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Unidad 2 “La Atmósfera”.
Ciencias de la Tierra y Medioambientales. 2º Bchto
UNIDAD 2.- LA ATMÓSFERA
La Atmósfera: composición química y estructura. Función protectora: termosfera y capa de
ozono. Función reguladora de la Atmósfera. Efecto invernadero. Balance global de la radiación
solar. La circulación general de la atmósfera. Dinámica atmosférica. Clima: grandes zonas
climáticas. Características climáticas de Extremadura.
Introducción.
La atmósfera es la capa más externa del planeta, se encuentra en estado gaseoso reteniendo
la acción de la gravedad los diferentes gases que la componen, y acompañando estos a la
Tierra en su movimiento de rotación sobre su eje y de traslación alrededor del Sol.
El 97% de la masa total de gases atmosféricos se concentra en los primeros 25 Km, de forma
especial en la capa más cercana a la superficie terrestre: la Troposfera (debido
fundamentalmente a la compresibilidad de los gases). La atmósfera no tiene un límite preciso,
si no que se extingue paulatinamente a medida que ascendemos sin solución de continuidad.
El origen de la atmósfera se encuentra íntimamente relacionado con el proceso de formación y
diferenciación de las diferentes capas que conforman el planeta.
En un principio, hace aproximadamente 4600 M.a la Tierra era una masa incandescente que
incorporaba materia a medida que se desplazaba por su órbita. Este modelo explicativo es el
propuesto por la Teoría de Planetesimales, el progresivo aumento de masa es el que permite
la aparición de una fuerza gravitatoria capaz de retener la atmósfera e impedir que se pierda en
el espacio exterior. El enfriamiento y diferenciación de las distintas capas de la geosfera
conlleva la liberación al exterior de gran cantidad de volátiles, sobre todo de las últimas fases
de la consolidación magmática (fase neumatolítica, fase hidrotermal…), este hecho, unido a la
importante actividad volcánica de la época posibilitan la aparición de una atmósfera primigenia
o protoatmósfera.
La composición es muy diferente de la de la atmósfera actual, se trata de una atmósfera
reductora, compuesta esencialmente por gases como el H2, N2, CO2 y en menor medida,
amoníaco, el metano, el sulfhídrico o el vapor de agua, por lo que la atmósfera primitiva tenía
carácter reductor, mientras que la actual es oxidante.
Hace unos 2200 – 2300 M.a aparecen los primeros organismos capaces de realizar la
fotosíntesis oxigénica, las Cianophytas (Cianofíceas, algas verde – azuladas o
Cianobacterias), en este proceso liberan un subproducto, el oxígeno, responsable de una de
las primeras grandes extinciones masivas que tuvieron lugar en la Tierra, y de la transición
desde una atmósfera reductora como la descrita anteriormente, a una oxidante como la que
conocemos en la actualidad.
Este hecho condiciona la dinámica de aspectos tan interesantes como los procesos de
modelado del relieve al ser el oxígeno mucho más agresivo con la superficie terrestre, y como
no, condiciona notablemente la evolución de la propia biosfera, que a partir de este momento
basa de forma mayoritaria (aunque no exclusiva) sus procesos vitales en el O2.
Como veremos a lo largo de este tema la concepción actual de la dinámica del planeta se
establece desde la Teoría de Sistemas, concibiendo el Planeta Tierra como un gran sistema
integrado por otros subsistemas que se relacionan a través de complejas interacciones, la
atmósfera es uno de estos subsistemas y se relaciona íntimamente con la hidrosfera, la
geosfera y la biosfera.
1.- La Atmósfera: composición química y estructura
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La estructura de la atmósfera puede definirse en función de muy variados criterios, nosotros
vamos a citar tres:
1. Acción de la Gravedad.
2. Composición química.
3. Criterios térmicos.
1.- Acción de la Gravedad:
Desde este punto de vista distinguimos: De 0 a 10.000 Km la endosfera y de 10.000 Km en
adelante la exosfera donde los gases empiezan a escapar debido a la falta de atracción
gravitatoria.
2.- Composición química:
Homosfera:
Los datos de la misión EXPLORER de la NASA revelan que los gases, a excepción del vapor
de agua, están ordenados en capas concéntricas en función de su masa molecular, las
moléculas más ligeras en las capas altas y las pesadas en las bajas. Hasta los 60 – 80 Km la
atmósfera tiene una composición más o menos fija y constante de gases conocida
coloquialmente como “aire”, a este conjunto de capas se las conoce como homosfera, que en
volumen presentaría la siguiente composición:
Componentes mayoritarios: N2 (78%), O2 (21%), Ar (0.9%) y CO2 (0.033%)
No reactivos: He, Ne, Kr, H2…
Componentes minoritarios
Reactivos: CO, NOx, SOx, O3, Metales pesados
Heterosfera
Por encima de la homosfera se encontraría la heterosfera, con los gases estratificados en
función de su masa molecular como apuntábamos anteriormente, así desde los 80 Km (que
acaba la homosfera) hasta los 200 Km se sitúa la capa de nitrógeno molecular (N2), desde
los 200 hasta los 1.000 Km aproximadamente donde comienza a desaparecer el oxígeno
molecular a favor del oxígeno atómico, ambos forman la llamada capa del oxígeno.
Entre los 1.000 y 2.500 Km se extiende la capa del helio. Por encima de los 2.500 y hasta los
10.000 Km domina el hidrógeno: capa de hidrógeno.
Debemos aclarar que por encima de los 80 Km aunque hablamos de diferentes capas las
concentraciones de átomos y de moléculas son muy bajas.
Quizás los criterios más utilizados en la bibliografía para determinar las diferentes capas de la
atmósfera sea el que veremos a continuación…
3.- Criterios térmicos.
Establecen las siguientes capas:
Troposfera: Es la capa inferior, donde se desarrollan los fenómenos meteorológicos y se
concentran los contaminantes de hecho los primeros 500m se conocen como “capa sucia”, su
espesor varía entre los 10 y 12 Km en latitudes polares y los 18 Km en zonas próximas al
ecuador. La temperatura oscila entre los casi 40º C que puede alcanzar en la superficie
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terrestre y los -70 ºC en su límite superior, la tropopausa. Contiene el 99% del agua
atmosférica y gran parte del CO2. En la troposfera se establece un gradiente térmico que marca
un descenso de temperatura de 0.65 ºC por cada 100m de ascenso Gradiente Vertical de
Temperatura (GVT).
Estratosfera: Se extiende hasta la estratopausa, a unos 50 Km de altitud, recibe su nombre
por el comportamiento que en ella exhiben los gases, disponiéndose estratificadamente, sin
existir una dinámica vertical. Hasta los 25 – 30 Km muestra un comportamiento isotermo, a
partir de esta altura, coincidiendo con la presencia de la ozonosfera se produce un inversión
térmica debido a que la reacción de formación del ozono es sumamente energética y posibilita
el ascenso de temperatura desde los -70 ºC hasta los 80ºC.
Mesosfera: Se extiende hasta los 80 Km, su límite es la Mesopausa, en ella las temperaturas
disminuyen hasta valores de -100ºC en su límite superior. En esta capa la concentración de
gases es suficiente como aumentar mucho el rozamiento de los meteoritos que caen a la
Tierra, produciendo su calentamiento y la emisión de luz, provocando su desintegración.
Ionosfera o termosfera: Llega hasta los 400 ó 600 Km aproximadamente (según el autor),
alcanza temperaturas de alrededor de los 1000 – 1500 ºC debido al proceso de ionización de
elementos como el N2 o el H2 con las radiaciones ionizantes. Son temperaturas altas pero con
cantidades de calor pequeñas por la escasa densidad de los gases en esta capa.
Magnetosfera: Se extiende más allá de la capa gaseosa su límite se sitúa entre los 64.000 y
los 130.000 Km. Es producida por el campo magnético terrestre. El viento solar la deforma
existiendo dos cinturones de radiación (con forma similar a la de un croissant) llamados “Anillos
de Van Allen” donde giran a gran velocidad los electrones que a veces escapan
interaccionando con las capas gaseosas dando lugar a auroras boreales.
2.- Funciones de la Atmósfera
Se pueden agrupar en dos grandes grupos:
Función protectora.
Función reguladora.
1.- Función protectora de la atmósfera.
La atmósfera constituye un auténtico escudo protector frente al impacto de diferentes cuerpos
procedentes del espacio y que al tomar contacto con ella, debido esencialmente a los elevados
rozamientos que se producen se desintegran totalmente o disminuyen de forma considerable
su tamaño.
Pero quizás, la función protectora de la atmósfera cobre toda su importancia en el papel que
desempeña en la filtración de radiaciones ionizantes y UV. Al entrar en contacto con la
atmósfera la radiación solar comienza a verse afectada por la densidad creciente de partículas,
antes de los 80 Km de altura, al entrar en la ionosfera o termosfera, el espectro de radiación
ya ha perdido todos los rayos γ, rayos X y los UV de menos de 180 nm.
En la baja estratosfera, en la zona conocida como ozonosfera (aproximadamente a los 25 Km
de altura), se absorbe el resto de UV hasta 290 nm. Al entrar la radiación solar en la troposfera
la composición media sería de 9% UV, 41% visible y 50% Infrarrojos.
Los responsables de este efecto filtro son los “cuerpos reflectores” (aerosoles, partículas en
suspensión…) y los compuestos absorbentes de radiación como el O3, CO2 o el NO2.
Produciendo un tipo de reflexión conocida como “reflexión difusa” y la absorción de las
radiaciones.
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2.- Función reguladora de la atmósfera.
La atmósfera, durante el día actúa reflejando y absorbiendo parte de la energía solar, evitando
el sobrecalentamiento de la superficie terrestre. Durante la noche retiene parte del calor emitido
en forma de radiación infrarroja por las masas de agua, los continentes o los seres vivos
impidiendo así unas oscilaciones térmicas que harían imposible la vida en el planeta, este
efecto natural se conoce como efecto invernadero.
Por otro lado la circulación general atmosférica moviliza el exceso de calor de zonas
ecuatoriales hacia zonas deficitarias localizadas en los polos, de modo que existe una
transferencia de calor que tiende a compensar los desequilibrios térmicos ocasionados por la
diferente insolación efectiva.
3.- Balance global de la radiación solar: Equilibrio térmico
La dinámica atmosférica está impulsada directamente por la ENERGÍA SOLAR. En la Ionosfera
se absorben las radiaciones X y ɣ, en la ozonosfera gran parte de los UV. Parte de la radiación
de Onda Larga (Infrarrojos) es absorbida por las moléculas de H2O y CO2 de la troposfera,
llegando a la superficie gran parte del espectro visible y parte de infrarrojos. De esta radiación
se refleja una parte (Efecto ALBEDO). La radiación solar que se absorbe en superficie
constituye el GRADO DE INSOLACIÓN que va a ser función de la Latitud que desciende
progresivamente según nos alejamos del ecuador hacia los polos.
Los océanos y continentes actúan de forma diferente frente a la radiación absorbida. Así
mismo, la superficie emite la radiación absorbida por tres métodos: Radiación
Electromagnética, Conducción directa del calor y Evaporación del H2O que condensará. De la
radiación emitida por la superficie, la de onda larga (IR) será absorbida a su vez por el H2O y
CO2 de la troposfera dando lugar al efecto invernadero natural.
El Equilibrio Térmico del planeta está conseguido de forma global, ya que las diferencias entre
energía solar recibida y la energía emitida por la superficie, en unas zonas será POSITIVO
(Superávit) y en otras NEGATIVO (Déficit). Este hecho va a propiciar unos flujos de calor de
unas zonas con superávit a las otras con déficit para conseguir el equilibrio.
Estos flujos de calor se llevan a cabo mediante la CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA y LAS
CORRIENTES MARINAS de la Hidrosfera. En el fondo, estos flujos producen las dinámicas
Atmosféricas y Marinas.
4.- Dinámica Atmosférica
Antes de iniciar este apartado debemos revisar algunos conceptos que nos ayudarán a un
mejor tratamiento del mismo.
4.1.- Parámetros atmosféricos.
Presión atmosférica:
Es el peso que ejerce la masa atmosférica por unidad de superficie, se mide con un barómetro,
la experiencia de Torricelli muestra que la P. atmosférica (a nivel del mar y 45º de latitud) es
igual al peso de una columna de Hg de 76 cm de altura y un cm2 de base, este valor se
denomina atmósfera (atm) y equivale a 1013 mb.
Humedad del aire:
Se mide con un higrómetro, depende de la temperatura, a mayor temperatura mayor contenido
en vapor de agua.
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Diferenciamos en este sentido:
 Humedad absoluta: g de vapor de agua / m3 de aire, es un valor difícil de medir, sería la
cantidad máxima de vapor de agua que puede admitir una masa de aire, aumenta con
la tª hasta un valor en el que el aire no admite más humedad, “humedad de saturación”.
 Humedad relativa: Se expresa en %, y hace referencia a la máxima cantidad de vapor
de agua que puede contener una masa de aire, en relación con un valor máximo.
Punto de rocío:
Es la temperatura crítica a la que una masa de aire se condensa por enfriamiento. Cuando este
valor se alcanza a ras de suelo se produce el fenómeno del rocío y las nieblas.
Gradiente adiabático:
Cuando una masa de aire asciende pierde P, por ello se expande, separándose más las
moléculas y disminuyendo los choques entre ellas con lo que la masa de aire se enfría. Tiene
mucho que ver con la Tª del aire en superficie: si el aire está caliente tiende a ascender y se
enfría. Una masa de aire caliente presenta un movimiento de ascenso por tener menor
densidad; por su tendencia a ascender va a producir una zona de bajas presiones
(BORRASCA). Cuando se enfría la masa de aire tiende a descender por aumento de su
densidad, produciendo una zona de altas presiones (ANTICICLÓN). La diferencia de presión
tiende a compensarse desde la zona de alta presión a la de baja, en este proceso de
compensación se producen movimientos de las masas de aire que llamamos viento.
El viento:
Es el movimiento de masas de aire siguiendo gradientes de P, encontramos diferentes tipos:
- Constantes: como los Alisios: Se originan en los anticiclones de Altas Presiones
Subtropicales y se dirigen al cinturón ecuatorial de Bajas Presiones. Son de NE en el
Hemisferio Norte y del SE en el Sur
Estacionales: Como los Monzones. Se producen por el desigual comportamiento
de los continentes y océanos con distintas presiones. En invierno van del
continente al océano y en verano del océano al continente – inundaciones-.
-Periódicos
Diarios: Como las Brisas. Es el mismo efecto que los monzones pero a nivel
local. Durante el día son del mar al continente y durante la noche del continente
al mar
- Locales: Tramontana, Levante o Mistral.
4.2.- Circulación general atmosférica.
También conocida como “Dinámica horizontal de la Atmósfera”, se encuentra influida por
múltiples factores como: El giro de la tierra, efecto de la insolación diferencial, efecto de
Coriolis, distribución de masas continentales y océanos, etc.
Presenta a primera instancia un comportamiento caótico pero se pueden extraer regularidades
que permiten diferenciar ciertos rasgos generales de circulación.
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En el ecuador convergen los vientos Alisios procedentes de cada hemisferio en la llamada
“Zona de Convergencia Intertropical” (ZCIT). El choque de ambas masas de aire se resuelve
mediante el ascenso de ambas hasta la Tropopausa, dejando abundantes precipitaciones al
alcanzar su punto de rocío. La zona ecuatorial es por lo tanto una región de circulación
ascendente debido a las elevadas temperaturas y las bajas P.
El aire ya seco (ha descargado la humedad en las precipitaciones) se dirige a los polos
constituyendo los contraalisios de altura que ejercen altas P sobre las capas bajas,
apareciendo hacia los 30º de latitud tanto N como S el cinturón de altas P donde coinciden la
mayor parte de los desiertos cálidos del planeta. Parte de los vientos que descienden a este
nivel, retornan al ecuador como Alisios cerrando la primera célula convectiva o célula de
Hadley.
Las masas de aire que desde el cinturón parten al N y al S originan los vientos de poniente,
también conocidos como Westerlies.
Sobre los polos el aire es muy frío, y por ello denso y pesado, son zonas de altas P, y de
vientos divergentes. En el hemisferio N el aire que viaja de estas zonas al S se conoce como
viento polar y coincide o converge con el procedente del ecuador constituyendo el frente polar.
En latitudes donde se ponen en contacto masas de aire templadas y frías, en el límite de la
troposfera se desarrolla una corriente que rodea la Tierra en dirección Oeste – Este, con forma
tubular que viaja a gran velocidad conocida como jet stream o chorro polar. Frecuentemente
sufre ondulaciones llamadas de Rossby que pueden llegar a cerrarse formando núcleos de
altas o bajas P en zonas de latitudes medias.
4.3.- Anticiclones y borrascas: las precipitaciones.
Las áreas de altas P se conocen como anticiclones, en su interior el aire desciende hasta el
suelo describiendo espirales. Las áreas de bajas presiones se conocen como borrascas, en su
interior los vientos convergen ascendiendo.
Precipitaciones.
Consisten en el retorno a la superficie terrestre en forma líquida o sólida, del volumen de vapor
de agua que el mar y los continentes suministran constantemente a la atmósfera en el ciclo
hidrológico.
Los tipos de precipitaciones pueden ser:
En forma líquida: Lluvia, condensación del vapor de agua en torno a un núcleo constituido
fundamentalmente por partículas de aerosoles que se mantienen en suspensión, naturales,
como el polen, cristales de hielo o núcleos de origen antrópico como las cenizas o productos
industriales.
Rocío: condensación al contacto con una superficie fría.
En forma sólida: La nieve, formada por la cristalización lenta y el granizo por cristalización
rápida.
Según su origen se clasifican:
Convectivas: Típicas de situaciones de verano, por el calentamiento y ascenso convectivo de
masas de aire que se enfrían bruscamente.
Orográficas: El relieve obliga a ascender a las masas de aire haciendo que se enfríen y
descargen.
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Frontales: Un frente es la zona de contacto entre dos masas de aire de diferentes
características ( tª y humedad relativa). Al contactar el aire caliente con una masa de aire frío
asciende por su superficie enfriándose.
5.- El clima.
El clima se define como el conjunto de fenómenos meteorológicos que caracterizan el estado
medio de la atmósfera y del “tiempo meteorológico” de un área concreta de la Tierra durante un
periodo de tiempo no inferior a 25 años.
En el clima intervienen numerosos factores como la Latitud, la Altitud, la distribución de mares y
continentes, la vegetación. Y otros factores a largo plazo (de 100000 a 40000 años) como la
excentricidad de la órbita terrestre, la precesión o la oblicuidad o inclinación del eje del planeta
con respecto a la eclíptica.
Desde un punto de vista termodinámico nuestro planeta puede ser considerado como un
sistema cerrado que recibe un aporte de energía (procedente del Sol), considerándose
despreciable el aporte de materia.
Experimenta una pérdida de energía en forma de calor. Se trata de un sistema que autorregula
su temperatura, manteniendo una media de unos 15ºC lo cual permite la existencia de agua
líquida y, por ende, de vida.
Algunos factores afectan al clima terrestre muy lentamente como son los cambios en los
parámetros orbitales, en el flujo térmico de la Tierra, en la radiación solar y en la distribución de
continentes y océanos, mientras que otros tienen efectos más rápidos, como ocurre con el
efecto invernadero y el albedo.
5.1.- Factores que influyen en el balance energético a largo plazo.
Su efecto está relacionado con variaciones climáticas producidas en períodos muy largos, de
20000 a 100000 años, y son de tres tipos:
Excentricidad de la órbita:
La Tierra describe alrededor del Sol una órbita casi circular que va variando hasta ser
ligeramente elíptica, siguiendo períodos de unos 100.000 años; cuanto más circular sea la
órbita, menor será la diferencia entre las estaciones. Actualmente la excentricidad es máxima.
Oblicuidad:
El eje de rotación de la Tierra no es perpendicular a la eclíptica o plano que define la órbita
terrestre, y su inclinación varía siguiendo ciclos de unos 40.000 años. Cuanto menor es la
inclinación, con más uniformidad se reparten los rayos solares sobre la superficie terrestre y
hay menor estacionalidad.
Precesión:
Corresponde a un ligero balanceo o cabeceo del eje terrestre, semejante al que se produce en
una peonza que pierde velocidad, con un ciclo de unos 20.000 años. Influye sobre la diferencia
entre la cantidad de irradiación solar durante las estaciones de verano y de invierno.
Radiación solar y flujo térmico
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El Sol es una estrella que en su evolución, desde su formación hasta la actualidad, ha ido
aumentando su luminosidad, lo que incide en la cantidad de energía recibida por nuestro
planeta. Por otra parte el flujo térmico, o calor que irradia desde el interior terrestre hacia el
exterior, ha ido disminuyendo a lo largo de la historia de la Tierra.
Distribución de continentes y océanos
Los océanos dulcifican el clima, pues las corrientes oceánicas transportan calor de unas partes
a otras, y actúan como reguladores en los ciclos de algunos gases, como el vapor de agua y el
dióxido de carbono, que intervienen en el efecto invernadero. Las variaciones en la distribución
de las masas continentales, debidas al movimiento de las placas tectónicas, producirán
cambios en los océanos y, por ende, en el clima.
5.2.- Factores que influyen en el balance energético a corto y medio plazo.
Efecto invernadero.
Algunos gases presentes en la atmósfera permiten el paso de la radiación solar de onda corta,
pero impiden el de la radiación de onda larga emitida por la superficie terrestre. Esto se traduce
en un aumento de la temperatura, que se conoce con el nombre de efecto invernadero, proceso
natural que ha hecho posible el desarrollo de vida en nuestro planeta pues, en ausencia de
tales gases, se calcula que la temperatura media en la superficie terrestre sería de unos -18ºC.
Las variaciones en la concentración atmosférica de gases con efecto invernadero, asociadas a
los ciclos de materia entre los diversos sistemas terrestres, entre otros factores, determinan
cambios en la temperatura media de nuestro planeta.
Albedo
Del total de luz solar que llega a la Tierra, una parte es absorbida y el resto es reflejado. El
porcentaje de luz solar reflejada por nuestro planeta recibe el nombre de albedo y, cuanto
mayor sea, menor será la temperatura terrestre. El albedo dependerá de la capacidad de
absorción de las zonas superficiales del planeta, por lo que especialmente se ve afectado por
los siguientes factores:
- Distribución de los mares, de los grandes lagos y de la vegetación (sobre todo de los
bosques densos) ya que, al absorber en gran medida la luz incidente, tienen valores bajos de
albedo.
- Distribución de nubes, hielos y zonas nevadas, cuyo albedo es cercano al 100 %. Por ello al
iniciarse una época glaciar, y aumentar la superficie terrestre cubierta por el hielo, aumenta el
albedo y el consiguiente descenso de la temperatura acelera la glaciación.
- La cantidad de polvo atmosférico, ya que la luz solar se refleja sobre las partículas en
suspensión.
5.3.- Factores climáticos
La distribución y combinación de las características meteorológicas, especialmente la
temperatura y las precipitaciones, unidos a los factores climáticos configuran los diferentes
climas de la Tierra. De ellos dependen en buena medida la vegetación, los tipos de suelos, la
erosión, los regímenes hidrológicos, etc. Por ello, se puede decir que a cada clima le
corresponde una formación vegetal y un tipo de suelos característicos.
Existen cuatro factores climáticos generales que son:
 La latitud: en concreto, la situación geográfica dentro de la circulación atmosférica.
La distribución de continentes y océanos.
Los grandes accidentes geográficos.
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 Los efectos de las corrientes marinas.
Además de los factores generales, hay otros particulares, más concretos: la altitud, la
orientación y la naturaleza de la superficie local.
Estos factores permiten considerar el clima a diferentes escalas:
- Macroclima: es el clima general de la Tierra, resultado de la acción de los cuatro factores
generales, principalmente la latitud y la distribución de continentes y océanos. Comprende las
grandes regiones y zonas climáticas del planeta.
- Mesoclima: es el clima local, resultado de los factores particulares, fundamentalmente la
altitud.
- Microclima: es el clima que determinan las condiciones climáticas en un área reducida.
5.4.- Grandes zonas climáticas.
En la Tierra se asientan numerosos climas, la clasificación es una tarea ardua y compleja.
Existen diversas clasificaciones; unas se basan en las precipitaciones, otras en la temperatura,
otras en la vegetación que se desarrolla, etc.
La clasificación que propongo se fundamenta en los grandes movimientos de las masas de
aire, en los frentes, y tiene en consideración la temperatura y las precipitaciones.
La distribución de las grandes zonas climáticas, es como sigue:
· Zona ecuatorial:
Localizado en latitudes próximas al ecuador. Se trata de un clima uniforme, el clima ecuatorial,
eminentemente cálido y húmedo. Las temperaturas se mantienen entre los 25 y los 27 ºC,
siendo mayores las oscilaciones diarias que las oscilaciones anuales de la media diaria. Las
precipitaciones son abundantes a lo largo de todo el año, ya que la zona ecuatorial se
corresponde con la denominada ZCIT, donde de manera permanente se enfrentan los alisios,
que al ascender y alcanzar el punto de rocío producen abundantes lluvias de tipo convectivo.
La estacionalidad está ausente, la formación vegetal dominante es la pluvisilva, caracterizada
por una elevada biodiversidad, un gran desarrollo de la vegetación arbórea y las epífitas. Son
ecosistemas extraordinariamente evolucionados y frágiles.
· Zona tropical:
A medida que aumenta la latitud se pasa de un clima uniforme a otro con alternancia de dos
estaciones, una húmeda y otra seca, con variaciones de temperatura y precipitaciones, el clima
tropical.
Durante el verano, la zona tropical queda bajo la influencia de la ZCIT, lo que ocasiona
abundantes lluvias, tanto más intensas cuanto más cerca del ecuador. Por contra, el período
de sequía, y más frío, se produce cuando la zona queda bajo el dominio del alisio seco.
En el sudeste de Asia (India, Bangladesh, lndochina), el clima tropical adquiere características
propias a causa de la inmensidad continental, por lo que se desarrolla un clima tropical de
régimen monzónico, que penetra en áreas que por latitud deberían ser desérticas. El período
de lluvias está representado por el monzón de verano y son más abundantes que las que se
producen en el clima tropical propiamente dicho.
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El clima tropical es característico de la parte oriental de América Central y Sudamérica, las Islas
del Caribe, Filipinas, Birmania, India, Bangladesh, África Central y Occidental y nordeste de
Australia.
La vegetación potencial sigue siendo la pluvisilva aunque con un menor grado de desarrollo y
una cierta transición desde los fanerófitos (vegetación arbórea) hacia los caméfitos (arbustos) y
vegetación herbácea.
Por degradación puede aparecer la formación del tipo sabana, dominada por las gramíneas.
· Zona subtropical seca
Es la zona de los grandes anticiclones subtropicales, donde las masas de aire a medida que
descienden se calientan y se secan, produciendo una gran aridez.
El clima subtropical seco presenta importantes oscilaciones de temperaturas diarias: durante
el día las temperaturas son muy altas, por la gran insolación, y por las noches muy bajas,
incluso por debajo de cero grados, por la fuerte irradiación del suelo. Las precipitaciones son
escasas durante todo el año. En los bordes de los desiertos, las precipitaciones son algo
mayores y aparece el clima de estepa subtropical.
En la zona subtropical se asientan los grandes desiertos de la Tierra, que se extienden por el
norte de África (Sahara), Oriente Próximo (Arabia, Irán, lrak, Jordania), sudoeste de EE.UU.,
norte de México y parte meridional de Australia.
· Zona de transición a la zona templada.
En esta latitud se desarrollan dos climas de transición muy característicos, que aparecen en las
fachadas occidentales y orientales de los continentes.
- Clima mediterráneo, se presenta en las fachadas occidentales de los continentes y es un
clima de transición entre el subtropical y el oceánico. Se caracteriza porque existen dos
periodos: uno afectado por las precipitaciones ciclónicas del frente polar, que corresponde al
invierno; y otro seco, que corresponde al verano, afectado por los anticiclones subtropicales
oceánicos. En esta zona existe una larga sequía estival, y no hay una estación fría, aunque
pueden darse heladas ocasionales.
Ocupa el área mediterránea (España, Italia, Grecia, norte de África). También se da en el oeste
de EE.UU. (California), centro de Chile, y extremo sudoccidental de Sudáfrica y de Australia.
Domina la llamada vegetación de hoja esclerófila o mediterránea.
- Clima tipo chino, se localiza en las fachadas orientales, y en la misma latitud en que se da el
clima mediterráneo, e incluso más baja (a la latitud del subtropical seco, por eso el tipo chino se
denomina también subtropical húmedo), y es un clima de transición entre el tropical húmedo y
el continental de latitudes medias. Está afectado por la circulación del oeste con el frente polar
y los ciclones tropicales.
A diferencia de lo que ocurre en el clima mediterráneo, no hay período de sequía estival, ya
que durante el verano, los alisios de los anticiciones oceánicos cargados de humedad e
inestabilizados por su largo recorrido por los océanos dan lugar a ciclones tropicales que dejan
abundantes lluvias en las latitudes más bajas y que suelen tener devastadoras consecuencias.
Ejemplos de este tipo de clima se encuentran en el este de Asía (China, sur de Japón), EE.UU.,
Brasil y Australia.
Hacia el interior, debido a la escasez de precipitaciones, tanto el clima mediterráneo como el
chino se degradan hacia climas secos de latitudes medias (continental seco).
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· Clima continental seco (o de estepas y desiertos de latitudes medias).
Se da en las áreas continentales interiores de latitud media, lejos del mar o a sotavento de las
alineaciones montañosas, donde las masas de aire marítimo no llegan hasta el interior, salvo
algunas incursiones en el verano que dejan unas pocas precipitaciones. Este hecho convierte
esas áreas en zonas de estepas o semidesiertos como las que se observan en el interior de
EE.UU. y de Euroasia, desde las estepas del este de Europa hasta el desierto de Gobi.
En el hemisferio sur, en el semidesierto de la Patagonia.
· Zona templada.
En esta zona se diferencian dos tipos de climas: oceánico y continental, que están afectados
por las perturbaciones del frente polar.
- Clima oceánico, es el clima de la fachada occidental de los continentes, donde las
precipitaciones ciclónicas del frente polar se suceden en todas las épocas del año,
especialmente durante el invierno. La dispersión térmica es pequeña, por la influencia
suavizadora del océano, lo que da lugar a inviernos frescos y veranos suaves.
Estas condiciones climáticas se dan preferentemente en el oeste de Europa (Gran Bretaña,
Irlanda, Francia, región costera occidental de la Península Ibérica, etc.), pues la inexistencia de
barreras montañosas permite la entrada sin dificultad de las borrascas. Por el contrario, en
Norteamérica y Sudamérica, las grandes cadenas montañosas de las Rocosas y los Andes
dejan reducido este clima a una pequeña franja costera en el noroeste de EE.UU. y Canadá, y
sur de Chile. En Oceanía aparece en Nueva Zelanda e Islas de Tasmania.
- Clima continental, es el clima de la parte central y oriental de los continentes, pero únicamente
del hemisferio norte; en el hemisferio sur no existe. La continentalidad determina unas
características climáticas opuestas a las del clima oceánico, ya que las temperaturas son
sensiblemente variables, con una gran amplitud térmica, y las precipitaciones son más
abundantes en el verano, de manera que la estación seca es el invierno. Se distinguen dos
tipos:
Continental húmedo: se localiza en la parte central y oriental de las áreas continentales de
latitud media, en la región del frente polar. En las zonas más orientales, la proximidad a las
fuentes de humedad marítima ocasiona abundantes precipitaciones durante el verano y
algunas durante el invierno. Así sucede en Europa central y oriental, nordeste de EE.UU., sur
de Canadá, norte de China y Japón.
Continental boreal o subártico, se halla en las áreas continentales de latitud media más alta. En
este clima las condiciones de continentalidad son extremas: los inviernos se hacen largos y
rigurosos y los veranos cortos y fríos, con una gran amplitud térmica que puede llegar a los 60
ºC. Los anticiclones que se asientan sobre los continentes durante el invierno, impiden la
llegada de las borrascas oceánicas, por lo que las precipitaciones son mínimas y en forma de
nieve. Durante el verano, la retirada de los anticiclones facilita la entrada de aire oceánico, que
deja algunas lluvias y modera las temperaturas. Este régimen climático se encuentra
representado en Alaska, Canadá y norte de Europa hasta el Pacífico, pasando por Siberia. Las
formaciones vegetales dominantes son la estepa y la tundra.
· Zona polar.
Se caracteriza por la ausencia de un verano propiamente dicho. Según el área que se
considere, el borde continental o el interior, se diferencian dos tipos de climas: subpolar y
glacial.
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- Clima subpolar, presenta inviernos largos, oscuros y muy fríos, lo que hace que el suelo esté
permanentemente helado (permafrost). Unicamente durante los tres meses en que la
temperatura apenas llega a los 10ºC (verano), sin noches, se produce el deshielo superficial del
suelo, lo que ocasiona encharcamientos y barrizales. Las precipitaciones están distribuidas a
lo largo de todo el año, siempre en forma de nieve en invierno, y en verano, en que son más
abundantes, en forma de lluvia o aguanieve. Este clima aparece en los bordes continentales
del norte de Euroasia, Canadá y Alaska, en las islas antárticas y en las franjas costeras de
Groenlandia.
- Clima glacial, se caracteriza porque las temperaturas son siempre inferiores a 0ºC, que dan
lugar a fuertes inversiones térmicas.
Las precipitaciones, siempre de nieve, son escasas por encontrarse bajo la influencia de las
altas presiones de los anticiclones polares. En estas condiciones atmosféricas el suelo está
cubierto de manera permanente de hielo, que por presión mecánica se fragmenta y se desliza
hasta el mar, formando los icebergs. Es el clima de la Antártida y del interior de Groenlandia.
Corresponde asimismo al dominio de la banquisa en el ártico (área de los denominados
glaciares marítimos, formados por la unión de las grandes placas de hielo que flotan en el
agua).
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