Atmósfera. Agua. Aire. Estructura y composición atmosférica

Radiación solar y terrestre. Humedad. Presión. Circulación y movimiento. Frentes. Tormentas, tornados y ciclones tropicales. Contaminación. Clima

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CAPÍTULO 2. LA ATMÓSFERA

2.1 LA ATMÓSFERA: SU ESTRUCTURA Y COMPOSICION

La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve a la Tierra. Tiene unos 1.000 Km. de espesor y está constituida por una serie de capas concéntricas, cuyas características son:

Troposfera. Parte inferior de la atmósfera donde se concentra la mayor parte de la masa (75%), así como la totalidad de la humedad y de las partículas de polvo. Tiene un espesor variable, máximo en el ecuador (16 Km.) y mínimo en los polos (8 Km.). En ella se desarrollan todos los fenómenos meteorológicos (vientos, lluvias, etc.). La temperatura es decreciente con la altura con un fuerte gradiente, del orden de 6,5 ºC/Km., hasta llegar a una temperatura de -50 ºC. En su parte final existe una pequeña capa de transición denominada tropopausa.

Estratosfera. Se extiende desde la tropopausa hasta unos 45 Km. de altura. Es una zona caracterizada por una estratificación muy estable, con temperaturas constantes y sin movimientos verticales. En esta capa se acumula la mayor parte del ozono del aire que detiene las radiaciones ultravioleta que son nocivas para el hombre, aumentando la temperatura hasta los 0 ºC. La capa de transición hacia la mesosfera se denomina estratopausa.

Mesosfera. Está comprendida entre los 45 y los 80 Km. de altura aproximadamente y es una capa caliente debido a la absorción de radiaciones ultravioletas. Existe una temperatura casi constante de 0 ºC. Aunque en su parte final se alcanzan los -80 ºC.

Ionosfera. Comienza a partir de los 80 Km. de altura. La atmósfera está ionizada debido a la presencia de electrones libres. Esta capa tiene la propiedad de reflejar las ondas radioeléctricas, permitiendo las transmisiones de radio a pesar de la curvatura terrestre.

La temperatura aumenta llegando a los 1.700 ºC. A los 500 Km. de altura. Este aumento es debido al calor producido en la disociación de moléculas de nitrógeno y oxígeno, por la acción de la radiación solar.

Exosfera. A partir de esta capa la atmósfera se va enrareciendo en la zona que se denomina para terminar en el espacio libre exterior.

La atmósfera esta compuesta de nitrógeno (78,08%), oxígeno (20,95%), argón (0,93%), dióxido de carbono (0,03%) y gases nobles, vapor de agua, etc. (0,01%).

Esta composición es prácticamente invariable por debajo de los 16 Km. (Troposfera).

La atmósfera puede considerarse como un gas perfecto con masa molecular 28,966. Su densidad es de 1,293 g/litro.

2.2 EL AGUA EN LA ATMÓSFERA

El agua contenida en la atmósfera es muy variable. Varía con la temperatura, la latitud, etc. La mayor parte del agua contenida en la atmósfera está en forma de vapor, pero es la parte condensada en forma de nubes la que afecta a través de la lluvia a la hidrología. Como orden de magnitud, la atmósfera contiene de 10 a 15 g. de vapor de agua por kilo de aire, que puede llegar a los 25 gr. por kilo en las zonas tropicales marítimas y casi nulo en las zonas árticas. La mayor parte de la humedad terrestre está concentrada en los primeros 6 Km., constituyendo el 95% de la humedad total.

2.3 LA RADIACIÓN SOLAR Y TERRESTRE

El sistema atmósfera-tierra recibe una determinada cantidad de radiación solar variable según:

1. La hora solar (rotación de la tierra).

2. La latitud (distancia de un lugar al ecuador determinada por el arco del meridiano que va desde dicho punto al ecuador).

3. La declinación (ángulo que forma el norte geográfico con el norte magnético y que varía con los años).

De la insolación recibida por la atmósfera un porcentaje importante (40%) es reflejado al espacio exterior. De la parte no reflejada una pequeña parte es absorbida por la atmósfera y el resto llega a la superficie terrestre, calentando la tierra. Debido a este calentamiento, la Tierra emite una contrarradiación regida por la Ley de Stefan-Boltzman: W = a·T4, donde W es la energía radiada, T la temperatura absoluta y a una constante.

Mediante experimentos se ha comprobado que la radiación directa del sol es de 2 cal/ cm2·min.

Esta energía es emitida en distintas longitudes de onda según la Ley de Planck, distinguiéndose por orden creciente de longitud de onda: radiación ultravioleta, luz visible y luz infrarroja (cuanta menor long. de onda, mayor peligrosidad).

Estas radiaciones son absorbidas en gran medida por la atmósfera (polvo y vapor de agua) produciendo su calentamiento. Es el denominado efecto invernadero. Es de notar que en áreas con falta de humedad (zonas desérticas) este fenómeno es menos intenso por lo que las variaciones térmicas día-noche son muy fuertes.

Hay que tener en cuenta que si la tierra estuviese desprovista de atmósfera su temperatura media estaría en el orden de -40 ºC.

Por último el calentamiento superficial de la tierra tiene distintos comportamientos según sea zona terrestre o el océano. La capacidad calorífica del agua es mucho mayor que la del aire por lo que las masas de agua actúan como acumuladores de calor. La capacidad de conducción del agua y del aire es del orden de 7 frente a la del aire y del suelo que es del 0,14 por lo que las variaciones térmicas en la tierra serán mucho más fuertes que en el agua.

2.4 LA HUMEDAD EN LA ATMÓSFERA

La atmósfera puede contener en mayor o menor grado vapor de agua. La cantidad de vapor contenida en la atmósfera depende de la latitud, la altitud, la estación, la insolación y la situación atmosférica.

El agua en la atmósfera se presenta en forma gaseosa líquida y sólida; pero la mayor parte se encuentra en forma gaseosa.

Los conceptos utilizados con relación a la humedad atmosférica son:

1. Humedad absoluta. Es la masa de vapor de agua por unidad de volumen de aire:

v = m (vapor de agua) / V (aire)

2. Tensión o presión de vapor. Es la presión parcial del vapor de agua en una mezcla de aire y vapor de agua. Si e es la presión de vapor, p es la presión total de aire mas vapor y p´ es la presión del aire:

e = p - p´

3. Tensión de saturación. El aire puede contener un máximo de vapor de agua. Se denomina tensión de saturación a la presión del vapor de agua en el momento de la saturación. Esta saturación es función de la temperatura.

4. Humedad relativa (hr). Es la presión de vapor (e) dividida por la tensión saturación (es):

hr = e / es

5. Humedad específica (he). Es la masa de vapor por unidad de masa de aire:

he = m (vapor de agua) / m (aire)

6. Relación de mezcla o de humedad (r):

r = m (vapor de agua) / m (aire seco)

7. Punto del rocío y punto de escarcha. Es la temperatura a la que se puede enfriar una mezcla de aire y vapor de agua a presión constante, hasta que aparece saturación en fase líquida o sólida.

2.5 PRESIÓN ATMOSFÉRICA

Es la presión que la atmósfera ejerce sobre la superficie terrestre. En condiciones hidrostáticas se puede calcular la variación de la presión con la altitud admitiendo un proceso adiabático (fórmula de Laplace) siendo para la altitud cero (nivel del mar) de 1013 milibares o bien 760 mm en columna de mercurio o 10,33 m en columna de agua.

La presión es función, para una altura determinada, de la temperatura y mucho más aún de la situación atmosférica que varia con el paso de las perturbaciones (ciclones y anticiclones)

La representación de las presiones atmosféricas se realiza por medio de las curvas de igual presión o isobaras, que son los lugares geométricos de los puntos de la atmósfera de igual presión para una altura determinada.

2.6 CIRCULACIÓN O MOVIMIENTO DE LA ATMÓSFERA

En condiciones totalmente ideales, si la tierra fuera una esfera perfecta y si no tuviera movimiento, el mayor calentamiento de las zonas próximas al Ecuador produciría una circulación térmica de la atmósfera muy simple.

Esta circulación quedaría reducida a un proceso de ascensión del aire ecuatorial debido a su calentamiento, unido a un desplazamiento hacia los polos en las zonas altas de la atmósfera.

Estas masas sufrirían un enfriamiento gradual en la medida en que se alejaran del ecuador, produciéndose su descenso a las capas bajas que se complementaría con una circulación desde las zonas polares hacia el ecuador.

Pero la circulación teórica indicada no coincide con la circulación general real, ya que en realidad la Tierra no está quieta, sino que tiene movimiento de rotación y de traslación.

El aire asciende en la zona del ecuador (zona de bajas presiones ecuatoriales) creando en las capas altas una corriente hacia las zonas subtropicales (zona de altas presiones subtropicales, 30º de latitud), en la que se produce un descenso de masas de aire y se cierra la circulación en capas bajas hacia el ecuador (vientos alisios). Entre los 3ºº y los 60º de latitud se produce una circulación similar. Por último las altas presiones polares producen las descargas polares que cierran el circuito sobre los 50º de latitud.

Existen varios factores que modifican la circulación térmica teórica de la atmósfera.

1. Rotación terrestre. La tierra gira de oeste a este a la velocidad de una vuelta en veinticuatro horas, equivalente a una velocidad lineal del orden de 500 m/s en el ecuador (a los 60º de latitud esta velocidad es la mitad y en los polos es nula).

2. Fricción. Modifica también la circulación teórica térmica.

3. Centros de acción. Son zonas donde por la existencia de condiciones locales especiales (océanos o continentes) se mantienen zonas estables de altas o bajas presiones que provocan movimientos atmosféricos específicos.

2.7 ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA (* mirar en página 25 del libro de Hidrología)

2.8 LAS MASAS DE AIRE Y LOS FRENTES

Las teorías y formulación del movimiento general de la atmósfera no explican de forma apropiada los fenómenos que diariamente se producen en nuestras latitudes. Fueron los meteorólogos suecos, Bjerknes y Bergeron (1918) los que desarrollaron una teoría que permite explicar la sucesión de frentes que en nuestras latitudes se suceden y su dirección de oeste a este. Esta teoría se basa en los conceptos de masa de aire y de frentes.

1º) Se denominan masas de aire a zonas de la atmósfera de gran extensión cuyas características, temperatura, presión y humedad, son similares en toda su extensión. Estas masas evolucionan como un conjunto.

Las masas de aire se forman cuando una zona de gran extensión de la corteza terrestre se encuentra en reposo sobre una zona de la corteza terrestre de características de insolación y humedad uniforme. Estas regiones coinciden con los denominados centros de acción.

Existen 2 masas de aire en España: una de aire frío polar y otra de aire subtropical.

2º) Se denominan frentes a las zonas de separación de las masas. La superficie de separación de las masas (frentes) no son planos verticales, sino todo lo contrario ya que al ser el aire cálido menos denso se produce un cabalgamiento de la masa de aire cálido en altura sobre la masa de aire frío.

2.9 TORMENTAS, TORNADOS Y CICLONES TROPICALES

Las tormentas son perturbaciones atmosféricas locales caracterizadas por fuertes aguaceros acompañados de vientos y fenómenos eléctricos. Son debidas a una inestabilidad causada por la ascensión rápida de masa de aire cálido y húmedo; este movimiento ascensional se debe fundamentalmente a corrientes de convección, por ello se producen en época estival, cuando la insolación fuerte calienta la tierra y las zonas bajas de la atmósfera. Esto unido a la evaporación crea masas húmedas que al ascender a gran velocidad llegan a la condensación y producen la tormenta.

Los tornados son fenómenos análogos típicos del suroeste americano. La presión en su centro es muy baja y las velocidades que tiene en su zona central pueden alcanzar los 400 y hasta 500 Km/hora. Su efecto destructor debido a la velocidad del viento es enorme.

Los ciclones tropicales o tifones son fenómenos análogos pero donde la energía es suministrada no solo por la insolación, sino también por la condensación.

2.10 CONTAMINACIÓN ATMOSFÉRICA

Los tres tipos fundamentales y más importantes de contaminación atmosférica son:

1º) Lluvia ácida. Este fenómeno consiste en la deposición sobre la vegetación, la hidrosfera terrestre y la infraestructura de las sociedades humanas, de elementos químicos que al disolverse en agua aumentan su acidez.

Los elementos químicos más comunes que participan en la lluvia ácida son los óxidos de nitrógeno y el dióxido de azufre.

Las emisiones de azufre y de nitrógeno entran en contacto con el vapor de agua, la luz y el oxígeno de la atmósfera y se crea una sopa diluida de ácido sulfúrico y ácido nítrico, que puede ser transportada por el viento y que finalmente se precipita sobre la superficie terrestre en forma de lluvia.

Los principales efectos tienen lugar sobre la biosfera acuática y terrestre (plantas sobre todo), así como sobre monumentos y fachadas de edificios.

2º) Destrucción de la capa de ozono. El ozono es un gas que existe de forma natural en la atmósfera y que presenta su máxima concentración en la estratosfera (capa de ozono).

Este gas se forma cuando las radiaciones ultravioletas del Sol descomponen las moléculas de oxígeno (O2) para producir dos átomos de oxígeno (O), que combinan con otras moléculas de oxígeno para formar moléculas de ozono (O3). Estas últimas vuelvan a ser descompuestas por las radiaciones ultravioleta del Sol, manteniendo así un balance entre los átomos y moléculas de oxígeno y el ozono en la atmósfera. La clorofluorocarbonos (CFCs) y halones emitidos a la atmósfera como consecuencia de la actividad humana, reaccionan con el ozono y producen el efecto inverso destruyendo este último.

3º) Efecto invernadero. Es el mecanismo mediante el cual, la presencia de determinados gases en la atmósfera lleva consigo un aumento adicional en la temperatura media de la troposfera. El incremento debido a la actividad humana en la concentración de algunos de estos gases (sobre todo CO2) y la destrucción de la capa de ozono, provocan una mayor absorción de radiación solar hacia la Tierra y el consiguiente aumento de la temperatura.

La principal consecuencia de este problema es la desestabilización del clima a nivel global.

2.11 CARACTERÍSTICAS CLIMÁTOLÓGICAS DE UNA SUPERFICIE EN FUNCIÓN DE DIVERSOS ÍNDICES

INDICE DE THORTWAITE:

Pe = 112 [(2.82·Pi) / (8·Ti + 22)]10/9 Te = 5.4·T

* Pe (mm) es la precipitación efectiva. * Te (ºC) es la temperatura efectiva.

* Ti (ºC) es la Tª media mensual. * T (ºC) es la Tª media anual.

* Pi (mm) es la precipitación mensual.

Pe

CLIMA

VEGETACIÓN

Te

CLIMA

VEGETACIÓN

>125

Muy húmedo

Acusada

>125

Macrotermal

Tropical

65-125

Húmedo

Media

65-125

Mesotermal

Media

30-65

Semihúmedo

Sabana

30-65

Microtermal

Escasa

15-30

Semiárido

Estepa

15-30

Frío (taiga)

Conífera

0-15

Ärido

Desierto

0-15

Frío

Musgo

INDICE DE BLAIR: I = P = 112 Pi

* Pi (mm) es la precipitación mensual.

P (mm)

0-225

225-500

500-1000

1000-2000

>2000

CLIMA

Árido

Semiárido

Subhúmedo

Húmedo

Muy húmedo

INDICE TERMOPLUVIOMÉTRICO: I = (T / P)·100

* T (ºC) es la Tª media anual y P es la precipitación anual total.

I

0-2

2-3

3-6

>6

SUELO

Húmedo

Semiárido

Arido

Subdesértico

INDICE DE GASPARÍN: I = P / (50·T)

* T (ºC) es la Tª media anual y P (mm) es la precipitación anual total.

I

0-0.5

0.5-1

1-1.5

>1.5

SUELO

Muy seco

Seco

Húmedo

Muy húmedo

INDICE DE MARTONE: I = P / (T + 10)

* T (ºC) es la Tª media anual y P (mm) es la precipitación anual total.

I

SUELO

0-5

Desierto

5-10

Estepa desierta con posibilidad de cultivos de riego

10-20

Zonas de transición con escorrentías temporales

20-30

Escorrentía contínua con posibilidad de cultivo de riego

30-40

Escorrentía fuerte y contínua que permite bosque

>40

Exceso de escorrentía