Download Presentación de PowerPoint - Unidad de Ciencias de la Atmósfera

TEMA 5: EL CICLO HIDROLÓGICO
• Objetivo
Descripción del ciclo hidrológico enfocándonos fundamentalmente en la rama atmosférica
del mismo.
• Contenido
5.1 Introducción al ciclo hidrológico
5.2 Distribución del agua en el sistema climático
5.3 Vapor de agua en la atmósfera
5.4 Ecuación clásica de balance de agua
5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico
TEMA 5: EL CICLO HIDROLÓGICO
• Objetivo
Descripción del ciclo hidrológico
• Contenido
5.1 Introducción al ciclo hidrológico
5.2 Distribución del agua en el sistema climático
5.3 Vapor de agua en la atmósfera
5.4 Ecuación clásica de balance de agua
5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico
5.1) Introducción al ciclo hidrológico
• El ciclo hidrológico describe los
movimientos del agua (en sus tres
posibles estados) entre la superficie de la
Tierra, el subsuelo, la atmósfera y los
océanos.
• Los principales reservorios de agua
dentro del sistema climático son: los
océanos, masa de hielo, nieve, agua
superficial, la atmósfera y la biosfera.
• Todos esos reservorios están conectados
a través de la transferencia de agua (ya
sea en forma líquida, sólida o gaseosa)
• El agua pasa a la atmósfera a través de la
evaporación en los océanos y continentes
y de la evapotranspiración de las plantas.
5.1) Introducción al ciclo hidrológico
• Una vez en la atmósfera, el agua es
transportado en forma gaseosa (vapor de
agua), líquida (gotitas de agua en las
nubes) y/o sólida (cristales de hielo),
para posteriormente ser depositada sobre
los océanos y continentes en forma de:
•
•
•
•
•
•
Lluvia
Nieve
Granizo
Formación de rocío
Escarcha
Heladas
• El agua precipitada sobre los continentes
puede infiltrarse en el suelo (humedad
superficial, acuíferos) o correr sobre la
superficie (escorrentía) a través de ríos y
arroyos que lo depositen de nuevo en los
mares y océanos.
5.1) Introducción al ciclo hidrológico
• Ramas del ciclo hidrológico:
• Terrestre  comprende el flujo entrante, saliente
y almacenamiento de agua en sus diferentes
estados de agregación dentro o sobre los
continentes y océanos.
• Rama atmosférica  representada por todo el
transporte de agua en la atmósfera.
• Ambas ramas se unen en la interfaz
atmósfera – superficie de la tierra
(continente + océano).
• La pérdida de agua de la superficie
continental y de los océanos a través de la
evaporación y evapotranspiración (output
de la rama terrestre) representa la entrada
de agua en la rama atmosférica (input).
• Agua: link crucial entre varios
componentes del sistema climático.
5.1) Introducción al ciclo hidrológico
• Factores que hacen del agua un
elemento importante dentro del
balance energético del sistema
climático:
• Liberación de energía en los procesos de
condensación y congelación (que luego
es empleada por la atmósfera para
conducir/modular los sistemas de
circulación)
• Es el principal gas efecto invernadero
(aproximadamente el 60%* del efecto
invernadero natural es debido al vapor
de agua)
• Sus fases líquida y sólida contribuyen a
la opacidad de la atmósfera a la
radiación térmica (“taponan la ventana
atmosférica”)
• Gran parte del albedo del planetario está
asociado a las nubes.
5.1) Introducción al ciclo hidrológico
• Objetivo
Descripción del ciclo hidrológico
• Contenido
5.1 Introducción al ciclo hidrológico
5.2 Distribución del agua en el sistema climático
5.3 Vapor de agua en la atmósfera
5.4 Ecuación clásica de balance de agua
5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico
5.2) Distribución del agua en el sistema climático
• 1350·1015 m³ de agua (97.57% del agua total)
están contenidos en los océanos
• 33,6·1015 m³ (2,43% del agua total aprox) se
encuentra en los continentes (agua
superficial, subterránea, glaciares en el Ártico
y Antártida).
• En los continentes, el agua se almacena en distintos
reservorios: glaciares (25·1015 m³), aguas
subterráneas (8,4·1015 m³), ríos y lagos (0,2·1015
m³) y en la materia viva de la biosfera (0,0006·1015
m³).
• La atmósfera contiene 0,013·1015 m³, es
decir, un 0,001% del agua total en la Tierra.
5.2) Distribución del agua en el sistema climático
5.2) Distribución del agua en el sistema climático
• La cantidad de agua que por año precipita sobre la
superficie terrestre es mayor que la que se
evapora. Lo contrario ocurre con los océanos,
siendo éstos la principal fuente de vapor de agua en
la atmósfera.
• La precipitación neta anual es de 423·1012 m³, 33
veces mayor que el contenido promedio de agua en
la atmósfera (13·1012 m³), lo cual sugiere la
existencia de un rápido reciclado del agua entre la
atmósfera y la superficie.
• Los tiempos de residencia del agua en cada uno de
los reservorios pueden ser deducidos a partir de la
cantidad total de agua que pierde por año el
reservorio (el flujo total anual de agua) y el
almacenamiento total de agua del reservorio.
• Tales tiempos de residencia varían entre los 10 días
para el caso del vapor de agua en la atmósfera
hasta miles de años para el caso de los océanos y
casquetes polares.
• Objetivo
Descripción del ciclo hidrológico
• Contenido
5.1 Introducción al ciclo hidrológico
5.2 Distribución del agua en el sistema climático
5.3 Vapor de agua en la atmósfera
5.4 Ecuación clásica de balance de agua
5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
• A través de los procesos de evaporación,
sublimación y evapotranspiración, el agua pasa de
los continentes y océanos a la atmósfera.
• Una vez en la atmósfera, el vapor de agua:
•
•
es transportado y redistribuido por los vientos
y puede condensarse y/o congelarse para formar nubes
• La distribución geográfica del vapor de agua en la
atmósfera es mucho más uniforme que para el caso
de las nubes. Ambas (vapor de agua y nubes)
pueden ser detectadas a través del uso de satélites.
• Ahora bien, para que existan nubes es necesario
que el vapor de agua presente en una determinada
parcela de aire de la atmósfera se condense, y para
ello, el primer paso necesario es que el aire de la
parcela alcance condiciones de saturación (se
sature de vapor de agua).
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
• A través de los procesos de evaporación,
sublimación y evapotranspiración, el agua pasa de
los continentes y océanos a la atmósfera.
• Una vez en la atmósfera, el vapor de agua:
•
•
es transportado y redistribuido por los vientos
y puede condensarse y/o congelarse para formar nubes
• La distribución geográfica del vapor de agua en la
atmósfera es mucho más uniforme que para el caso
de las nubes. Ambas (vapor de agua y nubes)
pueden ser detectadas a través del uso de satélites.
• Ahora bien, para que existan nubes es necesario
que el vapor de agua presente en una determinada
parcela de aire de la atmósfera se condense, y para
ello, el primer paso necesario es que el aire de la
parcela alcance condiciones de saturación (se
sature de vapor de agua).
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera
• Toda parcela de aire en la atmósfera va a estar
caracterizada por unas propiedades
termodinámicas: presión (P), temperatura (T),
densidad (ρ), y en general, en meteorología, las
caracterizaremos además por una presión de vapor
de agua ‘e’.
• Toda masa de aire, por el hecho de tener una
temperatura T, tiene asociada un valor de presión
de vapor saturante ‘es’ definido como la máxima
presión de vapor de agua que puede albergar la
parcela de aire en su seno a una temperatura T
concreta (nos vendría a decir el máximo contenido
de vapor de agua que puede tener una parcela de
aire con una temperatura T).
• El valor de la presión de vapor saturante de una
parcela en función de su temperatura están
tabulados.
• La presión de vapor saturante es una función casi
exclusivamente de la temperatura.
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera
• Toda parcela de aire en la atmósfera va a estar
caracterizada por unas propiedades
termodinámicas: presión (P), temperatura (T),
densidad (ρ), y en general, en meteorología, las
caracterizaremos además por una presión de vapor
de agua ‘e’.
• Toda masa de aire, por el hecho de tener una
temperatura T, tiene asociada un valor de presión
de vapor saturante ‘es’ definido como la máxima
presión de vapor de agua que puede albergar la
parcela de aire en su seno a una temperatura T
concreta (nos vendría a decir el máximo contenido
de vapor de agua que puede tener una parcela de
aire con una temperatura T).
• El valor de la presión de vapor saturante de una
parcela en función de su temperatura están
tabulados.
• La presión de vapor saturante es una función casi
exclusivamente de la temperatura.
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera
• La Figura representa la presión de vapor saturante
en función de la temperatura. La relación existente
entre la presión vapor saturante y la temperatura
viene dada por la ecuación de Clausius-Clapeyron:
des L es


dT Rv T 2
Donde L representa el calor latente y ‘es’ la presión
de vapor saturante.
• Cuanto mayor es la temperatura, mayor es el valor
de la presión de vapor saturante (mayor es el
contenido de vapor de agua que la parcela de aire
puede “hospedar” en su seno)
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera
• Supongamos una parcela de aire a una temperatura
T1 a la que le corresponde una presión de vapor
saturante es, y ‘e’ es la presión de vapor que en
realidad tiene la masa de aire:
• Si e < es  parcela de aire subsaturada
• Si e = es  parcela saturada (humedad relativa
100%)  por pequeño que sea la cantidad de vapor
que se le añada, dicha condensará.
• Si e > es  la parcela de aire ha sobrepasado las
condiciones de saturación. El exceso de vapor de
agua se condensa y aparecen gotitas de agua.
• Dos son los posibles mecanismos a través de los
cuales una parcela de aire a la temperatura T y con
una presión de vapor ‘e’ puede llegar a la
saturación (e = es):
• aumentando el contenido de vapor de agua
• enfriando la parcela de aire
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera
• Veámoslo gráficamente:
• Supongamos que tenemos una masa de aire
que se encuentra en el punto A.
• En ese punto, su temperatura es de T=24ºC y
una presión de vapor de agua e=0,9kPa,
aproximadamente.
• Con esas condiciones iniciales, si
mantenemos constante la presión de vapor de
agua (es decir, no incrementamos la
concentración de vapor de agua en la parcela
de aire) y disminuimos gradualmente su
temperatura, llegará un momento en el que
alcancemos la curva de saturación (a los
T=2ºC aproximadamente) y en ese momento
la parcela de aire se encuentra saturada
(humedad relativa del 100%).
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera
• Si la temperatura sigue disminuyendo nos
adentramos en la región de sobresaturación
(zona grisácea) y el excedente de vapor de
agua condensará formando gotitas de agua.
• Otro modo de saturar la parcela es: partiendo
del punto A y manteniendo la temperatura
constante, ir aumentando gradualmente la
concentración de vapor de agua en la parcela.
• De esto modo llegará un momento en el que
alcancemos la curva de saturación (cuando
e=3.3kPa aproximadamente) y la parcela se
sature.
• Si a partir de ese momento seguimos
incrementando el contenido de vapor de agua,
la parcela estará sobresaturada y el excedente
condensará.
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera
• ¿Qué maneras hay de saber cuál es el contenido de humedad del aire
y/o cuán lejos estamos de la saturación?
• El contenido de vapor de agua puede ser expresado a través de la presión
parcial del vapor de agua (e).
• Otros índices de humedad
•
•
•
•
Humedad específica
Razón de mezcla
Humedad relativa
Temperatura del punto de rocío
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera
• Humedad relativa (HR): cociente entre la presión parcial de vapor de
agua en el aire (e) y la máxima presión de vapor (es) que podría
contener a la temperatura del aire en ese momento.
e
HR  100(%)
es
• Si HR=100%  e = es : el aire se encuentra saturado
• Si HR>100 %  e > es : el aire está sobresaturado y el excedente de vapor de agua
condensará
• La HR aumenta si:
• (1) Manteniendo la temperatura constante (i.e., manteniendo es constante), aumenta la
concentración de vapor de agua (aumenta la presión de vapor de agua e)
• (2) Manteniendo el contenido de vapor de agua constante (manteniendo e cte), enfriamos la
parcela de aire (si T disminuye  disminuye es )
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera
• Humedad relativa (HR): cociente entre la presión parcial de vapor de
agua en el aire (e) y la máxima presión de vapor (es) que podría
contener a la temperatura del aire en ese momento.
HR 
e
100%
es
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.1 Saturación del aire en la atmósfera
• Temperatura del punto de rocío (Td): temperatura a la cuál habría
que enfriar una parcela de aire para que manteniendo la presión parcial
de vapor de agua constante (e cte), se sature (e = es  HR=100%).
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.2 Formación de rocío, heladas, nieblas y gotitas de agua
• Formación del rocío
• Gotitas de agua que se forman sobre aquellas superficies en la que su
temperatura es inferior a la temperatura del punto de rocío (Tsuperficie < Td).
• Su formación es frecuente sin nubosidad y sin viento.
• Si Tsuperficie < Td y esa temperatura sigue disminuyendo hasta alcanzar valores
por debajo de los 0ºC  las gotitas de rocío se congelan y forman la escarcha.
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.2 Formación de rocío, heladas, nieblas y gotitas de agua
• Heladas
• Se forman por la sublimación del vapor de agua sobre superficies muy frías en las que
la temperatura es inferior a 0ºC.
• Las condiciones idóneas para la formación de nieblas son las noches frías (T<0ºC),
sin nubes y calmas (sin vientos)
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.2 Formación de rocío, heladas, nieblas y gotitas de agua
• Nieblas
• Concentración de pequeñas gotitas de agua líquida en suspensión en la capa de aire
más cercana a la superficie
• Surgen como consecuencia de la estabilidad atmosférica y sobre todo en aquellas
noches con HR cercana al 100%. Requieren de la presencia de núcleos de
condensación (aerosoles).
• El tamaño típico de las gotitas de niebla (10-20)µm
• Mecanismos de formación:
• (1) Enfriamiento de la capa de aire que se encuentra junto al suelo  si T disminuye manteniendo
‘e’ constante  la presión de vapor saturante ‘es’ va disminuyendo hasta que e = es  HR=100%.
Si T sigue disminuyendo  e > es  HR>100%  condensación.
• (2) Incorporación de vapor de agua al ambiente hasta que HR=100%.
5.3) Vapor de agua en la atmósfera
5.3.2 Formación de rocío, heladas, nieblas y gotitas de agua
• Formación de nubes
• Para que se formen nubes es necesario que el vapor de agua condense
• Según lo visto hasta ahora, para ello serían necesarias HR>100%
• Sin embargo, en la realidad observamos que con HR<100% ya existe
precipitación
• Esto es debido a la existencia de núcleos de condensación higroscópicos en la
atmósfera que permiten la condensación del vapor de agua sobre ellos con HR
< 100%.
• Esos núcleos de condensación son los aerosoles.
• Objetivo
Descripción del ciclo hidrológico
• Contenido
5.1 Introducción al ciclo hidrológico
5.2 Distribución del agua en el sistema climático
5.3 Vapor de agua en la atmósfera
5.4 Ecuación clásica de balance de agua
5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico
5.4) Ecuación clásica del balance de agua
• En hidrología, la ecuación clásica del balance de agua se obtiene considerando la rama atmosférica del ciclo
hidrológico. Aplicando el principio de continuidad a una región específica, la ecuación del balance de agua
para la rama atmosférica del ciclo hidrológico puede ser escrita como:
S = P – E - R0 - Ru
S: cantidad de agua almacenada por unidad de tiempo; P: cantidad de agua precipitada por unidad de tiempo; E:
cantidad de agua evaporada por unidad de tiempo (incluye evapotranspiración sobre la superficie y sublimación
sobre nieve y hielo); R0: escorrentía sobre la superficie y Ru: escorrentía subterránea.
• Para regiones grandes, el valor neto de la escorrentía subterránea es normalmente pequeño, así que la
ecuación clásica de la hidrología puede ser escrita:
S=P-E-R0
y, promediando tanto en el espacio como en el tiempo:
[S]=[P]-[E]-[R0]
donde [S] representaría la tasa total de cambio del almacenamiento total de agua tanto en la superficie como
subterráneamente, [P-E] sería la tasa promedio de precipitación menos evaporación por unidad de área y [R0] la
tasa promedio de escorrentía. Para largos periodos de tiempo, [S] tiende a ser pequeño comparado con los otros
términos por lo que la ecuación anterior puede ser reescrita:
[P] – [E] = [R0] es decir, el balance neto precipitación menos evaporación debe ser igual a la escorrentía.
5.4) Ecuación clásica del balance de agua
5.4.1 Distribución geográfica de la precipitación y del vapor de agua
5.4) Ecuación clásica del balance de agua
5.4.2 Distribución geográfica del balance hídrico
• Objetivo
Descripción del ciclo hidrológico
• Contenido
5.1 Introducción al ciclo hidrológico
5.2 Distribución del agua en el sistema climático
5.3 Vapor de agua en la atmósfera
5.4 Ecuación clásica de balance de agua
5.5 Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico
5.5) Factores de los que depende la intensidad del ciclo hidrológico
• Intensidad del ciclo hidrológico  grado de evaporación del agua
• Para saber de qué factores depende el grado de evaporación debemos acudir a un balance de energía en superficie:
Rad. Solar neta – rad. Terrestre neta – calor latente – Calor sensible= 0
pero como el calor sensible << calor latente 
Rad. Solar – rad. Terrestre = calor latente
Cuanto mayor es el flujo de calor latente, mayor es la evaporación
• La evaporación depende del balance radiativo en superficie, de tal manera que si (Rad. Solar – Rad. Terrestre) aumenta, la evaporación y la
intensidad del ciclo hidrológico aumenta.
• Notar que un aumento de la intensidad del ciclo hidrológico no necesariamente cambia la cantidad de agua en la atmósfera. Lo que cambia es
la transferencia de agua entre reservorios.
• Finalmente, al igual que la circulación general de la atmósfera juega un papel importante transportando el exceso de energía en los trópicos
hacia los polos, dicha también juega un papel importante transportando el vapor de agua de los océanos a los continentes para cerrar el ciclo
hidrológico.