1. LA ATMÓSFERA COMPOSICIÓN, ESTRUCTURA, FUNCIÓN, DINÁMICA Y RIESGOS

2. LA ATMÓSFERA COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA Atmósfera Primitiva CO 2 , N 2 , H 2 , SH 2 , H 2 O 0-20 ppm 0,03 ppm 0,7 ppm 2,9 ppm 13 ppm 350 ppm 0-4% 0,9% 20,9% 78% Concentración en masa O 3 H 2 He Kr Ne CO 2 Vapor agua Ar O 2 N 2 Componente

3. 1. ATMÓSFERA. COMPOSICIÓN QUÍMICA. La atmósfera se puede definir como la envoltura gaseosa de la Tierra , que permanece unida a ella por atracción gravitatoria y que, como ella, está sometida a los movimientos de rotación y traslación. Se extiende desde la superficie terrestre hasta un límite superior arbitrario de 10.000 Km., ya que a partir de ahí la densidad es igual a la del espacio interplanetario (a 30.000 Km. de altura aún existe H girando según la órbita terrestre). En esos 10.000 Km., la composición de la atmósfera no es homogénea , ya que el 97% de su masa se encuentra concentrada en los primeros 30 Km. Algo parecido ocurre con la presión , que a nivel del mar alcanza un valor máximo de 1033,6 gr/cm2 = 1013 mb = 1 atm. = 760 mm. de Hg, pero que a 30 Km. de altura ya se hace menor de 1 gr/cm2. Respecto a su composición química , se observa que en sus primeros 80 Km. de altura, la atmósfera es muy homogénea y uniforme en cuanto a la proporción de gases que la constituyen. Por eso esta primera capa se conoce con el nombre de homosfera . En la homosfera , la mezcla uniforme de gases se comporta como un único gas que denominamos aire ; la composición química de ese aire puro y seco (sin incluir al vapor de agua) es la siguiente: N2 molecular -------------- 78% O2 molecular -------------- 21% Argón.----------------------- 0,93% CO2 -------------------------- 0,033% Otros (He, H2, etc.) -------- < 0,003%

5. A partir de los 80 Km., la atmósfera deja de ser uniforme y homogénea y pasa a denominarse heterosfera ; en esta parte de la atmósfera se pueden distinguir cuatro capas diferenciadas formadas por cuatro gases que se disponen estratificados según su densidad (el más denso en la capa inferior y el menos denso en la capa superior); estas capas no se separan entre sí por superficies definidas, sino por zonas de transición en las que uno de los gases va disminuyendo su presencia y el otro la va aumentando. Desde abajo hacia arriba, las capas que componen la heterosfera son: - capa de nitrógeno molecular de los 80 a los 200 Km. - capa de oxígeno atómico de los 200 a los 1.100 Km. - capa de helio de los 1.100 a los 3.500 Km. - capa de hidrógeno (al principio molecular, después atómico) de los 3.500 a los 10.000 Km. 2. ESTRUCTURA TÉRMICA DE LA ATMÓSFERA Si, en vez de fijarnos en la composición química, atendemos a la variación que experimenta la temperatura a mediada que subimos en la atmósfera, podemos distinguir entre cinco capas claramente diferenciadas que, desde abajo hacia arriba son: troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera y exosfera. A) TROPOSFERA La troposfera es la capa inferior de la atmósfera, que se extiende desde la superficie terrestre hasta la tropopausa , la cual representa su límite con la estratosfera. La altura a la que se encuentra la tropopausa varía con la latitud ,

6. de tal forma que es mínima en los polos, donde la tropopausa se encuentra a una altura de unos 9 Km ., y máxima en el ecuador, donde se encuentra a los 18 Km . También varía estacionalmente, aumentando la altura en las estaciones cálidas y disminuyendo en las frías. El aire se caracteriza por ser un mal conductor cuyo calentamiento no se debe tanto a la propia radiación solar de onda corta, como a la radiación de onda larga con que la Tierra devuelve al espacio el calor que le llega. Por ello, la temperatura de la troposfera es máxima en la superficie terrestre, pero, a lo largo de la capa y según aumentamos la altura, la temperatura disminuye hasta alcanzar sus valores mínimos en la tropopausa, los cuales varían desde los -70ºC del ecuador, hasta los -45ºC de los polos. La temperatura disminuye en la troposfera de un modo uniforme a medida que aumenta la altura, según un gradiente constante que recibe el nombre de gradiente vertical de temperatura y que tiene un valor de 6,5ºC/Km (la temperatura baja 6,5º por cada Km que subimos). También la presión atmosférica disminuye rápidamente con la altura, los primeros Km. de una forma suave (unos 11 mb por cada 100 m. de altura), después el descenso de presión se hace mucho más brusco hasta que, al llegar a la tropopausa llega a ser una décima parte de la presión a nivel del mar. Puesto que la troposfera forma parte de la homosfera, su composición química será la misma que la ésta. Pero, además de todos los gases mayoritarios de la homosfera (nitrógeno, oxígeno, argón y dióxido de carbono), en esta capa existe vapor de agua , que se mezcla perfectamente con el resto de gases y que constituye la humedad del aire.

7. LA ATMÓSFERA ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA -56,5 0,194 120,3 15.000 -50 0,413 264,1 10.000 -17,5 0,736 540 5.000 -11 0,820 616,2 4.000 -4,5 0,910 700,9 3.000 2 1,007 794,8 2.000 8,5 1,112 898,6 1.000 15 1,226 1013 0 Temperatura (ºC) Densidad Presión (mb) Altura (m)

9. Este vapor, se encuentra heterogéneamente distribuído por la atmósfera, forma parte del ciclo hidrológico y es de vital importancia para todos los organismos terrestres, ya que es el sistema mediante el cual el agua sale de los océanos y llega a los continentes. El vapor de agua es, junto con el CO2 y otros gases formados por 3 ó más átomos en su estructura (metano, SO2 , etc.) , un gas que permite el paso de la radiación de onda corta procedente del Sol hacia la Tierra, pero capaz de absorber el calor que la Tierra devuelve al espacio en forma de radiación de onda larga, proporcionando así a la troposfera las características de una capa aislante que evita el escape rápido del calor procedente de la superficie terrestre hacia el espacio. A este fenómeno se le conoce como efecto invernadero y es el que permite que la temperatura media de la Tierra se mantenga en torno a unos 15ºC . Además de vapor de agua y otros gases, la troposfera contiene un sin sinfín de partículas de polvo en suspensión procedente de llanuras desérticas secas, de la contaminación, de la espuma de las olas, de explosiones volcánicas, polen, esporas, etc., las cuales se concentran sobre todo en los primeros 500 m de altura formando lo que se conoce como capa sucia de la atmósfera. Las partículas de polvo, también conocidas como aerosoles , son las encargadas de actuar como núcleos de condensación alrededor de los cuales se condensa el vapor de agua para originar la nubes y producir las precipitaciones. Las partículas de polvo son también las responsables de la condensación del vapor de agua en zonas contaminadas y produce nieblas contaminantes : smogs . Por último es en la troposfera donde se producen prácticamente todos los fenómenos meteorológicos y climáticos que afectan a la especie humana y a su medio ambiente.

10. B) ESTRATOSFERA Esta capa se extiende desde los 9-18 Km. de la tropopausa, hasta los 50 ó 60 Km . de altura a los que se encuentra la estratopausa . La estratosfera se caracteriza porque en ella la temperatura empieza a aumentar con la altura : primero de una forma muy lenta (hasta los 30 Km.) y después muy rápidamente, alcanzando en la estratopausa valores superiores a los 0ºC. El aumento de temperatura que se produce en la estratosfera se debe a un fenómeno que ocurre en ella y que tiene una importancia trascendental para la vida en el planeta: entre los 30 y los 50 Km. de altura se forma la mayor parte del ozono atmosférico, siendo entre los 20 y los 25 Km. de altura donde se encuentra la mayor concentración de este gas, por lo que a esta zona se le denomina capa de ozono u ozonosfera . La formación del ozono y la absorción de los rayos ultravioleta por parte de éste son los procesos responsables del aumento de la temperatura que se observa en la estratosfera. Al contrario que ocurre con la temperatura, la presión atmosférica disminuye fuertemente en esta capa a medida que aumentamos la altura, siendo su valor a nivel de la estratopausa de una milésima parte de su valor a nivel del mar. C) MESOSFERA Esta tercera capa de la atmósfera se extiende desde los 50 ó 60 Km de la estratopausa, hasta la mesopausa , que se sitúa alrededor de los 80 Km . de altura y que, por tanto, coincide con el límite entre la homosfera y la heterosfera.

11. A lo largo de la mesosfera, la temperatura disminuye progresivamente hasta alcanzar en la mesopausa un valor que ronda los -80ºC. Lo mismo ocurre con la presión atmosférica, que continúa disminuyendo hasta alcanzar a nivel de la mesopausa un valor que representa la diezmilésima parte de la presión a nivel del mar. D) TERMOSFERA Se extiende por encima de los 80 Km hasta los aproximadamente 600 Km de la termopausa . A esta altura, la densidad atmosférica es extremadamente baja por lo que, aunque la temperatura experimenta un aumento progresivo y constante a lo largo de esta capa y se alcanzan valores de 1000ºC en la termopausa, la transmisión del calor es prácticamente imposible y la cantidad de energía almacenada en esta capa es muy escasa. El gran aumento de temperatura que se produce en la termosfera a medida que aumentamos la altura se debe a que, por encima de los 100 Km. de altura, la atmósfera se ve afectada por los rayos X y gamma procedentes del Sol, los cuales producen la ionización de los átomos de oxígeno y de las moléculas de nitrógeno al impactar contra ellos y arrancarles electrones. A causa de este proceso se libera una gran cantidad de energía que es la responsable del aumento de temperatura ; por su parte, los gases quedan cargados positivamente (en forma de catión) y los electrones, con carga negativa, circulan libremente por la termosfera a escala global y provocando corrientes eléctricas. Debido a la ionización que sufren los gases en esta capa, la termosfera también se suele denominar ionosfera , aunque este término es un tanto ambiguo, ya que por encima de la termopausa siguen produciéndose ionizaciones.

12. Para evitar las posibles confusiones, la mayor parte de los autores utilizan el término ionosfera sólo para referirse a la parte de la termosfera situada entre los 100 y los 300 Km., ya que en esta zona es posible encontrar una gran cantidad de electrones libres. En la base de la ionosfera (a unos 100 Km. de altura) se produce una reflexión nítida de las ondas de radio que es lo que permite el funcionamiento de las radiotransmisiones de onda corta. También es la ionosfera la responsable de la formación de los efectos luminosos conocidos como auroras boreales y australes . Estos fenómenos se producen cuando las partículas de alta energía (protones y electrones) procedentes del Sol son canalizadas por las líneas de fuerza del campo magnético terrestre hacia los polos y, una vez allí, escapan hacia la superficie terrestre. Cuando esas partículas irrumpen en la ionosfera, reaccionan con los iones de la ionosfera y originan la aurora boreal (polo norte) y la aurora austral (polo sur). E) EXOSFERA La exosfera es la capa más externa de la atmósfera, y se extiende entre los 600 Km. de la termopausa y los 10.000 Km considerados como el límite superior de la atmósfera ya que, a partir de esa altura, la densidad de los gases se iguala a la del espacio interestelar. Debido a la bajísima densidad que la atmósfera tiene en esta capa, el calor prácticamente no se transmite y la medida de la temperatura se hace casi imposible.

13. Estructura de la atmósfera 1

14. Capas atmósfera según temperatura

15. Estructura de la atmósfera 2

16. Estructura de la atmósfera 3

17. MAGNETOSFERA El Sol emite partículas de alta energía (protones y electrones) en forma de una corriente denominada viento solar o rayos cósmicos. La mayor parte de estas partículas son desviados y dispersados hacia el espacio interplanetario cuando chocan contra las líneas de fuerza del campo magnético terrestre, pero algunas de ellas resultan atrapadas por él y concentradas en dos zonas o anillos situados a respectivamente a 3.000 y 16.000 Km. de altura, que se conocen con el nombre de cinturones de radiación de Van Allen y cuyos extremos se sitúan sobre las zonas polares. Coincidiendo con momentos de gran actividad solar, las partículas atrapadas en los anillos de Van Allen escapan por los extremos de éstos y caen a gran velocidad hacia la superficie terrestre de tal forma que, cuando llegan a la ionosfera, reaccionan con los gases ionizados y dan lugar a los fenómenos luminosos conocidos como auroras. A la capa imaginaria formada por las líneas de fuerza del campo magnético terrestre se le denomina magnetosfera , y a su indefinido límite superior (a los 65.000 Km todavía se deja sentir el magnetismo terrestre) se le conoce como magnetopausa . La magnetosfera NO es una capa de la atmósfera pero sin su presencia no existiría vida en la tierra , ya que las partículas de alta energía procedentes del viento solar no serían desviadas hacia el espacio y llegarían a la superficie terrestre, provocando la ruptura de las biomoléculas y destruyendo la vida.

18. Magnetosfera: Cinturón Van Allen

19. 3. FUNCIÓN PROTECTORA DE LA ATMÓSFERA La atmósfera juega un papel determinante en la protección de la vida sobre la Tierra debido a su acción como filtro protector frente a las radiaciones solares dañinas (los rayos X, gamma y ultravioleta). La energía procedente del Sol llega a la Tierra en forma de un conjunto de ondas electomagnéticas que se diferencian unas de otras en su longitud de onda (distancia entre dos crestas consecutivas) y en la cantidad de energía que contienen: Alta energía: longitud de onda corta y baja energía: longitud de onda larga. Los rayos gamma, los rayos X y los rayos ultravioleta reciben el nombre general de radiación ionizante , ya que, al contener una gran cantidad de energía, son capaces de desprender electrones de los átomos y convertir a éstos en iones positivos. Los electrones y los iones así producidos son compuestos muy inestables y altamente reactivos, por lo que son capaces de reaccionar con las moléculas (incluídas las orgánicas) que encuentren y destruirlas. Si estas radiaciones ionizantes llegaran a la superficie de la Tierra, alterarían millones de compuestos orgánicos en las células vivas, interfiriendo así en los procesos del cuerpo y produciendo multitud de enfermedades, entre las que se incluirían diversos cánceres. Las otras formas de radiación que tienen una longitud de onda más larga y que carecen de la suficiente energía para formar iones se conocen como radiaciones no ionizantes , y entre ellas se encuentra la luz visible que las plantas utilizan para realizar la fotosíntesis.

20. En la ionosfera, las radiaciones de onda más corta (rayos X y rayos gamma) son absorbidas por los átomos de oxígeno y las moléculas de nitrógeno que, al ionizarse, provocan el incremento de temperatura tan característico de esta capa de la atmósfera. Finalmente, en la estratosfera, y a modo de escudo protector contra los rayos ultravioleta, se encuentra la capa de ozono . La formación del ozono se inicia cuando una molécula de oxígeno se rompe por la acción de los rayos ultravioleta y deja sueltos los dos átomos que la componían. Estos átomos, muy reactivos, son ahora capaces de chocar contra otras moléculas de oxígeno y reaccionar con ellas para dar lugar a una nueva molécula triatómica llamada ozono luz U.V O2 (O=O) --------------- O + O O + O2 ------------- O3 Para que se lleve a cabo la formación del ozono son necesarias dos condiciones: una es que a la zona le llegue suficiente cantidad de radiación ultravioleta como para provocar la ruptura de las moléculas de oxígeno; ésto no es posible por debajo de los 30 Km, ya que la mayor parte de la radiación ultravioleta ha sido absorbida por las capas superiores. La otra condición es que se puedan producir los suficientes choques entre los átomos de oxígeno libres y las moléculas de oxígeno, lo que no sucede por encima de los 50 Km de altura, ya que la densidad del aires es demasiado baja.

21. Hemos visto que la altura idónea para la formación de ozono se extiende entre los 30 y los 50 Km, pero el hecho de que este sea el lugar adecuado para su formación no implica que sea el mejor sitio para almacenarse. El ozono es una molécula bastante inestable que puede ser fácilmente destruído, tanto por choques con oxígeno atómico (en cuyo caso vuelven a formarse dos moléculas de oxígeno) como por la acción de los rayos ultravioleta (en cuyo caso se formaría una molécula de oxígeno y un átomo quedaría libre). O luz U.V. O3 (O-----O) ------------------------------ O2 (O--O) + O O O3 (O-----O) + O ------------------------ O2 (O--O) + O2 (O--O) Debido a que el ozono, al igual que se forma, puede ser destruído por la acción directa o indirecta de la luz ultravioleta, la franja de máxima densidad de este gas se sitúa entre los 20 y los 25 Km de altura.

23. Agujero capa ozono

24. 4. FUNCIÓN REGULADORA DE LA ATMÓSFERA Además de su función protectora, la atmósfera realiza una gran función termorreguladora en el planeta, evitando los cambios excesivos de temperatura que pondrían en peligro la vida sobre la Tierra y siendo, junto con la hidrosfera, la encargada de repartir el calor por todo el planeta. La atmósfera actúa reflejando y absorbiendo parte de la energía solar, lo que evita que ésta llegue íntegramente hasta la superficie terrestre y la caliente en exceso durante el día. De hecho, una vez que la radiación solar ha atravesado la estratosfera y llega a la troposfera, su espectro ha perdido casi totalmente la radiación más perjudicial (rayos X y gamma en la ionosfera, y rayos ultravioleta en la estratosfera), estando formada casi exclusivamente por luz visible y por una pequeña cantidad de luz infrarroja y radiación de onda larga. Tampoco toda esta radiación va a llegar llegan íntegramente a la superficie terrestre gracias a la acción de la troposfera. Del total de la radiación solar que llega a la troposfera, una buena parte es reflejad y dispersada por ésta gracias a la acción de los cuerpos reflectores (nubes y aerosoles) y devuelta así al espacio exterior. También la superficie terrestre va a reflejar una parte de la energía luminosa que le llega; la mayor o menor reflexión de la luz que presenta una superficie va a depender, tanto de la inclinación con que los rayos solares lleguen a la superficie de la tierra (se van a reflejar tanto más cuanto más inclinados incidan), como del albedo de la superficie.

25. El albedo de una determinada superficie se define como el porcentaje de radiación que esa superficie refleja , y depende del tipo de suelo de que se trate y de su color. Así, el albedo es máximo en nieve o hielo, que reflejan del 45 al 90% de la radiación que les llega; los suelos áridos reflejan de un 20 a un 45% y los bosques de un 5 a un 20%. La cantidad total de energía reflejada por la atmósfera y por el suelo constituye el albedo planetario y es, aproximadamente, del 32 al 35% del total de la energía recibida. Además de toda esta energía que la atmósfera refleja y que se pierde irremediablemente hacia el espacio, otra buena parte de la radiación solar de onda más larga es absorbida por los gases invernadero (fundamentalmente CO2 y vapor de agua ), mientras que la mayor parte de las radiaciones (longitud de onda visible) son las que llegan finalmente a la superficie terrestre. Como hemos visto, la acción de la troposfera impide el excesivo calentamiento de la superficie terrestre durante el día ya que actúa reflejando y dispersando una buena cantidad de la radiación. Pero, además de esta acción, la troposfera realiza otra aún más importante si cabe: evitar el excesivo enfriamiento de la Tierra durante la noche. Como hemos visto, los gases de la troposfera que tienen 3 ó más átomos en su estructura (gases invernadero) son esencialmente transparentes para la radiación solar, y sólo son capaces de absorber una mínima cantidad de ésta que se corresponde con la de longitud de onda más larga.

26. Sin embargo, mientras que los gases invernadero dejan pasar prácticamente toda la energía solar, no hacen lo mismo con la radiación que emite la Tierra: al ser radiación de onda muy larga, son capaces de absorber la mayor parte de ella, evitando así que escape hacia el espacio exterior. De esta forma, los gases invernadero de la troposfera actúan durante el día como un almacenador del calor; calor que después devuelven lentamente hacia la Tierra en forma de contrarradiación , evitando así que se enfríe bruscamente durante la noche (ver figura 1). Este proceso por el cual la superficie de la Tierra se calienta, no sólo por la radiación más o menos directa del Sol, sino mediante la contrarradiación atmosférica, se denomina efecto invernadero y permite que la temperatura media del planeta sea de unos 15ºC. Una de las consecuencias directas de esta temperatura media tan suave es la existencia de agua líquida sobre la Tierra y, por tanto, la existencia de vida. Además de esta función reguladora de la temperatura, la atmósfera, y más concretamente la troposfera, tiene otra importante función reguladora: distribuir el calor del Sol desde las zonas a las que llega mayor cantidad de radiación, hasta las zonas a las que les llega menos .

27. La energía solar que llega a la Tierra no lo hace en la misma cantidad en todos los puntos de la Tierra. La cantidad de energía que recibe una zona de la Tierra depende fundamentalmente de la inclinación con la que le lleguen los rayos del Sol, por tanto de la latitud. Así, debido a la forma esférica de la Tierra, los rayos del Sol inciden más perpendicularmente en las zonas próximas al ecuador, y de una forma más oblicua a medida que nos acercamos a los polos. La energía que recibe la superficie terrestre disminuye a medida que aumenta la latitud, desde las zonas ecuatoriales a las polares, las cuales presentan además un fuerte albedo debido al hielo, el cual refleja una gran parte de la poca energía que recibe. La función termorreguladora de la atmósfera consiste, en la movilización de grandes masas de aire caliente desde las zonas ecuatoriales hacia las polares compensando así los desequilibrios de temperatura existentes. Además, es un componente de la troposfera, el vapor de agua, el que forma parte del ciclo hidrológico, otro de los sistemas que se encargan del reparto de calor entre distintas zonas terrestres. La Tierra se comporta como un sistema que recibe y emite energía. Si recibiera más de la que emite, se calentaría indefinidamente o, por el contrario, se enfriaría si devolviese al espacio más de la que recibe. Puesto que las condiciones de vida en el planeta no han variado a lo largo de los últimos cientos de miles de años, podemos suponer que la temperatura tampoco lo ha hecho de una forma sustancial, es decir, nuestro planeta se halla en equilibrio radiante (emite, aproximadamente, la misma cantidad de energía que recibe).

31. Efecto invernadero

32. DINÁMICA ATMOSFÉRICA VERTICAL. FORMACIÓN DE NUBES GRADIENTE VERTICAL TÉRMICO GVT Es la disminución normal de la temperatura a medida que ascendemos en la atmósfera . Es de 0,65 º C cada 100 m , pero varía según el lugar y la época y puede variar a lo largo de la troposfera, también se han observado zonas en que la temperatura aumenta con la altura. ( INVERSIÓN TÉRMICA). CAMBIOS ADIABÁTICOS : En un gas la temperatura depende del nº de moléculas por unidad de volumen, de manera que para aumentar o disminuir la temperatura bastará con comprimirlo o expandirlo, sin necesidad de intercambiar calor. Estas transformaciones son los CAMBIOS ADIABÁTICOS . A medida que un gas asciende disminuye la presión , las partículas se separan, por lo que el gas se enfría, a un ritmo de 1ºC cada 100 m . Esto es el GRADIENTE ADIABÁTICO SECO. ( GAS) CORRIENTES DE CONVECCIÓN A medida que aumenta la temperatura del aire disminuye su densidad, por lo que el aire caliente en contacto con la superficie terrestre tiende a ascender hacia zonas más altas y frías y el aire frío ocupa su lugar. RELACIÓN ENTRE EL GVT Y EL GAS ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA Al ascender una columna de aire caliente, irá disminuyendo su presión y por tanto la Temperatura, a un ritmo de 1º C cada 100 m. ( GAS). Pero la temperatura de la atmósfera disminuye a un ritmo menor, 0, 65 º C cada 100 mt. ( GVT). Si esto es así, la masa de aire caliente que sube estará más fría que el aire circundante, y por tanto no debería subir . CONDICIONES DE ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA ( GVT < GAS)

34. RELACIONES ENTRE EL GVT Y EL GAS. INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA Sin embargo en los días en que las temperaturas son más altas ( más radiación solar), el GVT es mayor de 0,65 º C, llegando incluso a los 1,5 ºC cada 100 m. En este caso el GVT es mayor que el GAS. Y la masa de aire sube. CONDICIONES DE INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA.( GVT > GAS ) A la vez que va subiendo se va enfriando y por tanto se va alcanzando el punto de rocío y el vapor de agua comienza a condensarse. SE FORMAN LAS NUBES . GRADIENTE ADIABÁTICO HÚMEDO GAH La condensación de vapor de agua es un proceso EXOTERMICO , por lo que aumenta la temperatura y por tanto ya no se produce esa disminución de 1º C cada 100m correspondiente al GAS, sino de 0,3ºC a 0,6º C cada 100 m., dependiendo de la zona. A este nuevo gradiente se le llama GAH. RELACIÓN ENTRE GAS Y GAH A medida que todo el vapor de agua se condensa, las reacciones exotérmicas son cada vez menores, por lo que el GAH va aumentando hasta que todo el vapor de agua se condensa y de nuevo tenemos valores de 1º C cada 100 m., correspondiente al GAS. En este momento dejan de producirse nubes. El ascenso se detendrá cuando las temperaturas internas y externas de la masa de aire se igualen.

36. 5.- DINÁMICA ATMOSFÉRICA La Tierra mantiene como planeta un equilibrio térmico, estando compensadas las pérdidas y ganancias de energía a nivel global y durante períodos largos de tiempo. Ahora bien, pese a que la Tierra a nivel global se encuentra en equilibrio térmico, es bastante evidente que no lo está a nivel local, dado que no todas las zonas de la Tierra reciben igual cantidad de radiación luminosa y no todas presentan las mismas pérdidas. Este hecho origina, lógicamente, la creación de gradientes térmicos entre unas zonas y otras y, consecuentemente, una circulación de las capas fluídas (atmósfera e hidrosfera) para intentar equilibrar estas diferencias. En una primera aproximación, podemos considerar un gradiente térmico global entre los polos y el ecuador . En el ecuador los rayos solares se reflejan muchísimo menos que en los polos ya que en el ecuador los rayos solares inciden casi perpendiculares a la superficie, mientras que en los polos inciden oblicuamente o incluso tangencialmente, a lo que hay que añadir el alto albedo del hielo. Puesto que la superficie terrestre se calienta muchísimo más en las zonas ecuatoriales que en las polares y el aire se calienta como consecuencia del calor que emite la Tierra, las masas de aire situadas sobre el ecuador se van a calentar mucho más que el aire de las zonas polares.

37. Insolación diferencial

39. Un aumento en la temperatura de un gas conduce a que éste se expanda y, por tanto, a que disminuya su densidad; es por eso que el aire cálido del ecuador tendería a elevarse desde las zonas más bajas de la troposfera hasta la tropopausa, mientras el aire frío de los polos, mucho más denso, tendería a bajar desde la parte más alta de la troposfera hacia la superficie terrestre. El aire cálido y poco denso de las zonas ecuatoriales, se aleja de la superficie terrestre hacia zonas más altas, por lo que la presión que ese aire ejerce sobre la superficie es mucho menor que la presión que el aire frío y denso, que baja hacia la superficie, ejerce sobre las zonas polares. Como consecuencia de ésto, se genera un cinturón de bajas presiones en el ecuador y un cinturón de altas presiones en los polos . La aparición de estos cinturones de altas y bajas presiones provocaría la aparición de dos células convectivas , una por cada hemisferio, destinadas a repartir la diferencia de calor entre los polos y el ecuador. Estas células convectivas llevarían el aire cálido desde el ecuador a los polos por las capas altas de la troposfera (justo debajo de la tropopausa), y el aire frío desde los polos hasta el ecuador por las partes bajas de la troposfera.

42. El modelo de dos células convectivas, una por hemisferio, sólo sería cierto si la Tierra fuera homogénea en su superficie y se mantuviese inmóvil. Este modelo básico se complica bastante más. El movimiento de rotación que experimenta la Tierra produce la conocida como fuerza de Coriolis , la cual provoca una desviación de todo cuerpo que se mueva por la superficie terrestre o por sus proximidades . La fuerza de Coriolis es mínima en el ecuador y máxima en los polos y desvía a los cuerpos en movimiento hacia la derecha si éstos están en el hemisferio norte, y hacia la izquierda si están en el hemisferio sur . Es precisamente la fuerza de Coriolis la que provoca que la trayectoria del aire caliente desde el ecuador a los polos y viceversa no sea continua ya que, al desplazarse el aire caliente desde el ecuador a los polos por la zona más alta de la troposfera, ese aire se verá desviado hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur con lo que, al alcanzar los 30º de latitud sur y los 30º de latitud norte, el aire que circula por la zona alta de la troposfera ya lo hace siguiendo una trayectoria paralela al ecuador. El haber estado circulando por las zonas más altas de la troposfera (las más frías, por tanto) ha hecho que este aire se haya enfriado fuertemente durante su camino, lo que provoca que su densidad haya aumentado y que, por tanto, se haya hecho más pesado, descendiendo entonces hacia la superficie y generando, a los 30º de latitud norte y a los 30º de latitud sur, dos cinturones de altas presiones conocidos como cinturones subtropicales de altas presiones .

43. Puesto que el aire siempre se dirige, por las capas bajas de la troposfera, desde las zonas de altas presiones hacia las de bajas presiones, el aire denso y frío que baja hacia la superficie en los cinturones subtropicales de altas presiones, se dirigirá hacia el cinturón ecuatorial de altas presiones, más conocido como vaguada ecuatorial , originando así los vientos alisios . Estos vientos alisios no fluyen perpendicularmente desde el cinturón subtropical al ecuatorial, ya que resultan desviados por la fuerza de Coriolis. Por ello, los alisios de hemisferio Norte soplan procedentes del noreste , mientras que los del hemisferio sur soplan procedentes del sureste . La trayectoria descrita por el aire entre el ecuador y los cinturones subtropicales recibe el nombre de célula de Hadley . En el ecuador, se enfrentan los vientos alisios de cada hemisferio en la llamada zona de convergencia intertropical (ZCIT). El choque de las dos masas de aire se resuelve mediante el ascenso de ambas hasta la tropopausa, experimentando un rápido descenso de la temperatura y provocando fuertes precipitaciones en forma de lluvia. La zona ecuatorial situada entre los 5º de latitud norte y los 5º de latitud sur, es, por tanto, una zona de circulación atmosférica ascendente y bajas presiones permanentes, donde no existen vientos dominantes en superficie.

44. Fuerza de Coriolis

46. El aire procedente de las zonas altas de la troposfera, que desciende hacia la superficie en los cinturones subtropicales de altas presiones, no solo se dirige hacia la el cinturón ecuatorial de altas presiones, sino que también se dirige, circulando por la superficie, hacia zonas más altas. Tanto este aire, como el procedente de los cinturones polares de altas presiones permanentes (recuerda que en estas zonas el aire es extremadamente frío, muy denso y, por tanto, tiende a bajar hacia la superficie), al circular pegado a la superficie, se calienta lo suficiente como para, al llegar aproximadamente a los 60º de latitud norte y sur, ascender hacia las zonas altas de la troposfera y originar en esa zona los cinturones subpolares de bajas presiones . Los vientos que se dirigen desde los cinturones subtropicales hacia los subpolares resultan desviados por la fuerza de Coriolis (la cual aumenta su intensidad a medida que lo hace la latitud y, por tanto, es aquí más intensa que en las zonas de los alisios), originándose así los vientos de poniente o del oeste (por la dirección desde la que soplan; al ser la fuerza de Coriolis tan intensa, estos vientos se desvían mucho y apenas tienen componente norte o sur). Por su parte, las masas de aire frío procedentes de los cinturones polares de altas presiones que circulan en superficie, también resulta desviadas por la fuerza de Coriolis, que es máxima en estas zonas, y que provoca que estos vientos, denominados vientos del éste o levantes de altas latitudes sólo lleguen hasta aproximadamente los 60º de latitud.

47. Como podemos ver, en las zonas situadas a los 60º de latitud norte y sur confluyen los vientos cálidos de poniente procedentes del cinturón subtropical y los vientos fríos de levante procedentes de los polos. Esto provoca que en estas zonas se origine una gran inestabilidad atmosférica y fuertes perturbaciones conocidas como frente polar . Cuando las masas de aire cálido y poco denso procedente de las zonas subtropicales chocan con los vientos polares, fríos y, por tanto, muy densos, se ven obligados a ascender rápidamente, produciéndose su enfriamiento, la condensación del vapor de agua y originando precipitaciones llamadas frontales en la franja de los 60º de latitud norte y sur.

51. Células de convección.

52. Circulación atmosférica

54. http://es.youtube.com/watch?v=wizw0tMCpkw

55. http:// es.youtube.com / watch?v = wizw0tMCpkw

59. Aunque este modelo formado por cinturones alternantes de altas y bajas presiones y conocido como MODELO ZONAL explica bastante bien la distribución de vientos superficiales en la Tierra, no deja de ser una simplificación que debe ser corregida atendiendo a varios factores que no hemos tenido en cuenta a la hora de diseñarlo: 1.- Que la radiación luminosa no solo varía con la latitud , sino que también lo hace dentro de una misma latitud en función de la época del año , es decir, la marcada estacionalidad que presentan la mayor parte de las zonas de la Tierra debido a la inclinación del eje su rotación. El efecto de la estacionalidad sobre el modelo descrito provoca que los cinturones se desplacen hacia el norte durante los meses de junio a septiembre , y hacia el sur durante los meses de noviembre a febrero . Este factor es muy importante ya que permite el desplazamiento de la células convectivas y, por tanto, de sus zonas de lluvia y sequedad (así se producen breves estaciones lluviosas en zonas como las subtropicales). 2.- El otro factor que altera el modelo zonal descrito hasta transformar los cinturones en células o núcleos de altas y bajas presiones (incluso los hace desaparecer por completo) es el distinto comportamiento térmico entre los océanos y los continentes , consecuencia de la diferencia existente entre el calor específico del agua y el suelo. Dado que el calor específico del agua es muy superior al del suelo, se necesita mucha más energía para variar la temperatura del océano que para variar la de los continentes.

60. De esta forma, en verano, los continentes se calientan muchísimo más que los océanos, formándose sobre ellos núcleos de bajas presiones, mientras que los océanos se calientan mucho menos , formándose sobre ellos núcleos de altas presiones. Estas bajas y altas presiones locales intensifican o debilitan las existentes en una determinada región como consecuencia del modelo zonal. El distinto comportamiento entre océanos y continentes resulta particularmente importante en el continente asiático , ya que esta gran masa continental actúa como un gran núcleo de bajas presiones en verano. Esto provoca la entrada al continente de vientos cargados de agua procedentes del océano y que constituyen el monzón de verano y que son los responsables de las intensas precipitaciones que se producen en la zona. En invierno, los continentes se enfrían rápidamente y sobre ellos se sitúan núcleos de altas presiones. Estas altas presiones originan en Asia el llamado monzón de invierno que deja un tiempo claro y seco en toda la zona. Vientos de naturaleza monzónica con efectos menos acusados se establecen entre Norteamérica y el océano Atlántico y en el continente australiano. 3.- Todavía a una escala más local se originan vientos superficiales que se deben al diferente comportamiento del océano y del continente durante el día y la noche. Así, durante el día, los continentes se calientan mucho más que los océanos, dando lugar a núcleos de bajas presiones que atraen hacia las zonas costeras vientos húmedos procedentes del mar y denominados brisas marinas .

61. Por el contrario, durante la noche los continentes se enfrían mucho, dando lugar a zonas de altas presiones que originan vientos secos desde la tierra hacia el mar denominados brisas terrestres . 4.- También en zonas montañosas se produce un ciclo diario de brisas conocidas como vientos de montaña que durante el día se dirigen de los valles a las montañas y a la inversa durante la noche.

72. TIPOS DE PRECIPITACIONES 3. OROGRÁFICAS: Efecto foehn Se produce cuando una masa de aire húmedo que se desplaza, se encuentra en su camino un relieve importante. La masa asciende sobre el relieve, enfriándose y al alcanzar su punto de rocío, se condensa y precipita. ( Por ej. los Monzones).

74. PRECIPITACIÓN CONVECTIVA Se produce en condiciones de INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA, el aire húmedo y caliente asciende por convección, enfriándose adiabáticamente. Forma nubes de desarrollo vertical o CUMULONIMBOS, que pueden ser tormentosos. Es típico de la ZCIT, en donde los vientos alisios, procedentes de ambos lados del Ecuador ayudan a la elevación del aire por convección. PRECIPITACIÓN FRONTAL Es una zona de contacto entre masas de aire con diferentes temperaturas y humedades. Pueden ser de tres tipos FRENTE FRÍO Una masa de aire frío se desplaza y se encuentra con una masa de aire caliente, se introduce debajo de ella, obligándola a ascender. La masa de aire caliente al ascender se enfría y se condensa, formando nubes de desarrollo vertical. CUMULONIMBOS , y precipitaciones tormentosa. FRENTE CÁLIDO Una masa de aire cálido se desplaza, se encuentra con una masa de aire frío, se desplaza sobre ella, forma nubes de desarrollo horizontal, ESTRATOS , que ocasiona lluvias persistentes. FRENTE OCLUÍDO Dos masas de aire con diferentes temperaturas, que se desplazan y se encuentran, chocan frontalmente. Al principio la línea de separación es recta, pero posteriormente tienden a curvarse, produciendo ondulaciones. En ese momento aparecen dos frentes, el cálido que origina lluvias menos abundantes, pero más persistentes y con nubosidad estratiforme. A continuación , normalmente, como el aire frío es más rápido, obliga al frente cálido a ascender, formando nubes de desarrollo vertical, que originan fuertes chubascos. Cuando el aire caliente pierde el contacto con el suelo queda OCLUÍDO , y en su ascenso produce precipitaciones cada vez más débiles, terminando por desaparecer.

75. FRENTE OCLUIDO

76. PRECIPITACIÓN FRONTAL: TIPOS DE FRENTES

77. CORTE TRANSVERSAL DE UN FRENTE

78. VIENTOS ESPAÑA

80. CONCEPTO DE CLIMA CLIMA GLOBAL Es el resultado de la múltiples, complejas y continuas interacciones que tienen lugar en el planeta, entre los diferentes subsistemas: Hidrosfera, geosfera, atmósfera y biosfera y la energía que se recibe del sol. SISTEMA CLIMÁTICO Como engloba todos los subsistemas, es sinónimo de Sistema Tierra, es muy dinámico y cambiante, con un altísimo número de variables, que hacen que sea muy difícil establecer reglas generales de comportamiento y evolución, y hacer predicciones. CLIMA REGIONAL Conjunto de fenómenos meteorológicos o climáticos que caracterizan a una región determinada durante un largo periodo de tiempo. El clima de una región se determina después de las observaciones realizadas durante más de 20 años TIEMPO ATMOSFÉRICO No es lo mismo que clima, ya que es el conjunto de características meteorológicas en un momento determinado .

81. ZONACIÓN CLIMÁTICA Nosotros definimos el clima como el conjunto de fenómenos meteorológicos que caracterizan a la atmósfera de una determinada región, es decir, su temperatura, humedad, precipitaciones, viento y nubosidad característica a lo largo del tiempo. Un climodiagrama es una representación gráfica que resume la temperatura y las precipitaciones (los dos fenómenos meteorológicos más representativos) de un determinado lugar durante un año y que, por tanto, representan el clima de ese lugar. 1.- FACTORES QUE CONDICIONAN EL CLIMA El clima de una determinada región es el resultado de la interacción de toda una serie de factores: a) Latitud La latitud a la que se encuentre una determinada región va a influir fuertemente en la cantidad de radiación que le llega, ya que, como sabemos, la radiación solar incide perpendicularmente a la superficie en las zonas ecuatoriales y de una forma más oblicua a medida que aumentamos la latitud. A medida que aumenta la latitud, también lo hace la estacionalidad de una determinada región. Puesto que el eje de rotación de la Tierra no es perpendicular al plano de la eclíptica, una misma zona del planeta no recibe la misma cantidad de radiación a lo largo de todo el año.

82. b) Altitud A igualdad de otros factores, las zonas de mayor altitud son más frías que las topográficamente más bajas, debido a la disminución de temperatura que se experimenta con la altura. c) Continentalidad Como la mayor parte del agua que se evapora (y que, por tanto, cae después en forma de precipitación) procede de los océanos, las regiones más cercanas a los océanos son más húmedas que las zonas alejadas de éstos. El distinto calor específico del mar y la tierra hace que el aire que hay sobre la tierra se enfríe y se caliente más rápidamente que el que existe sobre los océanos (en este factor también influye la distinta humedad que presenta el aire oceánico respecto al terrestre). Esto provoca que, a igualdad de latitud y de otros factores, las regiones costeras presenten menores oscilaciones térmicas y climas más suaves que las regiones alejadas del mar. Puesto que la tierra se enfría y se calienta mucho más deprisa que el agua, las grandes masas continentales se van a convertir alternativamente en núcleos de altas presiones (invierno) y de bajas presiones (verano), condicionando fuertemente el régimen de vientos y las precipitaciones de las distintas zonas.

83. d) Orientación de la zona respecto a los vientos dominantes Por ejemplo, la orientación que una determinada zona tenga respecto a cadenas montañosas suele determinar el régimen de precipitaciones. Así, cuando una región se encuentra a barlovento de una montaña, suele ser más húmeda y de clima más suave que otra que se encuentre a sotavento. Del mismo modo, la zona norte y central de Europa tiene un clima mucho menos extremo que su equivalente de Asia. Esto se debe a que las costas del norte de Europa se encuentran bañadas por las aguas cálidas que vienen de la corriente del Golfo de México y los vientos de poniente reinantes en la zona se encargan de transferir parte de ese calor y la humedad tierra adentro. Los vientos húmedos y cálidos del océano Atlántico no llegan al centro de Asia, ni tampoco lo hacen los monzones de verano, que dejan toda su carga en las zonas más costeras, incapaces de atravesar la barrera que supone el Himalaya.

84. Mapa de isobaras

85. Al integrar todos y cada uno de estos factores, nos aparecen cuatro tipos fundamentales de zonas climáticas , que están determinados por la latitud y que, a su vez, se dividen en dos ó más dominios como resultado de la interacción de una determinada latitud con el resto de factores tratados. 1.- Zona ecuatorial , situada en cada hemisferio entre los 0º y los 20º de latitud. Se caracteriza por ser una zona permanente de bajas presiones, donde el aire cálido experimenta un ascenso convectivo. Como resultado de este ascenso, el aire se enfría, el vapor de agua se condensa y la zona sufre fuertes precipitaciones (unos 2000 mm/año). Puesto que comprende las zonas más próximas al ecuador, la región es muy cálida y la estacionalidad es mínima, manteniéndose la temperatura media elevada y en torno a los 25ºC, con pocas oscilaciones anuales. Dentro de esta zona climática nos encontramos tres dominios: 1.a) Dominio de selva : comprende la zona más central del planeta. En esta región, no existe estacionalidad alguna: la temperatura es alta y las lluvias abundantes son constantes a lo largo de todo el año, generando así una intensa cobertura vegetal debido a la intensa humedad.

86. 1.b) Dominio de sabana : situado a ambos lados del dominio de selva, predominan las temperaturas altas a lo largo de todo el año, pero su mayor latitud determina la existencia de una estación seca en invierno (cuando la franja subtropical se desplaza hacia el ecuador) y una estación húmeda en verano (cuando la zona de convergencia intertropical se desplaza hacia los trópicos). Estas condiciones impiden el desarrollo de la selva, siendo la vegetación característica de la zona la sabana . 1.c) Dominio monzónico : incluye zonas cálidas con temperaturas que oscilan entre los 26ºC y los 30ºC y que poseen una estación lluviosa en verano y una estación seca en invierno . Su régimen de precipitaciones se debe al diferente comportamiento del continente y del océano en verano y en invierno: sobre los continentes se generan núcleos de bajas presiones en verano, provocando la entrada de vientos monzónicos desde el océano, que descargan grandes cantidades de agua; en invierno los continentes se convierten en centros de altas presiones generadores de tiempo seco.

87. Los monzones

88. 2.- Zona tropical , localizada entre los 20º y los 40º de latitud norte y sur. En estas regiones existen cinturones permanentes de altas presiones, por lo que domina la circulación de aire que desciende de grandes alturas. Este aire a medida que desciende se calienta y se “seca” (pierde humedad relativa), ganando transparencia y dando lugar a zonas de alta insolación efectiva y ausencia casi absoluta de precipitaciones (menos de 250 mm/año). Presenta una marcada estacionalidad, con una oscilación térmica anual de unos 20ºC, siendo los veranos muy calurosos (temperaturas entre 30º y 35ºC) y los inviernos frescos (entre 10 y 15ºC). Dentro de esta zona podemos distinguir tres dominios: 2.a) Dominio de estepa : comprende las regiones más próximas a la zona ecuatorial, por lo que presenta una mayor pluviosidad debido a que resulta afectada por la zona de convergencia intertropical cuando ésta experimenta sus movimientos estacionales . La existencia de estas precipitaciones y su regularidad (se presentan en verano siempre), permite el desarrollo de una vegetación continua ( praderas ). 2.b) Dominio subdesértico : Sólo resulta afectado por el movimiento de la zona de convergencia intertropical de una forma ocasional, por lo que le llegan menos precipitaciones y éstas son mucho más ocasionales. Esto sólo permite el desarrollo de una vegetación discontinua, asociada normalmente a zonas donde el agua queda retenida o a zonas donde el agua circula en profundidad.

89. 2.c) Dominio desértico : representa el centro de la zona subtropical de altas presiones, por lo que en estas zonas las precipitaciones son mínimas (no llegan a superar los 80 mm/año) y se efectúan todas de una vez. A consecuencia de este régimen de lluvias la vegetación resulta prácticamente nula , con la excepción del brote de vida vegetal que se despliega tras las lluvias y que se extingue poco tiempo después. 3.- Zona templada : situada entre los 40º y los 60º de latitud norte y sur. Se caracteriza por presentar bajas presiones y, aunque su temperatura media es superior a los 0ºC, su marcada estacionalidad provoca fuertes diferencias de temperatura entre la estación cálida y la fría; oscilan entre los 40ºC del verano y los -30ºC del invierno. Al ser una zona de bajas presiones donde confluyen los vientos del oeste (procedentes del cinturón subtropical) y los polares del este, suele presentar abundantes precipitaciones de tipo frontal y fundamentalmente de forma líquida. Podemos distinguir tres dominios : 3.a) Dominio marítimo u oceánico : es el clima característico de las zonas occidentales de los continentes, en las que la circulación dominante de los vientos del oeste arrastra masas de aire frescas y húmedas hacia el continente, así como borrascas del frente polar. Las precipitaciones son abundantes (superiores a los 1000 mm/año) durante todos los meses del año, pero son especialmente intensas en invierno . Bajo la acción reguladora del océano, los inviernos son templados y los veranos frescos.

90. 3.b) Dominio continental : se localiza en el interior de los continentes y alejado del efecto regulador de los océanos. Se caracteriza por poseer inviernos largos y rigurosos , en los que las medias mensuales son inferiores a los 0ºC, pudiéndose alcanzar en ocasiones los -40ºC. Los veranos son cortos y sólo en los tres meses más cálidos se superan los 10ºC. Las zonas con este clima presentan posiciones de sotavento respecto a la dirección de los vientos; las alineaciones montañosas y la lejanía a fuentes de humedad convierten estas zonas en áridas o semiáridas. Las precipitaciones registradas son de unos 500 mm/año, correspondiendo las mayores cantidades a los meses de verano, al penetrar las masas de aire marinas en el continente acompañadas de borrascas. 3.c) Dominio mediterráneo : se localiza al oeste de los continentes y en todas las áreas de Europa, Asia y África que bordean al Mediterráneo. Durante el verano , el dominio de las bajas presiones da lugar a meses calurosos y de gran sequedad; en invierno , las altas subtropicales descienden de latitud y se impone la dinámica de las zonas templadas, con el paso de borrascas frontales que aportan la mayor parte de las lluvias y el descenso suave de las temperaturas. 4.- Zona polar : situada entre los 60º y los 90º de latitud norte y sur. Se caracteriza por presentar altas presiones permanentes, lo que origina escasísimas precipitaciones (menos de 250 mm/año) que generalmente son en forma sólida y que sólo permiten el desarrollo de

91. una vegetación muy pobre. La bajísima insolación que recibe esta zona provoca que sus temperaturas sean muy bajas, siendo sus medias anuales inferiores a los 0ºC. Dentro de las zonas polares es posible distinguir dos dominios: 4.a) Dominio periglaciar o subpolar : ocupa las latitudes más bajas de la zona polar y las franjas costeras árticas y antárticas, por lo que la mayor insolación y el efecto moderador del océano respectivamente permiten la existencia de unas temperaturas un poco más cálidas (que no llegan a superar los 10ºC). Aunque el agua de saturación del suelo permanece completamente helada durante toda la estación fría, durante los días de verano las mayores temperaturas permiten un deshielo temporal del agua más superficial del suelo, produciendo encharcamientos característicos y permitiendo la existencia de una vegetación mínima (tundra y taiga) que tiene que luchar alternativamente contra la sequía (el agua que hay está congelada y no disponible) y el encharcamiento resultante del deshielo. 4.b) Dominio glaciar o del casquete polar : es el dominio más frío del globo, siendo las temperaturas (no sólo las medias) siempre inferiores a los 0ºC. El dominio permanente de las altas presiones y las bajísimas temperaturas conducen a una escasa evaporación y a precipitaciones casi nulas, no llegándose a producir el deshielo ni siquiera durante el verano y generándose así unas de las regiones más áridas del planeta (desierto polar).

92. Climas del mundo

93. Af Aw Am

94. Af Aw Am

98. Mediterráneo Oceánico Continental Chino Ecuatorial Desértico

99. Tropical seco Tropical Húmedo Polar

100. Climas de la península

101. LOS CLIMAS EN ESPAÑA La climatología de España viene determinada por: .- CORRIENTES DE CHORRO . .- LA LOCALIZACIÓN CON RESPECTO AL CONTINENTE . .- SU OROGRAFÍA . En la Península y Baleares se producen dos climas templados: .- MEDITERRÁNEO. .- OCEÁNICO. En las Islas Canarias, situadas en zona tropical y muy infuenciadas por el Sahara y los vientos Alisios se origina un clima DESÉRTICO TROPICAL. Esta climatología determina la aparición de biomas característicos en nuestro país: EL BOSQUE MEDITERRÁNEO O ESCLERÓFITO LOS BOSQUES TEMPLADO CADUCIFOLIOS BOSQUE TROPICAL DE LAURISILVA CANARIA

103. http:// canalmeteo.abc.es /

104. Ejemplos de mapas e interpretación en invierno. En este mapa la situación de la borrasca y del anticiclón traen viento frió del norte, además al provenir del mar, vendrá cargado de humedad. Vienen grandes nevadas . En esta situación vendrá viento muy frío del norte y encima del continente. Vienen grandes heladas con nevadas esporádicas asociadas a los frentes. Mapa que indica viento sur, aumentará la temperatura Dejará de nevar y puede que llueva .

108. El tiempo: 3/02/08

109. El tiempo: 4/02/08

110. RIESGOS DE LA ATMÓSFERA HURACANES Los fenómenos atmosféricos pueden en algunas ocasiones y de manera temporal, alcanzar registros extremos ocasionando daños económicos o pérdidas de vidas humanas. En muchas ocasiones son debidos directamente a inadecuadas actuaciones por parte del hombre, en otros casos son riesgos de índole natural y en otras son la consecuencia indirecta de la actuación humana.

111. CICLONES TROPICALES, TIFONES Y HURACANES Son el mismo fenómeno atmosférico, sin duda el más espectacular y destructivo. Suele ocurrir en las zonas intertropicales , a ambos lados del Ecuador., principalmente en verano y otoño . Son grandes masas de aire que ascienden hasta la estratosfera, provocando enormes lluvias y atrayendo a las masas de aire que los rodean, formando enormes torbellinos. En líneas generales sus características son: El VÓRTICE suele ser de grandes dimensiones, entre 200 y 500 Km. La presión atmosférica es muy baja en su zona central. ( OJO DEL HURACÁN). Los vientos alcanzan velocidades entre los 120 y los 180 Km/h. Forman nubes de origen convectivo , CÚMULOS Y CÚMULONIMBOS , cuyo espesor aumenta hacia el ojo del huracán, que se disponen en bandas en espiral. Las precipitaciones son muy abundantes en un corto periodo de tiempo. El ojo del huracán suele medir entre 30 y 50 Km allí el aire se encuentra en calma, debido al vacío que se produce, por la aspiración del viento circundante. Son estructuras ciclónicas móviles que se desplazan siguiendo los VIENTOS ALISIOS a velocidades entre los 16 y 25 Km/h.

112. HURACANES, TIFONES O CICLONES - B andas de nubes: 6 a 12 km de ancho (seta) velocidad (100-800 km/día) localizados en zona ecuatorial (provoca vientos y lluvia fuertes) ciclones (Índico) huracanes (Atlántico) tifones (Pacífico) Condiciones necesarias: temperatura agua (región ecuatorial): mínimo 27ºC ----- evaporación de masas de agua (energía térmica) ------ energía cinética RIESGOS CLIMÁTICOS GENERALES

113. HURACANES, TIFONES O CICLONES

116. TORNADOS Son típicos de Norteamérica, pero también pueden formarse en otros lugares de latitudes medias . Tienen el aspecto de un oscuro embudo que cuelga de un gran CUMULONIMBO . Son VÓRTICES CICLÓNICOS o de bajas presiones de tipo convectivo, donde el aire asciende a gran velocidad, entre 160 y 450 Km/h. con descensos de presión muy fuertes en su interior. Tienen un diámetro pequeño, de alrededor de un centenar de metros. Su poder destructivo se debe a la velocidad de los vientos asociados, el gradiente de presión y el efecto de succión en su zona central. Son de corta duración, se suelen desplazar, con mayor o menor velocidad, y su recorrido es corto.

117. LOS TORNADOS RIESGOS CLIMATICOS LOCALES

118. RIESGOS CLIMATICOS LOCALES LOS TORNADOS

119. SEQUÍAS Se produce por un descenso acusado de las precipitaciones en zonas más o menos extensas y por un periodo más o menos prolongado. Sus causas pueden ser: .- Topográficas : Barreras montañosas que impiden el paso de las nubes al otro lado, el agua descarga en un solo lado de la montaña. .- Influencia marina : Continentalidad, corrientes marinas frías, monzones, “El niño”,... .- Edáficas : Reducción de la humedad del suelo y aumento de la reflexión luminosa, por desertización, deforestación,... .- Atmosféricas : Presencia de polvo en el aire, que reduce la radiación solar incidente en el suelo y aumenta la temperatura del aire, produciendo la inversión térmica,... .- Antrópicas : Incremento del efecto invernadero, (debido a la contaminación), Deforestación,...

120. MAPA DE SEQUÍA

121. TORMENTAS

122. TROMBAS DE AGUA Son borrascas de dimensiones más pequeñas que los tornados, por lo tanto menos devastadoras. Se suelen originar sobre masas de aguas cálidas entre Mayo y Octubre. Son muy frecuentes en Florida y las Bahamas. ( NO EN LATITUDES MEDIAS). Se caracterizan por las mangas de agua que bajan de las nubes y llegan casi a la superficie del mar, allí se unen a la columna de agua formada por la succión desde las nubes. GOTA FRÍA Suele ser frecuente en el Mediterráneo español, ocurre a finales de verano y principios de otoño. Se origina por la rotura del CHORRO POLAR , debido a un exceso de curvatura, por la pérdida de velocidad de la corriente en chorro. El estrangulamiento deja una bolsa de aire frío en altura, no perceptible desde la superficie. Cuando esta bolsa se desplaza hacia latitudes más bajas, se encuentra rodeada de aire más caliente, y se precipita hacia la superficie, provocando el ascenso de aire más cálido. Este ascenso origina una borrasca que puede originar fuertes precipitaciones, si el aire caliente es muy húmedo. Todo esto provoca precipitaciones muy abundantes en un corto periodo de tiempo, que pueden producir inundaciones y grandes destrozos.

123. OLAS DE FRÍO Y CALOR

124. OLAS DE CALOR Y DE FRÍO Se producen por la llegada de corrientes procedentes de zonas polares o de zonas cálidas, que provocan temperaturas anormalmente altas o bajas. En España en 1996, una corriente procedente de Siberia provocó una ola de frío polar que produjo unos 60 muertos directos. Sin embargo en España son más frecuentes las olas de calor. Suelen ocurrir a mediados de Julio, y se deben a la influencia del Anticiclón de las Azores, que con aires Subtropicales crea una banda térmica sobre Andalucía y Extremadura. Además a ello se unen los vientos que bordean el anticiclón, provenientes del Norte de África, secos y calurosos y que se extienden por todo el Levante.

125. TEMPORALES DE VIENTO Son vientos que circulan a gran velocidad, por encima de los 75 Km/ h. Pueden producir grandes daños, En el Norte de España, se ha registrado vientos de hasta 190 Km/ h .

126. Inundaciones en España

127. INUNDACIÓN

129. MEDIDAS CONTRA RIESGOS CLIMÁTICOS Las medidas pueden ser PREVENTIVAS, PREDICTIVAS O CORRECTORAS (estas últimas no se van a estudiar aquí). 8.1.- MEDIDAS PREVENTIVAS . ESTRUCTURALES

130. NO ESTRUCTURALES Planificación del territorio : Programas de protección civil : Planes de evacuación, construcción de refugios, atención sanitaria, suministros de agua y alimentos... Educación ambiental : Información al ciudadano sobre medidas de protección frente a riesgos. Normativa específica : Normativa de construcción en cuanto al diseño, materiales,... Sistemas de alerta a la población Programas internacionales : Fomentar y mejorar los servivios de predicción, establecer programas de asistencia técnica y tecnológica, coordinar y canalizar ayudas internacionales,... Contratación de seguros : Para cubrir las posibles pérdidas. MEDIDAS PREDICTIVAS Consisten en anticipar el lugar, momento, intensidad y consecuencias del riesgo. Los mecanismos usados son: .- Cartografía de riesgos : Representar las zonas potencialmente peligrosas .-Servicios de predicción de riesgos climáticos : Hay servicios regionales, nacionales, internacionales... .-Monitorización y cuantificación de los fenómenos : Usando la tecnología adecuada.

131. PREVENCIÓN INUNDACIONES