salinidad de las costas, los
manglares. Se dan en la costa Oeste, donde hay aguas cálidas y pueden extenderse hacia el
interior ocupando marismas y lagunas. Están formados por plantas de raíces aéreas y un follaje
adaptado a una elevada transpiración.
- Bosque tropical con estación seca: selva tropical, sabana
- La selva tropical presenta modificaciones con respecto a la selva ecuatorial en función de la
pluviosidad. La vegetación de la selva tropical es menos densa y con menos estratos que la
ecuatorial. Se incrementan las especies de hoja caduca, manteniéndose muchas de hoja perenne,
y hay mayor densidad de sotobosque herbáceo al penetrar más la luz. Son características las
asociaciones de bambú.
- La vegetación de sabana se deriva de un período seco superior a tres meses o una adaptación a
las variaciones del contenido acuoso del suelo. Pueden encontrarse en los valles más húmedos,
llamados bosques-galería tropicales.
- Dentro de la sabana existen diferencias según la aridez. Sus características generales se traducen
en un menor número de especies que en las selvas, una vegetación arbórea compuesta por
especies resistentes al fuego y una reducción en la altura de los árboles (entre 10 y 18 m). La
densidad del arbolado decrece con la estación seca hasta llegar a un paisaje con arbustos leñosos
con espinas.
- Las especies herbáceas presentan modificaciones en altura, llegando hasta 3’6 m en zonas
húmedas, y por debajo de 60 cm en zonas áridas.
5.2 Zona templada
- Comprende una amplia gama vegetal adaptada a las variedades climáticas. Según se asciende en
latitud se distinguen:
- Bosques de hoja perenne de climas subtropicales.
- Bosques de hoja caduca de climas templados y húmedos.
- Bosques de coníferas de climas subártico y marino de latitud media.
- Bosques de hoja perenne de climas subtropicales
- En los climas Cfa existe un bosque mixto de menor cobertura que los de la zona intertropical
húmeda, con menor altura y número de especies, con mezcla de caducifolios y perennes debido a
la estacionalidad. Donde ha intervenido poco la mano del hombre dominan los árboles frondosos
(robles, arces, tilos, magnolios), destacando la laurisilva, con bosques de hoja perenne y menor
presencia de coníferas. Existe un amplio desarrollo de arbustos (landas o brezales, resultado de la
degradación del bosque templado caducifolio) y musgos.
- En los climas Csa (mediterráneos), las plantas se encuentran condicionadas por la sequía y el
calor estival, con árboles de hojas pequeñas, fuertes y enceradas, de hoja perenne, troncos cortos
de corteza gruesa con un profundo sistema de raíces. Forman bosques claros estratificados en
tres formaciones: cubierta arbórea, arbustiva y herbácea. En la cubierta arbustiva hay especies de
hoja caduca y perenne de entre 1 y 3 m, destacando el maquis, la garriga y el chaparral. El
maquis y la garriga son de monte bajo, derivadas de la acción humana o resultado del clima en la
periferia de los bosques esclerófilos. El maquis, en suelos silíceos, incluye numerosas especies,
algunas espinosas. La garriga, en suelos calizos, es discontínua y alcanza menor porte. El
chaparral, en regiones más meridionales, es un bosque enano arbustivo.
- La estepa arbustiva o herbácea anuncia el desierto.
- Las especies más características son el alcornoque (en suelos silíceos con precipitaciones), la
encina (en suelos calcáreos), las coníferas cálidas (pinos) en zonas secas, olivares y plantas
aromáticas (romero, tomillo, lavanda, jara...).
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- Bosques de hoja caduca de climas continentales húmedos
- Los climas continentales, más rigurosos, desarrollan bosques de hoja caduca, bosques de
coníferas y praderas herbáceas. La variedad de especies difiere según los continentes,
predominando árboles altos de hoja grande. En el piso inferior hay arbustos y árboles jóvenes, y
en el piso más bajo las hierbas se desarrollan cuando el suelo recibe luz (en primavera). Las
especies más representativas son, en regiones frías, el haya, roble y fresno; en suelos con
deficiente drenaje, el olmo y el fresno. Pueden encontrarse abedules, nogales, arces y castaños.
- Bosques de coníferas del climas subártico y marino de latitud media
- Los bosques de coníferas se instalan donde la continentalidad es más acusada y hay influencia
polar. Hay bosques templados de coníferas y bosques de coníferas de latitudes altas o taiga,
situados entre la tundra y el bosque de hoja caduca o las estepas.
- Las coníferas poseen hojas estrechas en forma de aguja o escama, que son renovadas de forma
contínua todo el año. Son de hoja perenne, aunque hay algunos de hoja caduca, como el alerce o
el ciprés pelado. El tronco es de corteza gruesa, con raíces bien desarrolladas (aunque con poca
profundidad en zonas heladas). En latitudes meridionales hay también especies de hoja caduca,
como abedul, haya, arce, sauce o chopo. Las coníferas más representativas son el pino y el abeto.
- La degradación de este bosque origina praderas herbáceas, que en zonas de sequedad dan paso a
las estepas.
5.3 Zonas cicumpolares: tundra
- Al norte de la taiga y de los bosques boreales se desarrolla la tundra, extensión de tierra pelada o
terreno inhóspito, tierra sin árboles. Se localiza en climas muy fríos, con humedad y suelos
saturados, con una vegetación muy pobre de plantas leñosas enanas, arbustos bajos, plantas
herbáceas, líquenes y musgos. Hay cuatro tipos de tundra: tundra de plantas almohadilladas,
tundra herbácea, tundra arbustiva y tundra arbórea.
- Las plantas leñosas son sauces achaparrados y abedules diseminados en regiones abrigadas.
- Esta vegetación se desarrolla también en altura debido a los vientos fríos y falta de abrigo. En el
medio montañoso se llama tundra alpina, por debajo del suelo desnudo y las nieves perpetuas. El
elevado contenido de azúcar de esta vegetación hace que puedan sobrevivir especies de animales
muy grandes.
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Tema I La Tierra, planeta en movimiento y su representación
- 1. Situación de la Tierra en el Universo.
- 1.1 El sistema solar. Cuerpos que lo forman.
- El Sol, los nueve planetas y sus satélites, los asteroides, meteoritos y cometas.
- 1.2 Un Universo en expansión.
- Situación del Sistema Solar en la galaxia
- Características de la Vía Láctea
- Descripción del universo: el Big Bang, desplazamientos hacia el rojo
- 1.3 El conocimiento de la forma de la Tierra y su situación en el espacio.
- Evolución del estudio de la forma:
- Pitágoras (s. IV a.C.): la Tierra, misma forma que la luna
- Aristóteles (s. IV a.C.): esfericidad de la Tierra debida a su sombra en los eclipses
- Eratóstenes (s. III a.C.): cálculo del perímetro de la Tierra
- Magallanes (1522): primera circunnavegación
- Evolución del estudio de la situación:
- Ptolomeo: la Tierra, centro del universo, con todos los cuerpos girando alrededor
- Copérnico: la Tierra se mueve, y gira alrededor del Sol
- Kepler y Newton: estudio de la dinámica del Sistema Solar
- 2. Forma y dimensiones de la Tierra.
- 2.1 Pruebas de la esfericidad de la Tierra.
- Sombra curva sobre la Luna en los eclipses.
- Desaparición de los barcos sobre el horizonte marino
- En el Ecuador, la polar está en el horizonte, mientras en el Polo Norte está en el cénit
- El peso de un objeto está relacionado con la distancia que lo separa del centro de la Tierra
- Si trazamos una línea recta entre dos postes a 1 km., y se repite con un tercero, la nueva recta va
por debajo de la anterior
- 2.2 La Geodesia.
- Estudia la determinación de la forma y dimensiones de la Tierra
- La Tierra está achatada por los polos, con un índice de aplanamiento de 1/300, debido a la fuerza
centrífuga, que provoca una deformación para lograr equilibrio entre gravedad y rotación.
- 2.3 Medición de la Tierra.
- Expediciones francesas (s.XVIII) para medir arcos de meridiano en París, Laponia (57’ mayor) y
Ecuador (3° menor)
- Newton: diferencias en la oscilación del péndulo debidas a la no esfericidad de la Tierra
- 2.4 Elipsoide y Geoide.
- Elipsoide: elipse que gira sobre su eje menor
- Geoide: esfera cuya superficie sería el nivel del mar y su prolongación bajo los continentes, que
no coincide con el elipsoide. Es una superficie ondulada de forma irregular y cambiante a lo
largo de la historia
- 2.5 Principales propiedades de la esfera.
- Si se corta en dos mitades, la intersección del plano con la esfera es un círculo
- Si un plano corta a la esfera por su centro se obtiene un círculo máximo
- Por dos puntos de la superficie de una esfera sólo puede pasar un círculo máximo, salvo que
correspondan a los dos extremos de un mismo diámetro, en cuyo caso son infinitos
- La distancia más corta entre dos puntos de la superficie de una esfera es un arco de círculo
máximo
- Un círculo corta en otro dividiéndolo en dos semicírculos
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Geografía General
Esquemas, Apuntes, Notas Varias (c) José Luis Quereda Sánchez
- 3. Los movimientos de la Tierra.
- 3.1 Rotación.
- 3.1.1 Orientación y situación sobre la superficie terrestre.
- La Tierra gira sobre su eje polar cada 23 horas, 56 minutos y 4,09 segundos, en dirección
Oeste-Este.
- Red geográfica: Entramado sobre la superficie terrestre de líneas llamadas meridianos y
paralelos, cuya finalidad es localizar exactamente cualquier punto de la superficie
- Meridianos: Arcos de círculo máximos cuyos extremos coinciden con los polos. Cada uno
mide 180° y dos opuestos constituyen un círculo máximo
- Paralelos: Círculos completos obtenidos por la intersección de planos perpendiculares al eje
de rotación. Sólo un es máximo (el Ecuador), que divide a la Tierra en dos mitades o
hemisferios. Se cortan en ángulo recto con los meridianos
- Longitud: Ángulo formado por el plano del meridiano en un lugar con el meridiano cero.
Arco de paralelo medido en grados entre un punto y el meridiano cero. Todos los puntos
situados sobre un mismo meridiano tienen la misma longitud. Puede ser Este u Oeste, entre 0
y 180°
- Latitud: Ángulo comprendido entre el plano del Ecuador y el que pasa por un punto de la
superficie y el centro de la Tierra. Puede ser Norte y Sur, entre 0 y 90°. Todos los puntos de
un mismo paralelo tienen la misma latitud
- Diferente extensión superficial de un grado de latitud y longitud: En el Ecuador, los
paralelos tienen máxima longitud, y van descendiendo hacia los polos, donde es 0. Los
meridianos son todos de la misma longitud, salvo la deformación terrestre
- Velocidad de giro en cada zona terrestre: La velocidad de giro es máxima en el Ecuador y
mínima en los polos. Cada punto de la Tierra recorre 360° en un día, pero no son de igual
extensión en kms.
- 3.1.2 Consecuencias del movimiento de rotación.
- Fuerza centrífuga: Es contrarrestada por la gravedad. El efecto de estas dos fuerzas es una
variación en el peso, que es más reducido en el Ecuador
- Efecto de Coriolis: Debido al movimiento de rotación de la Tierra y a las fuerzas que se
generan en él se crpduce un efecto por el que todo móvil sobre la superficie terrestre sufre una
desviación hacia la derecha en el sentido de su marcha en el Hemisferio Norte y hacia la
izquierda en el Sur). Tiene importantes efectos en las circulación de los vientos y de las
mareas.
- Alternancia día-noche: Permite medir el tiempo: La hora. Alternancia entre un período de
iluminación (día) y otro de oscuridad (noche), coincidentes con un período de calor y otro de
enfriamiento
- Los husos horarios: La rotación nos permite medir el tiempo, cuya unidad es el día (perído
que tarda la Tierra en dar una vuelta sobre sí misma). El día tiene 24 horas, y una hora es lo
que tarda en girar la Tierra 15°. Diferentes horas en la Tierra en función de la longitud.
Adecuación de los husos horarios a las fronteras políticas. Hora oficial basada en un
meridiano de referencia. Meridiano de Greenwich y meridiano de medianoche, que es el de
180°, y marca la línea de fecha internacional.
- 3.2 Traslación.
- 3.2.1 Características del movimiento de traslación.
- Sentido del giro: El movimiento se efectúa de Oeste a Este, coincidiendo con el de rotación
- Trayectoria: Elipse de muy pequeña excentricidad, con el Sol en uno de los focos
- Distancia media al Sol: Distancia media de 150 millones de kms
- Perihelio: Momento de mayor proximidad de la Tierra al Sol (147 millones de kms)
- Aphelio: Momento de máximo alejamiento de la Tierra al Sol (152 millones de kms)
- Velocidad: La velocidad media es de 107.000 km/hora
- Inclinación del eje terrestre: La Tierra gira inclinada sobre el plano de traslación o plano de
la eclíptica 23° 27’. La inclinación es constante y el eje apunta siempre en la misma dirección
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Esquemas, Apuntes, Notas Varias (c) José Luis Quereda Sánchez
- 3.2.2 Consecuencias del movimiento de traslación..
- 3.2.2.1 Sucesión de estaciones.
- Solsticios:
- La línea que separa la parte iluminada de la Tierra de la oscura es tangente a dos
paralelos situados a 66°33’ (Círculo Polar Ártico y Antártico)
- Igualdad entre el día y la noche en el Ecuador y máxima desigualdad en el resto de
latitudes
- Los Trópicos de Cáncer y de Capricornio son la latitud máxima en la que los rayos del
Sol son perpendiculares al mediodía en algún momento del año, alcanzando éste 90°
sobre el horizonte
- Solsticio de verano (22 de junio): Rayos del Sol son perpendiculares al plano tangente a
la superficie en el Trópico de Cáncer (23° 27’ de latitud Norte). Días más cortos que las
noches en el Hemisferio Norte y al contrario en el Sur. A partir del Círculo Polar
Antártico (66°33’ ) es noche permanente, y un día de 24 horas en el Circulo Polar
Ártico
- Solsticio de invierno (22 de diciembre): Rayos del Sol son perpendiculares al plano
tangente a la superficie en el Trópico de Capricornio (23° 27’ de latitud Sur). Días más
cortos que las noches en el Hemisferio Norte y al contrario en el Sur. A partir del
Círculo Polar Ártico (66°33’ ) es noche permanente, y un día de 24 horas en el Circulo
Polar Antártico.
- Equinoccios:
- Equinoccio de primavera (22 de marzo)
- Equinoccio de otoño (22 de septiembre)
- Los rayos del sol son perpendiculares al plano perpendicular al Ecuador.
- La línea que separa la mitad iluminada de la mitad oscura pasa por los polos.
- En todas latitudes el día y la noche tienen la misma duración.
- Máxima altura del Sol sobre el horizonte en el Ecuador (90°).
- En el resto de la Tierra, la altura del Sol coincide con la latitud
- 3.2.2.2 Zonas climáticas.
- Están ocasionadas por la inclinación del eje terrestre
- Si la Tierra no girara inclinada, en todos los lugares el día y la noche tendrían la misma
duración, y no habría estaciones
- Zona Intertropical:
- Situada entre los Trópicos
- Los rayos solares alcanzan la máxima verticalidad
- Oscilación mínima en el año entre duración de día y noche
- El calentamiento diurno supera el enfriamiento nocturno (zona cálida)
- 2 Zonas Templadas:
- Son dos zonas situadas entre los Trópicos y los Círculos Polares
- Rayos solares más oblicuos cuanto mayor sea la latitud
- Notable oscilación entre la duración del día y la noche según la latitud
- Grandes variaciones de temperatura, pero se mantienen moderadas
- 2 Zonas Polares:
- Limitadas por los Círculos Polares
- Máxima desigualdad entre el día y la noche
- La larga duración de la noche y la extrema oblicuidad de los rayos solares, da lugar a
bajas temperaturas (zonas frías)
- 3.2.3 Conclusión: consecuencias geográficas de la esfericidad de la Tierra y los movimientos de
rotación y traslación.
- Esfericidad: rayos del sol inciden perpendicularmente sólo en torno al Ecuador y hasta los
Trópicos por la inclinación del eje terrestre, con las repercusiones en cuanto a capacidad
energética
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- Rotación: fácil orientación y localización, así como un sistema para medir el tiempo. Los
móviles sufren una desviación en su desplazamiento (fuerza de Coriolis) y sucesión de
períodos del iluminación y caldeamiento (día) y oscuridad y enfriamiento (noche)
- Inclinación del eje de rotación: Sucesión de estaciones climatológicas, más acusadas en
latitudes por encima de los Trópicos.
- 4. Cuerpos celestes que afectan a la Tierra.
- 4.1 La Luna, único satélite de la Tierra.
- 4.1.1 Características del satélite.
- Diámetro de una cuarta parte del de la Tierra (3.475 km)
- Masa de una octava parte de la Tierra, por lo que la gravedad es mucho menor que en la Tierra
- 4.1.2 Giro alrededor de la Tierra.
- Órbita elíptica a una distancia media de 381.500 km en sentido Oeste a Este, con la Tierra en
uno de los focos
- Eje de rotación casi paralelo al terrestre
- Perigeo: Momento de máxima proximidad de la Luna a la Tierra (356.000 km)
- Apogeo: Momento de máximo alejamiento de la Luna a la Tierra (407.000 km)
- Fases de la Luna: La Luna muestra siempre la misma cara hacia la Tierra pues gira sobre su
eje en el mismo tiempo en que gira alrededor de la Tierra (27 días, 7 horas y 43 minutos)
- Fases: Diferente iluminación de la Luna según sea su posición con respecto a la Tierra y al
Sol
- Sizigia (conjunción y oposición): El Sol, la Luna y la Tierra se encuentran alineados
- Conjunción: el Sol y La Luna están al mismo lado de la Tierra
- Oposición: la Tierra se encuentra entre la Luna y el Sol
- Cuadratura: La Tierra, la Luna y el Sol se encuentran en ángulo recto
- 4.1.3 Consecuencias del giro de la Luna alrededor de la Tierra.
- Eclipses: Serán de Sol en conjunción y de Luna en oposición
- Mareas: único efecto directo y demostrado de la Luna sobre la Tierra
- 4.2 Los meteoritos.
- Cuerpos metálicos (hierro y níquel) y pétreos (silicatos) procedentes de restos de un cuerpo
planetario
- Se estudian para descifrar las características internas de nuestro planeta
- Se trasladan en órbitas independientes alrededor del Sol
- Los pequeños se volatilizan en la atmósfera, y los grandes pueden llegar a caer, formando
cráteres como en la Luna
Tema III La atmósfera
- 1. Composición de la atmósféra.
- 1.1 Composición química y distribución en volumen.
- La atmósfera se compone de aire y de aerosoles:
- El componente fundamental es el aire. No es un compuesto químico sino una mezcla de gases.
- Aerosoles: partículas líquidas y sólidas
- Gases constantes: Nitrógeno (78’08%), oxígeno (20’94%), gases nobles e Hidrógeno
- Gases variables: vapor de agua, dióxido de carbono, ozono.
- 1.2 Propiedades de los principales gases. Importancia desde el punto de vista
climático.
- Nitrógeno: Gran importancia en la nutrición de los seres vivos. Poca influencia en el clima
- Oxígeno: muy activo químicamente e imprescindible biológicamente
- Vapor de agua: Presencia variable en función de zonas desérticas o húmedas. Condensa para
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formar lluvia, cerrando el ciclo hidrológico del agua. Absorbe rayos infrarrojos de mayor
longitud de onda emitidos por la Tierra, lo que evita el brusco enfriamiento de ésta
- Dióxido de carbono: Procede de las emanaciones volcánicas y contaminación. Su aumento es
compensado por la acción clorofílica de las plantas. Refuerza la absorción de los rayos
infrarrojos
- Ozono: Se forma por la absorción de los rayos ultravioletas procedentes del Sol. Impide el paso
de la radiación ultravioleta perjudicial para la vida
- Otros: Son considerados contaminantes. El anhídrido sulfuroso (SO2) puede formar ácido
sulfúrico. El monóxido de carbono (CO) y el anhídrido nitroso (NO2) son tóxicos
- 1.3 Las partículas sólidas.
- Partículas de polvo, sales cristalizadas procedentes de desiertos, playas y volcanes, así como
incendios forestales.
- 2. La estructura atmosférica. Capas. Estructura vertical de la atmósfera.
- Ni la distribución de elementos ni la densidad del aire permanecen constantes, sino que varían
con la altura, por lo que nos referimos a una estructura vertical de la atmósfera, que permite
dividirla en capas homogéneas diferenciadas entre sí, dependiendo de su composición gaseosa.
- 2.1 La troposfera.
- 3/4 partes de la masa gaseosa que envuelve la tierra.
- Casi todo el vapor de agua.
- El límite superior se llama tropopausa, cuya altura es variable:
- 6 km en los polos.
- 11 km en los trópicos.
- 17 km en el Ecuador.
- Composición: Es la capa inferior de la atmósfera. Los primeros 3000 m se llama capa geográfica
o sucia, siendo su límite la peplopausa.
- Dinámica atmosférica: Existencia de movimientos turbulentos hasta la peplopausa, donde se
producen la mayor parte de las variaciones climáticas. Desde ahí y hasta la tropopausa, la
atmósfera es más limpia y homogénea
- Comportamiento térmico: La temperatura desciende con la altura unos 0’65° por cada 100 m,
es decir, un gradiente térmico negativo que se interrumpe bruscamente en la tropopausa, la cual
se encuentra a una altura variable (mínima en los polos y máxima en el Ecuador), que depende
de la latitud y la época del año, debido al calentamiento variable de la superficie producido por la
distinta verticalidad de los rayos del Sol.
- 2.2 La estratosfera. Ozonosfera
- Composición: Se extiende desde la tropopausa hasta la estratopausa, a unos 50 km de altura. 95
% de la masa atmosférica en los 20 primeros km. Presencia del zono atmosférico.
- Dinámica atmosférica: Ausencia casi total de vapor de agua.
- Progresiva rarificación de la presencia de gases con la altura (el 95% de la masa atmosférica
está en los 20 primeros kms de la atmósfera).
- Presencia del ozono (ozonosfera) que absorbe los rayos ultravioletas del Sol. La estratosfera
termina donde acaba la capa de ozono.
- Se han descubierto perturbacioones violentas horizontales, con vientos de 250 km/h, con
dirección variable según las estaciones ocasionada por la variación térmica de la ozonosfera.
- Debilidad de movimientos verticales.
- Comportamiento térmico: La temperatura permanece constante hasta unos 18-20 kms,
incrementándose a razón de 3° por km.. Desde los 30-35 kms el incremento se acentúa más (por
la presencia del ozono), alcanzando hasta 100°
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- 2.3 Las altas capas de la atmósfera. Ionosfera
- Composición: Se extiende a partir de los 50 kms. De los 50 a los 80 kms está la mesosfera, cuyo
límte es la mesopausa, inicio de una nueva discontinuidad térmica. Por encima de 80 kms, la
rarificación atmosférica es casi total. A 150 kms, la presión es prácticamente el vacío, pero la
presencia de estrellas fugaces pone de manifiesto que la densidad gaseosa es suficiente para
provocar calentamiento por rozamiento.
- Dinámica atmosférica: Ionización: transformación de átomos gaseosos neutros en iones, lo que
hace a la atmósfera conductora de electricidad y permite las transmisiones radioeléctricas, al
reflejar las ondas de radio. Las nubes ionizadas han permitido descubrir vientos del Oeste de
gran velocidad pero débil energía
- Comportamiento térmico: Por encima de los 50 kms se vuelve a invertir el gradiente térmico,
descendiendo las temperaturas hasta la mesopausa. Por encima de ésta, la absorción de
radiaciones ultravioletas provoca el ascenso de la temperatura hasta 200-300°C. En capas más
altas puede llegarse a los 1.000°C
- 3. Las propiedades del aire.
- Se derivan del grado de agregación de los gases, con fáciles cambios de presión, volumen,
densidad y temperatura.
- 3.1 La movilidad.
- Se debe a la baja atracción existente entre las moléculas de los gases.
- Es fundamental para comprender la dinámica atmosférica
- 3.2 La presión.
- Concepto: Fuerza ejercida por unidad de superficie. A medida que nos elevamos, la capa de aire
se reduce, y también su peso, por lo que desciende la presión.
- Unidades de medida de la presión: Barias, pascales, bares, atmósferas, milímetros de mercurio.
- Causas de las diferencias de presión:
- Origen térmico: al calentarse el suelo el aire se dilata, pesa menos, sube, y desciende la
presión
- Origen dinámico: ascenso o descenso por corrientes, provocando cambios de presión
- 3.3 La temperatura.
- Concepto de calor y temperatura:
- Calor: es una forma de energía, que hace aumentar la vibración y velocidad de las moléculas
- Temperatura: consecuencia del calor
- No todos los cuerpos adquieren la misma temperatura si se les aplica la misma cantidad de calor
- Concepto de calor específico: Cantidad de calor necesaria para elevar un gramo del cuerpo un
grado de temperatura.
- Unidades de medida. Escalas de medida:
- Escala centígrada: grados centígrados (0°C cuando el agua hiela, 100°C cuando hierve)
- Escala Farenheit: grados farenheit (0°F temperatura de la nieve y 100°F la temperatura del
cuerpo humano)
- Escala Kelvin: grados Kelvin (0°K es el cero absoluto, y equivale a -273°C)
- 3.4 La densidad.
- Concepto: Masa de un cuerpo por unidad de volumen
- Unidades de medida de la densidad: gr/cm3 y gr/litro
- Variación de la densidad según la temperatura y el porcentaje de humedad
- Humedad: una masa de aire que contenga mayor cantidad de vapor de agua es un aire poco
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denso y con tendencia a elevarse, debido a que la densidad del vapor de agua es menor que la
de los demás gases
- Temperatura: el aire caliente tiene predisposición a elevarse (se dilata y aumenta en
volumen), mientras el frío ocupa posiciones bajas (se contrae y disminuye en volumen)
- 3.5 La humedad.
- Concepto: Cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera
- Concepto de humedad absoluta y relativa:
- Humedad absoluta: medida del vapor de agua de la atmósfera en peso por unidad de
volumen. No puede crecer indefinidamente, ya que al alcanzar un límite el aire se satura y
pasa al estado líquido. Esta capacidad higrométrica depende de la temperatura.
- Humedad relativa: proporción de la humedad absoluta del aire respecto a la correspondiente
al estado de saturación
- Unidades de medida de la humedad: Se mide en gr/m3
- Saturación: cuando se alcanza una humedad relativa del 100%
- Condensación: un descenso de temperatura en saturación, que provoca que el exceso de
humedad condense en gotas disueltas en el resto de la masa atmosférica. Cuando las gotas se
junta para formar otras de mayor tamaño, el peso las impide continuar en suspensión,
precipitando
Tema IV El sistema térmico terrestre
- 1. El equilibrio térmico de la Tierra. El sistema térmico terrestre.
- La Tierra es un sistema térmico: diversos elementos interactuando entre sí con intercambio de
energía. También es un sistema abierto (la energía solar calienta la superficie de la Tierra) y
equilibrado (no existe ganacia ni pérdida de energía o calor, es decir, la cantidad recibida de
energía es igual a la cantidad emitida).
- Los elementos del sistema térmico terrestre son:
- Atmósfera: filtro que absorbe energía.
- Superficies continentales y marítimas: reflejan energía.
- Existe un desequilibrio térmico motivado por el desigual reparto de la radiación solar, que hace
que existan mecanismos (movimientos de la atmósferas y de las aguas) para transferir calor de
las zonas cálidas a los polos. Parte de la radiación es absorbida para realizar el ciclo hidrológico.
- 1.1 Principales formas de transmisión del calor.
- Radiación:
- Todos los objetos del universo irradian energía en forma de ondas electromagnéticas en
proporción a su temperatura (salvo si se encuentran 0°K).
- La energía irradiada posee una longitud de onda que determina el carácter de la radiación, y es
inversamente proporcional a la temperatura. El Sol radia aproximadamente a 5700°C,
emitiendo energía desde los rayos X, rayos γ, ultravioleta, visible e infrarrojos. La Tierra, con
menos energía, emite en el infrarrojo lejano
- Convección:
- El trasvase de calor se hace átomo a átomo, sin que se desplace la materia. Es la clásica forma
de transmisión de calor en sólidos (calentar una barra y tocar el otro extremo).
- Conducción:
- Se utiliza un fluido (gas o líquido) para el trasvase de energía..
- 1.2 Balance térmico global entre el Sol y la Tierra.
- El Sol, pricipal fuente de energía:
- La constante solar es la cantidad de energía que penetra en la atmósfera en dirección
perpendicular sobre un círculo, que es de 2 langleys/minuto (langley = caloría/cm2). Si
consideramos una esfera, la cantidad de energía que penetra en la atmósfera por unidad de
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superficie es de 0’5 langleys/minuto.
- La atmósfera y su labor de filtrado (absorción, reflexión, dispersión):
- Absorción: las distintas capas de la atmósfera realizan una labor de filtrado de las radiaciones
solares (ionosfera los rayos X y UVA, ozonosfera los rayos UVA y el CO2 y vapor de agua
las infrarrojas). La cantidad absorbida no es constante, y su media es de un 20% del total
- Reflexión: la parte exterior de las nubes refleja radiación solar, aproximadamente un 25%,
aunque no es constante
- Dispersión: los gases y el polvo de la atmósfera dispersan parte de la radiación solar,
separando los distintos colores que la integran, dejando pasar sólo los azules (de ahí el color
del cielo). El resto es devuelta al espacio (un 10%), mientras que la no es dispersada se llama
dispersión descendente
- La insolación: energía que alcanza la superficie terrestre (albedo y absorción por el suelo):
- El albedo es el porcentaje de energía reflejada por un cuerpo. Depende del material (muy bajo
para el agua y muy alto para la nieve) y de la inclinación de los rayos solares. Sólo tiene lugar
por el día, y su valor medio es muy reducido.
- Radiación del suelo y emisión de la atmósfera:
- La última fase del balance energético se refiere a la radiación del suelo y posterior
calentamiento atmosférico, así como a la propia emisión a la atmósfera. La energía irradiada
por la Tierra es variable con la temperatura y se realiza por radiaciones de onda larga. Parte de
esta radiación escapa al exterior y otra parte es absorbida por la atmósfera, produciendo el
efecto invernadero. Se impide que durante la noche la temperatura descienda por ausencia de
radiación solar.
- Mecanismos de calor no emitidos por radiación:
- Los mecanismos de transformación del calor no emitidos por radiación son la evaporación del
agua de mares y océanos (devuelto posteriormente por condensación) y el movimiento
ascensional convectivo de las capas bajas de la atmósfera al recibir calor.
- Balance energético entre los principales elementos del sistema térmico terrestre: superficie
terrestre, atmósfera y espacio exterior
- Del 100% de la energía recibida del Sol, únicamente el 45% alcanza el suelo (insolación),
perdiéndose el 55% restante en el filtrado atmosférico y el escape al exterior.
- 1.3 Factores explicativos del desigual reparto de la insolación y del
comportamiento térmico terrestre.
- Distancia entre el Sol y la Tierra. La distancia Tierra-Sol no es siempre la misma. La energía
recibida es superior en el perihelio que en el aphelio, aunque la circulación de calor en la
atmósfera y la continentalidad enmascaran esta tendencia.
- Altura solar. La altura del Sol está medida por la inclinación de los rayos con respecto a la
horizontal terrestre. La altura está condicionada por dos factores: la estación del año y la latitud.
La máxima radiación se alcanza en los Trópicos, más cubierto de nubes el Ecuador, y por la
velocidad del paso del Sol que es más lenta, por lo que dura más días, cuando existe mayor
verticalidad sobre los trópicos.
- Duración solar. Cuanto mayor sea el período de iluminación solar, mayor es la cantidad de
radiación recibida. Se ve afectada en cada punto de la Tierra por la estación y la latitud.
- Nubosidad. Se atraviesa un espesor atmosférico mayor en altas latitudes y la presencia de
nubosidad disminuye la radiación solar.
- Distribución de tierras y mares. En los océanos, debido a la evaporación, el filtrado
atmosférico es superior, y por tanto el porcentaje de insolación es mayor en los continentes que
en los océanos. Las tierras y mares tienen distinta manera de aprovechar la energía (el agua tiene
mayor capacidad de almacenamiento, mientras que la tierra la devuelve enseguida). La energía
del Sol tiene mayor facilidad para penetrar en el agua, y la conductividad en este medio es
también mayor que en la tierra. La capacidad de almacenar calor no depende sólo de su calor
específico, sino de la capacidad calorífica (los continentes se calientan y se enfrían más
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rápidamente que los océanos, donde las diferencias diarias de temperatura son menores)
- Elevación y topografía. La altitud y la exposición de la vertiente a los rayos solares modifican la
cantidad de radiación que alcanza la superficie. A mayor altitud, menos atmósfera y más
radiación solar, pero también se pierde más rápidamente (amplias oscilaciones térmicas entre el
día y la noche). En latitudes medias se incrementa la radiación entre 5 y 15% por cada 1.000 m.
La influencia de la exposición a los rayos solares es muy elevada, sobre todo en latitudes medias.
- 1.4 La distribución de la radiación solar en la superficie terrestre.
- Los principales factores de la diferenciación espacial de la distribución solar son los siguientes:
- Altura solar: hay una disposición latitudinal de las isolíneas, decreciendo hacia latitudes más
altas.
- Contraste tierra-mar y la atmósfera: los valores máximos están en los Trópicos (sobre todo en
el de Cáncer) y no en el Ecuador
- Nubosidad: mayor en los océanos. Las líneas se inflexionan hacia los Polos cuando pasan por los
continentes y hacia el Ecuador cuando lo hacen por los océanos
- 2. La estructura térmica de la troposfera.
- Causas de los desfases existentes entre los fenómenos radiactivos y la temperatura del aire.
- Es un error confundir el estudio de la temperatura con el de los fenómenos radiantes, ya que
existe un desfase temporal entre ambos causado por:
- Inercia térmica: el calor absorbido por el suelo no se cede de forma inmediata a la atmósfera, ya
que el suelo o el agua deben calentarse y almacenar calor antes de elevar su temperatura y poder
emitir calor al exterior
- Evaporación: parte de la energía disponible es empleada para la evaporación, disminuyendo el
calor que puede ser cedido para calentar el aire
- Factores intrínsecos: modifican la insolación y el comportamiento térmico de la superficie
terrestre (altura del Sol, nubosidad, distribución de tierras y mares y altitud)
- Factores extrínsecos: condicionan el clima de un lugar determinado de la Tierra (zonas de calma
y turbulencia atmosféricas)
- El resultado final del calentamiento del aire es la obtención de una determinada temperatura, que
no es uniforme ni en el espacio ni en el tiempo. Puede hablarse de una temperatura de superficie,
cerca del suelo, e identificar después las variaciones en altura
- Puede hablarse de dos estructuras térmicas del aire diferenciadas, en superficie y vertical. En la
variación temporal se distinguen la oscilación diaria de la temperatura y la fluctuación estacional
a lo largo del año
- 2.1 La temperatura en superficie.
- La oscilación térmica diaria: Se mide la temperatura del aire en contacto con la superficie
mediante un termómetro, evitando la radiación directa del Sol y a una altura constante del suelo
(1’5 a 2 m).
- Temperaturas máxima y mínima diarias: la representación gráfica de las temperaturas a lo
largo del día genera una curva oscilatoria con valores máximo y mínimo.
- Ciclo diario: variaciones de temperatura debidas al diferente comportamiento térmico día-noche.
- Inercia térmica: el máximo y mínimo diario de temperaturas no coincide con las horas de
máxima y mínima radiación, sino que se retrasa algunas horas, debido al almacenamiento del
calor.
- Amplitud térmica: diferencia entre temperatura máxima y mínima diarias
- Temperatura media diaria: valor medio de ambas temperaturas
- Factores del desigual perfil del ciclo térmico diario: Factores geográficos y estacionales. En
latitudes templadas, altas montañas, desiertos o en continentalidad hay una amplia oscilación
térmica, mientras que la presencia de los océanos o capas nubosas de países tropicales la suaviza
- Las variaciones estacionales:
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Esquemas, Apuntes, Notas Varias (c) José Luis Quereda Sánchez
- Temperaturas máxima y mínima anuales: la representación gráfica de las temperaturas
medias mensuales a lo largo del año genera una curva oscilatoria con valores máximo y
mínimo
- Temperatura media mensual: el valor promedio de las temperaturas medias de cada día del
mes. Puede hacerse referencia a un año o a períodos superiores (30 años en nuestro país)
- Amplitud térmica anual: diferencia entre temperaturas máxima y mínima anuales. Existe
también desfase entre los períodos de mayor y menor insolación y las temperaturas máxima y
mínima anuales (mayor en zonas oceánicas)
- Factores condicionantes de la fluctuación térmica anual: Influye sobre todo la latitud; en
medias y altas la amplitud térmica anual es más marcada, excepto en los regímenes oceánicos.
En la zona intertropical, los contrastes estacionales son más suaves. En el Ecuador muy pequeñas
- La distribución de temperaturas sobre la superficie del globo: El mapa de isotermas. Son
líneas que unen puntos con el mismo valor de temperatura. Se utiliza para el estudio de la
distribución térmica en superficie. Hay que reducir las temperaturas de cada lugar según la altura
al nivel del mar, para evitar el efecto de la variación de temperatura con la altura
- Principales factores que influyen en el desigual reparto térmico:
- Hay factores intrínsecos que determinan la diferencia de insolación: altura solar; distribución de
tierras y mares; nubosidad.
- Los factores extrínsecos modifican las condiciones térmicas en cada punto del planeta:
- Masas de aire: comunican sus propiedades a los lugares donde se van desplazando. (corriente
Oeste-Este entre latitudes medias proviniente del océano que penetra en los continentes,
aunque puede verse dificultada su penetración por las cordilleras, como en América)
- Corrientes oceánicas superficiales: están originadas por los vientos dominantes y la rotación
terrestre. Transfieren masas de agua cálidas hacia los Polos y frías hacia el Ecuador. Su efecto
es la presencia, en latitudes medias y altas, de corrientes cálidas en la parte occidental de los
continentes y frías en la oriental, invirtiéndose el fenómeno en latitudes tropicales
- Se puede realizar un análisis con la influencia de todos los factores: las isotermas presentan un
paralelismo zonal y una gradación progresiva en sentido descendente, desde el Ecuador hacia los
Polos, reflejo de las isolíneas de radiación absorbida por la superficie. En enero se desplazan
hacia el norte y en julio hacia el sur por la influencia estacional. El contraste tierra-mar introduce
modificaciones en el paralelismo de las isotermas. La continentalidad se refleja en áreas
delimitadas por isotermas que se cierran, contemperaturas muy bajas en invierno o muy altas en
verano, desplazando el ecuador térmico hacia el norte en julio mucho más que hacia el sur en
enero. La penetración de aire marítimo hacia los continentes también varía las isotermas (en
América del Norte especialmente; menos en Europa). Hacer notar las diferencias entre las
fachadas orientales y occidentales (temperatura más elevada) de los continentes
- 2.2 La estructura térmica en altura.
- La reducción de la temperatura de entre 0’5 y 0’7°C por cada 100 m de elevación se denomina
gradiente vertical normal de la temperatura. Los cambios más fuertes se dan en primavera y
otoño (suelo más caliente), y los más débiles en invierno (suelo frío).
- La inversión térmica se produce debido al calentamiento o enfriamiento muy pronunciados de la
superficie, lo que hace que por la noche el aire del suelo se encuentre más frío que el de la parte
superior. También puede producirse por formaciones nubosas y masas de aire de diferente
naturaleza
Tema V La circulación atmosférica
- 1. Las variaciones de presión en el seno de la atmósfera terrestre.
- Dos hechos modifican la estabilidad atmosférica: el desequilibrio térmico provocado por el
desigual calentamiento terrestre y el movimiento de rotación.
- 1.1 El campo de presión en superficie.
- Concepto de presión reducida a nivel del mar: Es imprescindible eliminar la influencia de la
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altitud (introduciendo una corrección que tenga en cuenta la variación con la altura) y las
oscilaciones diarias de presión por las fluctuaciones de temperatura diarias. Para ello, las
presiones se obtienen a una hora determinada del día, incrementando 11 mmb por cada 100 m.
- El mapa de isobaras: los individuos isobáricos
- Las isobaras son líneas que unen puntos de igual presión (reducida a nivel del mar)
- Los principales individuos isobáricos son:
- Anticiclones (A, H, +): isobaras cerradas de altas presiones
- Borrascas, ciclones o depresiones (B, D, -): isobaras cerradas de bajas presiones
- Vaguada: mitad de una borrasca, con la isobara interior de inferior valor que la exterior
- Dorsal (cuña anticiclónica): mitad de un anticiclón, con la línea interior de mayor valor que la
exterior
- Pantano isobárico: cuando el espacio de presión es confuso y poco diferenciado
- Los centros de acción atmosférica: Las regiones de altas y bajas presiones (también llamadas
centro de acción) varían su posición en el tiempo e influyen definitivamente en el clima, siendo
más estables las regiones de altas (asociadas a tiempo seco y caluroso) que las segundas (tiempo
variable, nuboso y con precipitaciones). Para diferenciar ambas zonas se toma como referencia la
línea de 760 mm (1.015 mb)
- 1.2 El campo de presión en altura.
- Los mapas de las superficies isobáricas (isohipsas): son isolíneas de altitud correspondientes a
las superficies isobáricas. Se toman diferentes niveles de referencia, en particular 700, 500 y 300
mmb. No siempre existe correspondencia entre los campos de presión en superficie y en altura.
La inversión del centro de acción se produce cuando un centro de baja presión en superficie se
transforma en altas presiones en altura y viceversa. Las altas presiones de origen térmico
provocadas por aire frío del invierno o las bajas presiones debidas al calentamiento del verano
desaparecen en altura. Los centros de acción de origen dinámico son más estables.
- 1.3 Las causas de la diferencia de presión atmosférica.
- Térmicas: se origina una circulación térmica en áreas restringidas, como mar-costa, montañavalle, etc. El aire caliente se eleva por su menor densidad, provocando una falta de presión en
superficie y caminando en altura hacia las zonas frías, mientras una corriente de aire frío denso
fluye desde la zona fría hacia la zona caliente.
- Dinámicas: en el caso de la circulación del aire en el globo terrestre, el motor causante de los
principales centros de acción hay que buscarlo en altura y su origen vendrá tanto del
desequilibrio térmico como de la rotación de la Tierra.
- 2. Los vientos y la circulación atmosférica.
- El viento es todo movimiento del aire ocasionado por diferencias de presión. Tiene carácter
vectorial, integrado por dirección e intensidad.
- La rosa de los vientos es una representación gráfica, que mediante sus ocho direcciones que
parten de un mismo centro, indican la dirección e intensidad de los vientos en períodos de
tiempo, con longitudes proporcionales al porcentaje en que el viento sopló en cada dirección
- 2.1 Análisis dinámico del movimiento del aire.
- La ecuación fundamental de Newton: La aceleración de un cuerpo es proporcional a la fuerza e
inversamente proporcional a la masa (a=f/m). La fuerza de rozamiento es contraria al
movimiento . En las trayectorias curvas intervienen las fuerzas centrífuga y centrípeta.
- Fuerza del gradiente del viento:
- La fuerza causante del movimiento inicial del aire es la debida a las diferencias de presión
existentes en la atmósfera.
- El equilibrio aerostático se produce al igualarse la presión en altura con la fuerza
gravitatoria, impidiendo el escape de vientos hacia niveles más altos.
- Dirección e intensidad: el movimiento horizontal del aire irá desde los centros de altas
presiones a los de bajas presiones con dirección perpendicular a las isobaras.
- La intensidad depende de dos factores:
- Gradiente de presión: diferencia de presión por unidad de longitud (si las isobaras están
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muy juntas la velocidad será más alta que si están separadas).
- Densidad del aire: a menor densidad, mayor fuerza y mayor aceleración.
- Fuerza aparente de Coriolis y la desviación de los vientos:
- El movimiento de rotación de la Tierra desvía la trayectoria aparente del viento, que deja de
ser perpendicular a la línea de máximo gradiente, debido a la fuerza de Coriolis
- Desviación aparente del viento. Ley de Buys-Ballot: En el Hemisferio Norte, el movimiento
resultante del viento iría de las altas a las bajas presiones, pero según una trayectoria inclinada
respecto a las isobaras. La ley de Buys-Ballot indica que todo observador situado en el
Hemisferio Norte, colocado en el sentido de desplazamiento del viento, dejaría a su derecha
las altas presiones y a su izquierda las bajas presiones (lo contrario en el Hemisferio Sur).
- Dirección e intensidad de la fuera de Coriolis: La fuerza de Coriolis tiene una dirección
perpendicular al movimiento del aire. Su intensidad equivale a Fcor = 2 x W x V x senφ (W
velocidad rotación, V la del viento, φ latitud).
- Pueden extraerse las siguientes conclusiones:
- La fuerza del gradiente del viento será perpendicular a las líneas de máximo gradiente.
- La fuerza de Coriolis sería perpendicular al movimiento del aire.
- La fuerza de rozamiento sería contraria al movimento del aire.
- La resultante de las tres fuerzas sería nula.
- La velocidad del viento formaría un ángulo respecto a las isobaras (depende del rozamiento
y es menor en océanos que en continentes)
- Viento geostrófico. Espiral de Ekman:
- El efecto del rozamiento: El aire se ve frenado por la superficie terrestre. La dirección de la
fuerza de rozamiento se opone a la del viento
- La velocidad en altura, viento geostrófico: En alturas por encima de 1.000 m el viento sopla
aproximadamente perpendicular al gradiente de presión, siendo prácticamente nulo el
rozamiento. El viento geostrófico se da cuando el viento sigue la línea de las isobaras
- El equilibrio dinámico en superficie y altura: La desigual dirección del viento en superficie
y altura se interpreta como una progresiva adaptación de la dirección del viento a medida que
disminuye el rozamiento, variando también la intensidad.
- La variación del viento desde la superficie a la altura: espiral de Ekman: Si fuéramos
ascendiendo desde la superficie hasta una altura de 500 a 1.000 m, la dirección e intensidad
del viento se modificarían progresivamente hasta alcanzar el valor del viento geostrófico.
- Los movimientos verticales de convergencia y divergencia:
- El aporte o pérdida del aire en superficie debe ser compensado con movimientos atmosféricos
descendentes o ascendentes.
- Convergencia en superficie: existencia de una acumulación de aire en un área limitada del
espacio. Está asociada a los centros de bajas presiones
- Divergencia: pérdida del aire en una zona limitada. Está asociada a los centros de altas
presiones.
- Los ciclones actúan como centros de convergencia: el aire se eleva y desciende en un
anticiclón
- 2.2 La circulación general atmosférica.
- La circulación atmosférica no está dominada por estos movimientos en superficie, sino por los
movimientos que se producen en altura.
- El mapa de la distribución de presiones en superficie. Los principales rasgos son:
- Tendencia a la zonalidad
- Las franjas varían su posición estacionalmente
- Las franjas se alteran por la presencia de continentes
- En el Hemisferio Sur los contrastes de presión son menores al haber menos tierra
- El sistema de vientos en superficie: La distribución de presiones es la causa del movimiento del
aire. La relativa estabilidad de las posiciones de los centros de acción permite hablar de un
sistema de vientos dominante.
- Las zonas que se describen a continuación son vientos en superficies oceánicas, aunque de forma
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general pueden ser válidos para el resto del globo
- Áreas de calma ecuatoriales, doldrums: cinturón ecuatorial de vientos variables y calmas.
Área de bajas presiones, con muy poca fuerza del aire.
- Cinturón de alisios en área intertropical: desde las calmas ecuatoriales hasta los 30° de
latitud. Consecuencia del gradiente de presión entre las altas presiones subtropicales y las
bajas presiones ecuatoriales. En el Hemisferio Norte la dirección es Nordeste-Suroeste, y en el
Sur es Sureste-Noroeste. Vientos regulares en intensidad (20 km/h) y dirección (del Este). Se
les llamaba trade-winds (vientos del comercio) en la antigüedad. La línea donde se unen los
alisios de ambos hemisferios se llama línea de convergencia intertropical (CIT)
- Vientos del Oeste en latitudes medias: Entre las altas presiones subtropicales y las bajas
presiones subpolares. Distorsionados por los continentes. Fuerza considerable. Usados por los
antiguos navegantes a vela.
- Vientos del Este en altas latitudes: Entre las bajas presiones subpolares y las altas presiones
polares.
- La circulación atmosférica en altura: desaparecen los factores geográficos, así como la acción de
ciclones y anticiclones de origen térmico a nivel de 700 mmb. Las altas presiones subtropicales
(de origen dinámico) aparecen con los mapas de altura
- Circulación dominante del Oeste: Un cinturón de altas presiones subtropicales enmarcan las
corrientes de dirección oeste hasta las zonas polares. La trayectoria de los vientos (geostróficos)
manifiestan la existencia de un flujo zonal de dirección Oeste. El cambio estacional decelera las
corrientes del oeste, más lentas en verano, desplazándolas a altas latitudes.
- La Corriente del Chorro o Jet-Stream: ciclo estacional. El Jet-Stream o Corriente del Chorro
es un flujo de viento de mayor velocidad (entre 200 y 400 km/h en invierno) que se halla
concentrado en una estrecha franja situada hacia los 30° de latitud oscilante con las estaciones y
a una altura entre 9.000 y 15.000 m. Se descubrió en el Hemisferio Norte durante la IIª Guerra
Mundial, y se ha comprobado su existencia en el Hemisferio Sur, así como diversas
ramificaciones. Su origen es incierto (factores dinámicos, como la rotación, y térmicos, como el
desigual calentamiento terrestre). Es de gran trascendencia en la atmósfera y se la ha definido
com el verdadero sistema nervioso de la atmósfera interior. Aparte de los cambios estacionales
existen otros cambios que afectan al Jet-Stream, tanto en latitud como en velocidad y altura,
incrementando la rapidez y bajando la latitud en invierno y debilitándose y ascendiendo de
latitud en verano. Fases del ciclo:
- Corriente rápida (150 km/h), zonal y alta en latitud
- Aparecen ondulaciones, cada vez de mayor amplitud, que generan curvaturas positivas
(sentido de las agujas del reloj) anticilónicas y negativas (sentido contrario) ciclónicas.
- La circulación se ralentiza (70 km/h) y se hace una trayectoria cada vez más sinuosa que
puede dar lugar a gotas frías
- Explicación de la circulación general de la atmósfera
- El primitivo modelo de Halley: Las diferencias térmicas entre Ecuador y Polos eran el eje del
sistema térmico. El aire cálido del Ecuador se elevaría, transportando el calor ecuatorial al frío
polar. Los alisios serían los vientos superficiales descendientes en latitud y al confluir en la
CIT darían lugar a los contralisios. Esta corriente cerraría la denominada célula de Halley,
existiendo una en cada hemisferio. Este modelo no explica el cinturón de altas presiones
subtropicales y los vientos del oeste de latitudes medias
- 2.3 Los vientos locales.
- Las brisas tierra-mar: durante el día, el superior calentamiento de la superficie terrestre respecto
al océano, provoca diferencias de presión que originan una corriente de aire que sopla hacia la
tierra en superficie y que se ve compensada en altura por el movimiento del aire en sentido
contrario. Brisas marinas que portan aire fresco y húmedo en las costas en verano. Por la noche
el viento invierte su sentido, son las brisas terrestres.
- Vientos de montaña y de valle: las laderas de las montañas que reciben la radiación solar de
forma más directa experimentan durante el día un descenso térmico de la presión del aire en
contacto con el suelo. La diferencia de presión respecto al valle origina una corriente ascendente
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de éste hacia la montaña. Por la noche estas mismas laderas se enfrían más rápidamente,
invirtiéndose la corriente de aire hacia el valle.
- Vientos catabáticos o de drenaje: desplazamiento de aire frío por la gravedad, desde regiones
topográficamente más altas hacia otras de menor altitud. Reciben nombres locales: mistral,
bora...
- Vientos originados por barreras montañosas. El ascenso y descenso forzado del aire al
atravesar una montaña puede provocar su desecación. Asciende por la vertiente de barlovento (la
que recibe directamente el impacto del viento), disminuye su temperatura llegando a producirse
precipitaciones (mayores si la corriente de aire contiene un alto porcentaje de humedad). y
desciende por la de sotavento desecándose y disminuyendo su humedad relativa, a medida que se
produce el descenso, debido al incremento de presión. Efecto Föehn o enfriamientos por
ascensión orográfica.
- 3. Masas de aire, frentes y perturbaciones.
- 3.1 Las masas de aire
- Masa de aire es un gran volumen de aire, cuyas propiedades físicas, en especial temperatura,
contenido de humedad y gradiente térmico vertical son más o menos uniformes en una extensión
de centenares de kilómetros.
- Masas tropicales: marítimas y continentales
- Masas polares: marítimas y continentales
- Masas árticas: marítimas y continentales
- 3.2 Los frentes.
- La existencia de masas de aire de carecterísticas muy contrastadas hace aparecer superficies de
separación entre ellas, frentes. La presencia de un frente es tanto más potente cuanto más grandes
y vigorosos sean los contrastes entre las dos masas de aire.
- La mayor densidad del aire frío, explica que tienda a introducirse en el cálido a modo de cuña,
produciendo una superficie de contacto oblicua.
- El frente de mayor personalidad y potencia es el que se produce en la separación del aire polar y
tropical, que recibe el nombre de frente polar.
- Frente mediterráneo, ártico...
- 3.3 Las perturbaciones.
- El tiempo variable y nuboso con precipitaciones está estrechamente relacionado con las
perturbancioes atmosféricas propias de cada lugar. La mayor parte de las perturbaciones está
relacioanda con las bajas presiones.
- Las perturbaciones de las latitudes medias y altas. Las perturbaciones frontales
- Las depresiones de carácter no frontal: Gotas frías, Tornados.
- Las perturbaciones atmosféricas de los trópicos: los huracanes
Tema VI Los océanos
- 1. Composición y propiedades de las aguas.
- 1.1 Composición estable en el tiempo. Ciclo geoquímico.
- En el agua de mar hay disueltas varias sales (3’5% del peso total del agua oceánica). Las
principales son el cloruro sódico, cloruro magnésico, sulfato sódico, cloruro cálcico y cloruro
potásico. La composición de las aguas no ha variado a lo largo del tiempo, pues existe un sistema
de equilibrio, llamado el ciclo geoquímico, basado en el intercambio de material entre
atmósfera, océano, ríos, rocas de la corteza, sedimentos oceánicos y el manto.
- 1.2 Diferencias en la composición de las aguas a pequeña escala.
- La composición de las aguas marinas presenta diferencias en diversos puntos, como la
desembocadura de los ríos o las zonas de abundante precipitación, donde las aguas aportadas por
los ríos o las lluvias rebajan la proporción de sales, mientras que una fuerte evaporación
contribuye a su concentración. En las aguas marinas también hay gases en pequeñas cantidades,
destacando el oxígeno (O), nitrógeno (N), anhídrico carbónico (CO2), argón (Ar) e hidrógeno
(H).
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- La procedencia de los componentes de las aguas marinas es diversa y existen varias teorías.
Boyle (1670) demostró que las aguas continentales aportan pequeñas cantidades de sal. Hoy día,
modernas teorías se basan en las corrientes de convección: en la dorsal centro-oceánica aparecen
las aguas juveniles acompañando a las rocas del manto. También contribuyen a su composición
los sólidos generados en las dorsales medio-oceánicas y en erupciones submarinas
- 1.3 Interés de la composición de las aguas marinas.
- Gases disueltos: vida en las aguas. Los gases son de gran importancia para la vida. Por ejemplo,
la cantidad de oxígeno se ve modificada por las características de las masas de agua, ya que el
aumento de la temperatura y la salinidad disminuyen la cantidad de oxígeno, y por tanto el
desarrollo biológico. Las plantas también influyen sobre la proporción de oxígeno, siendo
superior en las capas superficiales que en las profundas, debido a la función clorofílica de las
plantas.
- Salinidad: la salinidad (concentración de sólidos disuelta en las aguas marinas) hace que varíe la
densidad de las aguas, que normalmente alcanzan su máxima densidad y su punto de congelación
a unos -2°C. La importancia de este hecho se refleja en los movimientos de equilibrio de las
aguas marinas y en que se rebaja el punto de congelación de las aguas
- Importancia desde el punto de vista geográfico. Destacan las siguientes propiedades:
- Densidad: generalmente, los líquidos aumentan su densidad conforme disminuye la temperatura,
hasta llegar a la solidificación, donde la fase sólida es más pesada que la líquida. Pero en el agua
esta ley se sigue hasta los 4°C, y a partir de ahí se empieza a dilatar, por lo que el hielo alcanza
una densidad inferior a la del agua y puede flotar. Gracias a ello, el hielo que se produce en la
estación fría puede fundirse en verano y establecerse el cilo hielo-deshielo. Si el hielo tuviera
mayor densidad que el agua se hundiría en el fondo de los océanos hasta formar un conjunto
helado.
- Capacidad calorífica: debe tenerse en cuenta por los contrastes en el calentamiento de la
superficie terrestre, de importantes consecuencias en los climas. El agua tiene un elevado calor
específico con respecto a la tierra, por lo que se calienta y se enfría más lentamente. Si a ésto
añadimos su transparencia y movilidad (la incidencia del sol llega a 200 m, por 20 m en la
tierra), obtenemos un conjunto que es un importantísimo depósito de calor. La temperatura de las
aguas marinas es menos variable que la de la tierra, pues se calienta más lentamente en verano y
se enfría más lentamente en invierno
- Albedo: es menor en la superficie marina que en la superficie del suelo. (Albedo, porcentaje de
energía reflejada por un cuerpo).
- 2. Las masas de agua.
- 2.1 Concepto de masa de agua
- Una masa de agua es una amplia porción de agua singularizada por su temperatura, salinidad y
densidad. Las masas de agua se configuran como resultado de los intercambios mar-aire y por las
mezclas de aguas de distinta procedencia. La configuración de cada masa no es permanente, sino
que se modifica prograsivamente
- 2.2 Tipos de masas de agua
- Pueden diferenciarse tres conjuntos de masas de agua en la vertical:
- Masas superficiales: de espesor reducido y variable (300-400 m, llegando a veces hasta 600-700
m). Reflejan la temperatura ambiental media de la latitud en que se encuentran, ya que están
afectadas por la radiación solar y las condiciones atmosféricas
- Masas profundas: de mayor espesor, más densas y frías (sólo unos grados por encima del punto
de congelación). Provienen de las aguas más densas de superficie que se han hundido. Se
considera que su origen está en latitudes altas, de aguas más frías.
- Masas intermedias: se conocen también como capa termoclima. Alcanzan hasta los 1500 m de
profundidad, y su temperatura desciende progresivamente, al tiempo que aumenta su densidad.
Se considera que aunque parte de la transferencia de calor se efectúa por difusión molecular, la
mayoría se debe a pequeñas corrientes de turbulencia que transportan el agua verticalmente,
mezclando temperatura y salinidad.
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- 2.3 Interés geográfico de las masas superficiales
- Aunque todas las masas de agua ejercen influencia en el movimiento de las aguas, son de
especial interés geográfico las aguas superficiales, donde se producen los intercambios
energéticos entre la atmósfera y el océano. Se diferencian según su distribución zonal: aguas
ecuatoriales, oceánicas centrales, subárticas y circumpolares.
- 3. La atmósfera y el océano.
- La atmósfera y el océano entran en contacto en un elevado porcentaje de la superficie terrestre,
con recíprocas influencias. La atmósfera gobierna la circulación general oceánica e influye sobre
las propiedades del agua del mar, mientras toma del océano parte de su energía y constitución.
- 3.1 Influencia de la atmósfera sobre el océano.
- Formación de olas y corrientes: la circulación general atmosférica es la causa de las corrientes
oceánicas de superficie a pequeña escala, sin despreciar la influencia de otras fuerzas.
- Modificación del porcentaje de sales (densidad): a través de las precipitaciones y la
evaporación.
- Calentamiento del mar: las condiciones atmosféricas, por la posición y número de las nubes,
determinan cuánto y donde el océano será calentado.
- Presión: las altas y bajas presiones atmosféricas implican un aumento o descenso de la presión
en las aguas.
- 3.2 Influencia del océano sobre la atmósfera.
- El océano ejerce una influencia notable sobre la atmósfera en función de la humedad, el calor y
las sales que aporta a las masas de aire.
- Transferencia de humedad: El océano transfiere la humedad a través de la evaporación;
representa el primer eslabón del ciclo hidrológico. Una masa de aire seca puede cargarse de
humedad en el océano y producir precipitaciones en zonas costeras.
- Transferencia de calor: Al tener el aire mucha menor capacidad térmica que el agua, cuando
sopla sobre las aguas tiende a alcanzar su temperatura. El agua de los océanos aporta a la masa
de aire una gran cantidad de calor, tanto por transferencia directa como a través del vapor de
agua. De este modo, las denominadas masas de aire marítimas (aire tropical marítimo y aire
polar marítimo) toman el calificativo por adquirir las características propias de las aguas sobre
las que se localizan.
- Existe una interacción entre la temperatura del aire y del océano para evitar los contrastes
térmicos.
- Otra incidencia importante es la formación de los ciclones tropicales que se desarrollan en los
océanos en latitudes comprendidas entre los 8° y los 15° (Norte y Sur). En su formación influye
la alta temperatura de la superficie de las aguas (unos 27°C), con un fuerte calentamiento de las
capas bajas del aire, lo que da lugar a una gran inestabilidad.
- Transferencia de sales: El océano contribuye en la aportación de núcleos de condensación debido
a las sales en suspensión en las masas de aire, que confiere mayores posibilidades de
precipitación.
- 3.3 Interacción aire-mar-tierra.
- La distribución de las masas continentales cambia la configuración y movilidad de las masas
atmosféricas y de las masas oceánicas. En este sentido, deben tenerse en cuenta los aspectos:
- Insolación: tierra y océano dan lugar a los distintos centros de acción.
- Influencia de las brisas mar-tierra: la menor variabilidad de la temperatura de las aguas
marinas ejerce un papel de regulador térmico, y en verano las regiones costeras están más frescas
y en invierno se atemperan.
- Desviación de las corrientes marinas superficiales debido al efecto de los continentes: los
vientos llevan las aguas contra el continente, y éstas tienden a diverger su trayectoria inicial en
sentido norte y sur, al tiempo que la presión del agua ejerce un empuje hacia abajo. Si no
existieran los continentes, las corrientes se moverían en un gran círculo alrededor de la tierra.
- 4. El movimiento de las aguas marinas.
- En el estudio de las aguas marinas es fundamental su movilidad, ya que repercute en muchos
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aspectos de la vida terrestre:
- Clima: el movimiento de las aguas marinas reduce los desequilibrios energéticos al ser un
mecanismo de redistribución del calor de zonas excedentes a deficitarias, y es también causante
de la diversidad de climas costeros.
- Economía: influencia sobre la riqueza pesquera (distribucón de los bancos de peces y
organismos marinos), transportes (por la dirección de las corrientes marinas, con influencia sobre
las rutas comerciales) y la vida portuaria (por la amplitud de las mareas, ya que en bajamar
impedían el acceso a los puertos).
- Costas: afectan su morfología y ocasionan sucesos devastadores episódicos (maremotos).
- Explicación de hechos históricos: como las rutas migratorias del pasado. También pueden dar a
conocer la dispersión futura de los vertidos arrojados al mar.
- El movimiento de las aguas marinas puede realizarse en sentido horizontal y vertical como
resultado de distintos hechos, entre los que destacan:
- Vientos: dan lugar a las olas y a las corrientes de superficie, así como a movimientos verticales
de convergencia o divergencia de las aguas.
- Evaporación y enfriamiento: dan lugar a variaciones en la densidad, con los consiguientes
movimientos de equilibrio.
- Atracción Tierra-Luna-Sol: origina las mareas.
- Movimientos sísmicos
- 4.1 Movimientos de equilibrio.
- Son movimientos en sentido vertical que tienden a equilibrar los contrastes de composición y
temperatura de las aguas marinas. Están causados por la diferente densidad de las masas de agua
(en relación con su temperatura, salinidad y presión atmosférica). Al enconstrarse dos masas de
agua de diferente densidad tienden a equilibrarse mediante flujos de convección
- Estos movimientos de equilibrio sólo afectan a masas de agua superficiales e intermedias, puesto
que los contrastes desaparecen en profundidad. Se aprecia un progresivo aumento de la densidad
hacia el fondo a causa de la presión y del hundimiento de las aguas más densas.
- Factores que dan lugar a los movimientos de equilibrio, relacionados con las diferencias de
densidad de las aguas:
- La temperatura: los contrastes de temperatura sólo se registran en las capas superficiales y están
motivados por el calentamiento del Sol. La distribución de las temperaturas de las aguas en
vertical presenta un progresivo descenso desde la superficie, siendo más rápido en los primeros
metros hasta hacerse más uniforme en las profundidades (a partir de 2 ó 3000 m no se superan
los 2-3° C).
- Debido a la verticalidad de los rayos del Sol sobre las aguas, se obtienen masas de agua
progresivamente más frías del Ecuador hacia los Polos, si bien no de forma constante a lo largo
del año, ya que está influida por las estaciones, sobre todo en latitudes medias. Los movimientos
verticales se incrementan en la estación invernal, al enfriarse las capas superficiales por
irradiación y conducción hacia la atmósfera.
- Un aspecto fundamental al considerar los movimientos de equilibrio es la relación entre
temperatura y densidad. Las masas de agua son menos densas cuanto mayor es su temperatura, y
más densas cuanto menor es ésta, hasta alcanzar los -2°C, punto de congelación y de mayor
densidad de las aguas marinas, debido a la salinidad. Parece que la densidad está más relacionada
con la temperatura que con la salinidad.
- La salinidad: Presenta una variación inferior a la de la temperatura. La salinidad se incrementa
con las altas temperaturas, que favorecen la evaporación sobre la superficie de las aguas,
activada también por la accion del viento. Las bajas temperaturas contribuyen a su
concentración.
- En la formación del hielo se produce una separación de la salmuera, que se difunde en el agua
por debajo de la banquise (placas de hielo de espesor en invierno de 3 o 4 metros), adquiriendo
las aguas una elevada densidad gracias a la intensificación de la salinidad y a las bajas
temperaturas.
- También debe tenerse en cuenta el aporte de las aguas dulces (por elevadas precipitaciones o
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fusión del hielo), que hace descender la concentración de sales y por lo tanto la densidad.
- En general, es el balance hidrológico el que determina la salinidad. Si los aportes fluviales y
pluviométricos superan a la evaporación, se habla de mares o cuencas de dilución. Si, por el
contrario, es mayor la evaporación, se habla de mares o cuencas de concentración.
- Las diferencias entre mares y océanos son más acusadas cuanto menor es la comunicación entre
ambos, que es el factor clave para la renovación y mezcla de las aguas.
- La presión atmosférica.
- La turbidez: un caso concreto de movimientos verticales es el originado por las corrientes de
turbidez, que se hunden bajo aguas claras. La turbidez se atribuye a desplomes y deslizamientos
de materiales a lo largo de las pendientes de las cuencas oceánicas provocados por terremotos o
agitación de los sedimentos.
- La acción indirecta del viento: el viento, en su flujo horizontal, puede provocar modificaciones
de temperatura o salinidad de las aguas, y por tanto en su densidad. En otros casos, la
convergencia o divergencia de los vientos provoca flujos descendentes de las aguas superficiales
o ascendentes de las aguas profundas, respectivamente (hecho que también se produce también
al chocar las corrientes contra los continentes), con importantes repercusiones climáticas, al
provocar nieblas en las costas, y biológicas, ya que las corrientes ascensionales frías suelen ser
ricas en nutrientes, originando zonas ricas en pesca.
- Puntos donde serán más propicios los movimientos de equilibrio:
- Hundimiento de las aguas:
- Altas latitudes, con zonas de subsidencia constante debido al frío de las aguas y a la
concentración de sales por la formación del hielo y por enfriamiento de las corrientes
cálidas que aportan sus aguas salinas a los polos. En el Océano Atlántico hay dos fuentes
de aguas profundas: la corriente circumpolar Antártica y la intermedia Antártica.
- Cinturón de altas presiones subtropicales, con los valores más altos de salinidad en relación
con la evaporación-precipitación.
- Zonas con convergencia de vientos.
- Zonas donde se encuentran masas oceánicas de distinta densidad. Las aguas más densas
tienden a hundirse.
- Ascenso de las aguas:
- Zonas de divergencia de vientos.
- Zonas costeras, sobre todo en las costas occidentales de los continentes.
- 4.2 Movimientos de origen gravitatorio: las mareas.
- Origen de las mareas: La atracción Tierra-Luna-Sol provoca movimientos verticales de las aguas
y da lugar a las mareas y al movimiento de las masas oceánicas. Las mareas provocan también
movimientos horizontales, como las corrientes de marea. En general, las mareas son
consecuencia de la atracción que la Luna ejerce sobre la Tierra, y, en mucha menor medida, de la
del Sol. Cálculos realizados demuestran que deben considerarse otros efectos. La teoría de la
resonancia explica que los pequeños abombamientos de las aguas producidos por la Luna
experimentan rebotes sucesivos en los litorales que los amplifican notablemente. Esta
amplificación está en relación con la configuración de las cuencas, que determinan las
posibilidades de vibración de las aguas.
- Acción resultante de las fuerzas gravitatoria y centrífuga: la deformación elipsoidal de la Tierra
es consecuencia de la acción de la fuerza centrífuga y la gravitación entre la Tierra y la Luna. La
fuerza resultante no es igual en todos los puntos, siendo mayor en el lado de la Tierra más
cercano a la Luna, y de esta forma se pondrá de manifiesto la marea según el balance de ambas
fuerzas. La elevación de las mareas se producirá en el lado de la Tierra más cercano a la Luna (es
mayor la fuerza gravitatoria) y en el opuesto (donde es mayor la fuerza centrífuga). Los valores
máximos se alcanzan cuando Sol, Luna y Tierra están en línea recta (mareas vivas). Por el
contrario, cuando se encuentran en cuadratura las fuerzas se contrarrestan y las mareas se
reducen al mínimo (mareas muertas).
- Tipos de mareas. A lo largo del día cualquier punto de la Tierra se alinea dos veces con la Luna,
con lo que se registran en un día dos mareas altas y dos bajas. Hay algunas variaciones que dan
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lugar a la distinción de tres tipos de mareas:
- Mareas diurnas: poco comunes. Cuentan con un sólo ascenso (flujo) y un sólo descenso
(reflujo). Pueden encontrarse en el Golfo de México y en mares parcialmente cerrados.
- Mareas semidiurnas: dos ciclos completos al día, casi de igual magnitud. Es frecuente en el
Atlántico.
- Mareas mixtas: dos flujos cada 24 horas, pero pueden ocurrir varias cosas: que un ciclo sea tan
bajo que el reflujo siguiente apenas muestra su descenso, o que una marea baja sea tan alta que el
flujo siguiente apenas muestra variación. Son comunes en el Pacífico y el Índico
- Ritmo de las mareas: el ritmo de las mareas se retrasa al día 50 minutos debido al movimiento
de rotación de la Luna alrededor de la Tierra (24h y 50m). Las tierras responden también a las
mareas mediante las mareas terrestres.
- Amplitud de las mareas: la amplitud de las mareas es variable según las zonas, y en general son
sensibles a los contactos con la plataforma continental, orillas, bahías, etc. Suelen ser máximas
en los bordes de las cuencas, siendo muy reducidas en islas oceánicas aisladas o en mares
cerrados
- Corrientes de marea: la fuerza de atracción es causa también de movimientos horizontales
denominados corrientes de marea, que pueden alcanzar velocidades de hasta 18 km/h. Las más
veloces se forman donde el mar tiene acceso al océano a través de un paso angosto o en puntos
con gran diferencia entre las horas de la marea. La importancia de estas corrientes se centra en
las condiciones de navegación y en sus repercusiones en el relieve submarino.
- Consecuencias de las mareas:
- Interés biogeográfico: modificación en la vertical de las condiciones para flora y fauna.
- Interés para la navegación: acciones a favor (la pleamar favorece la entrada a esturarios) y
en contra (problemas portuarios en la bajamar).
- Interés pesquero: la bajamar facilita la pesca de crustáceos.
- Interés energético: se aprovecha su fuerza motriz.
- 4.3 Movimientos tectónicos y eustáticos.
- Son movimientos a mayor escala, contínuos, pero lentos en el tiempo. Pueden ser debidos a
movimientos ascendetes o descendentes del océano de alcance mundial (movimientos eustáticos)
o de la tierra (movimientos tectónicos), de alcance más reducido. Eustáticos:
- Variaciones de temperatura: el intenso frío hace que los glaciares retengan más agua, con lo
que el nivel del mar baja, al contrario que con altas temperaturas, que hacen que se funda el hielo
y suba el nivel del mar.
- Cambios de tamaño y forma de las cuencas: debido a los contínuos flujos de depósitos del
fondo de los océanos.
- Aportación de aguas juveniles.
- 4.4 Movimientos debidos al viento.
- Olas y ondas marinas: las olas de origen eólico son movimientos ondulatorios que se forman en
lugares con vientos fuertes, propagándose a grandes distancias. Las olas suponen sólo la
agitación de la superficie marina, no llegando a más de 200 m de profundidad. Cuando cesa el
viento cesan las olas en mar abierto, pero se mantiene la vibración de las aguas, produciéndose
ondulaciones regulares llamadas ondas, que se propagan a grandes distancias sin desplazar la
masa de agua.
- Diferencia entre olas y ondas: las olas varían según la acción del viento sobre la superficie, en
función de su velocidad, duración y amplitud en mar abierto. La formación de las olas comienza
con los primeros rizos y, si el viento se mantiene, el agua se apila en crestas, de forma que la cara
levantada de cada rizo presenta mayor superficie al viento.
- Las ondas libres de movimiento ondulatorio son el resultado del movimiento del agua, que
describe órbitas para volver a la vertical. Según se alejan de su lugar de origen se modifican: las
crestas se hacen más bajas y redondeadas, de forma más simétrica y se mueven en trenes de
período y altura similar. Con este aspecto se llaman marejada, o a veces mar gruesa, y pueden
transmitirse a miles de kms.
- Modificación de las olas en las costas; acción erosiva: toda esta configuración varía al acercarse
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a la costa, donde ejercen una acción erosiva. Experimentan modificaciones en función del
contorno de los fondos oceánicos, de las pendientes de las playas, del trazado de las costas y de
la profundidad de la plataforma.
- La menor profundidad del fondo produce el rompimiento de las olas. Se produce cuendo la
profundidad es menor de media longitud de onda o es 1’3 veces la altura de la onda, ya que el
movimiento no puede realizar su órbita circular, se transforma en una elipse, decrece la longitud
de onda, se eleva el pico de la onda, aumenta la velocidad de las partículas de la cresta y la ola
forma un pico según avanza hacia la costa. El avance de las crestas es más lento cuanto más
rápidamente se eleva el fondo.
- Olas sísmicas: Hay ondas que dependen de otros factores, como las olas sísmicas producidas por
erupciones submarinas, volcanes, deslizamientos de tierra o terremotos, que producen olas de
fondo de devastadoras repercusiones en las costas en forma de maremotos. También hay olas
provocadas por el hombre a consecuencia de explosiones nucleares submarinas.
- Los maremotos no tienen que ver con las mareas, ya que éstas son periódicas y predecibles. Las
olas destructivas o tsunamis son impredecibles y pueden alcanzar hasta 30 m de altura. Hay
zonas más propensas a ellas, como las costas mediterráneas, el Caribe y costas occidentales de
Asia.
- Las corrientes superficiales: la dirección dominante de los vientos provoca la circulación de
unas corrientes de agua en superficie. A escala planetaria son similares los sistemas circulatorios
oceánicos y atmosféricos, aunque la circulación de las aguas es más lenta que la atmosférica.
Estas corrientes se desplazan de forma constante en la superficie de los océanos, diferenciándose
del resto de aguas en su temperatura. Sus características son reflejo de su procedencia, más frías,
como las procedentes del oeste que al chocar con los continentes van hacia el sur (corrientes de
Humbolt, de Benguela o de Canarias), o cálidas las que van hacia el norte (corriente del A. N).
- Tipos de circulaciones; las corrientes superficiales varían según la naturaleza del viento, del lugar
y la fuerza que ejerce sobre las aguas. Se pueden observar dos tipos de circulaciones:
- Circulación media: presentan corrientes anchas, lentas y constantes.
- Circulación sinóptica: variaciones de las corrientes a nivel diario y mensual, con corrientes
estrechas, tortuosas, rápidas y muy volubles. Estas variaciones diarias no tienen contrapartida
atmosférica, como ocurre con las corrientes medias.
- Corrientes de impulsión y de descarga: Otras corrientes son producidas por movimientos
compensatorios de temperatura y densidad, o diferencia de nivel en las aguas. A estas se les
llama corrientes de descarga, en oposición a las provocadas por el viento, que se denominan
corrientes de impulsión.
- Factores que condicionan la trayectoria de las corrientes marinas:
- Vientos: Ejercen una fuerza sobre las aguas, que se mueven en la misma dirección. Ésto se pone
de manifiesto: En el Hemisferio Sur los tres océanos presentan una circulación similar
provocada por los vientos del oeste, ya que ninguna barrera modifica su trayectoria inicial. En el
Océano Índico cambia la dirección de las corrientes por los monzones, por lo que varían con las
estaciones. Cuando sopla el monzón invernal del NO la dirección norecuatorial es muy potente.
Cuando sopla el de verano desaparece la corriente norecuatorial para instalarse la corriente del
este, hasta el Pacífico occidental. En bajas latitudes se observa la influencia de los alisios, una
de las principales fuerzas motrices de las corrientes, que transportan agua hacia el oeste y forman
la corriente norecuatorial. Los vientos del oeste impulsan la corriente del Golfo y la corriente
Antártica.
- Rotación de la Tierra: La fuerza de Coriolis da lugar a una derivación de las aguas,
modificando la dirección inicial hacia la derecha en el Hemisferio Norte y a la izquierda en el
Sur. Otro efecto importante es el desplazamiento de los giros circulatorios de las corrientes hacia
el oeste y la intensificación de las corrientes en el lado occidental de las cuencas oceánicas.
- Presencia de barreras continentales: La presencia de barreras continentales en el camino de las
corrientes lleva consigo la división lateral de las masas de agua, originando las corrientes de
descarga pasiva. Un ejemplo es el desplazamiento de la corriente sudecuatorial que llega al
Brasil, bifurcándose parte hacia el sur y parte hacia el norte, juntándose con la corriente
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norecuatorial en el Golfo de México.
- Movimientos de compensación: La desviación de las corrientes cálidas hacia latitudes más frías
tiene consecuencias climáticas, pues hace que se suavicen las temperaturas costeras, y lo
contrario con las corrientes frías. Las temperaturas costeras varían dentro de una misma latitud
en función de la proximidad de una corriente fría o cálida.
- Zona intertropical: las costas occidentales reciben corrientes frías, con lo que su temperatura es
más fresca que en las costas orientales.
- Zona templada: en latitudes bajas, las costas orientales son más cálidas que las occidentales,
mientras que en latitudes más altas sucede lo contrario, en función de las corrientes que les
afectan.
- Zonas polares: las costas occidentales tienen temperaturas más suaves que las orientales,
afectadas por las corrientes frías derivadas del océano Ártico.
- En general, en latitudes bajas y medias predominan las corrientes de impulsión (derivadas del
viento), mientras que en altas latitudes la situación en más compleja, adquiriendo gran
importancia las corrientes de descarga.
- Entre las principales corrientes cálidas destacan:
- Hemisferio Norte: Kurosivo, Ecuatorial septentrional, Florida, Atlántico Norte, Guinea y
contracorriente ecuatorial.
- Hemisferio Sur: Ecuatorial meridional, del viento del oeste en el Pacífico, Brasil y Agulhas.
Dentro de las corrientes frías están:
- Hemisferio Norte: Pacífico Norte, Alaska, California, Labrador y Canarias.
- Hemisferio Sur: Perú, Malvinas, Benguela y del viento del oeste en el Atlántico e Índico.
- 4.5 La circulación abisal.
- Está formada por corrientes muy frías. Se inicia por el descenso de aguas frías en regiones
polares, que se trasladan por debajo de las aguas menos frías, debido a su mayor densidad, hasta
el Ecuador, a causa de la rotación de la Tierra, a lo largo de las costas occidentales de las cuencas
oceánicas. Al juntarse las corrientes frías provenientes del norte y del sur se producen flujos
ascensionales compensatorios.
Tema VII La humedad atmosférica. Las precipitaciones
- 1. La atmósfera y los estados físicos del agua.
- 1.1 Cambios de estado y calor latente.
- Las moléculas del agua cambian de estado físico:
- Sólido al líquido mediante la fusión. Absorción de calor
- Líquido al gaseoso por la evaporación. Absorción de calor
- Paso de gas a líquido se llama condensación. Cesión de calor.
- De líquido a sólido solidificación o congelación. Cesión de calor.
- La transformación de sólido a gas o de gas a sólido, sin pasar por la fase líquida: sublimación
- Los cambios de estado se explican mediante la teoría cinética de la materia. El cambio de estado
de sólido a líquido se produce a una temperatura fija, denominada punto de fusión. El calor
necesario para este cambio es el calor latente de fusión.
- Las moléculas en estado líquido se mueven. El aporte de calor incrementa su velocidad, y a partir
de un determinado momento, la energía cinética permite a algunas moléculas escapar a la
atracción de las restantes y pasar al estado de vapor. Si el fenómeno tiene lugar en todo el líquido
a la vez se denomina ebullición y se produce a una temperatura constante. Si sólo se verifica
parcialmente, recibe el nombre de evaporación y se produce a cualquier temperatura. El calor
necesario para este cambio de estado se conoce como calor latente de evaporación.
- El proceso inverso (paso de vapor-líquido-sólido) es igual, pero desprendiendo calor. El calor
cedido por unidad de masa al pasar de gas a líquido se llama calor latente de condensación, y de
líquido a sólido, calor latente de solidificación.
- 1.2 Princp. fases del ciclo del agua: evaporación, condensación y precipitación.
- El agua en la naturaleza está en contínuo estado de transformación, en un proceso cuyas fases
más importantes son la evaporación, la condensación y la precipitación, que constituyen un ciclo
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cerrado denominado el ciclo hidrológico del agua.
- El agua de océanos, mares, etc., se evapora y pasa a la atmósfera, incrementando su humedad. El
contendio de vapor de la atmósfera depende sobre todo de la temperatura. El descenso de la
temperatura provoca la condensación del vapor y su posterior precipitación en forma de lluvia,
granizo y nieve, tanto en océanos como en continentes. El balance es desigual en ambos, pues en
los continentes la precipitación supera a la evaporación. Parte del agua moja el suelo y se
evapora de nuevo, pero otra es filtrada y se devuelve a los océanos por los ríos, o bien es retenida
(superficialmente, como nieve o hielo, o en capas freáticas). Su oscilación a corto plazo obedece
a fluctuaciones estacionales. En los océanos, la evaporación supera a la precipitación, pero se
mantiene constante por las aportaciones de los continentes.
- En el balance del ciclo hidrológico del agua, la mayor parte está en los océanos, pero la
atmósfera participa de forma definitiva en el intercambio con tierra y océanos. La versatilidad
del agua para el cambio de estado facilita la labor de la atmósfera para redistribuir el agua en la
naturaleza mediante la evaporación-condensación-precipitación.
- 2. La evaporación.
- La velocidad de evaporación depende de un conjunto de factores. Unos facilitan la energía
cinética molecular, y por tanto la evaporación, y otros la dificultan.
- El cambio de estado de líquido a vapor necesita calor. El calor latente de evaporación necesario
para evaporar un gramo de agua varía con la temperatura. El proceso inverso de condensación
devuelve el calor comunicado durante la evaporación. La humedad del aire atenúa la oscilación
térmica diaria al absorber calor durante las horas de presencia solar y devolverlo en las de
ausencia.
- 2.1 Factores que favorecen y dificultan la evaporación.
- Temperatura: Es el principal factor que afecta a la evaporación, ya que ésta es máxima en
condiciones de fuerte insolación, con lo que se eleva la cantidad de vapor en la atmósfera
formando una capa que limita el paso de líquido a vapor, alcanzando un estado de equilibrio,
permaneciendo constante la humedad del aire. La temperatura facilita la amplitud del
movimiento molecular en el líquido y las posibilidades de escape hacia la atmósfera, y permite
que el aire pueda contener un mayor porcentaje de humedad, alejándose del punto de saturación,
con lo que un mayor volumen de agua puede integrarse en la atmósfera.
- Aire: La presencia de una corriente de aire favorece la evaporación, al limpiar la capa de
humedad de la proximidad del líquido y reemplazarla por aire seco, con lo que el agua puede
evaporarse de manera más continuada.
- Presión atmosférica: La presión atmosférica, al obstaculizar el paso del vapor a la atmósfera
libre, disminuye las posibilidades de evaporación. Las moléculas de vapor de agua chocan con el
resto de moléculas gaseosas y se ven obligadas a regresar a la masa líquida en mayor proporción.
Por tanto, con la altitud y la consecuente disminución de la presión se favorece la evaporación.
- Masa suficiente de agua: La evaporación depende de la presencia de una masa suficiente de agua
que asegure la alimentación continua del vapor, como en las masas oceánicas, que son la caldera
de vapor del motor térmico terrestre.
- 3. La condensación.
- La condensación es el proceso por el que el vapor de agua atmosférico se transforma en agua
líquida. El vapor de agua necesita de un soporte material donde condensarse. Normalmente son
impurezas del aire. Otras veces el agua condensa sobre la superficie de objetos con temperatura
inferior al punto del rocío. Alguinas partículas pequeñas de agua condensadas permanecen en el
aire formando nubes, mientras otras precipitan como lluvia, nieve o granizo.
- 3.1 Los mecanismos de saturación.
- Como el aire puede contener mayor cantidad de vapor de agua cuanto mayor sea su temperatura,
la circunstancia más favorable para su saturación es que se enfríe. Las circunstancias que
provocan que el aire alcance el punto de saturación son:
- Mezcla de masas de aire a distintas temperaturas: Al no ser lineal la relación entre
temperatura y la humedad, la mezcla de ambas puede llegar al punto de saturación. Las masas de
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aire de diferentes características térmicas e higrométricas poseen densidades distintas, y su
mezcla no suele ser frecuente. Por el contrario, su separación formando un frente provoca otro
tipo de condensación y precipitación.
- Enfriamoento por contacto: Tiene lugar cuando una masa de aire caliente se desplaza sobre una
superficie fría. En el invierno, las masas de aire oceánico, cálidas y húmedas, sobre todo por la
noche, en contacto con la superficie terrestre más fría, se enfrían por debajo del punto del rocío,
dando origen a nieblas por condensación de vapor de agua. También puede darse esta situación
(llamada pared fría) en el verano, sobre la superficie fría del mar, cuando una masa de aire cálido
procedente de la tierra se pone en contacto con el agua.
- Enfriamiento dinámico de la atmósfera. Enfriamiento por ascendencia: Es el mecanismo más
eficaz. Es responsable de fuertes condensaciones y abundantes precipitaciones al producirse en
amplios volúmenes de aire. El origen de la ascendencia puede ser térmico (aire calentado en la
base), dinamico (ascensión por convergencia) u orográfico (el aire se eleva por irregularidades
del relieve). Los movimientos ascendentes y descendentes del aire son de gran importancia para
comprender la condensación y precipitación atmosféricas. Si la ascendencia tiene lugar
rápidamente, sin intercambio de calor con el exterior (adiabático), el aire disminuye su
temperatura aproximadamente 1°C por cada 100 m de desnivel. A partir de alcanzar el punto de
saturación, se produce la condensación y la liberación de energía del paso de vapor a líquido
(calor latente de condensación). El enfriamento por la disminución de la presión queda
compensado, reduciéndose a la mitad (0’5°C por cada 100 m). A este descenso térmico se le
llama enfriamiento adiabático húmedo, para diferenciarlo del que tiene lugar antes de la
saturación (enfriamiento adiabático seco).
- 3.2 Los tipos de ascendencias.
- Ascensiones convectivas: La masa de aire se eleva por calentamiento del suelo, al perder
densidad y presión, y sube hasta encontrar una masa atmosférica de igual o mayor temperatura,
momento en que se estabiliza. Son frecuentes en regiones tropicales y ecuatoriales, así como en
latitudes medias en tormentas de verano. Su origen es fundamentalmente térmico.
- Ascensiones orográficas: Si el aire en movimiento se encuentra con algún obstáculo montañoso,
se eleva por la vertiente de barlovento y desciende por la de sotavento. La ascensión incrementa
su efecto si la corriente contiene un alto porcentaje de humedad, como en el caso de las barrenas
montañosas próximas al mar, cuando el aire es empujado del océano al continente. Si la
disposición de las montañas es perpendicular, las precipitaciones son aún más abundantes. Una
vez superada la cumbre, la subsidencia del aire provoca un calentamiento, originando el efecto
foëhn. El aire de la vertiente de sotavento se deseca y disminuye su humedad relativa según
desciende, debido al aumento de la presión.
- Ascensiones frontales o ciclónicas: El avance de los frentes cálido y frío provoca la elevación
del aire, que puede ocasionar la saturación y posterior condensación del vapor de agua. La
pendiente del frente frío es superior a la del cálido. La brusca elevación del aire caliente por
acción del frente frío provoca lluvias abundantes, que contrastan con las de menor intensidad del
frente cálido, ocasionando así una sucesión de diferentes tiempos atmosféricos. La perturbación
comienza con lluvias suaves y moderadas (frente cálido), mejora con la llegada del aire cálido y
termina con gran inestabilidad provocada por el frente frío. Los obstáculos orográficos
incrementan los efectos desestabilizadores. El frente cálido puede aumentar su pendiente al verse
deformado por una montaña, mientras que la llegada del frente frío expulsa el aire caliente entre
éste y la montaña de forma violenta.
- 3.3 Estabilidad e inestabilidad atmosféricas.
- Resumiendo los conceptos: El aire al elevarse se enfría (1°C/100m en el enfriamiento adiabático
seco y 0’5°C/100m en el húmedo). El enfriamiento del aire provoca la saturación, condensación
y precipitación del vapor de agua atmosférico. La ascensión del aire se ve facilitada por
mecanismos orográficos, termo-convectivos y frontales.
- Es decir, el aire comienza un movimiento de ascensión, principal mecanismo de la condensación
(enfriamiento adiabático), por causas térmicas (convección), mecánicas (obstáculo montañoso) y
dinámicas. El gradiente estático del aire de la troposfera tiene que ver con las posibilidades de
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que el aire siga progresando en altura.
- Debemos distinguir entre la variación de la temperatura debida a la ascensión del aire (volumen
de aire en movimiento) y la estructura térmica vertical de la atmósfera en reposo. De forma
general, siempre que la temperatura del aire ascendente sea más elevada que la del aire que le
rodea, su densidad será menor y tenderá a seguir elevándose (inestabilidad). Si el aire ascendente
alcanza una temperatura inferior a la de las capas de aire estacionario (sin estar obligado a
ascender por motivos orográficos, etc.), su densidad será superior y el movimiento se detendrá
(estabilidad).
- La situación de estabilidad/inestabilidad depende tanto de las características del aire estático
como del aire ascendente. Un gradiente estático reducido permitirá que el aire iguale pronto la
temperatura de la atmósfera, estabilizándose, al contrario que con un gradiente estático elevado.
A igualdad del gradiente estático, la inestabilidad será más manifiesta cuanto mayor sea la
humedad relativa del aire ascendente.
- Si no existiera variación del gradiente atmosférico, el aire inestable podría alcanzar la
tropopausa. La posible existencia de una inversión térmica sería la causa de la estabilización
posterior.
- Si el desplazamiento vertical del aire está causado por la presencia de un obstáculo orográfico, el
movimiento ascensional se mantendrá hasta alcanzar la cumbre. Una vez allí, continuará o no la
elevación dependiendo de la estabilidad o inestabilidad atmosférica.
- 3.4 Condensación y formación de nubes. Los mecanismos de precipitación.
- El mecanismo de la condensación: El vapor de agua, al alcanzar la saturación, puede condensar,
dando lugar a la aparición de nieblas o nubes, mezcla o disolución de una masa de pequeñas
gotitas de agua líquida o hielo en una masa de aire. La condensación constituye la primera fase
del mecanismo de la precipitación, y en la segunda fase las gotitas incrementan su tamaño hasta
que precipitan y caen por su propio peso.
- Para que la condensación tenga lugar son necesarias pequeñas partículas a modo de núcleos de
condensación (tamaño inferior a 0’1µ), y de variada procedencia. La presencia de iones acelera
el proceso de condensación, que puede comenzar incluso antes de que el aire esté saturado.
Algunos elementos procedentes de la contaminación industrial poseen un gran poder de
atracción sobre las moléculas de agua, lo que explica la formación de nieblas en zonas
industriales y urbanas por la abundancia de polvo y sustancias de desecho.
- La ausencia de estos núcleos puede provocar que el aire sobrepase el grado de saturación sin
producirse el cambio de estado. Este hecho podría tener lugar en una atmósfera limpia y poco
contaminada, pero supondría un equilibrio inestable en el que la condensación se alcanzaría
bruscamente.
- El proceso de formación e incremento de tamaño de las gotas de agua aún está por explicarse en
detalle. La velocidad de crecimiento de las gotas es mayor en la primera fase de la condensación,
y disminuye según alcanzan el tamaño definitivo. El volumen del agua es muy superior al del
núcleo o impureza que le sirve de soporte.
- Tipos de nubes: La forma y transparencia de las nubes nos informa sobre su formación. La
forma nos indica los movimientos del aire: si es inestable, la ascensión del mismo va modelando
la nube, dibujando sus contornos (nubes cumuliformes). Por el contrario, el aire estable produce
nubes planas de forma tabular, sin espesor, denominadas estratos.
- Nubes cumuliformes: Dentro de las nubes cumuliformes, los cúmulos son las más características.
Son nubes algodonosas de color blanco, y pueden ser grises en su base o en partes a la sombra.
Con buen tiempo suelen ser pequeñas. Cuando la inestabilidad atmosférica es mayor, aparecen
los cúmulo-nimbos, nubes tormentosas de gran tamaño, con grandes precipitaciones y aparato
eléctrico. Son reconocibles por su forma de yunque. Las corrientes descendentes del aire suelen
ser violentas, lo que permite mantener, pese a su peso, el granizo en suspensión, posibilitando su
formación y crecimiento. En latitudes templadas pueden alcanzar hasta 5 ó 6 km de altura, pero
en regiones tropicales la inestabilidad posibilita su ascenso hasta la troposfera. La parte superior
de la nube presenta un blanco intenso debido a los cristales de hielo que la forman.
- Nubes estratiformes: Las nubes estratiformes son más largas que gruesas y se subdividen según
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la altura a la que se encuentran: Cirros (6000-12000m): nubes de hielo, delgadas y
transparentes, que permiten el paso de la luz solar o lunar. Hay formas características, como los
cirrostratos (velos ligeros que producen un halo característico) y los cirrocúmulos (masas
globulares apretadas, que se conocen como cielo aborregado). Altoestratos y altocúmulos
(2000-6000m): los primeros se disponen en una capa que cubre la totalidad del cielo. Los
altocúmulos aparecen en pequeños cúmulos de formas geométricas. Su presencia es signo de
condiciones atmosféricas benignas. Nimboestratos y estratocúmulos (debajo de 2000m): son
las nubes bajas, sombrías y cargadas de agua, que precipitan con mayor intensidad.
- Desarrollo de las nubes: En las perturbaciones frontales los distintos tipos de nubes desfilan con
el paso de los frentes frío y cálido. Al aproximarse la perturbación aparecen los cirros
filamentosos, los cirroestratos y los cirrocúmulos. A medida que la perturbación se aproxima al
suelo, se ven nubes más bajas, altoestratos y nimboestratos, con los que comienza la lluvia. La
débil inclinación del frente cálido ocasiona precipitaciones moderadas. El escaso intervalo de
aire cálido suele ir acompañado de altocúmulos, con mejoría del tiempo. La llegada del frente
frío provoca inestabilidad y nubes de desarrollo vertical (cúmulo-nimbos), y las precipitaciones
son de mayor violencia.
- La formación de lluvia, nieve y granizo: La precipitación aparece al producirse en la nube la
condensación a gran escala. Una gota (0’5-3mm), al precipitar, estaría formada
aproximadamente por un millón de gotitas de la nube (10-25µ). El mecanismo productor de la
lluvia plantea aún grandes interrogantes. Parece que son dos los mecanismos que podrían
originar la formación de las gotas de lluvia:
- Coalescencia: responsable de la colisión y fusión de las gotas, que aumentarían de tamaño al
comenzar su descenso por la gravedad.
- Proceso de los cristales de hielo: la tendencia de los cristales a crecer ocasionaría que éstos
alcanzasen un tamaño de varios cientos de micras. Los cristales podrían fusionarse entre sí,
provocando su precipitación. Si la temperatura fuese baja, los cristales podrían llegar sólidos en
forma de nieve.
- Los tipos de precipitación dependen de las características de la ascendencia del aire y de la
temperatura debajo de las nubes. La lluvia es la forma más común de precipitación. Las gotas
pueden alcanzar hasta 7 mm de diámetro (por debajo de 0’5 mm recibe el nombre de llovizna, y
por encima de 7 mm se tiende a romper en gotas más pequeñas).
- En alguna borrasca en invierno se produce a veces la inversión térmica en los 2 kms inferiores de
la atmósfera, originando lluvias de características especiales. Una vez que funden los copos de
nieve, si el agua debe atravesar una capa más fría, se congela y se produce aguanieve.
- La nieve se produce cuando la temperatura de congelación está tan próxima al suelo que los
conglomerados de cristales de hielo alcanzan la superficie antes de fundirse. Generalmente el
nivel de congelación se encuentra por debajo de los 300 m de altura. Al microscopio de aprecian
sus formas de cristales hexagonales o prismas.
- El granizo es una precipitación característica de los cúmulo-nimbos. Las corrientes ascensionales
llevan las gotas arriba, enfriándolas y solidificándolas, aumentando su tamaño. Al final, la bola
de granizo cae por efecto de la gravedad. El granizo es un destructor de cultivos y llega a
alcanzar tamaños increíbles. Tiene estructura interna con capas de hielo lechoso y casi
transparente, como una cebolla.
- Medida de la precipitación: La medida de la precipitación se hace por el espesor o profundidad
alcanzado por el agua. La medición se hace con referencia a un período de tiempo de recogida de
la precipitación. Una precipitación de 20mm significaría que el suelo estaría cubierto de agua
hasta esa altura si no existieran pérdidas por escorrentía, evaporación o filtración. Otra unidad de
medida es el litro/m2, que indica el número de litros de agua recogidos por cada m2 de superficie.
Su valor es equivalente al mm (1 l/m2 = 1mm). La nieve se mide de la misma manera, indicando
la altura alcanzada en un tiempo determinado. Puede convertirse también en agua y realizar la
medición (la relación es 1:10, 10mm de nieve equivalem a 1mm de agua).
- 4. La distribución de precipitaciones en la superficie terrestre.
- La cantidad de agua anual que cae sobre la Tierra alcanzaría un valor medio de 900 mm de
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altura, pero el reparto se produce de forma desigual según las zonas y las estaciones
- 4.1 El reparto desigual sobre la superficie.
- El mapa de isoyetas: Para representar el promedio anual de lluvia existente sobre la superficie
terrestre se trazan sobre un mapa unas líneas llamadas isoyetas, que unen puntos que tienen el
mismo promedio anual de precipitación. Al igual que con las temperaturas, para eliminar las
variaciones anuales los valores de las precipitaciones se refieren a un período suficiente de años.
- Factores que determinan la desigual distribución anual de las precipitaciones:
- Los factores geográficos inciden en las diversas etapas del proceso evaporación-condensaciónprecipitación. Hay factores que favorecen un elevado volumen de precipitación: Proximidad a
océanos cálidos. Factores que favorecen el enfriamiento adiabático del aire, como la
existencia de gradientes térmicos inestables, áreas afectadas por las perturbaciones o la orografía.
- Otros factores influyen en que los volúmenes de precipitación sean bajos:
- Distancia de los centros suministradores de la humedad.
- Altas presiones subtropicales.
- Gradientes térmicos estables.
- Situación alejada de la trayectoria de las tormentas.
- Condición de sombra pluviométrica a sotavento de las montañas.
-Bajas temperaturas del aire.
- Corrientes marinas frías.
- Áreas de mayor precipitación del globo terrestre:
- Zonas próximas al Ecuador: Estrecha franja que se rompe en los continentes. Las causas son
la cercanía a extensas masas de agua cálida, la inestabilidad de las bajas presiones ecuatoriales
y la situación en zona de tormentas. Las zonas con precipitación anual más elevada son el
Amazonas, la costa norte de Brasil y Guyana y la cuenca del Congo. En zonas como Camerún
la pluviosidad se incrementa por efectos orográficos.
- Latitudes medias: Lugar de enfrentamiento de masas de aire de distintas características, con
precipitaciones de carácter frontal. El flujo de vientos del oeste incrementa las precipitaciones
en la fachada occidental de los continentes, donde las montañas obstaculizan el aire marítimo
cargado de humedad (costa oeste de América del Norte, sur de Chile). En Europa, la dirección
de las cadenas montañosas reduce el efecto del Frente Polar y las masas progresan más
profundamente en el continente. También la precipitación frontal tiene lugar en Nueva
Zelanda.
- Lluvias monzónicas del Asia Subtropical: La explicación está en la modificación de la
circulación atmosférica a lo largo del año como consecuencia de la cadena montañosa del
Himalaya.
- Áreas de mayor sequedad del globo terrestre:
- Altas presiones subtropicales: La subsidencia del aire en las altas presiones subtropicales
recalienta la atmósfera del Sáhara continental y la península de Arabia. La estabilidad del aire
en el cinturón subtropical de altas presiones se acentúa por efecto de las corrientes marinas
frías (desiertos de California en el Hemisferio Norte y de Atacama en el Sur). La misma
explicación tendría el desierto subtropical del norte de África, relacionado con la corriente fría
de Canarias, o del sur, con la corriente de Benguela.
- Interior de los continentes de latitudes medias: En el interior de los continentes de latitudes
medias hay otra importante zona con precipitaciones inferiores a 250mm. La sequedad del
aire se acentúa por la estabilidad atmosférica de las masas de aire en invierno, así como por
las formas del relieve (las Rocosas en Norteamérica, a sotavento, producen un extenso
desierto interior, al igual que el Himalaya en Asia).
- Altas latitudes polares: En las altas latitudes polares, la baja humedad absoluta del aire, la
subsidencia debida a la circulación anticiclónica y la estabilidad del aire actúan durante todo
el año.
4.2 Las variaciones estacionales
- Concepto de régimen de precipitaciones: La mejor manera de representar la distribución anual
de precipitaciones es mediante un histograma de frecuencias, disponiendo para cada mes del año
los valores medios de las precipitaciones. La variación mensual define el régimen específico de
las precipitaciones, y las semejanzas pueden atribuirse al hecho de estar dominados por
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condiciones climáticas y atmosféricas similares.
- Principales regímenes de precipitación:
- Régimen Ecuatorial: El régimen de lluvias está ligado al paso del Sol por el cénit. En el
Ecuador hay dos períodos de sequía relativa (solsticios de verano e invierno) y dos de lluvia
(equinoccios de primavera y otoño).
- Regímenes Tropical y monzónico: En la cercanía de los Trópicos, a una larga estación seca
le sucede una única lluviosa, que coincide con el paso del Sol por el cénit en dos momentos
muy próximos (monzones del sudeste asiático, con grandes precipitaciones en verano).
- Regímenes mediterráneo, continental y oceánico: Contrastes estacionales menos
acentuados. En latitudes medias, las variaciones se manifiestan según la posición del lugar en
la fachada occidental u oriental de las regiones costeras o en el interior de los continentes:
- Régimen mediterráneo: la sequedad estival asemeja su régimen pluviométrico al de las
regiones subtropicales.
- Régimen oceánico: la inestabilidad del Frente Polar hace que la fachada occidental de
Eurasia tenga precipitaciones todo el año, predominantes en invierno.
- Régimen continental: las precipitaciones máximas tienen lugar en el verano debido a la
mayor inestabilidad atmosférica en esta época del año.
Tema VIII, IX y X. La clasificación climática. Clasificación de Köppen
1.- Diversidad de las clasificaciones climáticas
- La combinación de los diversos elementos climáticos da lugar a una gran variedad de climas.
- Tres grandes grupos de clasificaciones climáticas según el procedimiento seguido: Genéticas,
Morfológicas y efectivas o aplicadas (Köppen).
1.1 Según su finalidad
- Dependiendo de la finalidad se desearán destacar unos u otros aspectos:
- Con fines turísticos se deseará resaltar los días de sol
- Con fin hidrológico, el volumen de las máximas precipitaciones.
1.2 Según la escala de estudio
1.3 Según el criterio seguido para la delimitación
- Se diferencian las clasificaciones racionales y empíricas.
1.4 Según la disponibilidad de datos
- Cuando se trata de hacer una clasificación a escala mundial hay grandes diferencias de unos
países a otros en cuanto a información climatológica.
2. Clasificación según la escala
2.1 Clasificaciones zonales
- Son las que abarcan mayor ámbito de estudio, y se basan en: características térmicas (insolación)
y circulación general atmosférica.
2.2 Clasificaciones intrazonales
- A una escala más pequeña se analizan las diferencias climáticas de cada zona, que delimitan unas
regiones climáticas.
2.3 Clasificaciones locales
- Se reduce más el ámbito de estudio, llegando a algunos km2, afectados por factores geográficos
más precisos, que matizan la circulación regional, dando lugar a una circulación local y a unas
condiciones específicas. A partir de este nivel, las clasificaciones climáticas presentan menos
problemas, pudiendo definirse a través de datos numéricos.
2.4 Clasificaciones microclimáticas
3. Criterios tomados como base para una clasificación climática
- Son muchas las clasificaciones que toman como base los elementos determinantes del tiempo,
como la temperatura, la presión, los vientos y las precipitaciones, en algunos casos
individualmente y en otros combinados, lo que da lugar a unas clasificaciones más completas y
precisas.
- Los datos deben resaltar las variaciones a lo largo del año, no los valores medios o totales
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anuales.
3.1 Las temperaturas
- En los climas zonales determinan diferencias en latitud. Se han establecido clasificaciones
relacionando la temperatura media del mes más frío con la del mes más cálido, que da lugar a 14
tipos de clima en función de su oscilación térmica media anual, sin mayor precisión.
3.2 Las precipitaciones
- Otras clasificaciones toman como base sólo la cantidad precipitada.
3.3 La relación temperatura/precipitación
- Es un método de clasificación sencillo, pero de gran precisión. Es el más utilizado y se adapta
bien al nivel regional por la uniformidad de los datos.
- Se han realizado gran cantidad de índices para relacionar temperatura y precipitación,
denominados índices de aridez, que nos darán diferentes climas. Para diferenciar los límites entre
estos climas se usan las modificaciones en la vegetación.
3.4 El viento
- Se utiliza para el estudio en climas muy pormenorizados, donde se tiende a analizar su influencia
sobre el hombre. Generalmente reciben el nombre de índices de confort.
- En el caso del viento, que tiene gran capacidad de refrigeración, se han establecido algunos
índices de confort, como el de Siple (que relaciona viento y temperatura, que marcan límites de
carácter relajante, hipotónico e hipertónico para el hombre).
- El índice de Taylor relaciona temperatura y precipitaciones, estableciendo unos límites a partir de
los que se consideran situaciones de calor o frío excesivos, y de aridez o humedad extremas.
4. Clasificación climática de Köppen
- W. Köppen, botánico y biólogo alemán, describió en 1898 su sistema de clasificación climática,
posteriormente revisada y ampliada, que está basada en los elementos climáticos de temperatura
y precipitación, pero para definir los límites entre los distintos climas se apoyó en la distribución
de la vegetación. Así pues, se trata de una clasificación empírica, sin tener en cuenta las causas.
- La difusión alcanzada por esta clasificación se debe a ciertas ventajas:
- Facilidad de obtener los datos climatológicos en todas las estaciones meteorológicas, pues
utiliza valores medios mensuales o anuales de temperatura y precipitación.
- Diferenciación de climas en un número reducido de categorías, pero suficiente para la escala
mundial. Hay adaptaciones para clasificar espacios más reducidos.
- Quedan bien reflejados otros criterios, como la evaporación, la vegetación natural y los suelos.
- La clasificación tiene distintos niveles que se van pormenorizando paulatinamente. El primer
nivel es practicamente zonal, denominándose los climas con letras mayúsculas, a las que
sucesivamente se les va añadiendo una o dos letras minúsculas, que matizan el tipo de clima.
4.1 Primer nivel de clasificación: escala zonal (A, B, C, D, E)
- El primer nivel de clasificación está constituido por cinco grupos climáticos básicos (A, B, C, D,
E), que en general se corresponden con una distribución latitudinal desde el Ecuador hacia los
polos, puesto que todos ellos se definan a partir de las temperaturas medias, salvo el grupo B,
que queda determinado por la relación evaporación/precipitación.
- Las características de cada grupo aparecen en el siguiente cuadro:
4.2 Segundo nivel de clasificación: estacionalidad de las precipitaciones (f, w, s, m)
- La subdivisión de los grupos climáticos se realiza mediante una segunda letra que precisa las
diferencias climáticas basándose en la precipitación, con lo que se obtiene ya la relación entre
temperatura y precipitación.
- División de los grupos B-E
- En este segundo grupo se establece una diferenciación entre los grupos B y E y los demás, ya que
ninguno de los dos presenta una condición favorable para el desarrollo de los árboles, bien por
un déficit de precipitación (B) o de su calor (E).
- Los climas del grupo B se subdividen con las letras S y W. Este grupo no queda definido por las
temperaturas, como el resto, sino por la relación evaporación/precipitación. Por ello, no es un
clima zonal, sino que puede aparecer en distintas zonas.
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- En la clasificación de Köppen, la relación evaporación/precipitación se establece en función de
temperaturas y precipitaciones, aunque también depende de otros factores, pero con mayor
complejidad para sus medidas. Para calcular la evapotranspiración e, Patton utiliza una fórmula
simplificada:
e = 20t + 490 - 7 PPW
e = necesidad de agua en mm
t = temperatura media anual en ºC
PPW = porcentaje de precipitación en los 6 meses de invierno con respecto al total anual,
considerándose como meses de invierno de Octubre a Marzo para el Hemisferio Norte y de abril
a septiembre para el Hemisferio Sur.
- Si con el uso de la fórmula obtenemos que e es superior a la precipitación total registrada, nos
encontramos ante un clima seco o árido. Según sea esa diferencia, se establece la subdivisión del
grupo B mediante una segunda letra, S (estepa) o W (desierto).
- El otro grupo en el que no crecen árboles es el E, al que se le conoce como clima de hielo. En
este caso, la subdivisión se define por las letras mayúsculas T (tundra) y F (hielos perpetuos).
- División de los grupos A-C-D
- La subdivisión se hace mediante las letras minúsculas f, w y s. En los climas tropicales hay una
división más, la m. La definición de cada letra es la siguiente:
- f: falta la estación seca, por lo que es un clima húmedo todo el año, con precipitaciones más o
menos regulares. Los seis meses más fríos reciben entre el 30 y el 70% de la precipitación total.
- w: estación seca en invierno (debe considerarse si es el Hemisferio Norte o el Sur). En estos
meses de invierno se registran menos del 30% de las precipitaciones totales.
- s: estación seca en verano (debe considerarse si es el Hemisferio Norte o el Sur). Los meses de
invierno reciben más del 70% de la precipitación total.
- m: clima monzónico, cuando en climas tropicales con estación seca la precipitación total del año
es superior a 2500 mm menos 25 veces la precipitación del mes más seco.
- La razón de la división f, w y s se centra en el distinto efecto que tienen las precipitaciones
acumuladas en una estación con respecto a la evapotranspiración potencial, y por lo tanto, con
respecto a las características de la vegetación
- Combinando los dos grupos de letras para la clasificación climática se obtienen 12 climas
distintos.
4.3 Tercer nivel de clasificación: temperatura del verano (a,b,c,d)
- Para obtener mayor precisión climática se introduce una tercera letra, que hace referencia a las
temperaturas del mes más cálido y del más frío. Las más destacadas son:
- a: veranos calurosos. La temperatura media del mes más cálido es superior a 22°C.
- b: verano cálido y largo. La temperatura del mes més cálido es inferior a 22°C, pero al menos 4
meses registran temperaturas superiores a 10°C.
- c: verano fresco y corto. La temperatura del mes más cálido está entre 10 y 22°C, pero cuenta con
menos de 4 meses con temperaturas por encima de 10°C.
- d: inviernos muy fríos. La temperatura media del mes más frío es inferior a -38°C.
- Con estas subdivisiones, la denominación de climas es la siguiente:
- Cfa/Cwa: Clima templado húmedo
- Cfb/Cfc: Clima marítimo de latitud media
- Csa/Csb: Clima mediterráneo
- Dfa/Dfb/Dwa/Dwb: Clima húmedo continental
- Dfc/Dfd/Dwc/Dwd: Clima subártico
- Hay otras letras que reflejan matices de temperatura. Así, en los climas B se matizan:
- h: clima caluroso y seco, con tmeperatura media anual superior a 18°C.
- k: clima frío y seco, con temperatura media anual inferior a 18°C.
- Por lo que Bwk será un clima de desierto frío, y Bwh un clima de desierto cálido.
- En otros casos se añaden:
- i: régimen isotérmico, con débil opscilación térmica anual.
- l: régimen templado, con temperaturas medias anuales entre 10 y 22°C.
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- n: nieblas frecuentes.
Tema XI La vegetación
4. Clasificación de la vegetación natural
4.1 Distintos criterios
- Son diversas según el criterio, la escala y el método que se utilice
4.2 Clasificación estructural
- Bosque: Es una formación vegetal constituida por árboles que crecen unos junto a otros y forman
un estrato de hojas que cubre de sombra el suelo, formando un microclima. Pueden encontrarse
en muchas regiones con diferentes climas, aunque requieren un volumen mínimo de
precipitación de 500 mm anuales (por debajo comienza la sabana), admitiendo variaciones
estacionales, configurando así diferentes tipos de bosque con diferentes especies: selva tropical
lluviosa, bosques tropicales de hoja caduca, bosques de zonas templadas, con mayores
diferencias estacionales y bosques boreales o taigas, con condiciones climáticas extremas. Es
importante considerar la abundancia de especies, su morfología y sus características.
- Sabana: Es una combinación de árboles y arbustos en proporciones variables. La proporción de
árboles es baja, predominando las extensiones herbáceas. Según la proporción de árboles existen
varios tipos: bosque sabana, parque sabana y sabana herbácea. La vegetación de sabana tiene
relaciones con el clima, el suelo y la geomorfología, así como con la acción antrópica (incendios
y desmontes) e influencias paleoclimáticas. Las características climáticas son de baja
precipitación total anual y desigual distribución estacional. Se encuentran ocupando extensas
llanuras y mesetas.
- Pradera: Es una extensión cubierta en su mayor parte o totalmente de hierba, en sus distintas
variedades: pradera alta hasta 1’5 m de altura, mixta en torno a 0’8m y pradera corta. Las
condiciones climáticas son amplias, en general con poca precipitación anual y gran amplitud de
temperaturas, desde climas con calor extremo a climas fríos.
- Desierto: Medio de vegetación escasa y dispersa, que deja al desnudo un elevado porcentaje del
suelo, quedando expuesto a los procesos de meteorización y erosión. La vegetación presenta
aspectos diferentes en función de la naturaleza del material rocoso donde se asiente. Por lo
general son plantas de pequeño tamaño adaptadas a la sequedad, reduciendo la superficie
transpirante y desarrollando las raíces, o bien convirtiéndose en semillas que actuarán tras la
lluvia. El desierto está desprovisto de árboles, si bien pueden darse algunas plantas leñosas en
desiertos de zonas templadas.
5. Distribución de la vegetación
5.1 Zona intertropical
- Selva ecuatorial: La zona de clima ecuatorial cuenta todo el año con una gran regularidad
térmica y pluviométrica, lo que da lugar a una rica y exhuberante vegetación, en su mayoría de
hoja ancha y perenne, denominada selva tropical.
- Las plantas pueden llevar a cabo sus funciones en cualquier época del año, haciendo que por
ejemplo los árboles cambien sus hojas paulatinamente a lo largo del año, lo que lleva a
considerarlos como de hoja perenne. Si lo hacen a la vez, se lleva a cabo en periodos muy cortos
de tiempo.
- En las selvas tropicales existe una gran riqueza vegetal (en la selva amazónica existen más de
8.000 especies), pero todas tienen un elemento común: están constituidas por plantas
megatermas (necesitan altas temperaturas para vivir).
- Predominan las especies arbóreas, compuestas por árboles muy desarrollados en altura (hasta 60
m), dispuestos en estratos, generalmente tres arbóreos y dos de plantas leñosas de gran
desarrollo. Aunque la masa arbórea parece homogénea existen diferencias según los pisos: el
superior está espaciado, el segundo tiene mayor continuidad en las copas de los árboles, mientras
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el inferior son brotes jóvenes y adultos de copas pequeñas y achatadas.
- Junto a las especies arbóreas están otros componentes como enredaderas (lianas de hasta 20 cm
de diámetro), plantas epifitas (se desarrollan sobre otros vegetales, sin raíces en el suelo, como
las orquídeas) y plantas herbáceas (su tamaño y densidad varía en función de la luz y del espacio
disponible).
- En regiones litorales existe una adaptación a suelos inundados y a la salinidad de las costas, los
manglares. Se dan en la costa Oeste, donde hay aguas cálidas y pueden extenderse hacia el
interior ocupando marismas y lagunas. Están formados por plantas de raíces aéreas y un follaje
adaptado a una elevada transpiración.
- Bosque tropical con estación seca: selva tropical, sabana
- La selva tropical presenta modificaciones con respecto a la selva ecuatorial en función de la
pluviosidad. La vegetación de la selva tropical es menos densa y con menos estratos que la
ecuatorial. Se incrementan las especies de hoja caduca, manteniéndose muchas de hoja perenne,
y hay mayor densidad de sotobosque herbáceo al penetrar más la luz. Son características las
asociaciones de bambú.
- La vegetación de sabana se deriva de un período seco superior a tres meses o una adaptación a
las variaciones del contenido acuoso del suelo. Pueden encontrarse en los valles más húmedos,
llamados bosques-galería tropicales.
- Dentro de la sabana existen diferencias según la aridez. Sus características generales se traducen
en un menor número de especies que en las selvas, una vegetación arbórea compuesta por
especies resistentes al fuego y una reducción en la altura de los árboles (entre 10 y 18 m). La
densidad del arbolado decrece con la estación seca hasta llegar a un paisaje con arbustos leñosos
con espinas.
- Las especies herbáceas presentan modificaciones en altura, llegando hasta 3’6 m en zonas
húmedas, y por debajo de 60 cm en zonas áridas.
5.2 Zona templada
- Comprende una amplia gama vegetal adaptada a las variedades climáticas. Según se asciende en
latitud se distinguen:
- Bosques de hoja perenne de climas subtropicales.
- Bosques de hoja caduca de climas templados y húmedos.
- Bosques de coníferas de climas subártico y marino de latitud media.
- Bosques de hoja perenne de climas subtropicales
- En los climas Cfa existe un bosque mixto de menor cobertura que los de la zona intertropical
húmeda, con menor altura y número de especies, con mezcla de caducifolios y perennes debido a
la estacionalidad. Donde ha intervenido poco la mano del hombre dominan los árboles frondosos
(robles, arces, tilos, magnolios), destacando la laurisilva, con bosques de hoja perenne y menor
presencia de coníferas. Existe un amplio desarrollo de arbustos (landas o brezales, resultado de la
degradación del bosque templado caducifolio) y musgos.
- En los climas Csa (mediterráneos), las plantas se encuentran condicionadas por la sequía y el
calor estival, con árboles de hojas pequeñas, fuertes y enceradas, de hoja perenne, troncos cortos
de corteza gruesa con un profundo sistema de raíces. Forman bosques claros estratificados en
tres formaciones: cubierta arbórea, arbustiva y herbácea. En la cubierta arbustiva hay especies de
hoja caduca y perenne de entre 1 y 3 m, destacando el maquis, la garriga y el chaparral. El
maquis y la garriga son de monte bajo, derivadas de la acción humana o resultado del clima en la
periferia de los bosques esclerófilos. El maquis, en suelos silíceos, incluye numerosas especies,
algunas espinosas. La garriga, en suelos calizos, es discontínua y alcanza menor porte. El
chaparral, en regiones más meridionales, es un bosque enano arbustivo.
- La estepa arbustiva o herbácea anuncia el desierto.
- Las especies más características son el alcornoque (en suelos silíceos con precipitaciones), la
encina (en suelos calcáreos), las coníferas cálidas (pinos) en zonas secas, olivares y plantas
aromáticas (romero, tomillo, lavanda, jara...).
- Bosques de hoja caduca de climas continentales húmedos
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- Los climas continentales, más rigurosos, desarrollan bosques de hoja caduca, bosques de
coníferas y praderas herbáceas. La variedad de especies difiere según los continentes,
predominando árboles altos de hoja grande. En el piso inferior hay arbustos y árboles jóvenes, y
en el piso más bajo las hierbas se desarrollan cuando el suelo recibe luz (en primavera). Las
especies más representativas son, en regiones frías, el haya, roble y fresno; en suelos con
deficiente drenaje, el olmo y el fresno. Pueden encontrarse abedules, nogales, arces y castaños.
- Bosques de coníferas del climas subártico y marino de latitud media
- Los bosques de coníferas se instalan donde la continentalidad es más acusada y hay influencia
polar. Hay bosques templados de coníferas y bosques de coníferas de latitudes altas o taiga,
situados entre la tundra y el bosque de hoja caduca o las estepas.
- Las coníferas poseen hojas estrechas en forma de aguja o escama, que son renovadas de forma
contínua todo el año. Son de hoja perenne, aunque hay algunos de hoja caduca, como el alerce o
el ciprés pelado. El tronco es de corteza gruesa, con raíces bien desarrolladas (aunque con poca
profundidad en zonas heladas). En latitudes meridionales hay también especies de hoja caduca,
como abedul, haya, arce, sauce o chopo. Las coníferas más representativas son el pino y el abeto.
- La degradación de este bosque origina praderas herbáceas, que en zonas de sequedad dan paso a
las estepas.
5.3 Zonas cicumpolares: tundra
- Al norte de la taiga y de los bosques boreales se desarrolla la tundra, extensión de tierra pelada o
terreno inhóspito, tierra sin árboles. Se localiza en climas muy fríos, con humedad y suelos
saturados, con una vegetación muy pobre de plantas leñosas enanas, arbustos bajos, plantas
herbáceas, líquenes y musgos. Hay cuatro tipos de tundra: tundra de plantas almohadilladas,
tundra herbácea, tundra arbustiva y tundra arbórea.
- Las plantas leñosas son sauces achaparrados y abedules diseminados en regiones abrigadas.
- Esta vegetación se desarrolla también en altura debido a los vientos fríos y falta de abrigo. En el
medio montañoso se llama tundra alpina, por debajo del suelo desnudo y las nieves perpetuas. El
elevado contenido de azúcar de esta vegetación hace que puedan sobrevivir especies de animales
muy grandes.
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