dinÁmica de las masas fluidas
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DINÁMICA DE LAS MASAS FLUIDAS
TEMA 8
CAPAS FLUIDAS
Las capas fluidas del sistema terrestre son la atmósfera y la hidrosfera.
Son los subsistemas terrestres más relevantes para el funcionamiento del sistema climático.
Ambos constituyen la máquina climática, que es un sistema dinámico que funciona con energía solar.
El ciclo del agua constituye la interacción más importante dentro de este sistema.
CICLO DEL AGUA
FUNCIONAMIENTO DE LA MÁQUINA CLIMÁTICA
• Sistema complejo que se estudia mediante modelos.
• Su funcionamiento se basa en los movimientos generados por la existencia de un gradiente entre dos puntos.
• Los fluidos tienden a amortiguar esta diferencia entre dos puntos mediante un movimiento de circulación.
• Los parámetros más importantes son: temperatura, humedad, presión y densidad.
• En el caso de la atmósfera, el transporte entre dos puntos lo realiza el viento y en el caso de la hidrosfera, las corrientes oceánicas.
• El comportamiento de ambos subsistemas es diferente debido a sus diferencias en cuanto a densidad, compresibilidad, movilidad, capacidad de almacenar y conducir el calor.
Se basa en los movimientos generados por la existencia de un gradiente entre dos puntos:
• Gradiente de Temperatura• Gradiente de Humedad• Gradiente de Presión
Contraste térmico
Transporte oceánico y
atmosférico
El bucle negativo originado proporciona estabilidad al planeta.
El agua (hidrosfera) y el aire (atmósfera) tienen comportamientos diferentes debido a sus diferencias de:
•Densidad•Compresibilidad (es una propiedad de la materia a la cual se debe que todos los cuerpos disminuyan de volumen al someterlos a una presión o compresión determinada)•Movilidad•Capacidad de almacenamiento de calor•Conducción del calor
Estas diferencias se reflejan en los movimientos que realizan tanto el agua como el aire. Los movimientos pueden ser:
•Verticales •Horizontales
TIPOS DE MOVIMIENTOS
MOVIMIENTOS VERTICALES: Dependen de la temperatura y afectan a la densidad, pues ésta aumenta al disminuir la temperatura.
• El aire es mal conductor del calor, apenas se calienta por la radiación solar, pero si desde abajo, por acción de la radiación infrarroja que emite la Tierra. El aire superficial caliente, menos denso, tiende a ascender y se enfría, mientras que el aire frío de las capas más altas, más denso, tiende a bajar y se calienta.
• El agua es buen conductor del calor, se calienta en la parte superficial y permanece más fría en el fondo. El movimiento vertical se produce en las zonas frías del planeta, donde el agua superficial es más fría que la del fondo. En este caso la superficial desciende y la profunda se eleva.
Movimientos verticales del aire
Dependen de la temperaturaGradiente térmicoIncremento de densidad
El sentido del movimiento depende de la capacidad para conducir el calor
Aire
• El aire es un mal conductor• Se calienta por el calor irradiado por la tierra, no
por radiación directa.• El aire caliente (menos denso) sube y se va
enfriando• El aire frío (más denso) baja y se va calentando
En estas circunstancias, se favorecen los movimientos verticales de las masas de aire
Tª baja
Tª alta
Movimientos verticales del agua
Agua
En el caso del agua…
Es buena conductora del calor.La superficie se calienta por radiación (menos densidad) y permanece fría en el fondo (más densa).
En estas circunstancias, se impiden los movimientos verticales.
Tª baja
Tª alta
Sólo habrá movimientos verticales enaquellas zonas en las que el climaprovoque que el agua superficial esté muyfría (mayor densidad) y por lo tantodescienda.
TIPOS DE MOVIMIENTOS
MOVIMIENTOS HORIZONTALES: Dependen de la diferente temperatura existente en distintas zonas geográficas, debida a la desigual insolación de la superficie terrestre en función de la latitud (mayor en el ecuador que en los polos).
La presencia de las masas continentales dificulta este transporte de calor desde el ecuador a los polos
Movimientos horizontales del aire
Están provocados por el gradiente térmico generado por las diferencias de insolación en la superficie terrestre. Este movimiento amortigua las diferencias térmicas entre las distintas zonas de la tierra.
Tª alta
Masas frías Masas frías
Zonas con fuerte insolación
Zonas con baja insolación
Zonas con baja insolación
COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA
• Componentes mayoritarios: N2, O2, Ar, CO2
• Componentes Minoritarios: CO, CH4, Hidrocarburos, NO, NO2, NH3, SO2, O3, He, Ne, Kr, Xe, H2, N2O (oxido nitroso)
LA ATMÓSFERA COMO FILTRO PROTECTOR
La atmósfera absorbe parte de la radiación solar antes de que ésta alcance la superficie terrestre.
Algunas de estas radiaciones son muy nocivas para los seres vivos, principalmente las de menor longitud de onda (RX, Rayos gamma y RUV).
Son radiaciones altamente ionizantes capaces de producir mutaciones, cáncer de piel, ceguera y muchas otras alteraciones en animales y vegetales.
Las capas altas de la atmósfera funcionan como filtro protector.
ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA
Estructura de la atmósfera
Se pueden distinguir varias capas según distintos criterios:
• Composición (poco utilizado)• Temperatura (el más utilizado)
Capas de la atmósfera según la composición
Homosfera
Heterosfera
Exosfera
•De lo 0 a los 90 km•Gases mezclados de forma homogéneaDe los 90 a los 1000 kmDistribución de los gases según la densidad:a. Capa de N2b. Capa de Oxígeno atómicoc. Capa de Heliod. Capa de Hidrógeno atómico
A partir de los 1000 kmPocas moléculas de gas que escapan hacia el espacio
Capas de la atmósfera según la temperatura
Estructura de la atmósfera
La atmósfera está dividida en cuatro capas:
Ionosfera
Mesosfera
Estratosfera
Troposfera
Altura (km)180
140
100
60
20
0
Temperatura del aire
- 60 C 0 C + 100 C
Troposfera. De los 0 m a los 12 Km (de media)Su espesor varía entre los polos contemperaturas de –60 C y el ecuador contemperaturas de +50 C. Se producen losfenómenos meteorológicos (nubes, lluvia, etc).
Estratosfera. Llega hasta los 50 km de altitud. Sutemperatura oscila entre –50 C y +70 C enla zona próxima a la capa de ozono porabsorber la radiación ultravioleta del Sol.
Mesosfera. Se extiende hasta los 80 km dealtitud. Su temperatura disminuye de formaprogresiva hasta –70 C.
Ionosfera. Se extiende hasta los 500 km dealtitud. Su temperatura aumenta de formaprogresiva hasta 1000 C.
Exosfera. Se extiende hasta los 800 Km
TROPOSFERA
Capa inferior de la atmósfera cuya altitud varía entre 9 y 16 km (aumenta desde los polos al ecuador).
Muy compresible por lo que la mayor parte de los gases que hacen posible la vida, se concentran en esta capa (80%).
La presión disminuye desde 1013mbar (presion media)hasta 200mbar en su límite superior (tropopausa)
La temperatura desciende desde 15ºC hasta -70ºC en la tropopausa. La disminución es de 0,65ºC/100m GVT (gradiente térmico vertical).
Aquí tienen lugar: El efecto invernadero por absorción de hasta el 88% de la radiación infrarroja
emitida por la superficie terrestre. Fenómenos meteorológicos: formación de nubes, precipitaciones. Movimientos verticales: favorecen el reciclado del aire y la dispersión de los
contaminantes que se acumulan en la capa sucia (hasta 500m)
La presión atmosférica media es de 1013 milibares o hectopascales (hPa)
Cuando la presión atmosférica es superior a 1013 milibares tenemos una alta presión o anticiclón.
Cuando la presión atmosférica es inferior a 1013 milibares, por el contrario, se dice que tenemos baja presión, borrasca o ciclón.
Acumula la mayor parte de los contaminantes en la llamada “capa sucia” (primeros 500 metros) que se detecta por la coloración rojiza del cielo al amanecer y atardecer.
Dependiendo de la inclinación y de la longitud de onda de los rayos solares, la luz difunde hacia un color u otro.
La troposfera
ESTRATOSFERA Se extiende desde la Tropopausa hasta la Estratopausa, situada a 50-60km de
altitud.
El aire es muy tenue y los gases se disponen en capas.
No existen movimientos verticales, pero si horizontales.
Sólo se forman nubes en la zona inferior, son de hielo y muy tenues
Entre 15 y 30 km se sitúa la capa de ozono. La temperatura aumenta progresivamente con la altura en esta capa hasta
alcanzar en la estratopausa entre 0ºC y 4ºC, al absorber las radiaciones ultravioletas
MESOSFERA
Se extiende desde la estratopausa a la mesopausa situada a 80km de altitud.
Su densidad es muy baja.
En ella tiene lugar el fenómeno de las estrellas fugaces.
La temperatura disminuye en esta capa hasta alcanzar los -80ºC.
IONOSFERA O TERMOSFERA
Se extiende desde la mesopausa hasta 600km de altitud.
La temperatura aumenta en esta capa hasta alcanzar los 1000ºC.
Contiene moléculas de N2 y O2 que absorben la radiación solar de onda corta, fuertemente ionizante, lo que hace que aumente la temperatura y que se ionicen estos gases, liberándose electrones que hacen que se origine un campo magnético.
En esta capa tiene lugar el fenómeno de las auroras boreales y australes, dependiendo de que se produzca en el hemisferio norte o sur, debido al choque de los electrones procedentes del sol con las moléculas de N2 y O2.
EXOSFERA
Se extiende hasta 800km de altitud.
Presenta muy baja densidad, el aire es tenue y no capta la radiación solar por lo que es una capa oscura.
*
Región del espacio que rodea a la Tierra en la que el campo magnético terrestre forma un escudo protector contra las partículas procedentes de la atmósfera solar.
CAPA DE OZONO
El ozono es una molécula triatómica, gaseosa y de olor picante que existe en toda la atmósfera pero que se concentra en la estratosfera, entre 15 y 30 km de altitud.
Mecanismo de formación:1. Fotólisis del O2 por la luz UV O + O2. Formación de Ozono: O + O2O3 + calor
Mecanismo de destrucción:1. Fotólisis del O3 por la luz UV O2 + O2. Reacción del Ozono con el oxígeno atómico: O + O32O2
En condiciones normales existe un equilibrio entre la formación y la destrucción, siendo más activo cuanto más cerca de la estratopausa, donde la temperatura es mayor y la cantidad de rad UV que se recibe es mayor.
OZONO. MECANISMO DE FORMACIÓN
En esta parte de la atmósfera, entre los 30 y los 50 kilómetros, se encuentra el ozono(el 90% del ozono atmosférico, el 10% restante está en la troposfera y es uncontaminante nocivo),
La capa de ozono
También hay un importante proceso de destrucción del ozono debido a causas humanas, fundamentalmente la emisión de CFC’s
Calentamiento de la atmósfera
De toda la radiación que emite el sol solo una parte llega a la tierra. La atmósferapermite el paso de parte de la radiación de onda corta, que calienta los materialesterrestres. Estos, posteriormente emiten este calor en forma de radiación de ondalarga. La energía retenida en la tierra permite que la temperatura media de la tierrapermanezca en torno a los 15ºC. A este fenómeno se de denomina efectoinvernadero natural.
Dinámica atmosférica vertical (en la troposfera).
Estudiaremos 3 aspectos:
1. Los movimientos de convección(térmica, por humedad y debidos a la presión atmosférica).
2. Los gradientes verticales (GVT, GAS y GAH).
3. Las condiciones atmosféricas (de inestabilidad y estabilidad).
DINÁMICA ATMOSFÉRICA
Los movimientos en la vertical dentro de la Troposfera se denominan movimientos de convección y se deben a variaciones de temperatura, humedad y presión atmosférica.
CONVECCIÓN TÉRMICA: las masas de aire caliente, menos denso, tienden a ascender ( corrientes térmicas ascendentes) y las de aire frío, más denso, descienden.
CONVECCIÓN POR HUMEDAD: se originan por la presencia de vapor de agua en el aire, que lo hace menos denso que el aire seco, pues desplaza a otras moléculas gaseosas de mayor peso molecular.
El higrómetro es el instrumento utilizado para medir la humedad del aire.
Cuando se calienta, elaire sube. A medida queasciende, va enfriándose yel vapor de agua secondensa en pequeñasgotas o cristales de hielo.
Las nubes o la niebla sonaire cargado de finas gotasde agua.
Convección por humedad
Medida del vapor de agua en la atmósfera:
• Humedad absoluta: cantidad de vapor de agua que hay en un volumen
determinado de aire (g/m3).o Depende de la temperatura, cuanto más caliente este el aire, más agua
admite.
o Cuando no admite más agua decimos que está saturado
Las curvas de saturación : miden la cantidad de vapor de agua contenida en el aire a una temperatura y humedad determinada.
El punto de rocío es la temperatura a la que empieza a condensarse el vapor de agua. A cada punto de la curva le corresponde una temperatura de saturación o punto de rocío.
Ejercicio de la gráfica (p. 197).
El punto es una masa de aire.
¿A qué temperatura y humedad está?
¿Qué dos posibilidades tiene de alcanzar el punto de rocío?
Calcula la H.R.
H.R. = (20 / 28,5) · 100 = 70,17 % Al aumentar la temperatura, disminuye la humedad relativa.
¿Por qué en los polos la humedad absoluta es baja y la H.R. es alta?
Porque las temperaturas son muy bajas, por lo que el aire admite poca humedad y en seguida se satura.
• Humedad relativa:
Cantidad en % de vapor de agua que hay en 1m3 de aire en relación a la máxima que podría contener a esa temperatura.
Nivel de condensación es la altura a la que comienzan a visualizarse las nubes porque la masa de aire ascendente se enfría alcanzando el punto de rocío. Para que se formen las nubes son necesarios los núcleos de condensación , partículas de humo, polvo, óxidos de nitrógeno, cloruro de sodio o ácido sulfhídrico.
DINÁMICA ATMOSFÉRICA
MOVIMIENTOS VERTICALES DEBIDOS A LA PRESIÓN: a nivel del mar la presión es de 1 atmósfera (760mm de Hg o 1013 mbar). La presión varía en función de la temperatura y de la humedad del aire. Se utilizan la líneas isobaras para unir puntos de igual presión.
Eduardo Gómez
B A
La presióndisminuye
La presiónaumenta
Isobaras
VARIACIÓN DE LA PRESION EN BORRASCAS Y ANTICICLONES
Hay altas presiones (anticiclones) cuando los valores superan los 1013 mb, y bajaspresiones (borrascas) en caso contrario. Los valores de la presión atmosférica varíancon la altitud, situación geográfica y el tiempo.
• Anticiclón: zona de alta presión que se encuentra rodeada por líneas isobaras cuyo valor disminuyen hacia el exterior. Se forma cuando una masa de aire frío desciende hasta contactar con el suelo, en esta zona se acumula mucho aire que tiende a salir desde el centro hasta el exterior.
• Borrasca: zona de baja presión rodeada de isobaras en las que los valores van aumentando hacia el exterior. Se forma cuando una masa de aire caliente y/o húmedo comienza a ascender dejando un vacío que tiende a ser ocupado por las masas de aire frío de los alrededores.
DINÁMICA ATMOSFÉRICA
GRADIENTES VERTICALESGRADIENTE VERTICAL: diferencia de temperatura entre dos puntos que presentan una diferencia de altitud de 100m.
GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA(GVT) : representa la variación vertical de la temperatura del aire en condiciones estáticas o de reposo. Su valor es aproximadamente de 0,65º/100m, aunque este valor varía con la altura, con la latitud y con la estación del año entre otros factores.
INVERSION TÉRMICA
Cuando el valor de GVT es negativo, es decir, que la temperatura aumenta con la altura en vez de disminuir, hablamos de inversión térmica, fenómeno que impide los movimientos verticales del aire.
https://www.youtube.com/watch?v=XJBUWHq4XGk
GRADIENTES VERTICALES
GRADIENTE ADIABÁTICO SECO (GAS): Se le denomina seco porque lleva agua en estado de vapor y su valor es de 1ºC/100m. Es un gradiente dinámico porque afecta a una masa de aire que se mueve en la vertical hasta alcanzar el equilibrio con las masas que le rodean.
El aire es mal conductor del calor, por lo que la masa que se mueve puede considerarse un sistema aislado o adiabático ( no intercambia calor con el aire que le rodea).
• Cuando una masa de aire asciende disminuye la presión, se expande y se enfría.
• Cuando una masa de aire desciende, aumenta la presión, disminuye su volumen y aumenta la temperatura
GRADIENTES VERTICALES GRADIENTE ADIABÁTICO SATURADO O HÚMEDO(GAH):
Cuando la masa de aire que asciende alcanza el punto de rocío, se condensa el vapor de agua que contiene y se forman las nubes por lo que el valor del gradiente disminuye. (el agua al pasar a estado liquido emite calor)
El valor de GAH estará entre 0,3 y 0,6ªC/100m. La masa de aire seguirá ascendiendo y aumentará su valor de GAH hasta que todo el vapor se haya condensado, alcanzando de nuevo el valor del GAS (1ºC/100m).
• En zonas tropicales, donde el contenido de vapor de agua del aire es elevado, el valor de GAH es bajo, las nubes alcanzarán gran altura.
• En zonas de latitud intermedia, el contenido en vapor de agua es menos, el GAH será mayor y las nubes se forman a menor altura.
CONDICIONES DE INESTABILIDADATMOSFÉRICA
Cuando se produce un movimiento ascendente y se dan las siguientes condiciones:
• La temperatura interior de la masa de aire varía de acuerdo con el GAS (1ºC/100m).
• La masa de aire exterior varía su temperatura de acuerdo con el GVT.
Se producirá en ascenso siempre que GVT>GAS, es decir, que la masa de aire exterior se enfríe más rápidamente que en interior.
El aire ascendente formará una borrasca en superficie, con vientos convergentes hacia en interior.
En estas condiciones es posible que se produzcan precipitaciones, siempre que el aire que asciende contenga suficiente cantidad de vapor de agua.
Estas condiciones favorecen la eliminación de la contaminación porque al ascender el aire la dispersa.
CONDICIONES DE ESTABILIDAD O SUBSIDENCIA
Cuando se produce un movimiento descendente de una masa de aire frío, este se va calentando en el descenso generando un anticiclón en superficie con movimiento divergente del viento. El tiempo será seco y no lloverá.
TIPOS DE SITUACIONES DE ESTABILIDAD:
• GVT positivo y menor que GAS ( 0 < GVT < 1)No se producen movimientos verticales.
• GVT negativo (GVT < 0)En este caso se produce inversión térmica, se forman nubes a ras de suelo (niebla) que atrapan la contaminación.
DINÁMICA DE LAS MASAS FLUIDAS A ESCALA GLOBAL
La irradiación solar es mayor en el ecuador que en los polos. Para amortiguar estas diferencias, se produce un transporte de calor entre ambas zonas que es llevado a cabo por los vientos y las corrientes oceánicas y está dificultado por la presencia de los continentes.
DINÁMICA ATMOSFÉRICA:
• La circulación atmosférica horizontal es llevada a cabo por el viento.
• El viento superficial es divergente en los anticiclones y convergente en los ciclones o borrascas
Dinámica atmosférica
En las zonas ecuatoriales (máxima insolación) el aire secalienta y asciende (borrascas ecuatoriales). En las zonaspolares, el frío provoca que el aire descienda y se aplastecontra el suelo, formando un anticiclón permanente enestas zonas. Si la tierra no rotase y tuviera una superficieuniforme, la circulación de los vientos sería como indica lafigura
La fuerza de Coriolis va aprovocar un desvío de lascorrientes de aire, provocandoque el transporte se lleve a cabomediante tres célulasconvectivas en cada hemisferio.
EL EFECTO CORIOLIS
• Es una consecuencia del movimiento de rotación terrestre en sentido antihorario, es decir, de oeste a este.
• La fuerza de Coriolis no tiene un valor constante, sino que es máxima en los polos y se anula en el ecuador.
• La circunferencia ecuatorial es mayor que las polares, pero todas giran a la vez con el movimiento de rotación terrestre, por lo que la velocidad de rotación en los polos es menor que en el ecuador.
http://www.classzone.com/books/earth_science/terc/content/visualizations/es1904/es1904page01.cfm?chapter_no=19
http://www.bioygeo.info/Animaciones/Coriolis.swf
CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA En las zonas ecuatoriales el calentamiento
es intenso por lo que el aire en contacto con la superficie terrestre tiende a ascender generando las borrascas ecuatoriales.
En las zonas polares, el aire es frío y denso, por lo que tiende a desplomarse sobre la superficie generando los anticiclones polares.
En las capas superficiales de la atmósfera el viento se mueve desde los anticiclones polares a las borrascas ecuatoriales y en las capas altas en sentido inverso.
La fuerza de Coriolis produce desviaciones del viento hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el sur provocando una subdivisión en tres células. Hadley, polares y Ferrel
CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
CÉLULA DE HADLEY:• Es el tipo más energético por la incidencia
vertical de los rayos solares.
• Se produce un ascenso de las masas de aire cálido y húmedo desde la zona de baja presión superficial hasta la tropopausa y desde aquí movimiento horizontal hacia los polos.
• La fuerza de Coriolis fragmenta esta célula y el aire se desploma en torno a 30º de latitud N y S. Se originan los anticiclones subtropicales. El de las azores tiene una gran influencia sobre el clima de España.
• Los vientos que se generan desde los anticiclones subtropicales hacia el ecuador son los alisiosque convergen originando la zona de convergencia intertropical ZCIT.
CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERACÉLULA POLAR:• Los vientos que soplan desde los anticiclones
polares son los levantes polares.
• En torno a 60ºde latitud se elevan originando las borrascas subpolares, que durante el invierno descienden hasta 30 o 40º de latitud afectando al clima de nuestro país.
CÉLULA DE FERREL:• Está situada entre las dos anteriores por acción de los vientos superficiales del
oeste “westerlies” .• Los westerlies soplan desde los anticiclones desérticos hacia las borrascas
subpolares.
Tanto la ZCIT como todos los cinturones de anticiclones y borrascas se desplazan de forma estacional. En el hemisferio norte, durante el verano se desplazan hacia el norte y en invierno hacia el sur.
http://www.bioygeo.info/Animaciones/CGA.swf
ANTICICLONES SUBTROPICALES Y LOS DESIERTOS
Cuando los anticiclones subtropicales se asientan sobre un continente, originan los mayores desiertos del planeta
EL EFECTO CORIOLISLos vientos circulan desde anticiclones a borrascas siguiendo un gradiente de presión, pero al ser desviados por la fuerza de Coriolis, el resultado es un giro en sentido horario en torno a los anticiclones y antihorario en torno a las borrascas
Vientos
Dinámica atmosférica
El VIENTO es el desplazamiento del aire desde los núcleos de alta presión oanticiclones hasta los de baja presión o borrascas. Este movimiento del aire se haceoblicuo a las líneas isobaras.
DINÁMICA DE LA HIDROSFERA
El agua es un importante regulador térmico. Su elevado calor específico hace que se caliente y se enfríe mas lentamente que los continentes, por lo que las zonas continentales situadas junto al mar, presentan menor amplitud térmica.
BRISA MARINA
LA CIRCULACIÓN OCEÁNICAEl agua de los océanos se puede considerar dividida en dos partes: la zona superficial, encima de la termoclina, y las aguas profundas.
. Las corrientes marinas: Se originan como consecuencia de las diferencias de radiación solar y por tanto de la distribución del calor recibido por la Tierra.
Dependen principalmente de los vientos y la densidad del agua, así como de la topografía del fondo oceánico, la distribución de los continentes y la fuerza de Coriolis.
Podemos distinguir dos tipos, las superficiales y las profundas.
CORRIENTES SUPERFICIALESCorrientes superficiales:• Son debidas al efecto del viento sobre la superficie del agua oceánica.
Afectan aproximadamente a los 400 m más superficiales.
• Los vientos que soplan sobre la superficie de los océanos transmiten una gran cantidad de energía al agua, lo que da lugar a las corrientes superficiales: los vientos alisios de las latitudes bajas inician las corrientes ecuatoriales (hacia el
oeste) los vientos del oeste de las latitudes medias dan lugar a la corriente del Golfo y la
corriente de Kuro Shivo.
• Las corrientes oceánicas, igual que las corrientes atmosféricas, están afectadas por la fuerza de Coriolis, se desvían en el hemisferio norte hacia la derecha y en el hemisferio sur hacia la izquierda.
• También se ven afectadas por los continentes, formándose unos sistemas giratorios que se mueven en el hemisferio norte en el mismo sentido que las agujas del reloj y en el hemisferio sur en sentido contrario.
• Estas corrientes transportan el calor desde las bajas latitudes a las altas, por lo que tienen mucha influencia sobre los climas.
LAS CORRIENTES OCEÁNICAS SUPERFICIALES
ZONAS DE AFLORAMIENTO
Zonas de afloramiento En las zonas orientales de los océanos tropicales (costa oeste de los continentes), el agua se separa de la costa debido a la influencia de los vientos alisios que soplan en esas zonas hacia el oeste. El agua que se mueve es reemplazada por agua profunda fría. (p 105)
Hay 4 zonas de afloramiento importantes:• Perú (la más importante) y California en América, costas del Sahara y costas de Namibia en África. • El agua que aflora en estas zonas, al venir de profundidades donde no llega la luz solar, es fría y rica en
nutrientes (las aguas superficiales son muy pobres en nutrientes). • En la superficie, gracias a la energía solar, se forma una gran cantidad de fitoplancton capaz de
mantener una comunidad animal muy numerosa. Son zonas muy importantes para el hombre porque son muy ricas en pesca; también hay un número considerable de aves que se alimentan de estos peces.
Los alisios secos que soplan desde el continente hacen que el clima de las regiones costeras adyacentes a las zonas de afloramiento sea muy seco. Las principales zonas de afloramiento limitan con desiertos.
Actividad 10: Zona de afloramiento en la costa de Perú.
Nivel trófico de los seres vivos de la figura:
• Productores: fitoplancton.
• Consumidores primarios: zooplancton; secundarios: anchovetas; terciarios: atunes y aves marinas.
• Descomponedores: bacterias.
Es una zona de afloramiento a consecuencia del vacío de agua que generan los alisios. Estos vientos también arrastran las nubes hacia el océano, por lo que la costa peruana es árida y seca.
CORRIENTES PROFUNDAS
Se deben a diferencias de densidades que son diferencias de temperatura y salinidad, por lo que se han denominado corrientes termohalinas.
El agua superficial más densa (al ser más fría) de las latitudes más altas se va hacia el fondo y se distribuye por todos los océanos.
En el Atlántico norte las aguas se sumergen y forman una corriente que recorre todo el Atlántico y asciende en el océano Glaciar Antártico; las aguas antárticas se hunden nuevamente y fluyen en dirección norte por los océanos Atlántico, Pacífico e Índico (figura).
En el norte del Pacífico no se forman corrientes profundas.
EL OCÉANO GLOBALConjunto formado por todos los mares y océanos del planeta, debido a la comunicación existente entre todos ellos. Es un importante almacén de CO2, y un medio de transporte muy eficaz de calor o nubosidad. Dos fenómenos que ponen este hecho de manifiesto: la cinta transportadora oceánica y el fenómeno El Niño.
CINTA TRANSPORTADORA OCEÁNICA
• Se denomina así a una especie de río de agua que recorre la mayoría de los océanos del planeta: en la primera mitad su trayectoria, lo hace como corriente profunda, condicionada por la densidad, y en la segunda, en forma de corriente superficial, supeditada a la acción de los vientos dominantes.
• El inicio de esta circulación, se halla en las proximidades de Groenlandia, cerca del límite de los hielos, donde el agua tiende a hundirse por ser salada, fría y, por consiguiente, densa.
• Esta corriente recorre el fondo del Atlántico de norte a sur hasta que entra en contacto con las gélidas aguas del océano Antártico y asciende, retornando parte de ella a su lugar de origen. El resto se sumerge de nuevo debido al intenso enfriamiento superficial y discurre por el fondo del océano Índico, donde parte asciende, y parte llega hasta el Pacífico, donde definitivamente asciende y se calienta.
• Posteriormente realiza el trayecto en sentido inverso en forma de corriente superficial, arrastrando con ella las aguas cálidas y las nubes formadas en los océanos cálidos, originando lluvias a su paso y elevando las temperaturas de las costas atlánticas noreuropeas por las que discurre.
FENÓMENO de EL NIÑO
El fenómeno de El Niño, llamado también Oscilación Meridional (ENSO), se debe a un excesivo calentamiento superficial de las agua del Pacífico oriental en las costas de Perú.
Ocurre cada 3-5 años y dura unos 18 meses, alcanzando valores máximos en Navidad (a eso se debe su nombre: El Niño).
SITUACIÓN NORMAL O ENSO NEUTRAL:
• En el océano el viento empuja el agua superficial hacia el oeste, provocando que el nivel del mar en Indonesia esté unos 50 cm más alto que en las costas de Sudamérica.
• Este desplazamiento de agua superficial en las costas americanas debe ser compensado con un afloramiento de agua de las profundidades que es muy rica en nutrientes y favorece el desarrollo de importantes bancos pesqueros.
• En las costas asiáticas (Indonesia), los vientos alisios convergen con los vientos del oeste, provocando el ascenso del aire (borrascas) y desencadenando lluvias torrenciales, que permiten anegar los campos y prepararlos para la agricultura.
El Niño se produce cuando:
• Los vientos alisios amainan y no arrastran el agua de la superficie oceánica hacia el oeste.
• Esto hace que el agua superficial se caliente y se forma una borrasca, quedándose las nubes junto a la costa de Perú que, en condiciones normales, es árida.
• No se produce el afloramiento porque persiste la termoclina (superficie que separa arriba/abajo las aguas de diferente temperatura y densidad, impidiendo su mezcla) y la riqueza pesquera decae.
• Normalmente, la presión en la costa americana es superior a la de Indonesia, pero cuando esta tendencia se invierte, los vientos alisios cerca de la costa americana producen el efecto contrario, generando incendios forestales y tiempo seco en Indonesia y Australia, y lluvias torrenciales en Ecuador y Perú
• La elevada temperatura del agua de mar en las costas centroamericanas provoca la aparición de huracanes muy intensos que llegan a afectar a lugares tan remotos como Hawai.
• Este tipo de fenómenos anómalos acostumbran a tener una duración de aproximadamente un año y se repiten, de manera irregular, cada tres u ocho años.
• Los periodos con anomalías térmicas positivas en la costa oeste americana (años de El Niño) tienden a alternarse con años anormalmente fríos, que se conocen como años de La Niña, que,, producen también notables efectos catastróficos.
• La Niña constituye la contrapartida fría a El Niño. Se produce cuando los alisios soplan con mayor intensidad de lo habitual, se trata del otro extremo de la oscilación, en el que se producen inundaciones excepcionales en las costas asiáticas y sequías extremas en las costas americanas.
EL NIÑO Y LA NIÑA
FENÓMENO EL NIÑO
POSIBLES CAUSAS DE ESTE FENÓMENO:
• Puede ser producto del calentamiento climático que hace disminuir el contraste térmico existente entre la costa oriental y occidental del Pacífico disminuyendo la intensidad de los vientos alisios y, por tanto, la de las corrientes oceánicas.
• Tal vez debido a un aumento de la actividad volcánica en las dorsales oceánicas próximas, que elevaría la temperatura del agua oceánica, impidiendo el afloramiento y favoreciendo la formación de una borrasca en ese lugar. Se ha podido demostrar la coincidencia de los años de El Niño con un aumento de la actividad sísmica y de la temperatura del agua de la zona.
Los efectos de El Niño 1997/1998:
• Dio lugar a aumentos de la temperatura atmosférica media de 0,44°C.
• Lluvias torrenciales e inundaciones en Perú, Mozambique, Zambia y Kenia
• Graves tormentas en California.
• Sequías en Brasil, África Meridional, Indonesia y Filipinas.
DISTRIBUCIÓN DE LAS DORSALES OCEÁNICAS