DINÁMICA DE LAS MASAS FLUIDAS

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1 DINÁMICA DE LAS MASAS FLUIDAS
Tema 8 DINÁMICA DE LAS MASAS FLUIDAS

2 Capas fluidas de la Tierra: Atmósfera e Hidrosfera.
Constituyen el Sistema Climático de la Tierra Interaccionan en el ciclo del agua

3 1. COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA
La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve la Tierra. Está compuesta por partículas en suspensión y por los gases: Nitrógeno (N2): 78% . Muy estable. Oxígeno (O2): 21%. Es oxidante e imprescindible para la vida Argón (Ar) : 0,9%. Es un gas inerte. Ozono (O3): Forma la capa de ozono que protege la atmósfera. Dióxido de carbono (CO2): 0,03%. Es la fuente de carbono para la formación de materia orgánica y es responsable del efecto invernadero. Vapor de agua (H2O) en proporción variable, dependiendo de la zona del globo y de la época del año.

4 MAYORITARIOS MINORITARIOS
Componente % (en volumen) Reactivos (ppm) No Reactivos (ppm) N2 78,0 CO 0,1 He 5,2 02 20,9 CH4 1,7 Ne 18,0 Ar 0,93 Hidrocarburos 0,02 Kr 1,1 C02 0,03 NO 0,0020-0,0002 Xe 0,086 Otros 0,14 N02 0,0040-0,0005 H2 0,5 NH3 0,020-0,006 N20 0,25 S02 0,0013-0,00003

5 2. ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA

6 TROPOSFERA Capa inferior de la atmósfera Termina en la tropopausa
Altitud: 9km en los polos, 12 km en latitudes medias y 16 km en el Ecuador. Contiene el 80% de los gases de la atmósfera. La presión atmosférica desciende de 1013mb en la superficie a 200mb en la tropopausa. La temperatura disminuye hacia la tropopausa (15ºC en la superficie y -70ºC en la tropopausa). Gradiente vertical de temperatura (GVT): 0,65ºC/100m Tiene lugar el efecto invernadero (CO2, H2O, etc..) Capa clima Capa sucia

7 ESTRATOSFERA Desde la tropopausa a la estratopausa a unos 5-60km
El aire es muy tenue y no existen movimientos verticales solo horizontales. Nubes de hielo (nectolucientes) en la parte inferior. La temperatura aumenta hasta los 0ºC-4ºC Capa de ozono entre los km

8 O2 Capa de Ozono UV Evolución del agujero de ozono +
En condiciones normales estas reacciones están en equilibrio dinámico: El O3 se crea y se destruye a la vez que se absorbe el 90% de los rayos UV y se libera calor. Por debajo de los 30 km la mayor parte de las radiaciones UV han sido absorbidas y las reacciones no pueden llevarse a cabo. UV + O2 Evolución del agujero de ozono

9 MESOSFERA Se extiende hasta la mesopausa situada a los 80 km.
El aire es muy tenue. El roce de las partículas provoca la inflamación de los meteoritos produciendo estrellas fugaces. La temperatura disminuye hasta los -80ºC.

10 IONOSFERA EXOSFERA Se prolonga hasta el kilómetro 600.
La temperatura aumenta hasta los 1000ºC debido a la absorción de las radiaciones solares de onda más corta llevada a cabo por las moléculas de nitrógeno y oxígeno que se ionizan liberándose electrones. En esta capa rebotan algunas ondas de radio emitidas desde la Tierra. El choque de los electrones contra las moléculas de esta capa produce en las zonas polares las auroras boreales. EXOSFERA Se extiende hasta la mesopausa situada a los 800 km. Su límite viene marcado por una densidad atmosférica muy baja.

11 FUNCIÓN REGULADORA DE LA ATMÓSFERA
Regulación de la temperatura (efecto invernadero CO2) Protección (capa de ozono 03) Permitir la vida

12 DINÁMICA ATMOSFÉRICA Convección térmica: El aire superficial caliente tiende a elevarse formando corrientes térmicas ascendentes. Convección por humedad: El vapor de agua en el aire lo hace menos denso que el aire seco. Humedad absoluta. Cantidad de vapor de agua en un volumen determinado de aire (g/m3). La cantidad de vapor de agua que hay en el aire depende de la temperatura. Humedad relativa. Cantidad en % que hay en 1 m3 en relación con la máxima que podría contener a la Tª en la que se encuentra. Al elevarse el aire y enfriarse el vapor de H2O se condensa el agua alrededor de las núcleos de condensación

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14 La humedad relativa F es la relación entre la masa real de vapor de agua en el aire comparada con la masa máxima posible de vapor de agua en el aire: F = humedad absoluta / humedad máxima (indicada normalmente en porcentaje). Si: - F  = humedad relativa - f   = humedad absoluta - fmax = humedad máxima, humedad de saturación Entonces: - F = f / fmax *100 % Como la humedad máxima fmax depende de la temperatura, la temperatura cambia con la humedad relativa, aún cuando la humedad absoluta permanezca constante. La humedad relativa aumenta al 100 % cuando se enfría hasta el punto de rocío. En otras palabras: La humedad relativa [%RH] se define como la relación de presiones parciales entre la presión de vapor del agua p y la presión de saturación del vapor del agua pw con relación al agua, o pi con relación al hielo, a la misma presión atmosférica pa y la misma temperatura ta, que se indica en porcentaje. La humedad relativa es una cifra porcentual que especifica el porcentaje de la cantidad máxima posible de vapor de agua actualmente en el aire.

15 PRESIÓN ATMOSFÉRICA La presión ejercida por la atmósfera es = 760 mm.Hg =1 atm= 1013,3 mb.  la presión atmosférica disminuye con la altitud a razón de 1 mmHg  por cada 10 m de elevación en los niveles próximos al del mar.  Esta presión varía dependiendo de humedad (húmedo>seco) y la temperatura del aire (frío>caliente). La presión atmosférica también varía según la latitud. La menor presión atmosférica al nivel del mar se alcanza en las latitudes ecuatoriales. Los mapas del tiempo trazan isobaras, líneas que unen puntos geográficos con igual presión.

16 Altura de la atmósfera Nota de ampliación
La litósfera está abultada en el ecuador terrestre, mientras que la hidrósfera está aún más abultada por lo que las costas de la zona ecuatorial se encuentran varios km más alejadas del centro de la Tierra que en las zonas templadas y, especialmente, en las zonas polares. Debido a su menor densidad, la atmósfera está mucho más abultada en el ecuador terrestre que la hidrósfera, por lo que su espesor es mucho mayor que el que tiene en las zonas templadas y polares. Por ello, la zona ecuatorial es el dominio permanente de bajas presiones atmosféricas por razones dinámicas derivadas de la rotación terrestre. También por ello, la temperatura atmosférica disminuye un grado por cada 154 m de altitud, mientras que en la zona intertropical esta cifra alcanza unos 180 m de altitud.

17 Formación de anticiclones y borrascas
Cuando el aire está frío, desciende, haciendo aumentar la presión y provocando estabilidad barométrica o anticiclónica: se forma así una zona de calmas, es decir, sin vientos, ya que el aire frío y pesado que desciende lentamente se va expandiendo en sentido circular y comienza a girar casi imperceptiblemente en sentido antihorario en el hemisferio norte y horario en el hemisferio sur. Se forma, entonces, un anticiclón. Cuando el aire está caliente, asciende, haciendo bajar la presión y provocando inestabilidad. Se forma así un ciclón o borrasca. Además, el aire frío y el cálido no se mezclan de manera inmediata, debido a la diferencia de densidades; y cuando se encuentran en superficie, el aire frío empuja hacia arriba al aire caliente provocando un descenso de la presión e inestabilidad, por causas dinámicas. Se forma entonces un ciclón, o borrasca dinámica. Esta zona de contacto es la que se conoce como frente.

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20 Gradientes verticales
Gradiente vertical de Tª: variación vertical de Tª en condiciones estáticas o de reposo (0,65ºC/100m)‏ Inversión térmica: cuando la Tª aumenta con la altura en vez de disminuir, GVT negativo.

21 Gradientes verticales
Gradiente adiabático seco (GAS): (1ºC/100m.) Seco por que el aire lleva agua en forma de vapor. Es dinámico ya que afecta una masa de aire que se encuentra realizando un movimiento vertical por estar en desequilibrio con el aire que le rodea. Al ser el aire mal conductor de calor se considera un sistema aislado o adiabático.

22 Gradiente adiabático saturado (GAH)
Gradiente adiabático saturado (GAH). Cuando una masa de aire ascendente alcanza el punto de rocío se condensa el vapor de agua que contenía y se forma una nube. En la condensación se libera el calor latente por lo que el GAS es menor que 1ºC/100m. La masa seguirá ascendiendo pero con un gradiente rebajado. El valor del GAH depende la cantidad de vapor de agua, cuanta más agua menor GAH y las nubes pueden llegar a mucha altura (p. ej. trópico)‏

23 Condiciones de inestabilidad atmosférica
Movimiento ascendente de aire (convección) que varia conforme G.A.S. en el seno de una masa estática en el que se cumple G.V.T. Para que el ascenso sea posible: G.V.T.>G.A.S. (el aire exterior se enfría más deprisa-más denso) Gráficamente la línea que representa el GVT está a la izquierda del GAS. Movimientos verticales que formarán una borrasca en superficie Vientos convergentes, desde el exterior al interior. Posibilidad de lluvia si el aire ascendente contiene suficiente cantidad de vapor de agua.

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27 Condiciones de estabilidad atmosférica o subsidencia
Descenso de aire frío y denso, que se va secando por calentamiento (suma de gradientes excepto en inversiones térmicas). En la superficie las subsidencias van a generar un anticiclón por aumento de la presión en esa zona. Vientos divergentes secos : NO precipitaciones Son más intensas en inverno sobretodo en los primeros metros del suelo. La dispersión de contaminantes solo es posible cuando el sol tiene la intensidad suficiente como para calentar la superficie terrestre, que a su vez calentará el aire provocando su accenso por convección.

28 Situaciones de estabilidad
0<GVT<GAS=1 No hay movimientos verticales (la masa de aire descendente se enfría más rápidamente que el aire exterior). En la gráfica GVT está a la derecha del GAS. GVT<0 Inversión térmica que forma nubes a ras del suelo (niebla) Atrapa la contaminación por subsidencia por aplastamiento contra el suelo.

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30 INVERSIÓN TÉRMICA El fenómeno de inversión térmica se presenta cuando, en las noches despejadas, el suelo se enfría rápidamente por radiación. El suelo a su vez enfría el aire en contacto con él que se vuelve más frío y pesado que el que está en la capa inmediatamente superior. Al disminuir tanto la convección térmica como la subsidencia atmosférica, disminuye la velocidad de mezclado vertical entre las dos capas de aire. Esto ocurre especialmente en invierno, en situaciones anticiclónicas fuertes que impiden el ascenso del aire y concentran la poca humedad en los valles y cuencas, dando lugar a nieblas persistentes y heladas. Puede también generarse en un frente ocluido, cuando se da una oclusión de frente frío. Este fenómeno meteorológico es frecuente en las mañanas frías sobre los valles de escasa circulación de aire en todos los ecosistemas terrestres. También se presenta en las cuencas cercanas a las laderas de las montañas en noches frías debido a que el aire frío de las laderas desplaza al aire caliente de la cuenca provocando el gradiente positivo de temperatura. Generalmente, la inversión térmica se termina (rompe) cuando al calentarse el aire que está en contacto con el suelo se restablece la circulación normal en la troposfera. Esto puede ser cuestión de horas, pero en condiciones meteorológicas desfavorables la inversión puede persistir durante días.

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32 Dinámica de las masas fluidas a escala global

33 EFECTO CORIOLIS Consecuencia de la rotación terrestre y de su giro en sentido antihorario. La fuerza de Coriolis no tiene un valor constante: es máxima en los polos y mínima en el ecuador. Los vientos circulan desde los anticiclones a las borrascas en sentido radial siguiendo el gradiente de presión. Al ser desviados por la fuerza de Coriolis , el resultado es un giro en sentido horario en torno a los anticiclones y antihorario en las borrascas.

34 En las zonas ecuatoriales el calentamiento es intenso debido a que los rayos solares inciden verticales. Debido a ello el aire caliente por contacto con la superficie terrestre tenderá a subir dando lugar a las borrascas ecuatoriales (B). En las zonas polares las bajas temperaturas darán lugar al asentamiento de un anticiclón polar (A) El viento que sopla en la superficie del planeta tenderá a recorrer el globo desde los anticiclones hasta las borrascas En las capas altas el viento se moverá en sentido contrario El efecto Coriolis provoca que esta célula de convección se fragmente en tres células

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36 Afectan a España en invierno cuando desciende hasta los 30º ó 40º N
Célula Polar: el viento de superficie que parte de los anticiclones polares, el levante polar, solo alcanzará los 60º de latitud donde se eleva formando las borrascas subpolares. Afectan a España en invierno cuando desciende hasta los 30º ó 40º N Célula de Ferrel: Situada entre las dos anteriores Se forma por la acción de los vientos superficiales o westelies (SO-HN y NO-HS) que soplan desde los anticiclones desérticos hacia las zonas de las borrascas polares. Célula de Hadley: es la más energética de las tres por la incidencia vertical de los rayos solares En las borrascas ecuatoriales se produce una elevación de aire cálido hasta alcanzar la tropoausa donde se dirige hacia los polos como viento horizontal de altura. a los 30º parte de la célula de Hadley se fragmenta: parte seguirá hacia los polos la mayoría descenderá hacia el ecuador, originando una zona de anticiclones subtropicales que originan los grandes desiertos del planeta. El anticiclón subtropical de las Azores es el que más influye en el clima de España La célula se cierra por los vientos aliseos (superficiales).

37 CORRIENTE EN CHORRO Corriente de aire fuerte y estrecha concentrada a lo largo de un eje casi horizontal en la alta troposfera o en la estratosfera. La corriente en chorro discurre, normalmente, a lo largo de varios miles de kilómetros, en una franja de varios centenares de kilómetros de anchura y con un espesor de varios kilómetros. Las principales corrientes en chorro de la Tierra están localizadas cerca de la tropopausa Se trata de vientos occidentales (que viajan de oeste a este), tanto en el hemisferio norte como en el sur. Su camino tiene normalmente una forma serpenteante; las corrientes pueden detenerse, dividirse en partes, luego combinarse en una sola corriente o seguir varias direcciones Las corrientes más fuertes son las polares, ubicadas en torno a los 7 a 12 km sobre el nivel del mar, y las corrientes subtropicales más altas y más débiles, alrededor de 10 a 16 km. Tanto en el hemisferio norte como en el hemisferio sur existe una corriente en chorro polar y subtropical. En el hemisferio norte la corriente viaja sobre las latitudes medias y norteñas de Norteamérica, Europa y Asia, y sus correspondientes masas de agua, mientras que en el hemisferio sur la corriente polar se sitúa la mayor parte del año sobre la Antártida. Existe una quinta corriente en chorro, la ecuatorial, que se desplaza de este a oeste.

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39 La corriente en chorro sufre en su recorrido grandes perturbaciones, describiendo ondulaciones llamadas ondas de Rossby. En las latitudes medias, las ondas de Rossby originan bajas presiones al norte y núcleos de alta presión al sur, que originan borrascas y anticiclones respectivamente. Cuando alguna ondulación se estrangula en las latitudes más cálidas se forma la gota de aire frío.

40 HIDROSFERA 9,7% Océanos 2,3% Ríos, glaciares, aguas subterráneas
El agua se mueve de unos sistemas terrestres dando lugar al ciclo del agua. El agua oceánica es la que juega un papel determinante en el clima, constituye un mecanismo de transporte de calor más eficaz que la atmósfera Poder calorífico: Puede absorber y almacenar calor por más tiempo lo que hace que los océanos se calienten y enfríen más lentamente que los continentes. La amplitud térmica será menor en la costa que en el interior de los continentes.

41 DINÁMICA HIDROSFERA-ATMÓSFERA
El interior de los continentes situados en las latitudes medias y altas se enfría mucho durante el invierno, lo que da lugar a al enfriamiento del aire que los cubre. Así, el aire frío tiende a aplastarse contra el suelo originando un anticiclón continental permanente sobre su zona central lo que propicia condiciones de estabilidad e impulsa vientos hacia el exterior impidiendo la entrada de lluvias y favoreciendo las heladas y las nieblas.

42 CORRIENTES OCEÁNICAS SUPERFICIALES

43 CORRIENTES OCEÁNICAS SUPERFICIALES
La trayectoria de las corrientes oceánicas está condicionada por el giro de los vientos en torno a los anticiclones. Este giro lo inician los vientos alisios que soplan del este al oeste, arrastrando la aguas continentales y a su vez las nubes y las precipitaciones hacia el oeste, originando aridez en el margen continental. Cuando alcanzan la costa del oeste, retornan a su lugar de origen, constituyendo las corrientes denominadas deriva del oeste. Al alcanzar las costas orientales sufren una doble desviación: Hacia las altas latitudes: corriente del Golfo Hacia las zonas tropicales y ecuatoriales: Corrientes de Canarias.

44 CORRIENTES OCEÁNICAS EN PROFUNDIDAD
Originadas por diferencias en la densidad del agua: mayor cuanto más fría y/o salada (circulación termohalina). La circulación vertical comienza con el enfriamiento de la capa superficial que tiende a descender, provocando el afloramiento del agua más profunda y cálida. En zonas con intensa evaporación o tras la formación de hielos, el agua aumenta su concentración salina y desciende hasta capas más profundas. Este descenso puede verse modificado por el aporte de agua dulce (desembocadura de un río, deshielo de un iceberg, precipitaciones abundantes)

45 CINTA TRANSPORTADORA GLOBAL
Río subterráneo que recorre la mayoría de la mayoría de los océanos del planeta. En su primera parte lo hace como corriente profunda condicionada por la densidad y en la segunda lo hace en forma de corriente superficial supeditada por la acción de los vientos dominantes El inicio de la cinta comienza en Groenlandia donde el agua es fría y salada, recorre el Atlántico, la Antártida y asciende en el Pacífico donde se calienta y desde vuelve al punto de inicio en forma de corriente superficial, arrastrando las aguas cálidas y las nubes formadas en los océanos

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