Presentación de PowerPointClimatología
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA La historia de la meteorología como
ciencia comenzó en el Renacimiento. Antes sólo contaba la
percepción y la experiencia, y los conocimientos meteorológicos se
transmitían principalmente de forma
oral. Con el desarrollo de los instrumentos de medición en los
siglos XVI y XVIII, la meteorología se armó
para un espectacular desarrollo.
Prehistoria, Edad Antigua y Edad Media
Hace 8.000 años los polinésicos fueron los primeros navegantes
oceánicos, pero la transmisión oral de sus conocimientos no ha
dejado registros.
En los pueblos europeos, el animismo y el politeísmo establecían la
relación de las personas con los fenómenos meteorológicos. Chamanes
y sacerdotes predecían el tiempo o invocaban a la lluvia.
Las previsiones de los marinos se basaban en la observación del
cielo y el estado del mar.
Boinayel, dios de la lluvia de los tainos
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
El interés por conocer el porqué de los fenómenos meteorológicos
comenzó, para la civilización occidental, con el nacimiento de la
filosofía griega:
• Tales de Mileto (630 - 547 a.C.) inició este viaje del
conocimiento con su famosa sentencia: "Somos agua y el mundo está
lleno de dioses".
• Anaxágoras (500-428 a.C.) plantea por vez primera el ciclo del
agua, un concepto fundamental para entender los
fenómenosmeteorológicos.
• En 350 a.C., Aristóteles escribió Meteorológica (μετεωρολογα),
obra que dio nombre a esta ciencia. El término se compone de dos
raíces: Meteoron hace referencia a lo existente entre la Tierra y
las estrellas, y logos, que significa "estudio".
El conocimiento que se desarrolló en aquella época se basó en los
siguientes conceptos:
1. El geocentrismo: la creencia de que la Tierra era el centro del
universo. 2. La idea de que la Tierra era plana. 3. El Mediterráneo
era el centro geográfico de la Tierra, que se suponía rodeada de un
mar ignoto.
Tales de Mileto Anaxágoras Aristóteles
Durante la Edad Antigua, egipcios, fenicios y griegos sentaron
las
bases de la navegación costera y del conocimiento de
meteorología
del Mediterráneo.
• En 611 a.C., el rey egipcio Necao financió la circunnavegación
de
África a unos marinos fenicios. Les llevó tres años navegar
desde
el golfo de Suez al delta del Nilo, pasando por el estrecho
de
Gibraltar. Recopilaron muchos datos climáticos de la costa de
África, que recogió el historiador griego Herodoto unos cien
años
después.
sistematizar el conocimiento climático del mar, recopilando
datos
por escrito y dibujando las primeras cartas de navegar.
• En China, durante la dinastía Yuan, el navegante Wang
Dayuan partió en dos ocasiones de Quanzhou entre 1333 y
1390, hasta alcanzar la península Arábiga y las costas
orientales
de África. A su regreso compiló muchos datos climáticos sobre
el
Índico.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
La necesidad de un conocimiento meteorológico más profundo surgió
durante el siglo XV al iniciarse la era de las
exploraciones portuguesas y españolas.
• Colón conoció la existencia de los alisios, vientos
constantes del NE por debajo de los 30º N, y en su ruta
del navegó hacia el Oeste manteniéndose sobre los
28ºN. Su primer viaje duró 36 días. Regresó por la ruta
de los vientos de poniente, por el norte del anticiclón de
las Azores, estableciendo la primera gran ruta de la
navegación oceánica: los alisios, para navegar de este a
oeste del Atlántico, y los ponientes, para regresar. Fue
el primer europeo en pronosticar y experimentar un
huracán en el Caribe.
• En su viaje hacia al India, después de una escala en Cabo
Verde, Vasco da Gama arrumbó hacia el Oeste –
Sudoeste para sorpresa de su tripulación. En el Atlántico
Sur, circunnavegó así el anticiclón de Santa Elena en el
sentido de los vientos dominantes. Esto le llevó a una
larga travesía en el transcurso de la cual llegó a rozar, sin
avistarla, la costa brasileña del cabo San Roque. De Cabo
Verde a Sudáfrica estuvieron 92 días en el mar.
El Renacimiento
A mediados del siglo XVI, Nicolás Copérnico publica De
revolutionibus orbium coelestium,
que significaba el fin del geocentrismo y el inicio del desarrollo
empírico de las ciencias. En
su obra en la que afirma que la Tierra gira alrededor del sol, lo
que permitió sentar las bases
para el estudio coherente de las estaciones.
Siglo XVII: Primeros instrumentos de medición
Los nuevos instrumentos meteorológicos, sentaron las bases del
método científico.
• En 1607 Galileo Galilei inventó el primer termómetro. Se basaba
en los cambios de
volumen que experimenta un fluido en función de la temperatura,
aunque no tenía
escala. La temperatura es la indicada por la esfera que flota a
menor altura dentro del
grupo superior.
• En 1643, Evangelista Torricelli, inventó el barómetro. Blaise
Pascal y René Descartes
observaron la dependencia de la presión atmosférica en función de
la altura. El
barómetro se convirtió en el instrumento decisivo para entender el
tiempo.
• En 1667 Robert Hooke construye el primer anemómetro.
• En 1653 el gran duque Fernando II de Médici patrocinó la
construcción de
instrumentos normalizados y los distribuyó por Florencia, Pisa,
Bolonia, Vallombrosa,
Curtigliano, Milán y Parma; posteriormente llegarían a localidades
tan alejadas de Italia
como París, Varsovia e Insbruck. Se estableció el primer método
sistematizado para
realizar las observaciones de la presión, la temperatura, la
humedad, la dirección del
viento y el estado del cielo.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• El prusiano Otto von Guericke realizó en 1660 lo que se
considera
como el primer pronóstico documentado en base al barómetro.
Predijo una fuerte tormenta tras un brusco descenso de la
presión
atmosférica horas antes.
• El físico alemán Daniel Fahrenheit desarrolló en 1714 el
termómetro
de mercurio, el primer instrumento que permitió medir con
relativa
precisión y de una forma sistematizada la temperatura.
Siglo XVIII: Hacia los modelos numéricos
• En 1723, gracias los registros de datos reportados desde diversos
puntos de Inglaterra y sus colonias en Norteamérica y la India,
William Derham y Georges Hadley, científicos de la Royal Society de
Londres, estudiaron los cambios de presión y vieron que no se
producían siempre simultáneamente en los mismos lugares.
• Una década después, el matemático y navegante francés
Jean-Charles de Borda constató que los cambios de presión se
propagaban con una dirección y velocidad directamente relacionadas
con el viento.
• El 21 de octubre de 1743 Benjamín Franklin realizó el primer
estudio meteorológico sinóptico tras estudiar el desplazamiento de
una tormenta desde Georgia a Nueva Inglaterra.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• En 1735, George Hadley, tras estudiar a fondo los vientos
alisios, lanzó una primera teoría de la circulación atmosférica
global. En su tratado Concerning the Cause of the General Trade
Winds, el científico inglés explicó el comportamiento de las masas
cálidas de aire ecuatorial ascendentes y su circulación por las
capas altas de la atmósfera donde se enfriaban para luego
descender.
• Las mediciones sistemáticas de la presión atmosférica, la humedad
y la velocidad y dirección del viento comenzaron a realizarse en
1765. Esto llevó a constituir una primera teoría de las
predicciones por parte del químico francés Antoine-Laurent de
Lavoisier, quien afirmó que, creando una red adecuada de
observaciones simultáneas en Europa, se podría predecir el tiempo
uno o dos días antes.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
Las observaciones de los navegantesoceánicos
• A finales del siglo XVII, Edmond Halley, al mando del Paramour
embarcó el primer barómetro marino, ideado por Robert Hooke,
durante una expedición científica al Atlántico Sur, .
• Durante los siglos XVII y XVIII, navegantes como los ingleses
John Byron, Samuel Wallis, Philip Carteret y James Cook, y los
franceses Louis- Antoine de Bougainville y Jean-François de Galaup
aportaron una gran cantidad de datos que permitieron comprobar las
teorías de la circulación general atmosférica de George Hadley y
establecer las bases de la climatología planetaria.
HMS Endeavour
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• En 1895, el Departamento Hidrográfico del Almirantazgo británico
publicó Ocean Passages for the World, una exhaustiva recopilación
de datos climáticos y consejos realizada por el capitán Robert
Jackson. Se convirtió en una obra de referencia para todos los
marinos del mundo y hoy en día todavía es de utilidad.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• Durante el siglo XIX, Matthew Fontaine Maury, fue el primer
marino en estudiar con método analítico los vientos y las
corrientes dominantes de las principales rutas marítimas. Maury
analizó centenares de cuadernos de bitácora almacenados en el
departamento de cartografía e instrumentos de Washington. En 1847,
publicó Wind and Current Charts en los que había dibujado un sinfín
de símbolos que indicaban los vientos más probables y las
corrientes en cualquier punto del océano en función del mes del
año. Fueron las precursoras de las actuales Pilot Charts que
explican minuciosamente los datos climáticos para cada mar u océano
para cada mes.
. Maury diseñó unas plantillas para que los navegantes anotaran los
datos observados; después de cada viaje se las devolvían
cumplimentadas y Maury les volvía a dar una nueva versión
actualizada,y así sucesivamente
La meteorología sinóptica
El gran reto de los meteorólogos del siglo XVIII era el de poder
estudiar los fenómenos meteorológicos en tiempo real con
observaciones simultáneas geolocalizadas en un mapa. Con el
conocimiento que ya se tenía en la época, esto permitiría tener una
base para poder hacer predicciones.
• Hacia 1830, el físico y matemático de la Universidad de Breslau
(Polonia) Heinrich Wilhelm Brandes desarrolló una primera idea de
cartografía meteorológica mediante la comparación de las
observaciones realizadas simultáneamente a lo largo de una zona
relativamente amplia.
• Pero no fue hasta 1840, cuando el invento del telégrafo de Samuel
Morse comenzó a funcionar, cuando se produjo la gran revolución en
la meteorología.
Heinrich Wilhelm Brandes
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
* Casi simultáneamente, el científico francés Gaspard- Gustave
Coriolis, estudió y explicó la desviación que sufren los cuerpos
que se desplazan sobre un sistema en rotación. Coriolis no era
meteorólogo, pero su trabajo tuvo una enorme trascendencia en
meteorología. La desviación de los desplazamientos de las masas de
aire y agua se denominó “Efecto de Coriolis” y se asimiló a la
existencia de una fuerza. Sin embargo el uso de la fuerza de
Coriolis no se aplicó en los cálculos meteorológicos hasta
principios del siglo XX.
• En 1842, el matemático estadounidense Elias Loomis realizó el
primer mapa sinóptico a partir de una tormenta en EEUU. Utilizó
flechas para representar el viento y colores para las nubes,
lluvia, etc.
• En 1849, el Washington Evening Post fue el primer periódico en
publicar mapas y tablas con datos provenientes del más de 200
observadores.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• El 14 de noviembre de 1854, durante la guerra de Crimea, una gran
tormenta causó graves pérdidas a la flota anglo-francesa en
Balaclava. Después de este desastre, Urbain Le Verrier, director
del Observatorio de París, demostró como la tormenta había viajado
por Europa. Napoleón III encargó a Le Verrier el establecimiento
del primer servicio nacional de advertencia de tormentas, basado en
la recogida de informes meteorológicos telegráficos.
Se organizó una red de estaciones que, en 1863, alcanzó los 59
observatorios repartidos por Europa unidos telegráficamente que
realizaba diariamente previsiones y mapas en los que se empleaban
las isobaras. Fue le primer paso para el desarrollo de la
meteorología moderna. Esta red era todavía básicamente
fenomenológica, porque en la época aún no había instrumentos
meteorológicos de suficiente precisión, para hacer una observación
metódica y universalmente comparable.
efecto invernadero
• En 1824, Joseph Fourier publicó Observaciones generales sobre las
temperaturas de la tierra y los espacios planetarios donde
consideró que la Tierra se mantenía templada porque la atmósfera
retiene el calor como si estuviera bajo un cristal. Él fue el
primero en emplear la analogía del invernadero
• Svante August Arrhenius, publicó en 1903 Lehrbuch der Kosmischen
Physik (Tratado
de física del cosmos), el cual trataba por primera vez de la
posibilidad de que la quema de combustibles fósiles incrementara la
temperatura media de la Tierra. Entre otras cosas calculaba que se
necesitarían 3000 años de combustión de combustibles para que se
alterara el clima del planeta, todo bajo la suposición que los
océanos captarían todo el CO2 (actualmente se sabe que los océanos
han absorbido un 48 % del CO2 antropogénico desde 1800).
Arrhenius estimó el incremento de la temperatura del planeta cuando
se dobla la concentración de dióxido de carbono de la atmósfera,
eventualmente calculando este valor en 1,6 Centígrados sin vapor de
agua en la atmósfera y 2,1 °C con vapor presente. Estos resultados
están dentro de los parámetros generalmente aceptados en la
actualidad. Arrhenius otorgaba una valoración positiva a este
incremento de temperatura porque imaginaba que aumentaría la
superficie cultivable y que los países más septentrionales serían
más productivos.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
La meteorología moderna 1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
• Durante la Primera Guerra Mundial, el meteorólogo noruego Vilhelm
Bjerknes estableció una red de estaciones distribuida por el sur de
Noruega, que proporcionaban informes detallados de las nubes.
Descubrió que la nubosidad y las precipitaciones se organizaban en
forma de líneas de tiempo que se movían solidariamente sobre la
superficie de la Tierra en las zonas de separación de masas de aire
que tenían características meteorológicas (temperatura, humedad,
viento y presión) diferentes. Este método de "meteorología
indirecta" proporcionó unos mapas meteorológicos sinópticos que
revelaron la estructura fina del tiempo, por entonces ignorada por
completo, y permitieron seguir el movimiento de los centros de
bajas presiones.
• Se pudo estudiar la evolución de los sistemas frontales, desde su
nacimiento a su disolución, lo que significó un gran avance en la
capacidad de predicción del tiempo en las latitudes en las que
interactuaban el aire polar y el tropical formando los
frentes.
• En 1920 se introdujeron los datos obtenidos por sondeos
realizados por medio de globos y se empezó a comprender el
comportamiento de las capas superiores de las masas de aire en
relación con las inferiores.
• En 1922, el matemático británico Lewis Richardson manifestó la
posibilidad de utilizar los cálculos matemáticos para predecir el
tiempo ya que éste seguía leyes físicas. Durante su época no fue
posible obtener rendimiento práctico de sus complicadas ecuaciones,
pero en la década de 1960, con el advenimiento de los ordenadores
se hizo posible resolver los largos cálculos Richardson muy
rápidamente.
Nacieron los modelos numéricos de predicción que rigen los actuales
sistemas de pronóstico y que avanzan en función de la potencia de
cálculo computacional y el aporte masivo de datos provenientes de
todo el mundo.
Lewis Richardson
Vilhelm Bjerknes
•Milutin Milankovi (1879–1958) ingeniero civil, astrónomo,
matemático y geofísico serbio, muy reconocido por su teoría de
edades de hielo que relaciona las variaciones de la órbita
terrestre y los cambios de larga duración del clima, lo que se
conoce como variaciones orbitales o ciclos de Milankovitch.
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
Sir Gilbert Thomas Walker (1868 - 1958) Físico, climatólogo,
meteorólogo y estadístico británico. Es mejor conocido por su
novedosa descripción de las oscilaciones en parámetros de la
atmósfera entre sitios de la tierra, ayudando a entender a El Niño,
un importante fenómeno oscilatorio, que concierne al clima global,
y por el gran avance en el estudio de la climatología en
general.
Carl-Gustaf Arvid Rossby (Estocolmo, 1898-1957) meteorólogo
estadounidense de origen sueco que explicó por primera vez los
movimientos atmosféricos de gran escala en términos de la física de
fluidos. Su nombre se asocia con el número de Rossby, con el
estudio de la circulación general atmosférica, la explicación de
los mecanismos operando en las células de Hadley y, en general, con
el estudio del papel desempeñado por las fuerzas de Coriolis en los
movimientos atmosféricos.
CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS DE LA TIERRA
A lo largo del siglo XX diferentes autores han clasificado las
características climáticas de la Tierra de diferentes formas, con
diferentes objetivos y basándose en distintos criterios, atendiendo
a la biología, a la agronomía o estrictamente al clima.
A continuación se presenta una tabla con las clasificaciones más
importantes y sus características, ordenadas por su
cronología:
Autor Tipo de clasificación
Austin Miller (1951) Bioclimática Vegetación, clima, circulación
atmosférica
Bagnouls y Gaussen (1957) Climática Temperatura y precipitación
media
Papadakis (1966) Agroclimática Temperaturas extremas,
evapotranspiración, y exigencias
climáticas de los cultivos
Strahler (1989) Climática Clima, circulación atmosférica
Rivas Martínez (2004) Bioclimática Índices bioclimáticos
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
Köppen (1918) Austin Miller (1951) Henri Gaussen (1957)
Papadakis (1966)
Holdridge (1967)
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
•Mark Cane estadounidense, Profesor de Earth And Climate Sciences
at Columbia University y el Lamont Doherty Earth Observatory. Ha
establecido el modelado y primera predicción numérica del
ENSO
•Jean M. Grove (1927-2001) inglés, especialista en glaciares;
introduce el concepto de la Pequeña Edad de Hielo
•Helmut Landsberg (1906-1985) incrementó el uso del análisis
estadístico en climatología, liderando su evolución hacia una
ciencia física
•Syukuro Manabe (1931) japonés, pionero en el uso de las
computadoras para simular el cambio climático global y las
variaciones naturales del clima.
Climatólogos del siglo XX
1. LA CLIMATOLOGÍA COMO CIENCIA
•Roger G. Barry, Ph.D., (izquierda) es Profesor de Geografía en
University of Southampton, U.K., y Director del World Data Center
for Glaciology, y autor del manual Atmósfera, tiempo y Clima junto
a Richard John Chorley (1927 - 2002) (derecha) geógrafo británico
especializado en geografía cuantitativa y geomorfología, pionero en
el uso de la teoría sistémica aplicada a la geografía.
La Atmósfera es una mezcla de gases que rodean la tierra unida a
ella por la atracción gravitatoria.
El 97% de la atmósfera se halla en los primeros 30 Km. El límite
superior se encuentra a 10.000 Km.
El aire puro y seco tiene un 78% de Nitrógeno (sustancia neutra) y
un 21% de Oxigeno (sustancia muy activa = oxidación), además de un
1% de otros gases, dominando el Argón (0,93%), gas poco activo, y
un 0.033% es CO2, que es muy importante, a pesar de su poca
cantidad, por la absorción de calor y por ser un elemento
fundamental en la fotosíntesis.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
PRESIÓN ATMOSFÉRICA
Peso de una columna de aire sobre 1 cm de sección que se extiende
hasta los límites de la atmósfera. La presión media se ha
establecido en 760 mm de mercurio a nivel del mar.
Como 1 mm de Hg equivale a 1,333 milibares, la presión a nivel del
mar es 1.013,2 mb.
1 atmósfera equivale a 1013 mb
El gradiente de presión: cada 275 m, la presión desciende 1/30 de
su altura
La disminución de la presión tiene efectos fisiológicos como menos
oxígeno en la sangre
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
Concepto de calor y temperatura Calor El calor es una cantidad de
energía y es una expresión del movimiento de las moléculas que
componen un cuerpo. Cuando el calor entra en un cuerpo se produce
calentamiento y cuando sale, enfriamiento. Incluso los objetos más
fríos poseen algo de calor porque sus átomos se están moviendo.
Temperatura La temperatura es la medida del calor de un cuerpo y no
la cantidad de calor que este contiene o puede rendir.
Diferencias entre calor y temperatura Cuando calentamos un objeto
su temperatura aumenta. Calor y temperatura no son lo mismo: el
calor y la temperatura están relacionadas entre sí, pero son
conceptos diferentes.
El calor depende de la velocidad de las partículas, de su número,
de su tamaño y de su tipo. La temperatura no depende del tamaño, ni
del número ni del tipo.
Por ejemplo, si hacemos hervir agua en dos recipientes de diferente
tamaño, la temperatura alcanzada es la misma para los dos, 100° C,
pero el que tiene más agua posee mayor cantidad de calor. El calor
es lo que hace que la temperatura aumente o disminuya. Si añadimos
calor, la temperatura aumenta. Si quitamos calor, la temperatura
disminuye.
La temperatura no es energía sino una medida de ella; sin embargo,
el calor sí es energía.
¿Qué objeto contiene más calor, un recipiente de agua hirviendo o
un iceberg gigante?
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
TEMPERATURA ATMOSFÉRICA
La temperatura divide a la atmósfera en capas:
TROPOSFERA: va descendiendo la temperatura en altitud con un
gradiente de 6.4 ºC/1.000 m. contiene vapor de agua y finas
partículas de polvo que se la causa de color rojizo del crepúsculo
y de la condensación del agua.
TROPOPAUSA: a 14 Km de altura la temperatura se mantiene constante
(17 Km en el Ecuador y 9 Km en los Polos)
ESTRATOSFERA: la temperatura aumenta en altura hasta alcanzar los
0ºC a 50 Km de altura. La CAPA DE OZONO se sitúa en la estratosfera
y se genera por acción de la radiación solar sobre el oxigeno.
Sirve de escudo a la radiación ultravioleta que daña los tejidos
animales. Los halocarburos (clorofluorcarbonados) destruyen el
Ozono al liberarse el Cloro
ESTRATOPAUSA: vuelve a descender la temperatura
MESOSFERA alcanza los -80ºC a 80 Km de altura
MESOPAUSA, cambio brusco del la temperatura
TERMOSFERA: se alcanzan muy altas temperaturas,
pero debido a la baja densidad del aire a pesar de la alta
temperatura no se retiene mucho calor.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
ATMOSFERA MAGNETICA
La tierra se comporta como una barra magnética cuyo eje está
desviado con respecto al eje de la tierra. Este campo magnético
está generado por el núcleo metálico de la tierra
Las LINEAS DE FUERZA se extienden por el espacio conformando el
CAMPO MAGNÉTICO EXTERNO que se comporta como una atmósfera
magnética MAGNETOSFERA. Las líneas de fuerza son retenidas y
concentradas en anillos alargados conocidos como cinturones de
radiación de Van Allen
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
La magnetosfera no es regular por la presión de viento solar, que
es el flujo continuo de electrones y protones, por lo que protege a
la tierra de la radiación iónica procedente del sol.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
Aurora polar (boreal/austral) : se produce cuando una eyección de
masa solar choca con la magnetósfera terrestre. Los mejores
momentos para observarla son entre septiembre y marzo en el
hemisferio norte (aurora boreal), y entre marzo y septiembre en el
hemisferio sur (aurora austral).
INSOLACION: Recepción de la energía solar de onda corta por una
superficie expuesta que depende del ángulo de incidencia y del
tiempo de exposición.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
ZONAS LATITUDINALES DE LA TIERRA
BALANCE ENERGETICO DE LA TIERRA La temperatura media del planeta
Tierra es una consecuencia directa de su balance de energía:
- si el planeta recibe más energía que la que desprende, se
calentará. - por el contrario, si desprende más energía que la que
recibe, se enfriará.
Si su temperatura media permanece constante indica que hay un
equilibrio entre la energía que recibe y la que desprende el
espacio exterior. La comprensión de este balance es básica para
entender el cambio climático.
La constante solar es la densidad de energía solar que llega
verticalmente sobre un círculo del mismo diámetro que la Tierra y
situado en la alta atmósfera. Esta constante solar se mide
directamente por satélites desde finales de los años setenta del
siglo pasado, y su valor se sitúa entre 1.365 y 1.368 W/m2, según
estemos en la parte baja del ciclo solar o en la parte alta (ciclo
solar que dura aproximadamente 11 años). Tomaremos como valor medio
1.366 W/m2.
Energía que llega al planeta
Ahora bien, esta energía se ha de repartir entre todo el planeta,
que no es un círculo plano, sino una esfera, cuya superficie es de
4 x π x R2, donde R es el diámetro de la Tierra. Como la superficie
del círculo del que hemos hablado antes es de π x R2, cuatro veces
inferior, la energía que recibe en promedio cada punto de la Tierra
es de 1.366 / 4 = 341 W/m2.
Este valor no es más que una media: los polos reciben menos, el
ecuador recibe más. De noche no se recibe nada, de día se recibe el
doble. Se recibe menos al amanecer y al atardecer que al
mediodía.
Pero no toda esta radiación solar llega a la superficie de la
Tierra. Siempre como media, estos 341 W/m2 se reparten de la manera
siguiente:
- 79 W/m2 se reflejan al espacio exterior por las nubes y
aerosoles, y 23 W/m2 es reflejada por la tierra y el mar. Es decir,
un total de 102 W/m2, un 31% de la energía recibida se refleja
directamente al espacio exterior.
- La atmósfera absorbe 78 W/m2 (un 23 % del total). Esta energía
sirve para calentar las nubes.
Llegan a la superficie de la Tierra, por tanto, unos 161 W/m2 en
promedio (341-79-23-78 W/m2). Su reparto es muy irregular, y va
desde los 275 W/m2 en las regiones con pocas nubes del Sahara y de
Arabia, hasta los solamente 75 W/m2 en las regiones brumosas del
Ártico. Estos 161 W/m2 sirven para calentar la tierra y el mar, y
representan algo menos del 50 % de toda la energía solar recibida
por el planeta.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
Energía aportada por el planeta hacia el espacio
El planeta Tierra, como cualquier cuerpo, emite calor. La ley de
Stefan-Boltzmann permite calcular la cantidad de calor emitida por
un
cuerpo. Esta cantidad es proporcional a la temperatura absoluta del
cuerpo elevada a la cuarta potencia (la temperatura absoluta es la
que
tiene como cero el cero absoluto, que se encuentra a 273oC bajo
cero)
El planeta Tierra, al tener una temperatura superficial de unos
14ºC (287º absolutos), emite al exterior 396 W/m2 (la superficie de
la Tierra
pierde, además, una media de 97 W/m2 por la evaporación del agua y
la evapotranspiración vegetal)
Si la totalidad de estos 396 W/m2 escapara hacia el espacio
exterior, el planeta Tierra se enfriaría, ya que perdería más
energía que la que
recibe del Sol: estaríamos congelados ya que para que hubiera
equilibrio, es decir, que el planeta Tierra emitiera 170 W/m2, lo
mismo que
llega a su superficie, la temperatura media sería de -39ºC.
Por suerte, una buena parte de esta energía no se pierde: las nubes
y la atmósfera hacen de pantalla y devuelven hacia la tierra y el
mar
333 W/m2, dejando escapar hacia el espacio exterior 70 W/m2 (40
W/m2 por lo que se conoce como ventana atmosférica más 30
W/m2
de emisión infrarroja de las nubes) de los 396 W/m2 emitidos desde
la superficie.
Por otra parte, la atmósfera emite 169 W/m2 de radiación infrarroja
hacia el exterior (78 W/m2 absorbida por la atmosfera + 17 W/m2
de
convección + 80 W/m2 de evapotranspiración - 6 W/m2 que se pierde
en calor latente por las cambios de estado), por lo que el
total
emitido es de 239 W/m2,
Balance
Si hacemos un balance entre la energía que llega directamente del
Sol (341 W/m2) y la que emite el planeta hacia el espacio exterior
(102 W/m2 reflejados por la nubes y la superficie + 70 W/m2
emitidos por la superficie y las nubes como radiación infrarroja +
169 W/m2 emitidos por la atmósfera = 341 W/m2), el balance es
equilibrado.
El balance de energía en la superficie está también equilibrado:
llegan 161 W/m2 del Sol y 326 W/m2 de las nubes y de la atmósfera,
que suman 487 W/m2. Salen 91 W/m2 por la evaporación del agua (17),
evapotranspiración (80), menos 6 W/m2 por el calor latente y 396
W/m2
que emite por estar a 14ºC (ley de Stefan-Boltzmann), que también
suman 487 W/m2.
Mientras estos dos balances estén equilibrados, la temperatura
media del planeta permanecerá constante.
Si el efecto invernadero de las nubes y de la atmósfera aumenta,
devolverán hacia la superficie de la Tierra una energía superior a
la indicada, lo que repercutirá en un aumento de temperatura.
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
2. LA ATMOSFERA Y LA RADIACION TERRESTRE
6 326
326
El viento es el aire en movimiento sobre la superficie terrestre de
componente horizontal, que es originado por los diferentes
gradientes barométricos de superficie
Las isobaras son líneas que unen puntos con igual presión
barométrica.
Las diferencia en la presión sobre la superficie terrestre están
ocasionados por el desigual calentamiento de ésta por la radiación
recibida por el sol, que es más alta en la zona intertropical que
en las latitudes medias y altas, por la forma esférica de la tierra
(radiación perpendicular en la zona intertropical y oblicua en el
resto), y que es diferente a lo largo del año debido a la
inclinación del eje terrestre,
3. DINAMICA ATMOSFERICA 3. DINAMICA ATMOSFERICA
El sobrecalentamiento provoca un aumento de volumen y un descenso
de la presión, que tiende a ser compensada por las masas de aire
con mayor presión (gradiente de presión o barométrico)
3. DINAMICA ATMOSFERICA
EFECTO CORIOLIS
Es el efecto producido por la aceleración tangencial que aparece en
cualquier cuerpo en movimiento sobre la superficie de una esfera
que a su vez se encuentra en movimiento rotacional uniforme.
Esta fuerza tangencial hace que el cuerpo en movimiento se desplace
hacia la derecha en la parte superior de la esfera (hemisferio
norte) y hacia la izquierda en la parte inferior de la esfera
(hemisferio sur).
No actúa en el Ecuador y se incrementa hacia los polos
3. DINAMICA ATMOSFERICA
SENTIDO DE GIRO DE ANTICICLONES Y DEPRESIONES
El efecto de Coriolis es la causa del giro de los ciclones y
anticiclones que es inverso a cada uno de ellos en cada
hemisferio
3. DINAMICA ATMOSFERICA
DISTRIBUCION DE LOS SITEMAS DE PRESION EN SUPERFICIE
Depresión ecuatorial: cinturón de presiones más bajas de los normal
con 1.100 y 1.008 mb Cinturones tropicales de altas presiones: se
sitúan al norte y sur sobre los 30º de latitud con más de 1020 mb.
En el hemisferio sur conforman un cinturón bien definido de células
de presión. Cinturón subantártico de bajas presiones: se sitúan
sobre los 65º de latitud, constituyen zonas de baja presión que se
extienden desde las latitudes medias hasta la región antártica con
presiones en torno a 984 mb Alta polar: centro permanente de altas
presiones. En el hemisferio los grandes continentes ejercen un
papel importante en las condiciones de presión.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
LOS VIENTOS DE SUPERFICIE
Alisios: dese las altas presiones subtropicales a las bajas
ecuatoriales desde el Noreste en el hemisferio norte y del sureste
en el hemisferio sur. Convergen en el Ecuador en la Zona de
convergencia intertropical (ZCIT)
Esto implica una ascensión del aire hacia los límites de la
troposfera.
Si en un sector no convergen al mismo tiempo se produce un cinturón
de calmas y vientos variables (doldrums). La ZCIT se desplaza de
norte a sur según las estaciones un poco en los océanos pero mucho
en los continentes sudamericano y africano.
Cinturón subtropical: entre 25 y 40º. Son células de altas
presiones (anticiclones) con vientos flojos con calmasque duran
mucho tiempo (horse latitudes)
Cinturón vientos del oeste, entre los 35 y 60º (westerlies) son del
suroeste en el hemisferio norte y del noroeste del hemisferio
sur.
Vientos polares del Este o easterlies, en las zonas árticas y
polares, más claro en la Antártida. En el hemisferio austral se
sitúa una gran masa oceánica entre 40 a 60 º sur que genera vientos
de gran fuerza y persistencia: roar forties, furious fifties, y
screaming sixties, (rugientes, furiosos y chillones,
respectivamente) que constituían la ruta natural de Australia al
Atlántico Sur.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
3. DINAMICA ATMOSFERICA
El monzón, es un viento estacional que se produce por el
desplazamiento del cinturón ecuatorial.
Monzón asiático En invierno (monzón de invierno, a la derecha
arriba), son vientos del interior que vienen secos y fríos.
Especialmente en el océano Índico y el sur de Asia. En verano
(monzón de verano, a la derecha abajo) los vientos soplan de sur a
norte, cargados de lluvias. El monzón del suroeste que arranca de
la costa de Kerala, en la India, comienza generalmente en la
primera quincena de junio.
Monzón africano En el suroeste de esta región de África del Golfo
de Guinea, hay un monzón que está relacionado con el desplazamiento
anual de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT) y con la
diferencia de recalentamiento del Sáhara y la costa del Atlántico
ecuatorial en el Golfo de Guinea.
En invierno los vientos alisios secos del nordeste, y en especial
su forma más intensa el harmattan, se desplazan hacia el sur ya que
la ZCIT se sitúa en el Ecuador en el Golfo de Guinea. En verano la
ZCIT se desplaza al norte hasta el Sahel, en el interior del
continente, aportando lluvias a toda la costa Guineana hasta el
mismo Sahel, provocando precipitaciones que en caso de Bioko y
Monte Camerún alcanza los 10.000 mm anuales
3. DINAMICA ATMOSFERICA
Monzón de América del Sur y Centroamérica
Durante el verano la ZCIT se desplaza al norte del istmo de Panamá,
lo que ocasiona que los alisios del sureste se desplacen hacia el
nordeste, aportando lluvias a la costa atlántica de Panamá,
alcanzando los 5000 a 6000 mm anuales, en lo que es un monzón de
verano del hemisferio Norte.
El Litoral Argentino se ve afectado por el monzón de verano del
hemisferio Sur, en especial la provincia de Corrientes. La mayor
parte de Brasil se ve influenciada por éste monzón: Río de Janeiro
es famosa por sus inundaciones durante elmismo.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
CASOS PARTICULARES NO DIRECTAMENTE VINCULADOS A LA ZCIT
Monzón de América del Norte En América del Norte, la diferencia de
temperatura entre los grandes desiertos del oeste de Estados Unidos
y México y el Golfo de California sirve de motor a un monzón de
verano que se extiende desde finales de junio hasta finales de
julio. Comienza a lo largo de la costa y se extiende hasta el
desierto durante este período. Afecta en México, a la Sierra Madre
Occidental, y en EE. UU. a los estados de Arizona, Nuevo México,
Nevada, Utah, Colorado, Texas e incluso la parte sureste de
California. Rara vez llega a la costa del Pacífico. Este se asocia
con episodios de tormentas breves pero torrenciales y no con
lluvias continuas.
CIRCULACION GENERAL DE LA ATMOSFERA 3. DINAMICA ATMOSFERICA
La circulación atmosférica es un movimiento del aire atmosférico a
gran escala y, junto con la circulación oceánica, el medio por el
que el calor se distribuye sobre la superficie de la Tierra.
La circulación atmosférica varía ligeramente de año en año, al
menos a escala detallada, pero la estructura básica permanece
siempre constante. Sin embargo, los sistemas atmosféricos
individuales -depresiones de media latitud o células convectivas
tropicales- ocurren aparentemente en forma aleatoria y está
aceptado que el tiempo meteorológico a escala local o regional no
se puede pronosticar más allá de un breve período: quizá un mes en
teoría o (actualmente) sobre diez días en la práctica. No obstante,
la media a largo plazo de estos sistemas -el clima- es muy
estable.
Las células de Hadley, Ferrel, y Polar desempeñan un importante
papel en la circulación atmosférica, y vienen a constituir un
efecto y no una causa de la circulación atmosférica global. Ello
significa que la circulación atmosférica es el resultado de una
combinación de muchos factores que actúan sobre el patrón
barométrico del aire determinado por los centros de acción
(anticiclones y ciclones o depresiones). La circulación latitudinal
aparece como consecuencia de que la radiación solar incidente por
unidad de área es más alta en las bajas latitudes ecuatoriales, y
disminuye según la latitud aumenta, alcanzando su pico mínimo en
los polos.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
Existen unas células de circulación que varían según la longitud.
La más importante es la circulación de Walker, que se produce en el
ecuador, sobre el océano Pacífico. El agua del Pacífico de
Indonesia y del norte de Australia está normalmente más caliente
que la del otro lado del océano, en las costas americanas, razón
por la cual el aire tiende a elevarse en la zona australiana,
creando una depresión que induce una corriente de aire superficial
que va de América a Indonesia, llevando consigo grandes cantidades
de humedad, que dejan importantes lluvias cuando suben. En altura
se crea una contracorriente de aire más seco en sentido contrario
en altura, que desciende conforme se enfría y se acerca a las
costas americanas
Este flujo es perturbado por las ondas de Rossby, en el contacto de
la masa de aire polar y el aire cálido tropical, constituyendo el
frente polar que es una zona inestable en la que se producen
perturbaciones atmosféricas, que si se deforman mucho dan lugar a
vaguadas o incluso a oclusiones ciclónicas.
3. DINAMICA ATMOSFERICA
CORRIENTE DE CHORRO (jet stream) Asociada a las ondas de Rossby es
un pulso de aire de 300 Km/h en su centro y a 11 Km de altura que
se produce por la fuerte disminución del gradiente de presión
CORRIENTE DE CHORRO SUBTROPICAL Sobre las células de Hadley en la
tropopausa con velocidades de 345 a 385 Km
CORRIENTE DE CHORRO ECUATORIAL o TROPICAL DEL ESTE De este a oeste,
en sentido contrario de las dos anteriores, se produce sólo en
verano y sólo en el hemisferio norte sobre Asia, India y Africa con
180 Km/h
3. DINAMICA ATMOSFERICA
ESTADOS FISICOS DEL AGUA Y CALOR El agua se presenta en la
naturaleza en tres estados físicos: solido, líquido y gaseoso
Condensación: paso de gas a líquido Sublimación: Paso de gaseoso a
sólido directamente, y viceversa Evaporación: paso de líquido a gas
Congelación: paso de líquido a sólido Fusión: paso de sólido a
líquido.
El calor latente es la energía requerida por una cantidad de
sustancia para cambiar de fase, de sólido a líquido (calor de
fusión) o de líquido a gaseoso (calor de vaporización). Se debe
tener en cuenta que esta energía en forma de calor se invierte para
el cambio de fase y no para un aumento de la temperatura.
Agua: de fusión: 334 kJ/kg (79,7 kcal/kg) a 0 °C; de evaporación:
2257 kJ/kg (538,7 kcal/kg) a 100 °C.
4. BALANCE DE AGUA 4. BALANCE DE AGUA
Calor latente de vaporización
Al evaporarse el agua el calor sensible que se mide con un
termómetro, pasa a una forma oculta en el vapor de agua. Este
cambio conlleva una disminución de la temperatura del líquido que
lo contiene.
Una de las ventajas del elevado calor de vaporización del agua es
que permite a determinados organismos disminuir su temperatura
corporal. Esta refrigeración se debe a que, para evaporarse, el
agua de la piel (el sudor) absorbe energía en forma de calor del
cuerpo, lo que hace disminuir la temperatura superficial. Otro buen
ejemplo del calor latente de vaporización del agua es cuando se
riega el suelo: el agua se evapora y absorbe energía, por lo que el
ambiente se refresca.
Calor latente de fusión
Calor absorbido en el paso de sólido a líquido. Cuando se aplica
calor a un trozo de hielo, va subiendo su temperatura hasta que
llega a 0 °C (temperatura de cambio de estado); a partir de ese
momento, aunque se le siga aplicando calor, la temperatura no
cambiará hasta que se haya fundido del todo. Esto se debe a que el
calor se emplea en la fusión del hielo. Una vez fundido el hielo la
temperatura volverá a subir hasta llegar a 100 °C; desde ese
momento, la temperatura se mantendrá estable hasta que se evapore
toda el agua (calor latente de vaporización).
4. BALANCE DE AGUA
HUMEDAD Cantidad de agua presente en el aire
Punto de saturación: cantidad de humedad que puede contener una
porción de aire
Humedad relativa: cantidad de agua en relación con la proporción
máxima que puede tener un volumen de aire a una temperatura
determinada. Se expresa en tanto por ciento. Punto de rocío:
temperatura crítica en la cual el aire se satura por
enfriamiento.
4. BALANCE DE AGUA
TIPOS DE PRECIPITACION
Lluvia En el ascenso de una masa de aire saturadas las partículas
que constituyen las nubes crecen rápidamente alcanzando dimensiones
que oscilan entre 50 y 100 micras de diámetro. Se unen mediante
colisiones adquiriendo mayor tamaño (500 micras) que dará la
llovizna. Una mayor coalescencia aumentará el tamaño de las gotas y
dará la lluvia.
Nieve Se produce en las nubes como consecuencia de un proceso de
mezcla de cristales de hielo y gotas de agua subenfriadas
(permanece liquidas por debajo de la temperatura de congelación).
La caída de los cristales forma núcleos que interceptan las cotas
de agua. En cuanto se adhiere la película de agua se congela
añadiéndose a la estructura cristalina. Los cristales cuajan juntos
fácilmente dando lugar a los copos de nieve. Si la temperatura de
la capa inferior es por debajo de cero, la nieve alcanza el suelo,
de otra forma se funde y llega en forma de lluvia mezclada con
nieve (aguanieve).
Granizo Está formado por la acumulación de capas de hielo sobre
partículas de hielo que se encuentran suspendidas en las grandes
corrientes ascendentes que se forman en el interior de las nubes de
tormenta
4. BALANCE DE AGUA
GENESIS DE LA PRECIPITACION
Precipitación orográfica es la producida por el ascenso de una
columna de aire húmedo al encontrarse con un obstáculo orográfico,
como una montaña. En su ascenso el aire se enfría hasta alcanzar el
punto de saturación del vapor de agua, y una humedad relativa del
100%, que origina la lluvia.
Precipitación de frente Contacto de masas de aire frío y
caliente
Precipitación convectiva suelen producirse en zonas llanas sobre
calentadas, donde puede presentarse un ascenso de aire húmedo y
cálido dando origen a nubes del tipo de cumulonimbos con lluvias
intensas. El diámetro del cumulonimbo que produce una lluvia de
convección puede variar notablemente, desde un centenar de metros,
hasta unos 1000 km o más en el caso de un huracán, aunque el
término cumulonimbo suele limitarse a casos intermedios.
4. BALANCE DE AGUA
4. BALANCE DE AGUA
FRENTES
El límite entre dos masas de aire (el aire caliente y aire frío),
llamado superficie frontal, es un área con mucha frecuencia
meteorológicamente activa, a la que están asociadas nubes y
precipitaciones.
FRENTE CÁLIDO Se llama frente cálido a la parte frontal de una masa
de aire caliente que avanza para reemplazar a una masa de aire frío
que retrocede.
Generalmente, con el paso del frente cálido: - la temperatura y la
humedad aumentan, la presión sube y, aunque el viento cambia, no es
tan pronunciado
como cuando pasa un frente frío. - La precipitación en forma de
lluvia, nieve o llovizna se encuentra generalmente al inicio de un
frente superficial,
así como las lluvias convectivas y las tormentas. La neblina es
común en el aire frío que antecede a este tipo de frente.
- A pesar de que casi siempre aclara una vez pasado el frente,
algunas veces puede originarse neblina en el aire cálido.
4. BALANCE DE AGUA
FRENTE FRÍO
es una franja de inestabilidad que ocurre cuando una masa de aire
frío se acerca a una masa de aire caliente. El aire frío, siendo
más denso, genera una "cuña" y se mete por debajo del aire cálido y
menos denso.
Los frentes fríos se mueven rápidamente. Son fuertes y pueden
causar: - Antes del paso del frente frío: perturbaciones
atmosféricas tales como tormentas, chubascos, tornados,
vientos
fuertes y cortas tempestades de nieve - Conforme el frente avanza:
condicionessecas.
Dependiendo de la época del año y de su localización geográfica,
los frentes fríos pueden venir en una sucesión de 5 a 7 días. La
velocidad de desplazamiento del frente es tal que el efecto de
descenso brusco de temperatura se observa en pocas horas e incluso
de pocos minutos en el caso de un simple cumulonimbo.
4. BALANCE DE AGUA
FRENTE OCLUIDO
Se forma cuando un frente caliente móvil más lento es seguido por
un frente frío con desplazamiento más rápido. El frente frío con
forma de cuña, alcanza al frente caliente y lo empuja hacia arriba.
Los dos frentes continúan moviéndose uno detrás del otro y la línea
entre ellos es la que forma el frente ocluido.
Así como con los frentes inmóviles, se puede dar una gran variedad
de condiciones atmosféricas a lo largo de este tipo de frente, pero
por lo general, son asociados con: - los estratos denubes - la
precipitación ligera.
Los frentes ocluidos están marcados en los mapas meteorológicos con
una línea punteada violeta entre las marcas del frente frío y el
frente caliente que señalan la dirección de su
desplazamiento.
4. BALANCE DE AGUA
4. BALANCE DE AGUA