Tema 13. El equilibrio térmico del planeta. El clima y su distribución. Los sistemas mofo climáticos. Grandes cambios climáticos históricos.

El clima es el conjunto de condiciones meteorológicas que caracterizan una zona geográfica: temperatura, presión atmosférica, precipitaciones... estas condiciones, que han variado a lo largo de la historia de la Tierra y continúan haciéndolo en la actualidad, tanto por causas naturales como antropogénicas, dependen de la acción conjunta de los sistemas naturales y condicionan en gran medida el desarrollo de la vida y los procesos externos de las diferentes zonas del planeta

1. El equilibrio térmico del planeta.

1.1. El equilibrio térmico global.

La Tierra recibe energía principalmente del sol y también emite energía al exterior. La diferencia entre entradas y salidas de energía es un balance de calor, que si es positivo hace que la Tierra tiende a aumentar su temperatura, mientras que si es negativo ésta tiende a disminuir.

Si consideramos la Tierra en su conjunto durante periodos largos de tiempo, el nivel medio de energía calorífica en la Tierra es constante, por lo que se dice que existe un equilibrio térmico. Durante las fluctuaciones climáticas las desviaciones temporales del equilibrio habrá paréntesis cambios climáticos) se compensan con desviaciones posteriores en sentido opuesto, con lo que se mantiene el equilibrio global.

A escalas menores de tiempo y espacio se producen variaciones causadas por que la energía solar recibida en la superficie terrestre es muy variable, mientras que la energía emitida por la Tierra es mucho más constante. Estas variaciones pueden ser diarias, estacionales o zonales.

Si consideramos las variaciones zonales a lo largo de un año encontramos que en las regiones polares el balance de calor es negativo (déficit térmico cierro paréntesis mientras que en las regiones ecuatorial es el balance es positivo (superávit térmico). La circulación es atmosférica y oceánica sobre el mecanismo de transferencia calorífica que exporta el exceso de calor desde las regiones excedentarias a las deficitarias, contribuyendo al equilibrio térmico a nivel planetario

1.2 Entradas de energía: insolación

Llamamos insolación a la cantidad de energía solar interceptada por una superficie. La emisión de radiación solar por fusión nuclear es constante, a una distancia media entre la Tierra y el sol, la cantidad de energía solar que incide sobre una superficie unidad que forman 90° con los rayos del sol se denomina constante solar y es de 2 Langley/min (cal. Gr/cm2)/min).

Sin embargo, cuando la radiación atraviesa la atmósfera se producen pérdidas selectivas por absorción de los rayos X. Ɣ, parte de los UV. en la ionosfera, los ultravioletas restantes en la capa de ozono por procesos fotoquímicos y parte de los infrarrojos en la parte baja de la troposfera por el dióxido de carbono y aumento de temperatura del vapor de agua, difusión (en las capas inferiores densas de la atmósfera las moléculas de las dispersan rayos en todas direcciones, causa en el color azul del cielo porque dispersan principalmente entre la radiación de onda corta) y reflexión (las nubes reflejan entre el 30 y el 60% de la radiación entrante total). Se llama albedo al porcentaje de la energía incidente reflejada por una superficie que oscila entre el 2 y el 85% según el ángulo de incidencia y la naturaleza de la superficie (Tierra, agua, hielo …). Además la insolación en un punto cualquiera de la Tierra es función del ángulo de inclinación de la radiación (cuanto más oblicuo sea, menor será la insolación cierro paréntesis y del tiempo de duración de la exposición. Ambos factores dependen a su vez de la latitud del punto y de los cambios estacionales.

1.3. Salidas: transferencia Tierra-atmósfera

El suelo superficie del océano poseen calor por absorción de la relación solar, pero devuelven continuamente parte de esta energía mediante diferentes mecanismos:

Radiación de onda larga: una sustancia que posee calor liberar energía desde su superficie en forma de ondas electromagnéticas con Landa inversamente proporcional a la temperatura del cuerpo. La mayor parte esta energía es absorbida por la atmósfera inferior, es el efecto invernadero.

Calor latente de evaporación: al evaporarse el agua acumula energía latente en el vapor de agua. Cuando éste se condensa y precipita se liberan energía en forma de calor, aumentando la temperatura atmosférica.

Conducción directa: desde la superficie del suelo o el mar al aire en contacto.

1.4. Potencial desestabilización de equilibrio

Aunque la Tierra se ha mantenido en equilibrio térmico durante millones de años, existen factores que pueden potencialmente desestabilizar este equilibrio. La disminución de la energía interna de la Tierra por el progresivo descenso de los procesos relativos podría causar un enfriamiento, mientras que el incremento del efecto invernadero por las emisiones del dióxido de carbono antropogénico está provocando

un calentamiento. Estos posibles desequilibrios en el balance podrían tener grandes consecuencias ecológicas.

2. El clima y su distribución.

2.1. Climatología de meteorología.

El tiempo metereológico es el estado de la atmósfera en un punto y un momento determinado si está relacionado con la combinación pasajera de elementos meteorológicos. La ciencia que estudia es la meteorología, cuyo objetivo principal es la predicción.

Un informe meteorológico está definido por los llamados elementos meteorológicos: temperatura (que varía con la latitud, altitud y las estaciones ), la presión atmosférica (influida por la altura y la temperatura del aire; sus diferencias determinan la circulación atmosférica), la humedad atmosférica (vapor de agua presente en el aire, expresado en valores absolutos o relativo) y las precipitaciones (en forma de diferentes meteoros a pozos, como nubes, la lluvia, nieve y granizo).

El clima son las condiciones medios de la atmósfera deducidas tras largos períodos de repetidas observaciones. Se puede definir como el conjunto de fenómenos meteorológicos que caracterizan en un lugar el estado medio de la atmósfera y su evolución. Se define estadística y cuantitativamente. La ciencia que lo estudia es la climatología, que tiene carácter principalmente descriptivo.

Un informe climático tiene los mismos elementos que una metereológico, pero con especial hincapié en la temperatura del aire y el régimen de precipitaciones, que son la base principal para definir y delimitar tipos de climas. Para su determinación se utilizan valores medios de periodos de 30 años.

2.2. Factores que determinan el clima

Como ya vimos son temperatura de precipitaciones, que a su vez están determinadas por varios factores:

Latitud: condiciona la insolación que disminuye desde el Ecuador hacia los polos. Las diferencias de temperatura determinan zonas latitudinales de altas y bajas presiones, que controlan la dinámica general de la atmósfera, los sistemas de vientos y la distribución global de las precipitaciones. Las zonas latitudinales en que se pueden dividir el globo son la ecuatorial (cero-10° norte-sur, con alta insolación todo el año y el día y la noche de similar duración), tropical (10-25° norte-sur con alta insolación pero con marcado ciclo estacional), la subtropical (25-25° norte-sur, de transición), la de latitudes medias (35-25° norte-sur, con marcada estacionalidad, amplia variación energía solar recibida por diferencias en la duración del día y la noche y la altura del sol a mediodía), la subártica (55-60° norte-sur, de transición), las árticas (60-75° norte-sur,

con alto contraste de insolación y gran variación anual del día en y la noche) y las polares (75°-polos norte-sur, con seis meses de día y seis meses de noche, que implican el máximo contraste anual de energía solar)

Altitud: influye sobre la temperatura (a mayor altitud menor temperatura) y las precipitaciones. Las llamadas precipitaciones orográficas consisten en una masa de aire húmedo que se enfría al ascender sobre una cordillera, formando nubes que precipita. Cuando alcanza la ladera de sotavento desciende el aire ya descargado, que al aumentar la temperatura reduce su humedad relativa generando climas locales muy secos (la llamada sombra lluvia)

Continentalidad: es la mayor o menor proximidad a los océanos. Como el calor específico de la Tierra es menor que el calor específico del agua, la temperatura los continentes fluctúa con mayor velocidad en función de la insolación. Esto implica que las oscilaciones térmicas de regiones costeras sean menores que las de las regiones continentales, y la aparición de altas y bajas presiones relativas que originan los vientos monzónicos (a gran escala) o las brisas marinas y terrestres (a pequeña escala).

Orientación: (con respecto a cadenas montañosas). Tiene alcance local e influye sobre el régimen de precipitaciones, la diferente salvación de las laderas de solana y umbría, los efectos de canalización de vientos que ejercen las depresiones...

Vegetación: cuanto mayor sea su desarrollo, mejor mantiene la humedad del suelo y el aire.

2.3 distribución climática: regímenes climáticos fundamentales

La realidad de las diferentes distribuciones de temperatura, precipitaciones, altas y bajas presiones o de la vegetación es compleja, por lo que han surgido diferentes esquemas de clasificación que intentan incluir todas las posibles variantes de los climas. Los regímenes climáticos fundamentales: parece en el sistema más adecuado para encuadrar cualquier clima y explicar su distribución mundial. Están definidas por diagramas de termohietas, representaciones gráficas de las precipitaciones y temperaturas medias anuales.

Los siete sistemas climáticos fundamentales tienen áreas de óptimo desarrollo en relación con las zonas latitudinales de insolación y las condiciones de continentalidad o influencia oceánica, pero también existen extensas regiones con regímenes climáticos intermedios.

Latitudes altas

Clima polar: se extiende desde los polos hasta los círculos polar ártico y antártico. Presentan un anticiclón permanente, pero la escasa radiación incidente implica las bajas temperaturas todo el año, aunque con un fuerte contraste estacional (de 25 °C). Las precipitaciones son escasas.

Latitudes medias

Clima oceánico: en regiones costeras con exposición constante a masas de aire húmedo. A pesar de las oscilaciones estacionales de insolación presentan cierta uniformidad en la distribución anual temperaturas y precipitaciones, debido a la influencia del mar. Incluye climas con características muy diferentes de pluviosidad y temperaturas.

Clima continental: presentan una gran oscilación anual temperaturas por estar alejadas de la influencia moderadora de los océanos. Existe también un acusado contraste estacional de precipitaciones a lo paréntesis el invierno es seco y en verano se han precipitaciones convectivas), pero cuanto mayor es la continentalidad, mayor es la aridez a lo paréntesis la lejanía del mar dificulta la llegada de masas de aire húmedo).

Clima mediterráneo: son zonas situadas en el cinturón anticiclónico subtropical, con un verano seco y cálido y un invierno húmedo y templado.

Latitudes bajas

Ecuatorial húmedo: presenta una gran uniformidad térmica y abundantes precipitaciones todo el año, aunque menos uniformes que temperaturas por la influencia de los alisios.

Tropical húmedo-seco: con dos estaciones, una muy lluviosa (cuando la insolación es mayor) y otra seca. La variación de temperatura sin embargo es moderada. Las principales diferencias que pueden presentarse dan en la duración relativa de estaciones.

Intertropical árido y subárido: la precipitaciones muy escasa durante todo el año, y la temperatura cálida o tórrida con grandes oscilaciones entre el día y la noche.

En España los climas con mayor influencia son el Mediterráneo, el oceánico de latitudes medias y el continental.

3. Los sistemas morfoclimáticos

Los regímenes climáticos tienen una enorme importancia en la distribución mundial de las formas básicas de gestación, de los tipos de suelos y los procesos geo dinámicos y tipos de relieve. Los sistemas morfoclimáticos son el conjunto de procesos y mecanismos morfogenéticos que actúan bajo determinadas condiciones climáticas en tales agentes muestran suficientes acciones específicas y que se traducen en tipos básicos de modelados del relieve. Con frecuencia aparecen formas de modelado relictas, eran las de la actuación de antiguos sistemas morfoclimáticos bajo antiguas condiciones climáticas. Generalmente están asociadas al sistema de climático definido por su cubierta vegetal característica.

Principales sistemas morfoclimáticos

Glaciar: se caracteriza porque la cantidad de nieve acumulada en invierno es mayor que el deshielo, lo que es típico de latitudes altas o zonas montañosas altas a lo paréntesis son las de nieves perpetuas) el principal agente fió morfológicos a los glaciares, ríos de hielo el lento movimiento desde las zonas más elevadas a las más bajas las formas morfológicas son muy características, resultado de la acción de los glaciares. Las formas erosivas se diferencian en función de la escala: a pequeña escala aparecen estrías y arañazos superficiales un pulido de las rocas; a gran escala valles glaciares (en U) y circos (de presiones sobre excavación que General Lagos). Entre las formas sedimentarias se distinguen morrenas (depósitos de materiales transportados por el hielo, angulosos y mal clasificados) y till (acumulaciones muy extensas consolidadas en terrenos antiguamente cubiertos). La morfología sólo totalmente visible cuando precio la gente (no podemos estudiar regiones actualmente cubiertas).

Periglaciar: la temperatura media es suficientemente baja durante todo el año como para provocar la congelación del agua. La distribución geográfica es muy difusa, desde el límite de los hielos y nieves permanentes hasta zonas alejadas. Agentes el agua en grietas, poros e intersticios de las rocas y suelos cuando llega a la congelación. Su acción no delante es resultado de los cambios de volumen derivados del proceso, conocido como gelifracción. La determinación química por su parte es prácticamente nula. En el manto de alteración se distingue el permafrost (zona permanentemente helada a partir de cierta profundidad) y el mollisuelo (nivel superior que se deshiela en verano).Éstos cambios estacioanles determinan fenómenos dinámicos, la crioturbación, que generan formas superficiales típicas, como los polígonos de Tierra (agrietamiento del suelo por retracción térmica) ciclos de piedra (por miento radial de cantos en abultamientos por heladas), pero almohadillado (abultamientos asimétricos del suelo cubierto por tundra o pradera por presencia del núcleo de lentejuelas de hielo...). La gelifluxión estival provoca fenómenos de ladera a causa del deshielo que empapa el mollisuelo, éste adquiere un carácter parcialmente fluido y se desplaza a favor dependiente. El viento también es importante, las condiciones antes ciclónicas unidas a la escasez de vegetación causan el depósito de la fracción fina en las zonas periféricas, denominado loess.

Normal o templado-húmedo: en las latitudes medias los climas se caracterizan por las temperaturas moderadas y una alta humedad. El principal agente morfológico son las aguas superficiales, principalmente ríos, y la alteración química es mayor que la física. Los suelos presentan mantos de alteración bien desarrollados, con una cobertera vegetal que protegen frente erosión y el apalancamiento. Las laderas evolucionan por reptación o creeping (movimiento del descendente del manto de alteración a favor de la pendiente), originando formas suaves y redondeadas, truncadas por una red fluvial bien desarrollada y jerarquizada. En algunos casos el control estructural es tan fuerte que no puede ser disimulado por las acciones morfológicas propias del sistema.

Intertropical: típico de latitudes bajas con temperatura y precipitaciones elevadas. Los principales procesos morfogenéticos son la alta meteorización (fundamentalmente química), el lavado del manto alteración, (suelos de lateritas) y los procesos de reptación y solifluxión en las laderas. Todo ello contribuye a una morfología suave, monótona y con topografía escasamente accidentada denominada topografía de medias naranjas. Los afloramientos rocosos son muy escasos, ya que están ocultos por el manto de alteración y la cubierta vegetal (pluvisilva).

En regiones tropicales pero con una estación seca los bosques están más dispersos y se origina una sábana en lugar de selva. Los procesos de erosión mecánica son más operativos, aparecen glacis i pedimentos a pie de monte. Se originan los llamados inselberg o montes isla, relieves residuales sobre la planicie originados por qué la humedad es más intensa en las zonas llanas a causa de la mayor meteorización, mientras que los relieves son relativamente inmunes a la erosión.

Árido y subárido: en zonas con un régimen de precipitaciones muy escaso. La gran meteorización mecánica por las diferencias de temperatura unida a la escasa cobertura vegetal causado una elevada velocidad de erosión y transporte. Los principales agentes morfogenéticos son el agua de escorrentía y el viento. Las aguas de escorrentía aparecen tras episodios esporádicos pero violentos de precipitación, y origina una red fluvial escasamente jerarquizada compuesta por uadis (canales de dimensiones desproporcionadas para el caudal que transporta) que desembocan en sebkas. Las principales formas de erosión y sedimentación son los badlands (barrancos y Cárcavas excavadas por la intensa erosión sobre roca blanda), los abanicos aluviales (en desembocaduras de ladera) y los pedimentos y glacis (al pie de las montañas, por ruptura brusca de la pendiente que da paso a extensiones escasa pendiente con sedimentos de de pie de monte). El viento por su parte causa erosión alveolar por impacto de los granos de arena en la superficie de las rocas. Además es un agente de transporte muy selectivo (partículas menores de 2 mm de decímetro), lo que causa una formación característica en reg (desierto de piedras por transporte de la fracción arenosa), erg (campos de dunas por depósito de material arenoso de suspensión) y loess (depósito de la fracción más fina en las zonas periféricas).

4. Grandes cambios climáticos históricos

4.1. Paleoclimatología.

La paleoclimatología es la ciencia que estudia los diferentes climas imperaron durante cada época geológica. Las condiciones climáticas han cambiado varias veces en las diferentes áreas de la Tierra, respondiendo a variaciones en el balance de calor a escala regional y planetaria que no modifican el equilibrio térmico considerando períodos suficientemente extensos. Los estudios de sus variaciones están basados en indicadores paleoclimáticos de diferentes tipos:

Paleontológicos: animales, plantas o microorganismos que requieren condiciones ambientales concretas para su desarrollo y supervivencia (Micropaleoforaminíferos)

Sedimentológicos: estudio de la composición química de los sedimentos. Proporciona diferentes observaciones según la naturaleza de los mismos. Los depósitos en sales y carbonatados indicaron una en la elevada evaporización, las tillitas un ambiente glaciar, las bandas claro oscuras en arcillas fluvioglaciares la alternancia de hielo y deshielo...

Paleosuelos: reconstrucción de las posiciones relativas de los polos magnéticos respecto a una roca en el momento de su formación para hallar su paleolatitud.

Relaciones isotópicas: la proporción entre O18/O16 en material fósil está influenciada por la temperatura del agua en el momento de la deposición.

4.2. Variaciones climáticas en la historia geológica

Las causas principales han sido las variaciones en las temperaturas medias de la atmósfera y en la posición de los continentes (condicionada por la tectónica de placas). Al estudiar el registro histórico se llega a la conclusión de que el clima del planeta ha conocido variaciones extremas. Durante los períodos más fríos, grandes masas de hielo han cubierto los continentes. Estos periodos se conocen como Glaciaciones. Durante los períodos más cálidos, el gradiente térmico entre el Ecuador y los polos ha disminuido. Recientemente se ha empezado a llamar períodos de invernadero a los períodos cálidos extremos. Actualmente se piensa que el clima normal del planeta es el clima invernadero, mientras que las grandes Glaciaciones son crisis climáticas cíclicas cuyo control no está claro aún. Las principales hipótesis son:

Control astronómico: los ciclos de Milankovith son variaciones cíclicas en la rotación de la órbita de la Tierra que tienen como resultado la variación en la cantidad de insolación recibida las diferentes latitudes. Estos ciclos presentan diferente periodicidad, de entre 100.000 y 21.000 años, causados por la excentricidad de la órbita, la variación en la inclinación del eje de rotación y las modificaciones en el ángulo que dejen de votación forma con el plano de la órbita, alternando las estaciones en que aparece el afhelio y perihelio.

Control oceánico: por influencia de las corrientes, que junto con los vientos son el principal mecanismo de transferencia térmica entre regiones con diferente balance de calor.

Es posible que la hipótesis correcta sea una combinación entre todas ellas.

4.3. Caracterización climática de la Tierra,

El clima del precámbrico (4600-570 millones de años)

Es un inmenso período que constituye el 87% del tiempo geológico. En el hádico y arcáico la reconstrucción palio climáticas es prácticamente imposible. En el

proterozoico se distingue una glaciación en su etapa inferior por la presencia de tillitas de 2.300.000.000 de años, un clima templado y seco en la etapa media (por la presencia de caliza y mármoles primero y yesos y sales después) y los grandes Glaciaciones el periodo superior.

Clima en el paleozoico (570-230 millones de años)

Inferior (cambrico y ordovícico): glaciación cámbrica que supuso el período más frío de la historia de la Tierra. Posteriormente se suavizó pero sobrevino una nueva glaciación.

Medio (carbonífero y pérmico): condiciones climáticas similares a las actuales, cuya prueba fósil son la serie de las Old red sandstones.

Glaciación pérmico-carbonífera, con ambiente glaciar en todo el hemisferio sur actual. América y Europa se situaban en el paleoecuador, por lo que tendrían un clima tropical.

El clima en el mesozoico (230-65 millones de años)

En el triásico reinó un clima cálido y seco, árido en Europa nororiental. En el jurásico continuó siendo cálido pero no tan seco. No existen depósitos

glaciares. En el cretácico bajó la temperatura y aumentó la estacionalidad.

El clima en la era terciaria (65-1,8 millones de años)

El clima del paleógeno fue benigno, con un ligero descenso de las temperaturas en el oligoceno.

En el neogeno se distingue el clima del mioceno, que evolucionó del tropical guión húmedo, pasando por el subtropical-seco a árido en Europa del

Plioceno, más frío y seco.

El clima de la era cuaternaria (1,8 millones de años-actualidad)

Tanto en el pleistoceno como en el holoceno hay evidencias de varias Glaciaciones con grandes variaciones en el nivel del mar. Se pueden correlacionar cuatro periodos glaciales principales, aunque son más en algunas zonas.