TEMA I LA TIERRA, PLANETA EN MOVIMIENTO Y SU REPRESENTACIN TEMA 1 LA TIERRA PLANETA. MOVIMIENTOS Y REPRESENTACIN. Diagrama conceptual. Introduccin. 1. La Tierra en el espacio. Forma y dimensiones. Forma y dimensiones de la Tierra. Consecuencias de la esfericidad de la Tierra 2. Movimientos de la Tierra y sus consecuencias geogrficas. Los movimientos de la Tierra. Movimiento de rotacin. Orientacin y situacin sobre la superficie terrestre. Medicin del tiempo. Otras consecuencias del movimiento de rotacin. Movimiento de traslacin. Solsticios y equinoccios. Consecuencias del movimiento de traslacin. Sucesin de estaciones y zo nas terrestres. 3. La representacin de la superficie terrestre. La Cartografa. Las proyecciones. La escala. Bases matemtica y geogrfica. Tipos de mapas. Otras formas de representacin. LA TIERRA EN EL ESPACIO. FORMA Y DIMENSIONES. Forma y dimensiones de la Tierra. onsecuencias de la esfericidad de la Tierra C Los rayos solares inciden de forma perpendicular sobre el Ecuador y hasta los 23 27 `de Latitud. A medida que aumenta la Latitud los rayos son ms oblicuos (por la inclin acin del eje terrestre).Al girar sobre s misma produce: fcil orientacin, medicin del tiempo, los mviles sufre la fuerza de Coriolis y la sucesin de das (+calentamiento) y noches (+ enfriamiento). Movimientos de la Tierra y sus consecuencias geogrficas. Movimiento de rotacin. a) Orientacin y situacin sobre la superficie terrestre. La Tierra gira sobre su eje polar. El giro completo es de 360 y tarda en hacer lo 3h. 56min. 4,09seg. Y en direccin oeste a este. Gracias a la rotacin podemos: - Puntos cardinales Orientarnos, ya que el Sol sale por el Este y se pone por el Oeste, por tanto ya sabemos los puntos cardinales. Los de refencia fija son los Polos y sirven de base para trazar la r ed geogrfica. - Red geogrfica. Entramado de meridianos y paralelos para localizar cualquier pu nto de la superficie terrestre. (fif. 1.4. / pg. 27) - Meridianos. Arcos de crculo mximo cuyos extremos coinciden con los polos. Cad a uno mide 180. Meridiano de Greenwich 0. Meridiano de medianoche 180. - Paralelos. Crculos completos que se obtienen por la interseccin de planos pe rpendiculares al eje de rotacin. El ecuador es el crculo mximo y divide la Tierra en dos hemisferios igu ales. - Longitud. Se puede definir de dos formas:

1. 0.

ngulo que forma el plano del meridiano de un lugar con el meridiano

2. Arco de paralelo medio en grados entre un punto y el mer idiano 0 (fig. 1.5. / pg 28) - Latitud. Se puede definir de dos formas: 1. ngulo comprendido entre el plano del ecuador y el que pasa por un pun to de la superficie y centro de la Tierra (Norte y Sur y entre 0 y 90) 2. Arco de meridiano medido en grados entre un punto y el Ecuador (todo s los puntos de 1 paralelo tienen igual latitud) (Fig. 1.5. / pag. 28) - Diferente extensin superficial de 1 de latitud y longitud. - Velocidad de giro en cada zona terrestre. Con la latitud la velocidad de giro vara dada a la forma esfrica (ms en el ecuador y menos en los polos). b) Consecuencias del movimiento de rotacin. La rotacin hace que se genere diferentes fuerzas: - Fuerza centrfuga. Tiende a separar los objetos de la superficie y es contrarrestada por la Graveda d. La fuerza de gravedad consiste en que los cuerpos son atrados entre s de forma d irectamente proporcional a su masa, e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia que los separa. - Efecto de Coriolis Todo mvil sobre la superficie terrestre sufre una desviacin (hacia la der echa en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur). Este produce efectos sobre la direccin de los vientos y corrientes marinas. - Alternancia da / noche. Coinciden con los periodos de calentamiento y enfriamiento. - Permite medir el tiempo La hora. Una hora son 15. Si nos desplazamos 15 hacia el Este, ten dremos que adelantar el reloj 1 hora. Los husos horarios. Adaptacin de la hora a las necesidades actuales. Hay 24 husos div ididos de forma irregular sobre los continentes para que los pases no tengan demasiadas horas dif erentes. La hora oficial se basa en un meridiano de referencia y se aplica de forma arbitraria en un amplio territorio. La hora oficial de Espaa corresponde a la del huso horario de Europa Central. Si con ocemos la hora de Greenwich, y la longitud del lugar podemos saber la hora solar. Movimiento de traslacin. a) Caractersticas del movimiento de traslacin. - Sentido del giro. Giro alrededor del sol en 365 das, 5 horas y 48 minutos con 45,6 segundo s (ao). Ao astronmico: tiempo transcurrido entre dos pasos de la Tierra por delante de una e strella fija. Ao solar: tiempo transcurrido entre dos equinoccios. - Trayectoria.

Gira de Oeste a Este y describe una elipse - Distancia media al Sol. Distancia media: 150 mill / km Perihelio. Menor distancia con el Sol (147 millones de km) Aphelio. Mayor distancia con el Sol (152 millones de km) - Velocidad. Velocidad media de giro: 107.000 km / h - Inclinacin del eje terrestre. La Tierra gira inclinada sobre el plano de traslacin o plano de la elptic a. El eje terrestre presenta una inclinacin constante sobre el plano de 2327'. Si la Tierra no girar i nclinada las cosas seran muy diferentes, y la duracin de das y noches sera igual en todos los lugares a parte de no haber estaciones. b) Consecuencias del movimiento de traslacin. -Sucesin de estaciones. (fig 1.8. / pg. 34) Solsticios. - Los Trpicos de Cncer y Capricornio son la latitud mxima en la que los rayos de sol son perpendiculares al medioda, en algn momento del ao. Al llegar a esta latitud mxima, el sol parece pararse y que vuelva para atrs, por eso se llama solsticio. - Solsticio de invierno (en el Hemisferio Norte): entorno al 22-23 de diciembre - Solsticio de verano (en el Hemisferio Norte): entorno al 22 de juni o. Equinoccios - A partir de los equinoccios en los Polos comienzan el da o la noche de 6 meses. - Equinoccio de primavera (en el Hemisferio Norte): alrededor del 22 de marzo. - Equinoccio de otoo (en el Hemisferio Norte): entorno al 22 de septie mbre. - Zonas climticas. Intertropical. - Situada entre los trpicos (1 ZONA). - Los rayos solares alcanzan la mxima verticalidad. - La duracin del da y la noche es sensiblemente igual durante todo el ao . - El calentamiento diurno supera al enfriamiento nocturno. Zona clida. Templadas. - Situada entre los Trpicos y Crculos Polares (2 ZONAS). - Rayos solares ms oblicuos y menos calos contra mayor latitud. - Oscilacin en la duracin de los das y las noches a lo largo del ao. - Grandes variaciones de temperaturas pero moderadas (fig.1.9. / pg 37 ) Polares. - Limitadas por los Crculos Polares (2 ZONAS). - Mxima desigualdad entre el da y la noche. Siendo en los Polos de 6 mese s. BLOQUE TEMTICO 2 ELEMENTOS Y FACTORES CLIMTICOS TEMA 2. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMTICOS I. LA TEMPERATURA. Diagrama conceptual. Intoduccin. 1. Composicin de la atmsfera. 2. La estructura atmosfrica. 2. 1. La

troposfera. 2. 2. La estratosfera. 2. 3. La alta atmsfera. 3. Las propiedades del aire. 4. La energa solar y la temperatura terrestre. 5. El desigual reparto de la inso lacin terrestre. 5. 1. Factores explicativos del desigual reparto de la insolacin y comportamiento calorfico terrestre. 5. 1. 1. Influencia de la distancia entre la Tierra y el Sol. 5. 1. 2. Influencia de la altura del Sol. 5. 1. 3. Influencia de la duracin de la luz solar. 5. 1. 4. El efecto de la atmsfera. 5. 1. 5. El efecto de la desigual d istribucin de las tierras y los mares. 5. 1. 6. Efecto de la elevacin y la topografa. 5. 2. La distribucin de la radiacin solar en la superficie terrestre. 6. La diferenciac in trmica de la troposfera. 6. 1. Las temperaturas de la superficie. 6. 1. 1. La oscil acin trmica diaria. 6. 1. 2. Las variaciones estacionales. 6. 1. 3. La distribucin de tem peraturas sobre la superficie del globo terrestre. Principales factores explicativos d e la desigual distribucin de temperaturas de la superficie terrestre. Distribucin trmica supe rficial a escala planetaria. 6. 2. La estructura trmica en altura 1. Composicin de la atmsfera. 2. Composicin qumica y distribucin en volumen. Aire: Compuesto fundamentalmente de la atmsfera. No es un compuesto qumico , sino una mezcla de gases. Aerosoles: Pequeas partculas lquidas y slidas, dispersas. La composicin qumica y el porcentaje en volumen de los principales gases que integran la atmsfera terrestre viene reflejados en el cuadro III.1 / pg. 98. 1.2. Propiedades de los principales gases. Importancia desde el punto de vista climtico. Algunos gases que integran la atmsfera no tienen inters desde el punto de vist a climtico: - Nitrgeno. Principal componente gaseoso de la atmsfera y de gran importancia en la nutricin de los seres vivos, pero que apenas influye en las variaciones climticas. - Oxgeno. Imprescindible para los seres vivos, pero que apenas influye en las variaciones climticas, como los denominados gases nobles. Con otros gases no ocurre lo mismo: - Vapor de agua. Tiene una presencia muy variable. El agua penetra en la atmsf era por la evaporacin de los mares, lagos, ros y transpiracin de las plantas, se condensa e n minsculas gotitas para formar las nubes y posteriormente se precipitan sobre la superfi cie terrestre. Cuando se emplea el trmino humedad del aire (cantidad de agua contenida en la masa at mosfrica terrestre) nos referimos, tanto al vapor de agua en estado gaseoso como a las gotas lquidas de las nubes .El vapor de agua, tambin, tiene la propiedad de absorber los rayos infr arrojos de mayor longitud de onda del Sol, y se ve reforzado por el dixido de carbono. - Dixido de carbono. (anhdrido carbnico) Procede de las emanaciones volcnicas, d

e las combustiones y de la respiracin de los seres vivos. Desde principio del s. XX, ha habido un aumento notable de dixido de carbono procedente de la combustin de madera, carbn , petrleo y gas natural. El aumento progresivo del dixido de carbono es compensado por l a accin cloroflica de las plantas. Su total desaparicin provocara un descenso medio de l a Tierra de 21C. - Ozono. Se forma por la absorcin de rayos ultravioletas procedentes del Sol, que descomponen el oxgeno molecular biatmico, provocando la constitucin de molculas triatmicas del mismo. La capa de Ozono impide el paso de la radiacin ultravioleta de longitud de onda entre 0,20 y 0,29 que hara imposible la vida, la de longitud de onda comprendida entre 0,29 y 0, 40 traspasa y es beneficiosa. - Otros gases. Estos son contaminantes o impurificantes, estos pueden ser: Anhdrido sulfuroso (SO2): se incorpora al aire por combustin de carbn, petrleo y fundicin de metales que contengan azufre. Existe el peligro que derive e n la formacin de cido sulfrico (SO4H2), perjudicial al contacto con los pulmones. Anhdrido nitroso (N2O): toxicidad por encima de determinadas concentr aciones. Monxido de carbono (CO): combinado con la hemoglobina de la sangre i mpide el transporte del oxgeno. 1.3. Las partculas slidas. Se contienen en la atmsfera y tienen una procedencia y naturaleza variable. Partculas de polvo, sales que cristalizan al evaporarse las gotas de agua de los ocanos, humos procedentes de la combustin... 2. La estructura atmosfrica. Ni la distribucin de los diferentes elementos, ni la densidad del aire permanecen constantes con la altura. Estructura vertical de la atmsfera: permite dividir la atmsfera en capas h omogneas (fig. III.1 / pg. 101). Las diferencias trmicas son resultado de la diferente composicin gaseosa de cada capa. La atmsfera no se halla distribuida uniformente, sino que presenta una estructura en capas de diferente composicin y dinmica: troposfera, estratosfera y alta atmsfera. 2.1. La troposfera. Deriva del griego tropein (girar, revolver) movimientos turbulentos en su seno. Es la capa inferior de la atmsfera. Composicin. En ella se encuentran las partes de masa gaseosa que envuelve l a Tierra y casi la totalidad del vapor de agua. En ella hay dominio de las nubes, p recipitaciones y dems fenmenos metereolgicos. Dinmica atmosfrica. Subcapas de la troposfera: o Capa geogrfica o capa sucia: hasta una altitud media de unos 3000 metros.

Impurezas y mayor turbulencia del aire. o Peplopausa: lmite de la capa geogrfica o capa sucia. o Capa libre: la atmsfera est ms libre y homognea. Comportamiento trmico. La temperatura desciende con la altura, a unos 0,65 C p or cada 100 metros aproximadamente. Esta tendencia, que manifiesta un gradiente trmic o negativo, se interrumpe bruscamente al alcanzar la tropopausa (superficie de separacin respecto a la siguiente capa atmosfrica). La distancia en la que se encuentra la tropop ausa es variable y depende de la latitud y de la estacin del ao. La inversin trmica se produce ne los Polos a una altura inferior (6 km aproximadamente) y una temperatura superior (45 C) que en el Ecuador (17 km y 85 C). Esto puede ser causa de la verticalidad de los ray os solares. 2.2. La estratosfera. Significa aire en estratos tranquilos. Segunda capa de la atmsfera y va de la tropopausa hasta la estratopausa (a unos 50 km aproximadamente y es donde acaba el ozono). Composicin. Hay ausencia casi completa de vapor de agua y progresiva rarifi cacin de la presencia de gases. Dinmica atmosfrica. Antiguamente se crea que era una capa tranquila, pero se han descubierto perturbaciones violentas (a veces superan los 250km/h) con d ireccin Este en verano y Oeste en invierno. Este cambio de direccin parece parece estar r elacionado con la variacin trmica provocada por el diferente calentamiento de la ozonosfera. Comportamiento trmico. La temperatura es constante hasta una altura de 18 a 20 km, aumentando despus 3 C cada 1 km. Hay presencia de ozono que absorbe las ra diaciones ultravioletas del Sol, con lo que esta capa puede alcanzar los 100 C. 2.3. La alta atmsfera. Mesosfera o alta estratosfera: a partir de los 50 km la temperatura se invie rte y esta desciende hasta la mesopausa (a unos 80 km de altura). Termosfera: por encima de los 80 km hay casi una total rarificacin atmosfrica. A los 150 km la presin del aire es casi un vaco neumtico, pero hay suficiente densidad g aseosa para provocar calentamiento por rozamiento (estrellas fugaces...). Absorcin de radiaciones solares de menor longitud de onda con lo que aumenta la temperatura a 200 300 C. Ionizacin: consecuencia de la radiacin y su absorcin por el aire. Los tomos gaseosos modifican su situacin de neutralidad elctrica y se transforman en iones. E sta transformacin convierte a la atmsfera en conductora de electricidad. Por esto la atmsfer a recibe el nombre de ionosfera. Sin al ionizacin no se podran realizar las emisiones por radio. 3. Las propiedades del aire. Aire: mezcla de gases. Gases: cuerpos sin forma ni volumen propios y con tendencia a dispersarse uniformemente por el espacio y de gran movilidad.

Slidos: ofrecen fuerte resistencia a modificar su volumen aunque no su forma. Lquidos: cambian su volumen mediante variaciones de presin y temperatura. Forman superficies de separacin frente a los gases. La movilidad. Debido a la baja atraccin entre sus molculas, le permite moverse librement e por el espacio. Esta propiedad es fundamental para comprender la dinmica atmosfrica. La presin - Concepto. Sinnimo de fuerza. El aire pesa y ejerce una fuerza por unidad de superficie en cualquier punto de la atmsfera, a mayor altura me nor presin. Un gas a alta presin es capaz de realizar una fuerza unitaria s uperior (P=F/S (F= fuerza; P=presin; S=superficie)). - Unidades de medida de la presin Sistema cegesimal (C.G.S.) --- Baria Sistema internacional (S.I.) --- Pascal. Pero se utiliza el bar y el kilogramo por centmetro cuadrado. Otras unidades utilizadas son la atmsfera y el milmetro de mercu rio: Atmsfera: presin atmosfrica a nivel del mar, a 0C. Milmetro de mercurio: tiene relacin con el experimento de Torricelli (fig. III.3 / pg. 107). - Causas de las diferencias de presin. Las diferentes presiones atmosfricas son no slo a causa de la al tura sino tambin de origen trmico y dinmico. La temperatura. - Concepto de calor y temperatura. Calor: forma de energa. Temperatura: consecuen cia del calor. - Concepto de calor especfico. La desigualdad trmica puede medirse mediante el cal or especfico (cantidad de calor necesaria para elevar un gramo del mismo, un grado de tempera tura). El calor especfico del aire y del agua son diferentes. La acumulacin de calor de un cuerpo depende de la masa del mismo que se caliente. Comportamiento trmico diferencial: existe entre l a tierra y el mar. El suelo seco posee un calor especfico similar al del aire (5 veces inferior al agua). A esta diferencia de calor acumulado hay tener en cuenta que el agua permite que el cal or penetre a mayor profundidad, calentando ms masa. Al producto de la masa por el calor especfico se le conoce con el nombre de capacidad calorfica. Hay un ejemplo de la diferencia de absorcin en la pg . 109 junto con la Fig.III.4 / pg. 109. - Unidades de medida. Escalas de medida. La unidad de temperatura depende de la escala de medida. Escala centgrada: fue inventada por el astrnomo sueco Celsius en 1742 y se fijaron los valores de 0 y 100 correspondientes al a gua al helarse y al romper a hervir. Y dividindolo posteriormente en 1 00

partes (grado centgrado). Fahrenheit: estableca otros puntos de referencia de medicin, u d io a 0 la temperatura de la nieve y de la sal y de la sal de amonia co en fusin y 100 a la temperatura normal del cuerpo humano. Kelvin o absoluta: es otra escala termomtrica. Es la prolongacin de la escala centgrada con el cero absoluto en el 273C (temperatura en que la materia quedar sin movimiento interno, sera la temperatur a ms baja que se puede alcanzar). La densidad. - Concepto. El aire ms denso se estabiliza y el menos denso tiende a elevarse. De nsidad: es la masa de un cuerpo por la unidad de volumen. El resultado es el mismo al peso esp ecfico o peso unitario. - Unidades de medida de la densidad. La unidad de medida es el gr/cm2 y el gr/l itro. - Variacin de la densidad segn la temperatura y el porcentaje de humedad. Factores que modifican la densidad del aire: Una masa de aire que contenga mayor cantidad de vapor de agua es un aire poco denso y con cierta tendencia a elevarse y perder su estabilidad. Temperatura: determina la densidad. Una masa de aire caliente ocu pa mayor volumen que si estuviera fra, siendo menor su densidad. Tambin tiende a elevarse como el hm edo. La humedad. - Concepto de humedad absoluta y relativa. Humedad: hace referencia a la cantidad de vapor de agua contenid a en la atmsfera. Humedad Absoluta.- Es el peso en gr. en relacin a una unidad de volumen de aire en m Humedad Relativa.- Es al situacin con respecto a la saturacin. Calcular la proporcin en %, de la humedad absoluta del aire respecto a la correspondiente al estado de saturacin a esa temperatura. - Unidades de medida de la humedad. Se realiza en gr/m3 - Saturacin y condensacin. Saturacin: Es el punto en el que al descender la temperatura hast a 14 C la humedad relativa es del 100 por 100. Condensacin: Un enfriamiento por debajo de ese valor hasta los 10 C, por ejemplo (9,4 gr./m en el punto de saturacin), obligara al aire a ceder el exceso de humedad (12-9,4 = 2,6 gr./m) continuando con una humedad relativa del 100 por 100. Esta can tidad de humedad en exceso condensara, pudiendo permanecer en forma de minsculas gotitas di sueltas en el resto de la masa atmosfrica. 4. La energa solar y la temperatura terrestre. = T.IV

El Sol calienta el aire, elevando su temperatura, pero a Ia vez es eI causante d e Ia dinmica de Ia hidrosfera y Ia atmsfera y, en ltima instancia, de las tormentas, las nubes, Ia ll uvia, Ia nieve, etc. El sistema trmico terrestre. Sistema trmico: constituido por diversos elementos que interactan entre si , intercambiando energa calorfica. El sistema trmico terrestre es abierto y equilibrado. Es un siste ma abierto, porque existe una relacin con el exterior. La energa solar alcanza Ia superficie terrestr e calentndola, y a su vez, Ia Tierra emite energa calorfica hacia el Espacio. Y es un sistema trmico equi librado, porque el proceso de entrada y salida de energa calorfica se produce de manera que no exista ni ganancia ni prdida de calor. -Fases del sistema trmico terrestre: 1 FASE: Integrado por Ia atmsfera y las superficies continental y martima, la atmsfera acta a modo de filtro, absorbiendo y reflejando un porcentaje importante de Ia en erga solar. nicamente Ia parte conocida como insolacin alcanza Ia superficie del suelo. Como c onsecuencia de las radiaciones recibidas, la atmsfera y superficie terrestre, funcionan a su vez como emisores, interactuando entre si y con el exterior, de manera que resulte equilibrado el i ntercambio. 2 FASE: Los contrastes trmicos de carcter zonal y su variacin en el tiempo s on el resultado del desigual reparto de Ia radiacin solar, motivado por factores de orden csmico y geogrfico. Existe desequilibrio trmico interior exige Ia existencia de unos mecanismos compensatori os de trasferencia de calor desde las regiones clidas de baja latitud hasta las fras regiones polares (con los movimientos de Ia atmsfera y de las aguas de los ocanos). Balance trmico global entre el Sol y Ia Tierra. El Sol, principal fuente de energa. El Sol emite de forma constante una elevada c antidad de radiacin (5,2.1024 kilocaloras por minuto). nicamente una pequea parte Ilega a Ia superficie de Ia Tierra. La energa procedente del Sol en direccin perpendicular a los rayos solares es de 2 ca loras por centmetro cuadrado en cada minuto de tiempo. Esta unidad de energa por unidad de s uperficie recibe el nombre de langley, en honor de S.P. Langley, fsico y astrnomo del siglo xix, pionero en el estudio de las radiaciones. Constante solar: cantidad de energa que penetra en Ia atmsfera que es de 2 langley / minuto. La Tierra es una esfera en rotacin, Ia energa recibida se reparte sobre una superfici e mayor, en Ia proporcin de 4 a 1. La atmsfera y su labor de filtrado (absorcin, reflexin, dispersin).El valor medio, r elativo a toda Ia superficie terrestre, se reduce por el efecto de pantalla de Ia atmsfera. La radi acin emitida por el Sol es absorbida en parte por esta. Filtrado en fases sucesivas: 1. La ionosfera absorbe casi completamente los rayos X y

una buena parte de Ia radiacin ultravioleta. 2. El ozono de Ia estratosfera completa Ia absorcin de lo s rayos ultravioletas ms perjudiciales. 3. EI vapor de agua y el anhdrido carbnico realizan Ia lab or de filtrado en las radiaciones infrarrojas. La insolacin: energa que alcanza Ia superficie terrestre (albedo y absorcin por el suelo) Balance energtico entre los principales elementos del sistema trmico terrestre: superficie terrestre, atmsfera y espacio exterior. Insolacin: Es la energa solar que alcanza la superficie terrestre. La superfici e terrestre no se beneficia totalmente de la radiacin solar que alcanza la superficie despus de la l abor de filtrado atmosfrico, una parte, segn el albedo del suelo receptor (porcentaje de energa refl ejada), se refleja hacia el exterior. As, mientras el albedo del agua para radiaciones verticales es bajo (2%), es extremadamente alto en el caso de la nieve o el hielo (45-48%), oscilando el res to de la superficie terrestre en posiciones intermedias. Balance energtico: La ltima fase del balance energtico es la radiacin del suelo y po sterior calentamiento atmosfrico. La Tierra presenta un doble comportamiento: receptor de la energa solar y emisor hacia el exterior. la energa irradiada por la sup. terrestre es variable c on su temp. y se realiza por radiaciones de onda larga y o bien es absorbida por la propia atmsfera, por e l anhdrido carbnico y vapor de agua de la troposfera o bien se proyecta directamente al exterior. Es te hecho es muy importante desde el punto de vista climtico, pues supone que la atmsfera se compo rta como una pantalla trmica que devuelve calor a la superficie terrestre, impidiendo que , du rante la noche, la temp. descienda excesivamente por ausencia de radiacin solar, lo que se ha denomi nado efecto invernadero. La sup. terrestre utiliza dos nuevos mecanismos de transformacin del calor: El pr imero sirve para facilitar, sobre todo en los ocanos y mares, la evaporacin del agua y su paso a l a atmsfera. Este calor latente de vaporizacin es devuelto posteriormente en la condensacin. El seg undo uso es comunicar calor a las capas bajas de la atmsfera, que sufre un movimiento ascens ional convectivo. Ambas cantidades de energa calorfica pueden ser tasadas en 20 y 10 ca loras respectivamente (por cada 100 solares que alcanzan LT). 5. El desigual reparto de la insolacin terrestre. 5.1. Factores explicativos del desigual reparto de la insolacin y comport amiento calorfico terrestre. 5.1.1. Influencia de la distancia entre la Tierra y el Sol. El mov. de LT alrededor del Sol, segn una trayectoria elptica, es la causa de

que la distancia de ambos astros no siempre sea la misma. La excentricidad de la rbita explica que la energa recibida en el perihelio de Enero (mayor proximidad) sea superior en un 7% a la correspondie nte al aphelio de Julio (momento de mayor lejana). Cabe deducir que los inviernos en el HN deberan ser ms cl idos que los del HS, lo contrario ocurrira para los veranos. En la prctica la circulacin de calo r en la atmsfera y la continentalidad enmascaran esta tendencia global. 5.1.2. Influencia de la altura del Sol. Este factor afecta a la cantidad de insolacin recibida, ya que la altura del astro solar est medida por la inclinacin de los rayos del Sol respecto a la horizontal terrestre. Desde el momento de la puesta del Sol, la altura del mismo est condicionada por dos factores: la estacin del ao y la latitud del lugar. Estos factores y la incidencia de los rayos solares en Ecuador y Trpic os debera la radiacin ser mxima en el Ecuador y mnima en los Polos. Sin embargo a parte de la influencia de la atmsfera terrestre, un efecto complementario se suma al anterior y es la causa de que la temp. mx. no se registre en el Ecuador y s en lo Trpicos. El paso del Sol por stos se realiza a una velocidad ms lenta que en el Ecuador siendo la causa de que un mayor nmero de das continuados la incl inacin de los rayos solares sea casi vertical. 5.1.3. Influencia de la duracin de la luz solar. Adems de la perpendicularidad de los rayos solares, la latitud condiciona la duracin del da solar y, en consecuencia la cantidad de insolacin. Cuanto perodo de tiempo de ilumina cin solar, mayor ser la cantidad de radiacin diaria recibida. Desigualdades entre das y noches en lo s solsticios de verano e invierno y Hemisferios. Como consecuencia de la influencia de la estaci onalidad y latitud la radiacin solar diaria que llega a LT es variable en cada punto de la sup. terrest re. 5.1.4. El efecto de la atmsfera. El desigual recorrido de los rayos solares a travs de la atmsfera sera una con secuencia de la latitud. El principal factor atmosfrico causante de la diferente llegada de radia cin solar al suelo es la presencia de la nubosidad. 5.1.5. El efecto de la desigual distribucin de las tierras y los mares. El diferente comportamiento trmico de las superficies marina y continental aa de nuevas e importantes consecuencias al balance energtico diferencial de la sup. terrestre. De forma general en los ocanos, debido a la superior evaporacin del agua, el efecto de filtrado atmosfr ico es superior, as para una misma latitud el porcentaje de insolacin sera superior en los continent es que en los ocanos. Otra diferencia es la distinta manera en que tierras y mares son capaces de aprovechar la energa que les llega, mientras el agua tiene mayor capacidad de almacenamiento de

la energa solar, la tierra rpidamente la devuelve a la atmsfera. El albedo del suelo es ms elevado q ue el del mar, lo que supone que sea mayor la cantidad de energa reflejada que la absorbida. Para p rofundizar en el desequilibrio trmico hay que recordar que la capacidad de almace nar calor no depende exclusivamente del su calor especfico, as el del agua es cinco veces mayor que el de la tierra seca, para elevar un grado su temperatura hara falta cinco veces ms calor que la tierra. La sup. continental se calienta y se enfra ms rpidamente que la ocenica. 5.1.6. Efecto de la elevacin y la topografa. La altitud y la exposicin de la vertiente a los rayos solares modifican sensiblem ente la cantidad de radiacin solar que alcanza la sup. terrestre. 5.2. La distribucin de la radiacin solar en la superficie terrestre. Principales factores de Ia diferenciacin espacial. Los valores anuales t otales, expresados en kilolangleys por ao vienen recogidos en el mapa de isolneas (pag.139) obtenido por la unin de los puntos de igual radiacin solar. El efecto de la altura solar se refleja en la dis posicin latitudinal de las isolneas cuyo valor decrece hacia latitudes ms altas. El modelo se rompe con el co ntraste tierra-mar y la importancia de la atmsfera en su labor de filtrado. Los valores mximos se loc alizan a lo largo de los trpicos. El efecto de la nubosidad, mayor en los ocanos que en los continentes , se aprecia en el hecho de que las isolneas de radiacin se inflexionan hacia los Polos, cuando pasan por encima de los continentes y hacia el Ecuador cuando lo hacen por encima de los ocanos. 6. La diferenciacin trmica de la troposfera. Hace referencia a la temperatura de aire que est en contacto con la sup. te rrestre, realizada en idnticas condiciones en todo el globo: evitando la radiacin directa del Sol sobre el termmetro y a una altura constante del suelo (de 1,5 a 2 m.) - Causas de los desfases existentes entre los fenmenos radiactivos y Ia tempe ratura del aire. El calor absorbido por el suelo no se cede de forma inmediata a la atmsfera , existe un desfase temporal como consecuencia de que el suelo o la sup. del agua deben calentarse y almacenar calor antes de elevar su temp. y poder emitir hacia el exterior, sera un fenmeno como de inercia trmica. Por otro lado parte de la energa disponible por el suelo es empleada para la evap oracin, disminuyendo el calor que puede ser cedido para calentar el aire, de aqu que la t emp. de los ocanos descienda en mayor proporcin que la de los continentes, Por ltimo a los factores i ntrnsecos que modifican la insolacin y el comportamiento trmico diferencial de la sup. terrestre , habra que aadir otros extrnsecos que condicionaba las caractersticas climticas de un lugar determin ado de LT.El resultado final del calentamiento del aire es la obtencin de una determinada temp ., la distribucin de temperaturas no es uniforme ni espacialmente ni a lo largo del tiempo. Podramos d

iferenciar una temp. de superficie y una estructura trmica del aire. 6.1. Las temperaturas de la superficie. 6.1.1. La oscilacin trmica diaria. Ciclo diario.- ascenso y descenso rtmico de la temp. del aire. A lo largo de la oscilacin trmica diaria existen dos momentos claves que definen las temp. mxima y mn ima del da. (25C y 12C en la fig. de la pag 1429. Otros valores de inters a tener en cuent a son la amplitud trmica diaria o distancia entre ambos valores extremos (25C-12C=13C) y la t emp. media diaria que es el valor medio de las dos temp. extremas (25+12/2=18,5C). Los factores geogrficos estacionales son decisivos en el perfil de la oscilacin trmica diaria. 6.1.2. Las variaciones estacionales. La representacin grfica de las temp. medias mensuales a lo larg o del ao da lugar a una curva de temp. oscilatoria con valores mx. y mn. estacionales. Temp. media m ensual es el valor promedio de las temp. medias de cada uno de los das del mes. Los regmenes trmicos estacionales estn estrechamente relacionados con las variaciones de la radia cin solar recibida a lo largo del ao.La latitud es el factor predominante de la fluctuacin trmica anual. En las latitudes medias y altas,la curva de las temp. medias mensuales presenta una variacin ms mar cada y es donde la amplitud trmica anual (diferencia entre las temp. del mes ms clido y del m es ms fro) es superior. 6.1.3. La distribucin de temperaturas sobre la superficie del glob o terrestre. El estudio de la distribucin trmica en la sup. terrestre se facilita mediante el m apa de isotermas. Las isotermas son lneas que unen puntos con el mismo valor de temperatura. Es tos valores representan sobre la sup. del globo observaciones hechas para toda una zona en un mismo instante o valores medios para un perodo de muchos aos, correspondientes a un cierto da o a cierto mes segn al fin al que se destine el mapa. Principales factores que influyen en la de sigual distribucin de temp. de la sup. terrestre una vez que stas han sido reducidas al nivel del ma r. A los factores intrnsecos que determinan la diferencia de insolacin como la altura solar, comport amiento tierramar, la nubosidad, etc. hay que aadir los factores extrnsecos que que modifican la s condiciones trmicas de cada punto de nuestro planeta, que son la influencia del movimiento de masas de aire y las corrientes ocenicas. El mov. ms importante sobre nuestro planeta es la corrie nte de aire direccin W-E en la franja de latitudes medias (30 a 60 latitud). Masas de aire crea das en el mar penetran en los continentes con diferentes propiedades segn las zonas, Las corri entes ocenicas superficiales originadas por la direccin de los vientos dominantes y la rotacin te

rrestre trasfieren enormes de agua clida hacia los Polos y fras hacia el Ecuador intentando eliminar el desequilibrio trmico terrestre. Ver estudio de los mapas de isotermas (pag 146-148). 6. 2. La estructura trmica en altura. La estructura trmica de la troposfera en altura muestra un descenso casi constant e de la temp. a medida que nos elevamos sobre la sup. terrestre. esta disminucin o gradiente trmic o negativo se denomina gradiente vertical normal de la temperatura y suele moverse entre los valores de 0,5 y 0,7 cada 100 m. de elevacin. Los valores extremos pueden ser superiores dependie ndo de los lugares y de las estaciones, los ms fuertes se presentan cuando el suelo est ms rec alentado (primavera y otoo) y los ms dbiles cuando el suelo est fro (invierno). Por la noche s e produce lo que se denomina la inversin trmica. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMTICOS II. LA PRESIN Y LA HUMEDAD ATMOSFRICAS TEMA 3. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMTICOS II. LA PRESIN Y LA HUMEDAD ATMOSFRICAS. Diagrama conceptual.Intoduccin. 1. Las variaciones de presin en el sen o de la atmsfera terrestre. 1. 1. El campo de presin en superficie. 1. 2. El campo d e presin en altura. 1. 3. Causas de las diferencias de presin atmosfrica. 2. Los vientos y la circulacin atmosfrica. 2. 1. Anlisis dinmico del movimiento del aire. 2. 1. 1. El movimiento del aire debido a las diferencias de presin. 2. 1. 2. La fuerza aparen te de Coriolis y la desviacin de los vientos. 2. 1. 3. Los movimientos de convergencia y divergencia. 2. 2. La circulacin general atmosfrica. 2. 2. 1. El mapa de la distri bucin de presiones y el sistema de vientos dominantes en la superficie terrestre. 2. 2. 2 . La circulacin atmosfrica en altura. 2. 3. Los vientos locales. 3. La humedad atmosfric a. 3. 1. El ciclo hidrolgico del agua en la naturaleza. 3. 2. La evaporacin. 3. 3. Conde nsacin y precipitacin. 3. 3. 1. Los mecanismos de saturacin. 3. 3. 2. Los tipos de ascenden cias. 3. 3. 3. Condensacin y formacin de nubes. Los mecanismos de precipitacin. 3. 4. La distribucin de las precipitaciones en la superficie terrestre. 3. 4. 1. El desigu al reparto sobre la superficie. 3. 4. 2 .Las variaciones estacionales. 4. Las zonas climtica s . as variaciones de presin en el seno de la atmsfera terrestre. 1 L Dos hechos modifican la estabilidad atmosfrica: el desequilibrio trmico pr ovocado por el desigual calentamiento terrestre y el movimiento de rotacin. 1.1. l campo de presin en superficie. E Concepto de presin. Concepto de presin reducida a nivel del mar : Es imprescindibl e eliminar la influencia de la altitud (introduciendo una correccin teniendo en cuenta la varia cin con la altura) y las oscilaciones diarias de presin por fluctuaciones de temperatura diarias. As, l as presiones se

obtienen a una hora determinada del da, incrementando 11 mmb cada 100 m. El mapa de isobaras: los individuos isobricos. Las isobaras son lneas que unen pun tos de igual presin (a nivel del mar). Los principales individuos isobricos son: Anticiclones (A, H, +): isobaras cerradas de altas presiones Borrascas, ciclones o depresiones (B, D, -): isobaras cerradas de bajas presione s. Vaguada: mitad de una borrasca, con la isobara interior de inferior valor que la exterior. Dorsal (cua anticiclnica): mitad de un anticicln, con la lnea interior de mayor valo r que la exterior. Pantano isobrico: cuando el espacio de presin es confuso y poco diferenciado. Los centros de accin atmosfrica. Las regiones de altas y bajas presiones (tambin ll amadas centro de accin) varan su posicin en el tiempo e influyen en el clima, siendo ms est ables las primeras (asociadas a tiempo seco y caluroso) que las segundas (tiempo variable, nuboso y con precipitaciones). Para diferenciar ambas zonas se toma como referencia la lnea de 760 mm (1.015 mb). 1.2. l campo de presin en altura. E Los mapas de las superficies isobricas (isohipsas) Las isohipsas son isolneas de altitud correspondientes a las superficies isobricas (superficies con igual presin atmosfri ca). Se toman diferentes niveles de referencia, en particular 700, 500 y 300 mmb. No siempre existe correspondencia entre los campos de presin en superficie y en altura. La inversin del centro de accin se produce cuando un centro de baja presin en superficie se transforma en al tas presiones en altura y viceversa. Las altas presiones de origen trmico provocadas por aire fro d el invierno o las bajas presiones debidas al calentamiento del verano desaparecen en altura. Los c entros de accin de origen dinmico son ms estables. 1.3. as causas de las diferencias de presin atmosfrica. L Causas dinmicas y trmicas. Trmicas: se origina una circulacin trmica en reas restringida s, como marcosta, montaa-valle, etc. El aire caliente se eleva por su menor densidad, pro vocando una falta de presin en superficie y caminando en altura hacia las zonas fras, mientras una c orriente de aire fro denso fluye desde la zona fra hacia la zona caliente. Dinmicas: en el caso de la circulacin del aire en el globo terrestre, el motor causante de los principales centros de accin hay que buscarlo en altura y su o rigen vendr tanto del desequilibrio trmico como de la rotacin de la Tierra. 2. os vientos y la circulacin atmosfrica. L Viento es todo movimiento del aire ocasionado por diferencias de presin. Con c arcter vectorial,

integrado por direccin e intensidad. La rosa de los vientos es una representacin g rfica y mediante sus 8 direcciones indican direccin e intensidad de los vientos en perodos de tiemp o, con longitudes proporcionales al % en que sopl en cada direccin. 2.1. Anlisis dinmico del movimiento del aire. 2. 1. 1. El movimiento del aire debido a las diferencias de presin. La ecuacin fundamental de Newton. Interpretacin. La ecuacin fundamental de Newton. Interpretacin : La aceleracin de un cuerpo es proporcional a la fuerza e inversam ente proporcional a la masa. La fuerza de rozamiento es contraria al movimiento, provocada por el me dio donde se desplaza. En las trayectorias curvas intervienen las fuerzas centrfuga y centrpeta (Fc = m x v / r). a) Fuerza de gravedad del viento. La fuerza causante del movimiento inicial del aire es la debida a las diferencias de presin existentes en la atmsfera. El equilibrio aerosttico se produce al igualarse la presin en altura con la fuerza gravitatoria, impid iendo el escape de vientos hacia niveles ms altos. Direccin e intensidad de la fuerza gradiente. El movimiento horizontal del aire i r desde los centros de altas presiones a los de bajas presiones con direccin perpendicular a las isobaras. La intensidad depende de dos factores: Gradiente de presin: diferencia de presin por unidad de longitud (si las isobaras estn muy juntas la velocidad ser ms alta que si estn separadas). Densidad del aire: a menor densidad, mayor fuerza y mayor aceleracin 2. 1. 2. La fuerza aparente de Coriolis y la desviacin de los vientos. El movimiento de rotacin de la Tierra desva la trayectoria aparente del viento, qu e deja de ser perpendicular a la lnea de mximo gradiente, debido a la fuerza de Coriolis. Desviacin aparente del viento. Ley de Buys-Ballot. En el Hemisferio N, el movimie nto resultante del viento ira de las altas a las bajas presiones, pero segn una trayectoria incli nada respecto a las isobaras. La ley de Buys-Ballot indica que todo observador situado en el Hemisfe rio N, colocado en el sentido de desplazamiento del viento, dejara a su derecha las altas presiones y a su izquierda las bajas presiones (lo contrario en el Hemisferio S). Direccin e intensidad de la fuerza de Coriolis. La fuerza de Coriolis tiene una direccin perpendicular al movimiento del aire. Su intensidad equivale a Fcor = 2 x W x V x sen (W velocidad rotacin, V la del viento, latitud). Se pueden extraer las siguientes conclusion es: La fuerza del gradiente del viento ser perpendicular a las lneas de mximo grad iente. La fuerza de Coriolis sera perpendicular al movimiento del aire. La fuerza de rozamiento sera contraria al movimento del aire. La resultante de las tres fuerzas sera nula.La velocidad del viento formara u n ngulo respecto a isobaras (depende rozamiento y en ocanos > continentes). Viento geostrfico. Espiral de Ekman. El efecto de rozamiento. El aire se ve fren

ado por la superficie terrestre. La direccin de la fuerza de rozamiento se opone a la del vi ento. La velocidad en altura: viento geostrfico. En alturas por encima de 1.000 m el viento sopla aprox imadamente perpendicular al gradiente de presin, siendo prcticamente nulo el rozamiento. El v iento geostrfico se da cuando el viento sigue la lnea de las isobaras. El equilibrio dinmico en superficie y altura. La desigual direccin del viento en s uperficie y altura se interpreta como una progresiva adaptacin de la direccin del viento a med ida que disminuye el rozamiento, variando tambin la intensidad. La variacin del viento desde la superficie a la altura: la espiral de Ekman. Si f uramos ascendiendo desde la superficie hasta una altura de 500 a 1.000 m, la direccin e intensidad del viento se modificaran progresivamente hasta alcanzar el valor del viento geostrfico, segn la espiral de Ekman. 2. 1. 3. Los movimientos de convergencia y divergencia. El aporte o prdida del aire en superficie debe ser compensado con movimientos atm osfricos descendentes o ascendentes: Convergencia en superficie: existencia de una acumulacin de de aire en un rea l imitada. Est asociada a los centros de bajas presiones. Divergencia: prdida del aire en una zona limitada. Est asociada a los centros de altas presiones. Los ciclones actan como centros de convergencia: el aire se eleva y desciende en un anticicln. 2.2. a circulacin general atmosfrica. L La circulacin atmosfrica no est dominada por estos movimientos en superficie, si no por los movimientos que se producen en altura. 2. 2. 1. El mapa de la distribucin de presiones y el sistema de vientos dominante s en la superficie terrestre. Los principales rasgos son: Tendencia a la zonalidad Las franjas varan su posicin estacionalmente Las franjas se alteran por la presencia de continentes en el Hemisferio S l os contrastes de presin son menores al haber menos tierra. Distribucin Bajas presiones ecuatoriales. Altas presiones subtropicales. Bajas presiones subpolares. Altas presiones polares. El sistema de vientos en superficie. La distribucin de presiones es la causa d el movimiento del aire. La relativa de accin permite hablar de un sistema de vientos dominante . reas de calma ecuatoriales, doldrums. Cinturn ecuatorial de vientos variables y calmas. Entre 5 latitud N y S. rea de bajas presiones, con muy poca fuerza del aire y baj o gradiente de presin. Las reas de calma se llaman doldrums.

Cinturn de alisios en rea intertropical. Desde las calmas ecuatoriales hasta lo s 30 de latitud. Consecuencia del gradiente de presin entre las altas presiones subtropical es y las bajas presiones ecuatoriales. En el Hemisferio N la direccin es NE-SO, y en el S es SE-NO. Vientos regulares en intensidad (20 km/h) y direccin (del E). Se les llamaba trade -winds (vientos del comercio) en la antigedad. Estm mejor definidos en Atlntico y Pacfico, que no en ndico. La lnea donde se unen los alisios de ambos hemisferios se llama lnea de conver gencia intertropical (CIT). Vientos del Oeste en latitudes medias. Entre las altas presiones subtropicale s y las bajas presiones subpolares. Distorsionados por los continentes. Fuerza consider able. Usados por los antiguos navegantes a vela. Vientos del Este en altas latitudes. Entre las bajas presiones subpolares y l as altas presiones polares. 2. 2. 2. La circulacin atmosfrica en altura. Desaparecen los factores geogrficos, as como la accin de ciclones y anticiclones de origen trmico a nivel de 700 mmb. Las altas presiones subtropicales (de origen dinmico) aparecen con los mapas de altura. A partir de los 1000 m desaparece la influencia de los factores geogrfico s. Circulacin dominante del Oeste. Un cinturn de altas presiones subtropicales enmar can las corrientes de direccin O hasta las zonas polares. La trayectoria de los vientos ( geostrficos) manifiestan la existencia de un flujo zonal de direccin O. El cambio estacional d ecelera las corrientes del O, ms lentas en verano, desplazndolas a altas latitudes. La corriente del Chorro o del JetStream: ciclo estacional. El Jet-Stream o Corri ente 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 descubri en el Hemisferio N durante la II Guerra Mundial, y s e ha comprobado su existencia en el Hemisferio S, as como diversas ramificaciones. Su origen es i ncierto (factores dinmicos, como la rotacin, y trmicos, como el desigual calentamiento terrestre). Es de gran trascendencia en la atmsfera y se la ha definido como el verdadero sistema nervio so de la atmsfera interior. Aparte de los cambios estacionales existen otros cambios que afectan a l Jet-Stream, tanto en latitud como en velocidad y altura, incrementando la rapidez y bajando la latitu d en invierno y debilitndose y ascendiendo de latitud en verano. Por medio de la Jet-Stream el ai re caliente del Trpico se traslada hacia el N y el aire Polar hacia el S, con lo que se consigue la nivelacin del

desequilibrio trmico entre Polos y Ecuador. Las fases del del ciclo son: Corriente rpida (150 km/h), zonal y alta en latitud Aparecen ondulaciones, cada vez de mayor amplitud, que generancurvaturas p ositivas (sentido de las agujas del reloj) anticilnicas y negativas (sentido contrario) cic lnicas. La circulacin se ralentiza (70 km/h) y se hace una trayectoria ms sinuosa qu e puede dar lugar a gotas fras Explicacin de la circulacin general de la atmsfera. El primitivo modelo del Halley. Las diferencias trmicas entre Ecuador y Polos era n el eje del sistema trmico. El aire clido del Ecuador se elevara, transportando el calor ec uatorial al fro polar. Los alisios seran los vientos superficiales descendientes en latitud y al confluir en la CIT daran lugar a los contralisios. Esta corriente cerrara la llamada clula de Hall ey, una en cada hemisferio. Este modelo no explica el cinturn de altas presiones subtropicale s y los vientos del O de latitudes medias. La contribucin de Rossby. Recientes aportaciones. El Jet-Stream es el verdadero motor dinmico de la atmsfera . Se admite una corriente tubular que coincide con el movimiento del aire en direccin OE en las altas capas de la troposfera. Las ondulaciones del Jet-Stream permite la zonalidad de lo s flujos de viento y el trasvase del calor en sentido meridiano. 2.3. Los vientos locales. Las brisas tierra-mar. Fenmeno alterno dia (mar-tierra) / noche (tierra-mon taa) provocado por la diferencia de calentamiento. Vientos de montaa y de valle. En funcin del calentamiento de las laderas de las montaas. Fenmeno alterno dia (valle-montaa) / noche (montaa-valle) Vientos catabticos o de drenaje. Desplazamiento de aire fro por accin de la g ravedad, desde regiones troprgrficamente ms altas a otras de menor altitud. Vientos fohn. Efecto producido por las barreras montaosas. El aire es forzad o a elevarse, desecndose [Masas de aire, frentes y perturbaciones. 3.1. as masa de aire. L Una masa de aire es un gran volumen de aire, cuyas propiedades fsicas, especialem ente la temperatura, humedad y gradiente trmico, son uniformes en una extensin de centenar es de kilmetros. Principales tipos de masas de aire. La clasificacin atiende a la regin de origen y a sus propiedades de temperatura y humedad: Masas tropicales: martimas y continentales. Ascienden de latitud en verano y descienden en invierno. Masas polares: martimas y continentales.

Masas rticas: martimas y continentales. Poca humedad y muy baja temp. Olas d e fro en latitudes muy bajas. 3.1. os frentes. L - Concepto. Definicin. Caractersticas. Un frente es la superficie de separac in entre masas de aire de caractersticas diferenciadas. Ser ms potente cuanto mayor sea el contraste. - Principales frentes: polar, mediterrneo, rtico, etc...Los principales fren tes son: polar (separa aire polar del tropical), mediterrneo (aire contin. polar del tropical), rtico (po lar del rtico), etc. 3.2. as perturbaciones L Las perturbaciones, ocasionadas por contacto de masas de naturaleza distinta, tienden a elevarse, enfrindose y provocando mal tiempo y precipitaciones. a) Las perturbaciones de las latitudes medias y altas. o Las perturbaciones frontales. Gnesis y evolucin. El lmite del frente es rec to pero tiende a curvarse permitiendo que el aire fro penetre en el clido y viceversa. El f rente clido (representado por semicirculares negros) es la discontinuidad entre aire caliente y fro y el aire clido se eleva por encima de la separacin del frente: el aire fro ocupa pos iciones ms bajas. El frente fro (tringulos negros) es al contrario y el aire fro se introduce como una cua en la masa de aire caliente, elevndola. Familias de depresiones frontales. Las perturbaciones frontales no duran ms de 3 4 das y se presentan en familias, de evolucin escalonada. Relacin con la corriente del Jet-St ream.Por otro lado, parece evidente la relacin entre el Jet-Stream y la perturbacin frontal al coincid ir las ondas anticiclnicas del JS con los anticiclones subtropicales y las ciclnicas con las pe rturbaciones frontales. Las depresiones de carcter no frontal. - Gotas fras. Depresiones que tiene lugar en latitudes medias, como una corriente del JS debilitada, de baja velocidad y sinuosa. - Tornados. Columna de aire de gran rotacin que pro duce enormes remolinos ascendientes, con vientos de velocidad hasta 800 km/h. b) Las perturbaciones atmosfricas de los trpicos: los huracanes. - Circunstancias favorables a su formacin. Slo se producen en ocanos mu y caliente, cerca del Ecuador (8-15 latitud), pero alejados del mismo para que la fuerza de Coriolis mantenga la estructura. - Fases de su desarrollo. El centro de bp progresa. El huracn se desa rrolla e intensifica. Aparece el ojo de huracn (ncleo de aire clido (10-18 + clida), donde el aire desc iende y se seca y las nubes se disipan). El ojo est circundado por una muralla de nubes de desarrollo vertical. La zona de vientos mximos se encuentra aqu (hasta 200 km/h). El exterior del h uracn lo forman nubes en espiral y los cirrus (sombrilla de nubes de hielo). El huracn es tra sladado por las

corrientes de aire, normalmente alejndose del Ecuador y alcanzan los 25 N o S en direccin E. Suelen desaparecer al sobrepasar un continente por la ausencia de humedad o se transforman en ciclones al contacto con aire fro. - Efectos destructores. No deben confundirse con los ciclones. El hu racn es un fenmeno de efectos destructores terribles, cuyo origen exacto no es conocido, pero s se sabe que necesita una circunstancias imprescindibles: altas temperaturas del mar (27). El calen tamiento del aire en contacto con el mar, asciende y gira en espiral con velocidad creciente. La energa la suministra por el calor latente de condensacin. El huracn se comporta como una mquina trmic a, transforma calor en trabajo.] 3. La humedad atmosfrica. Las precipitaciones. 3.1.El ciclo del agua en la naturaleza. La atmsfera y los estados fsicos del a gua. Cambio de estado y calor latente. Las molculas del agua cambian de estado fsico, pasando del estado slido al lquido me diante la fusin, y del lquido al gaseoso por la evaporacin. Estas dos transformaciones se pro ducen mediante la absorcin de calor. En sentido inverso, el paso de gas a lquido se llama condens acin, y de lquido a slido solidificacin o congelacin. En estos dos procesos se libera la energa calorfica acumulada en el proceso de cambio directo. La transformacin de slido a gas o de gas a slido, sin pasar por la fase lquida, se llama sublimacin,y tambin se verifica mediante aporte o cesin de calor. L os cambios de estado se explican mediante la teora cintica de la materia. El cambio de estado de slido a lquido se produce a una temperatura fija, llamada punto de fusin. El calor necesario es el calor latente de fusin.Las molculas en estado lquido se mueven. El aporte de calor incrementa su vel ocidad, y a partir de un determinado momento, la energa cintica permite a algunas molculas esca par a la atraccin de las restantes y pasar al estado de vapor. Si el fenmeno tiene lugar en todo el lquido a la vez se denomina ebullicin y se produce a una temperatura constante. Si slo se veri fica parcialmente, recibe el nombre de evaporacin y se produce a cualquier temperatura. El calor nec esario para este cambio de estado se conoce como calor latente de evaporacin. El proceso inverso ( paso de vaporlquido-slido) es igual, pero desprendiendo calor. El calor cedido por unidad de ma sa al pasar de gas a lquido se llama calor latente de condensacin, y de lquido a slido, calor latente de solidificacin. Principales fases del ciclo del agua: evaporacin, condensacin y precipitacin. El agua en la naturaleza est en continuo estado de transformacin, en un proceso cu yas fases ms importantes son la evaporacin, la condensacin y la precipitacin, que constituyen un ciclo cerrado denominado el ciclo hidrolgico del agua. El agua de ocanos, mares, etc., se evapor

a y pasa a la atmsfera, incrementando su humedad. El contenido de vapor de la atmsfera depende s obre todo de la temperatura. El descenso de la temperatura provoca la condensacin del vapor y su posterior precipitacin en forma de lluvia, granizo y nieve, tanto en ocanos como en continen tes. El balance es desigual en ambos, pues en los continentes la precipitacin supera a la evaporacin. Parte del agua moja el suelo y se evapora de nuevo, pero otra es filtrada y se devuelve a los o canos por los ros, o bien es retenida (superficialmente, como nieve o hielo, o en capas freticas). Su oscilacin a corto plazo obedece a fluctuaciones estacionales. En los ocanos, la evaporacin supera a la precipitacin, pero se mantiene constante por las aportaciones de los continentes. En el balanc e del ciclo hidrolgico del agua, la mayor parte est en los ocanos, pero la atmsfera participa de forma def initiva en el intercambio con tierra y ocanos. La versatilidad del agua para el cambio de estad o facilita la labor de la atmsfera para redistribuir el agua en la naturaleza mediante la evaporacin-cond ensacinprecipitacin. 3.2. La evaporacin. La velocidad de evaporacin depende de un conjunto de factores. Unos facilitan la energa cintica molecular, y por tanto la evaporacin, y otros la dificultan. El cambio de estado de lquido a vapor necesita calor. El calor latente de evaporacin necesario para evaporar un gramo d e agua vara con la temperatura. El proceso inverso de condensacin devuelve el calor comunicado durante la evaporacin. La humedad del aire atena la oscilacin trmica diaria al absorber calor d urante las horas de presencia solar y devolverlo en las de ausencia. Factores que favorecen y dificultan la evaporacin. Temperatura: Es el principal factor que afecta a la evaporacin, ya que sta es mxim a en condiciones de fuerte insolacin, con lo que se eleva la cantidad de vapor en la a tmsfera formando una capa que limita el paso de lquido a vapor, alcanzando un estado de equilibrio , permaneciendo constante la humedad del aire. La temperatura facilita la amplitud del movimient o molecular en el lquido y las posibilidades de escape hacia la atmsfera, y permite que el aire pued a contener un mayor porcentaje de humedad, alejndose del punto de saturacin, con lo que un mayor volumen de agua puede integrarse en la atmsfera. Aire: La presencia de una corriente de aire favorece la evaporacin, al limpiar la capa de humedad de la proximidad del lquido y reemplazarla por aire seco, con lo que el agua puede e vaporarse de manera ms continuada. Presin atmosfrica: La presin atmosfrica, al obstaculizar el paso del vapor a la atmsf era libre, disminuye las posibilidades de evaporacin. Las molculas de vapor de agua chocan co n el resto de molculas gaseosas y se ven obligadas a regresar a la masa lquida en mayor proporcin

. Por tanto, con la altitud y la consecuente disminucin de la presin se favorece la evaporacin. Masa suficiente de agua: La evaporacin depende de la presencia de una masa sufici ente de agua que asegure la alimentacin continua del vapor, como en las masas ocenicas, que son la caldera de vapor del motor trmico terrestre. 3.3. ondensacin y precipitacin C La condensacin es el proceso por el que el vapor de agua atmosfrico se transfo rma en agua lquida. El vapor de agua necesita de un soporte material donde condensarse. Norma lmente son impurezas del aire. Otras veces el agua condensa sobre la superficie de objetos con temperatura inferior al punto del roco. Algunas partculas pequeas de agua condensadas permanece n en el aire formando nubes, mientras otras precipitan como lluvia, nieve o granizo. 3.3.1. Los mecanismos de saturacin. Mezcla de masas de aire no saturadas a distinta temperatura. Como el aire puede contener mayor cantidad de vapor de agua cuanto mayor sea su temperatura, la circunstancia ms fa vorable para su saturacin es que se enfre. Las circunstancias que provocan que el aire alcance el punto de saturacin son: mezcla de masas de aire a distintas temperaturas; enfriamiento por contacto ; enfriamiento dinmico de la atmsfera; mezcla de masas de aire no saturadas a distinta temperatur a. Al no ser lineal la relacin entre temperatura y la humedad, la mezcla de ambas puede llegar al punto de saturacin. Las masas de aire de diferentes caractersticas trmicas e h igromtricas poseen densidades distintas, y su mezcla no suele ser frecuente. Por el contrario, su s eparacin formando un frente provoca otro tipo de condensacin y precipitacin. Enfriamiento por contacto. Tiene lugar cuando una masa de aire caliente se despl aza sobre una superficie fra. En el invierno, las masas de aire ocenico, clidas y hmedas, sobre to do por la noche, en contacto con la superficie terrestre ms fra, se enfran por debajo del punto del roco, dando origen a nieblas por condensacin de vapor de agua. Tambin puede darse esta situacin (llama da pared fra) en el verano, sobre la superficie fra del mar, cuando una masa de aire clido proce dente de la tierra se pone en contacto con el agua. Enfriamiento por ascendencia. Es el mecanismo ms eficaz. Es resp onsable de fuertes condensaciones y abundantes precipitaciones al producirse en amplios volmenes de aire. El origen de la ascendencia puede ser trmico (aire calentado en la base), dinmico (ascensin por convergencia) u orogrfico (el aire se eleva por irregularidades del relieve). Los m ovimientos ascendentes y descendentes del aire son de gran importancia para comprender la condensacin y pr ecipitacin atmosfricas. Si la ascendencia tiene lugar rpidamente, sin intercambio de calor co

n el exterior (adiabtico), el aire disminuye su temperatura aproximadamente 1C por cada 100 m de desnivel. A aprtir de alcanzar el punto de saturacin, se produce la condensacin y la liberacin de enrga del paso de vapor a lquido (calor latente de condensacin). El enfriamiento por la disminucin de la presin queda compensado, reducindose a la mitad (0'5C por cada 100 m). A este descenso trm ico se le llama enfriamiento adiabtico hmedo, para diferenciarlo del que tiene lugar antes d e la saturacin (enfriamiento adiabtico seco). 3.3.2. Los tipos de ascendencia. - Convectiva. La masa de aire se eleva por calentamiento del suelo, al per der densidad y presin, y sube hasta encontrar una masa atmosfrica de igual o mayor tempera tura, momento en que se estabiliza. Son frecuentes en regiones tropicales y ecuatoriale s, as como en latitudes medias en tormentas de verano. Su origen es fundamentalmente trmico. - Orogrfica. Si el aire en movimiento se encuentra con algn obstculo montaoso, se eleva por la vertiente de barlovento y desciende por la de sotavento. La ascens in incrementa su efecto si la corriente contiene un alto porcentaje de humedad, como en el caso de las barrenas montaosas prximas al mar, cuando el aire es empujado del ocano al continente . Si la disposicin de las montaas es perpendicular, las precipitaciones son an ms abu ndantes. Una vez superada la cumbre, la subsidencia del aire provoca un calentamiento, originando el efecto fohn. El aire de la vertiente de sotavento se deseca y disminuye su humeda d relativa segn desciende, debido al aumento de la presin. - Frontal o ciclnica. El avance de los frente clido y fro provoca la elevacin d el aire, que puede ocasionar la saturacin y posterior condensacin del vapor de agua. La pendiente del frente fro es superior a la del clido. La brusca elevacin del aire caliente por accin del frente fro provoca lluvias abundantes, que contrastan con las de menor intensidad del frente clido, ocasionando as una sucesin de diferentes tiempos atmosfricos. La perturbacin comienza con lluvias suaves y moderadas (frente clido), mejora con la llegada del a ire clido y termina con gran inestabilidad provocada por el frente fro. Los obstculos orogrficos incrementan los efectos desestabilizadores. El frente clido puede aumentar su pendiente al verse deformado por una montaa, mientras que la llegada del frente fro expulsa el aire cali ente entre ste y la montaa de forma violenta. Estabilidad e inestabilidad. Resumiendo los conceptos: El aire al elevarse se enfra (1C/100m en el enfriamiento adiabtico seco y 0'5C/100m en el hmedo). El enfriamiento del aire provoca la satura cin, condensacin y precipitacin del vapor de agua atmosfrico.La ascensin del aire se ve f

acilitada por mecanismos orogrficos, termo-convectivos y frontales. Es decir, el aire comienza un movimiento de ascensin, principal mecanismo de la condensacin (enfriamiento adiabtico), por causa s trmicas (conveccin), mecnicas (obstculo montaoso) y dinmicas. El gradiente esttico del aire de la troposfera tiene que ver con las posibilidades de que el aire siga progresando e n altura. Debemos distinguir entre la variacin de la temperatura debida a la ascensin del ai re (volumen de aire en movimiento) y la estructura trmica vertical de la atmsfera en reposo. De f orma general, siempre que la temperatura del aire ascendente sea ms elevada que la del aire que le rodea, su densidad ser menor y tender a seguir elevndose (inestabilidad). Si el aire ascenden te alcanza una temperatura inferior a la de las capas de aire estacionario (sin estar obligado a ascender por motivos orogrficos, etc.), su densidad ser superior y el movimiento se detendr (estabilidad ). La situacin de estabilidad / inestabilidad depende tanto de las caractersticas del aire esttico c omo del aire ascendente. Un gradiente esttico reducido permitir que el aire iguale pronto la te mperatura de la atmsfera, estabilizndose, al contrario que con un gradiente esttico elevado. A igua ldad del gradiente esttico, la inestabilidad ser ms manifiesta cuanto mayor sea la humedad r elativa del aire ascendente. Si no existiera variacin del gradiente atmosfrico, el aire inestable p odra alcanzar la tropopausa. La posible existencia de una inversin trmica sera la causa de la estabi lizacin posterior. Si el desplazamiento vertical del aire est causado por la presencia de un obstculo orogrfico, el movimiento ascensional se mantendr hasta alcanzar la cumbre. Una vez all, continua r o no la elevacin dependiendo de la estabilidad o inestabilidad atmosfrica. 3.3.3. Condensacin y formacin de nubes. Los mecanismos de la precipitacin. - El mecanismo de la condensacin. El vapor de agua, al alcanzar la saturacin, puede condensar, dando lugar a la aparicin de nieblas o nubes, mezcla o disolucin de una mas a de pequeas gotitas de agua lquida o hielo en una masa de aire. La condensacin constitu ye la primera fase del mecanismo de la precipitacin, y en la segunda fase las gotitas increme ntan su tamao hasta que precipitan y caen por su propio peso. Para que la condensacin te nga lugar son necesarias pequeas partculas a modo de ncleos de condensacin (tamao inferior a 0'1), y de variada procedencia. La presencia de iones acelera el proceso de conde nsacin, que puede comenzar incluso antes de que el aire est saturado. Algunos elementos proc edentes de la contaminacin industrial poseen un gran poder de atraccin sobre las molculas de agua, lo que explica la formacin de nieblas en zonas industriales y urbanas por la abun

dancia de polvo y sustancias de desecho. La ausencia de estos ncleos puede provocar que el a ire sobrepase el grado de saturacin sin producirse el cambio de estado. Este hecho podra ten er lugar en una atmsfera limpia y poco contaminada, pero supondra un equilibrio inestable e n el que la condensacin se alcanzara bruscamente. El proceso de formacin e incremento de tamao de las gotas de agua an est por explicarse en detalle. La velocidad de crecimi ento de las gotas es mayor en la primera fase de la condensacin, y disminuye segn alcanzan el tamao definitivo. El volumen del agua es muy superior al del ncleo o impureza qu e le sirve de soporte. a) Tipo de nubes. La forma y transparencia de las nubes nos informa sobre su formacin. La forma nos indica los movimientos del aire: si es inestable, la ascensin 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 cmulos son las ms caract ersticas. Son nubes algodonosas de color blanco, y pueden ser grises en su base o en parte s a la sombra. Con buen tiempo suelen ser pequeas. Cuando la inesabilidad atmosfrica es mayor, aparec en los cmulonimbos, nubes tormentosas de gran tamao, con grandes precipitaciones y aparato elc trico. 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 suspensin, posibilitando su forma cin y crecimiento. En latitudes templadas pueden alcanzar hasta 5 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 ms largas que gruesas y se subdi viden segn la altura a la que se encuentran: - Cirros (6000-12000m): nubes de hielo, delgadas y transparentes, que permiten e l paso de la luz solar o lunar. Hay formas caractersticas, como los cirrostratos (velos ligeros que prod ucen un halo caracterstico) y los cirrocmulos (masas globulares apretadas, que se conocen como cielo aborregado). - Altoestratos y altocmulos (2000-6000m): los primeros se disponen en una capa q ue cubre la totalidad del cielo. Los altocmulos aparecen en pequeos cmulos de formas geomtricas. Su presencia es signo de condiciones atmosfricas benignas. - Nimboestratos y estratocmulos (debajo de 2000m): son las nubes bajas, sombras 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 pas o de los frentes fro y clido. Al aproximarse la perturbacin aparecen los cirros filamentosos, los cirroes tratos y los cirrocmulos. A medida que la perturbacin se aproxima al suelo, se ven nubes ms baja s, altoestratos y nimboestratos, con los que comienza la lluvia. La dbil inclinacin del frente clid o ocasiona precipitaciones moderadas. El escaso intervalo de aire clido suele ir acompaado de altocmulos, con mejora del tiempo. La llegada del frente fro provoca inestabilidad y nubes de desa rrollo vertical (cmulo-nimbos), y las precipitaciones son de mayor violencia. b) La formacin de lluvia, nieve y granizo. La precipitacin aparece al producirse en la nube la condensacin a gran escala. Una gota (0'5-3mm), al precipitar, estara formada aproximadamente por un milln de gotitas de la nube ( 10-25).El mecanismo productor de la lluvia plantea an grandes interrogantes. Parece que son dos los mecanismos que podran originar la formacin de las gotas de lluvia: oalescencia: responsable de la colisin y fusin de las gotas, que aumentan el tamao al C descender por gravedad. roceso de los cristales de hielo: la tendencia de los cristales a P crecer ocasionara que stos alcanzasen un tamao de varios cientos de micras. Los cristales podran fusionarse entre s, provocando su precipitacin. Si la temperatura fu ese baja, los cristales podran llegar slidos en forma de nieve. Los tipos de precipitacin dependen de las caractersticas de la ascendencia del air e y de la temperatura debajo de las nubes. La lluvia es la forma ms comn de precipitacin. Las gotas pueden alcanzar hasta 7 mm de dimetro (por debajo de 0'5 mm recibe el nombre de llovizna , y por encima de 7 mm se tiende a romper en gotas ms pequeas). En alguna borrasca en invierno se produce a veces la inversin trmica en los 2 kms inferiores de la atmsfera, originando lluvias de caractersticas especiales. Una vez que funden los copos de nieve, si el agua debe atravesar una capa ms fra, se congela y se produce aguanieve. La nieve se produce cuando la temperatura de con gelacin est tan prxima al suelo que los conglomerados de cristales de hielo alcanzan la superfici e antes de fundirse. Generalmente el nivel de congelacin se encuentra por debajo de los 300 m de altur a. Al microscopio de aprecian sus formas de cristales hexagonales o prismas. El granizo es una precipitacin caracterstica de los cmulo-nimbos. Las corrientes ascensionales llevan las gotas a rriba, enfrindolas y solidificndolas, aumentando su tamao. Al final, la bola de granizo cae por efect o de la gravedad. El granizo es un destructor de cultivos y llega a alcanzar tamaos increbles. Tiene es

tructura interna con capas de hielo lechoso y casi transparente, como una cebolla. Medida de la precipitacin: La medida de la precipitacin se hace por el espesor o p rofundidad alcanzado por el agua. La medicin se hace con referencia a un perodo de tiempo de recogida de la precipitacin. Una precipitacin de 20mm significara que el suelo estara cubierto de a gua hasta esa altura si no existieran prdidas por escorrenta, evaporacin o filtracin. Otra unidad de medida es el litro/m2, que indica el nmero de litros de agua recogidos por cada m2 de superfic ie. Su valor es equivalente al mm (1 l/m2 = 1mm). La nieve se mide de la misma manera, indicand o la altura alcanzada en un tiempo determinado. Puede convertirse tambin en agua y realizar l a medicin (la relacin es 1:10, 10mm nieve = 1mm agua). 3.4. a distribucin de las precipitaciones en la superficie terrestre. L La cantidad de agua anual que cae sobre la Tierra alcanzara un valor medio de 900 mm de altura, pero el reparto se produce de forma desigual segn las zonas y las estaciones. 3. 4.1. El reparto desigual sobre la superficie. El mapa de isoyetas. Para representar el promedio anual de lluvia ex istente sobre la superficie terrestre se trazan sobre un mapa unas lneas llamadas isoyetas, que un en puntos que tienen el mismo promedio anual de precipitacin. Al igual que con las temperaturas , para eliminar las variaciones anuales los valores de las precipitaciones se refieren a un perodo su ficiente de aos. Factores que determinan la desigual distribucin anual de las precipit aciones. Los factores geogrficos inciden en las diversas etapas del proceso evaporacin-condensacin-precip itacin. Hay factores que favorecen un elevado volumen de precipitacin: proximidad a ocanos clid os; factores que favorecen el enfriamiento adiabtico del aire, como la existencia de gradiente s trmicos inestables, reas afectadas por las perturbaciones o la orografa. Otros factores in fluyen en que los volmenes de precipitacin sean bajos: distancia de los centros suministradores de l a humedad; altas presiones subtropicales; gradientes trmicos estables; situacin alejada de la traye ctoria de las tormentas; condicin de sombra pluviomtrica a sotavento de las montaas; bajas temper aturas del aire; corrientes marinas fras. reas de mayor precipitacin del globo terrestre: - Zonas prximas al Ecuador : Estrecha franja que se rompe en los continentes. Las causas son la cercana a extensas masas de agua clida, la inestabilidad de las bajas presiones ec uatoriales y l situacin en zona de tormentas. Las zonas con precipitacin anual ms elevada son el A mazonas, la costa norte de Brasil y Guyana y la cuenca del Congo. En zonas como Camern la plu viosidad se

incrementa por efectos orogrficos. - Latitudes medias: Lugar de enfrentamiento de masas de aire de distintas carac tersticas, con precipitaciones de carcter frontal. El flujo de vientos del oeste incrementa las precipitaciones en la fachada occidental de los continentes, donde las montaas obstaculizan el aire mart imo cargado de humedad (costa oeste de Amrica del Norte, sur de Chile). En Europa, la direccin de las cadenas montaosas reduce el efecto del Frente Polar y las masas progresan ms profundamente en el continente. Tambin la precipitacin frontal tiene lugar en Nueva Zelanda. - Lluvias monznicas del Asia Subtropical : La explicacin est en la modificacin de la circulacin atmosfrica a lo largo del ao como consecuencia de la cadena montaosa del Himalaya. reas de mayor sequedad del globo terrestre: Altas presiones subtropicales: La subsidencia del aire en las altas pres iones subtropicales recalienta la atmsfera del Shara continental y la pennsula de Arabia. La estabi lidad del aire en el cinturn subtropical de altas presiones se acenta por efecto de las corrientes marinas fras (desiertos de California en el Hemisferio Norte y de Atacama en el Sur). La misma explicacin tendra el desierto subtropical del norte de frica, relacionado con la corrient e fra de Canarias, o del sur, con la corriente de Benguela. - Interior de los continentes de latitudes medias: En el interior de los contine ntes de latitudes medias hay otra importante zona con precipitaciones inferiores a 250mm. La s equedad del aire se acenta por la estabilidad atmosfrica de las masas de aire en invierno, as como por las formas del relieve (las Rocosas en Norteamrica, a sotavento, producen un extenso des ierto interior, al igual que el Himalaya en Asia). - Altas latitudes polares: En las altas latitudes polares, la baja humedad abso luta del aire, la subsidencia debida a la circulacin anticiclnica y la estabilidad del aire actan durante todo el ao. 3.4.2. Las variaciones estacionales. Concepto de rgimen de precipitaciones. La mejor manera de representar la distribucin anual de precipitaciones es mediante un histograma de frecuencias, disponiendo p ara cada mes del ao los vaores medios de las precipitaciones. La variacin mensual define el rgimen e specfico de las precipitaciones, y las semejanzas pueden atribuirse al hecho de estar dominados por condiciones climticas y atmosfricas similares. Principales regmenes de precipitacin. - Rgimen Ecuatorial: El rgimen de lluvias est ligado al paso del Sol por el cnit. En el Ecuador hay dos perodos de sequa relativa (solsticios de verano e invi erno) y dos de lluvia (equinoccios de primavera y otoo). - Regmenes Tropical y monznico: En la cercana de los Trpicos, a una larga estacin seca le sucede una nica lluviosa, que coincide con el paso del Sol por el

cnit en dos momentos muy prximos (monzones del sudeste asitico, con grandes precipitaciones en verano). - Regmenes mediterrneo, continental y ocenico : Contrastes estacionales menos acentuados. En latitudes medias, las variaciones se manifiestan segn la posicin del lugar en la fachada occidental u oriental de las regiones costeras o en el interior de los continentes: gimen mediterrneo: la sequedad estival asemeja su rgimen pluviomtrico al de las R regiones subtropicales. gimen ocenico: la inestabilidad del Frente Polar ahce que la fachada occidental de R Eurasia tenga precipitaciones todo el ao, predominantes en invierno. - Rgimen continental: las precipitaciones mximas tienen lugar en el v erano debido a la mayor inestabilidad atmosfrica en esta poca del ao. BLOQUE TEMTICO III LA DIVERSIDAD CLIMTICA LOS OCANOS 1. Las aguas marinas. 1.1. Composicin de las aguas marinas. 1.2. Propiedades de las aguas marinas. 1.3. Las masas de agua. 2. El movimiento de las aguas marinas. 2.1. Movimientos de equilibrio. 2.2 Movimientos de origen csmico. 2.3 Movimientos eustticos y tectnicos. 2.4 Movimientos debidos o los vientos. 2.4.1. Olas u ondas marinas. 2.4.2. Las corrientes superficiales. 2.5 La circulacin abisal. 3.La atmsfera y el ocano. 3.1. Influencia de la atmsfera sobre e! ocano. 3.2. Influencia del ocano sobre la atmsfera. 3.3. La participacin de las masas continentales en la relacin atmsfera-ocano. LA DIVERSIDAD CLIMTICA I. CLASIFICACIN DE LOS CLIMAS. LOS CLIMAS AZONALES. TEMA 5. LA DIVERSIDAD CLIMATICA I. CLASIFICACIN DE LOS CLIMAS. LOS CLIMAS AZONALES. Diagrama conceptual. Introduccin 1. El clima y su clasificacin. 1.1. Lo s conceptos de tiempo y clima. 1.2. La diversidad de clasificaciones climticas. 1.1 .1.La clasificacin climtica segn su finalidad. 1.1.2.La clasificacin climtica segn la escala de estudio. La escala macroclimtica o zonal.La escala mesoclimtica o regional.La esca la local o de topoclimas La escala microclimtica, El piso climtico. 1.1.3. La clasifi cacin climtica segn el criterio de clasificacin. Las clasificaciones fisi onmicas. Las clasificaciones genticas.1.3.Variables de referencia en las principales clasifi caciones climticas. 2. La diversidad climtica. Los climas azonales. 2.1. Los climas secos.

2.1.1. Causas de los climas secos. 2.1.2. Tipos de climas secos. Ra sgos biogeogrficos: vegetacin, suelos, ros. 2.2. Climas de montaa. 2.1.1. Causas del clima de montana. 2.1.2. Variedades del clima de montaa. 2.1.3. Rasgos biogeogrficos: vegetacin, ros, suelos. La clasificacin de los climas reviste gran inters para el gegrafo, ya que permite d elimitar regiones con caractersticas comunes y facilita su representacin, teniendo en cuenta no obst ante que los lmites que se dibujan no indican cambios radicales, son que son zonas de transicin , ya que se pasa de un clima a otro de forma gradual. Tambin hay que tener en cuenta que en los ma pas suele venir representados solamente los climas sobre tierra firme, quedando delimitar los di stintos climas sobre los ocanos, aunque las variaciones que se producen en estos son menos acusadas. Otro hecho a tener en cuenta es que la clasificacin y delimitacin climtica n o es inmutable. DIVERSIDAD DE LAS CLASIFICACIONES CLIMTICAS La multitud de combinaciones que pueden llevarse a cabo de los elementos climticos dan lugar a una multitud de climas, por ello hay una amplia variedad de clasificacio nes, segn cual sea el criterio que se escoge. Segn la finalidad de la clasificacin, no sern los mismos aspectos los que s e quieren destacar con fines agrcolas que con fines tursticos, industriales o de ingeniera hi drulica. Segn la escala del estudio, son distintas las clasificaciones segn conside ren la totalidad del planeta o, por ejemplo, slo una provincia. En este sentido, la escala que abarca el mayor mbito de estudio es la cla sificacin zonal, que se basa en las caractersticas trmicas (segn la cual se diferencian tre s grupos climticos fundamentales: climas clidos, climas templados y climas fros) y en la dinmica atmos frica segn la cual se diferencian tres grupos climticos fundamentales: climas intertropicales, climas de latitudes medias y climas polares). A una escala ms pormenorizada se analizan las diferenciaciones climticas d e cada una de estas zonas que quedan configuradas por los climas intra-zonales (que geogrficame nte delimitan unas regiones climticas); reduciendo an ms el mbito de estudio, llegamos a la difere nciacin de los climas locales, y a una escala de mayor detalle, a los microclimas. Segn el criterio seguido para la delimitacin de los climas, se diferencias dos tipos de clasificaciones: - acionales (emplea valores numricos que pueden demostrar R fsicamente unas variaciones significativas en el clima, como por ejemplo la ausencia de precipitacin). - mpricas (utiliza valores de delimitacin que res

ultan satisfactorios E estadsticamente). Segn la disponibilidad de datos se pueden realizar distintas clasificacio nes, sobre todo si se trata de una clasificacin a escala mundial ya que existen grandes diferencias de unos pases a otros en cuanto a la obtencin de informacin climatolgica. En general, se puede decir que la diversidad de clasificaciones climticas se resumen en tres grandes grupos: - CLASIFICACIONES GENTICAS o EXPLICATIVAS. Son aquellas que se basan en las causas que originan los distintos clima s, es decir, las que toman cono referencia las masas de aire que organizan la circulacin general atmos frica. Ej. Clasificacin de H. Flohn - CLASIFICACIONES MORFOLGICAS. Son aquellas que se realizan en funcin de las caractersticas del clima en general o de acuerdo con alguno de sus elementos. - CLASIFICACIONES EFECTIVAS O APLICADAS. Son aquellas que se basan en los efectos que causan los distintos climas . Ej. Clasificacin de Kppen. CLASIFICACIN CLIMTICA DE KPPEN Wladimir Copen fue un botnico y climatlogo alemn que en 1898 describi por pr imera vez su sistema de clasificacin, posteriormente revisada por el propio Kppen y sus discp ulos. En principio utiliz como base de su clasificacin una divisin del mundo en zonas de vegetacin. Se trata de una clasificacin emprica, qe no tiene, por tanto, en cuenta las causas. La gran difusin alcanzada se debe a varios hechos: - La facilidad de obtener los datos climatolgicos en todas las estaciones meteorolgicas. - La diferenciacin de los climas en un nmero reducido de categoras a escala mundial. - Quedan reflejados otros criterios, como la evaporacin, la vegetacin natu ral y los suelos. 1.- Primer nivel de clasificacin: escala zonal (A, B, C, D) La clasificacin tiene distintos niveles; el primero es prc ticamente a escala zonal, denominndose los climas con letras maysculas, a las que sucesivamente se les va aad iendo una o dos letras minsculas que van matizando el tipo de clima. El primer nivel de clasificacin queda constituido por cinco grup os climticos bsicos, identificados por las letras maysculas A, B, C, D y E. Todas ellas, excepto el gr upo B, se definen a partir de las temperaturas medias. El grupo B se define por la relacin evaporacinprecipitacin. Smbolo Clima Rasgos Lmite Lmite de climticos climtico vege tacin T media Desar

rollo A antas ales, lmite cuyo

de Tropical Carece invierno se Seco Precipitacin escasa La evaporacin Carece supera a la rbol xe de superior a pl 18C todos los tropic meses

establece en 18 B de es. Plantas

precipitacin rfilas anual El mes s C os. del Mesotrmico rmafrost (suelo permanentement e helado) D tas micas. La riguroso ica microtrmico lmite 10C ptentrional crecimiento los rboles E Carece de rboles Polares Carece verano El mes ms de clido tiene una del de supera o ms Templado invierno de Invierno fro media. Templado Los clido o moderado y 18C de T -3C Invierno

ms Planta

fro entre -3C esotrmic lmite pe

El ms fro. T media inferior Plan a -3C. El mes microtr clido T de 10C ind los el se

temperatura media inferior a 10C 2.- Segundo nivel de clasificacin: estacionalidad de las precipitaciones (f, w, s, m) La subdivisin de los grupos climticos se realiza mediante una segunda letr a que precisa las diferencias climticas basndose en la precipitacin, con lo que se obtiene ya la rela cin entre temperatura y precipitacin En este segundo grupo se establece una diferenciacin entre los grupos B y E y los dems, ya que ninguno de los dos presenta una condicin favorable para el desarrollo de los r

boles, bien por un dficit de precipitacin (B) o de su calor (E). Divisin de los grupos B-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 relacin evaporacin/precipitacin. Por ello, no es un clima zonal, sino que puede aparecer en distintas zonas. En la clasificacin de Kppen, la relacin evaporacin/precipitacin se establece e n funcin de temperaturas y precipitaciones, aunque tambin depende de otros factores, pero con mayor complejidad para sus medidas. Para calcular la evapotranspiracin (prdida de humedad provocada conjuntamen te por la evaporacin directa de la superficie del suelo y por la transpiracin de las plantas ) se utiliza una frmula simplificada de Kppen, en la que "e" es la "necesidad de agua en mm". Si "e " es superior a la precipitacin total registrada estamos ante un clima seco o rido Segn sea esa diferencia, se establece la subdivisin mediante una segunda letra mins cula, s (estepa) o w (desierto). El otro grupo en el que no crecen rboles es el E, al que se le conoce como clima de hielo. En este caso, la subdivisin se define por las letras maysculas T (tundra) y F (hielos perpetuos). Divisin de los grupos A-C-D La subdivisin se hace mediante las letras minsculas f, w y s. En los climas tropicales hay una divisin ms, la m. La definicin de cada letra es la siguiente: - f: falta la estacin seca, por lo que es un clima hmedo todo el ao, con pr ecipitaciones ms o menos regulares. Los seis meses ms fros reciben entre el 30 y el 70% de la precip itacin total - w: estacin 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: estacin seca en verano (debe considerarse si es el Hemisferio Norte o el Sur). Los meses de invierno reciben ms del 70% de la precipitacin total. - m: clima monznico, cuando en climas tropicales con estacin seca la preci pitacin total del ao es superior a 2500 mm menos 25 veces la precipitacin del mes ms seco. La razn de la divisin f, w y s se centra en el distinto efecto que tienen l as precipitaciones acumuladas en una estacin con respecto a las caractersticas de la vegetacin. Combinando los dos grupos de letras para la clasificacin climtica se obtien en 12 climas distintos. 3.- Tercer nivel de clasificacin: temperatura del verano (a,b,c,d) Para obtener mayor precisin climtica se introduce una tercera letra, que ha ce referencia a las temperaturas del mes ms clido y del ms fro. Las ms destacadas son: - a: veranos calurosos. La temperatura media del mes ms clido es superior a 22C.

- b: verano clido y largo. La temperatura del mes ms clido es inferior a 22C, pero al menos 4 meses registran temperaturas superiores a 10C. - c: verano fresco y corto. La temperatura del mes ms clido est entre 10 y 2 2C, pero cuenta con menos de 4 meses con temperaturas por encima de 10C. - d: inviernos muy fros. La temperatura media del mes ms fro es inferior a 38C. Con estas subdivisiones, la denominacin de climas es la siguiente: * Cfa/Cwa: Clima templado hmedo * Cfb/Cfc: Clima martimo de latitud media * Csa/Csb: Clima mediterrneo * Dfa/Dfb/Dwa/Dwb: Clima hmedo continental * Dfc/Dfd/Dwc/Dwd: Clima subrtico Hay otras letras que reflejan matices de temperatura. As, en los climas B se matizan: - h: clima caluroso y seco, con temperatura media anual superior a 18C. - k: clima fro y seco, con temperatura media anual infe rior a 18C. por lo que Bwk ser un clima de desierto fro, y Bwh un clima de desierto clido. En otros casos se aaden: - i: rgimen isotrmico, con dbil oscilacin trmica anual. - l: rgimen templado, con temperaturas medias anuales entre 10 y 22C. - n: nieblas frecuentes. CLIMAS NO ZONALES: CLIMAS DE MONTAA Caractersticas generales de este clima: - Disminucin de la temperatura con la altitud, aunque segn sea la latitud donde se localicen las tierras montaosas, se necesitar mayor o menor altura para alcanzar esa denomin acin de clima fro. - Fuertes oscilaciones trmicas diarias. - Aumento de la radiacin ultravioleta con la altura. - Diferencias trmicas segn la exposicin a solana o umbra. - Precipitaciones ms regulares que en las tierras prximas. - Diferencias de humedad segn la exposicin a las masas de aire. - Importancia de la nieve en altura. - Vientos locales. Causas que dan lugar a estas caractersticas: - Modificaciones por la altitud (se modifican la presin y la temperatura) - Configuracin y disposicin del relieve (laderas, valles y cumbres). Rasgos biogeogrficos: - Vegetacin: gradacin en altura, aunque el punto de partida vara segn las ca ractersticas de la zon