dinimicamasasfluidas

Tema 8 Dinámica das masas fluídas

Atmosfera, hidrosfera e clima

Dinámica das masas fluídas 2

Esquema xeral

Introdución: ciclo da auga e máquina climática Composición, estrutura e función da atmosfera Gradientes e condicións de estabilidade atmosférica Dinámica global das masas fluídas

– Circulación xeral atmosférica– Dinámica da hidrosfera: correntes oceánicas– Océano global


Ciclo da augaSupón a interacción máis importante entre a atmosfera e a hidrosfera que determina o

funcionamento da máquina climática


Funcionamento da máquina climática

Sistema moi complexo que debe estudarse a partir de modelos Baseado nos movementos das capas fluídas



As capas fluídas móvense a partir de gradientes entre diferentes puntos Un gradiente é a diferenza dalgún parámetro entre dous puntos: presión, temperatura,

humidade, salinidade, densidade. O movemento prodúcese para eliminar o gradiente. Cando este desaparece cesa o movemento .

Contrastetérmico

Transporte masas fluídas

+

--

Diferenza dalgún parámetro entre dous puntos

Circulación do fluído Amortecemento da diferenza

Gradiente Intensidade e velocidade do movemento do fluído+

Dinámica das masas fluídas


As diferenzas físicas entre os fluídos da atmosfera (aire) e da hidrosfera (auga) determinan o seu comportamento na máquina climática:

6

Densidade+ -Compresibilidade +

- Conducción da calor

-- --Almacenamento de calor+

Viscosidade (resistencia ao movemento)+ -



Os movementos dos fluídos poden ser:– Movementos verticais de subida e baixada (asociados polo xeral á convección térmica)– Movementos horizontais (determinados por diferentes gradientes situados na mesma

altura)


Funcionamento da máquina climática:

Os movementos verticais dos fluídos:

– Dependen dos gradientes verticais de temperatura

– A temperatura á súa vez, determina a densidade destes fluídos

– A densidade determina tamén diferenzas de concentración (gradientes de presión no aire)

– A auga e o aire máis quentes teñen menor densidade e tenden a subir

– A auga e o aire máis fríos teñen maior densidade e tenden a baixar

– A auga é tan pouco compresible que non existen nela grandes gradientes de presión


Os movementos verticais dos fluídos son diferentes no aire e na auga:– No aire quéntase por abaixo (radiación infravermella emitida pola terra). O aire superficial

máis quente é más lixeiro, así que ascende; en altura arrefría e descende producíndose o movemento en células de convección.

– A auga quéntase pola radiación directa do sol (quéntase pola zona superior). A auga quente permanece na superficie e a fría no fondo. Isto dificulta os movementos verticais salvo que se produza arrefriamento na zona superficial.

Funcionamento da máquina climática: movementos verticais


Os movementos horizontais están producidos polos gradientes térmicos Os contrastes térmicos horizontais son debidos á desigual insolación da superficie terrestre O transporte de calor desde o ecuador cara aos polos amortece as diferenzas térmicas entre

ditas zonas terrestres Na atmosfera estes movementos orixinan o vento; na hidrosfera (océanos) orixina as

grandes correntes oceánicas. A presenza dos continentes frea e desvía estes movementos do vento e das correntes

oceánicas.



Composición da atmosfera: evolución da atmosfera primixenia


Composición da atmosfera: orixe e modificacións

Aportes por contaminación e outras

accións humanasIntercambios entre seres vivos

e atmosfera

Aportes volcánicosDegasificación

durante a formación da Terra


COMPOSICIÓN CUANTITATIVA DA ATMOSFERA

Nitróxeno 78 %Osíxeno 20,9 %Argón 0,93 %Dióxido de carbono 0,03 %Outros (gases raros) 0,14 %

GASES RAROS PPMMonóxido de C 0,1Metano 1,4Hidrocarburos 0,02Óxido nítrico 0,002NO2 0,004Amoniaco 0,02Dióxido de xofre 0,0013Ozono 0,05Helio 5,2Neón 18Kriptón 1,1Xenón 0,086Hidrógeno 0,5Óxido nitroso 0,25

GASES DE COMPOSICIÓN MOI VARIABLE• Vapor de auga• Contaminantes


Papel protector da atmosfera:espectro da radiación solar

• A maioría das partículas solares son desviadas polo campo magnético da Terra

• As radiacións de onda curta fíltranse nas capas altas da atmosfera

• As radiacións do espectro visible e do infravermello chegan ata a superficie terrestre aportando enerxía que move as masas fluídas e permite a fotosíntese

• As radiacións de onda larga poden penetrar ata a superficie aínda que moitas quedan afogadas polas emitidas pola Terra


Función protectora da atmosfera


Función protectora da atmosfera e estrutura

16

A estrutura en capas da atmosfera baséase nas variacións da temperatura coa altura

TROPOSFERA

• Entre 9 e 12 km de altitude, concentra a maior densidade de gases atmosféricos

• Diminúe de forma importante a presión coa altura

• Esta capa quéntase por abaixo

• Diminúe a temperatura coa altura

• O gradiente tèrmico desde a base é variable, sendo a media de 0,65ºC por cada 100m (GVT)

• Ten lugar os fenómenos meteorolóxicos (capa do clima)

• Concentra a maior parte dos contaminantes (capa sucia)

• Orixinase o efecto invernadoiro xa que concentra case a totalidade dos G.E.I.: vapor de auga, CO2


Estructura da atmosfera ESTRATOSFERA

• Entre 10 e 50 Km de altitude

• Aire moi tenue sen movementos verticais

• Gases dispostos en capas superpostas (estratos)

• Esta capa quéntase por enrriba

• Aumenta a temperatura coa altura partindo duns -70ºC na base ata 0ºC na estratopausa

• Concentra a maior concentración de ozono (capa de ozono) entre 15 e 30 Km de altura) que absorbe a radiación U.V. máis perigosa

• Non hai nubosidade, salvo as nubes noctilucentes


Formación do ozono

O2 + U.V. = O + OO + O2 = O3 + calor

Formación e destrucción do ozono: reaccións naturais na estratosfera

Destrucción do ozono

O3 + U.V. = O2 + O

O + O3 = O2 + O2

As reaccións de formación e destrucción predominan na zona alta da estratosfera, onde é maior a radiación ultravioleta.

Por debaixo dos 30 km nin se produce nin se destrúe ozono, aínda que pode acumularse o gas que acada aquí a maior densidade.


A distribución do ozono

As cantidades de ozono estratosférico varían diariamente e estacionalmente en

función da radiación solar recibida


A destrucción humana do ozono

Unha molécula de cloro (liberada polos CFCs) pode destruir máis de 100.000 moléculas de ozono


Estructura da atmosfera

MESOSFERA

• Entre 50 e 80 km de altitude

• Densidade de gases moi pequena

• Nesta capa o roce do aire cos meteoritos produce a súa inflamación orixinando o fenómeno coñecido como estrelas fugaces

• Diminúe a temperatura coa altura ata acadar un valor de -80ºC na mesopausa


Estructura da atmosfera TERMOSFERA OU IONOSFERA

• Entre 80 e 600 km de altitude• As moléculas de gas nitróxeno e osíxeno

absorben a radiación de onda curta e se ionizan positivamente ao perder electróns.

• Esta absorción de enerxía produce unha elevación da temperatura que aumenta coa altura ata os 1000ºC na termopausa

• Fórmase un fluxo de cargas desde a ionosfera (+) ata a superficie terrestre (-) e viceversa

• A presenza de cargas permite que nesta capa reboten algunhas ondas de radio, o que permite as comunicacións

• A interacción dalgunhas partículas solares coa termosfera produce un fenómeno espectacular coñecido como auroras boreais ou austrais.


Estructura da atmosfera: auroras polares

A magnetosfera protexe á Terra do vento solarA zona máis débil da magnetosfera atópase sobre os polos terrestresÉ nesas zonas onde as partículas do vento solar poden chegar ata os gases da termosfera. Dita interacción orixina as auroras polares.


Estructura da atmosfera EXOSFERA

• Última capa que chega ata os 600 km de altitude

• Baixa densidade que vai diminuíndo ata confundirse co espazo exterior

25

BALANCE ENERXÉTICO DA ATMOSFERA

(25 + 29 =54)Ventás de radiación infravermella

100 – 88=

= 54 + 12

66 + 4 = 70

= 12 + 4 + 5 + 24

Con

trarr

adia

ción



A enerxía que a Terra recibe do Sol é a responsable de quecer a superficie e as primeiras capas da atmosfera.

Parte da enerxía que chega é reflictida polas nubes e pola superficie terrestre nunha porcentaxe do 30% (Albedo).

En conxunto o balance enerxético está equilibrado: a cantidade de enerxía que recibe a Terra é igual á que devolve.

Sen embargo, a enerxía solar que recibe a Terra corresponde na maior parte ao espectro de luz visible, mentres que a que devolve pertence ao espectro do infravermello (enerxía de onda máis longa). Esta enerxía queda retida un tempo nas proximidades da superficie, orixinando o efecto invernadoiro.

Efecto invernadoiro:Os gases de efecto invernadoiro son opacos á radiación infravermella e reteñen a emitida pola superficie terrestre cara ao exterior. Isto permite acadar unhas condicións estables nesta zona, que acada unha temperatura media duns 15 ºC. En resumo, facilita as condicións para a vida.

27

Dinámica atmosférica: convección térmica

Aire densoAire denso

Aire pouco denso

Cor

rent

e as

cend

ente

Corrente descendente

Corrente descendente


A convección térmica consiste en movementos verticais orixinados polo gradiente térmico existente entre o aire superficial (máis quente e menos denso) e o aire en

altura (máis frío e denso)

28

Dinámica atmosférica: convección por humidade


• A convección por humidade orixínase cando o aire contén vapor de auga.• O aire húmido é menos denso que o aire seco , polo que tende a subir.

• Segundo sube o aire vai arrefriando ata que se produce o cambio de estado (condensación), • A condensación orixina as nubes.

• O vapor de auga é invisible. • As nubes vénse porque están formadas por minúsculas gotas de auga líquida en suspensión

29

Dinámica atmosférica: humidade do aire


A humidade do aire é determinante na formación de nubes e numeroros procesos meteorolóxicos. Pódese medir de diferentes xeitos.

HUMIDADE ABSOLUTACantidade de vapor de auga que hai nun volume de aire (gramos de auga por metro cúbico de aire)

• A humidade absoluta non reflicta as condicións que determinan a condensación; inflúe máis o grao de saturación do aire (humidade relativa).

• No exemplo de arriba, a humidade absoluta no caso 1 é menor e a saturación é maior .

CASO 1Humidade absoluta: 4g/metro cúbico

CASO 2 Humidade absoluta: 6g/metro cúbico

30

Dinámica atmosférica: humidade do aire


HUMIDADE RELATIVAGrao de saturación do aire en relación á auga que contén.Como o grao de saturación depende da temperatura do aire, podemos definir a humidade relativa como a porcentaxe de agua que conten un volumen de aire respecto ó máximo que podería conter a unha determinada temperatura.

Temperatura do aire

H.R. 100%(Condicións de condensación)

H.R. 80% H.R. 70%

Condicións idóneas para a condensación


PUNTO DE ROCÍO: Temperatura na que unha masa de aire se satura de auga

Dinámica atmosférica: humidade do aireCURVA DE SATURACIÓNGráfica que representa as condicións que debe cumprir o aire (temperatura e humidade absoluta) para atoparse saturado de vapor de auga (100% de humidade relativa).

• Cada punto da curva marca as condicións límite para acadar a saturación de humidade do aire

• Para cada valor de humidade absoluta (cantidade de auga presente nun volume de aire) lle corresponde unha temperatura que se denomina punto de rocío

• A gráfica separa dúas zonas: na parte superior e á esquerda danse as condicións de temperatura e humidade para obter auga líquida; na zona inferior e á dereita dánse as condicións para atopar vapor de auga.

Auga

Vapor

32

H.A.= 4H.A. = 2 H.A. = 8 AUGA

GASES

+ Tª

- Tª

100%

80%

73%

40%20%

25%

50%

36%18%

SATURACIÓN

100%

H.A. = 11


Dinámica atmosférica: temperatura, humidade absoluta e humidade relativa do aire

Den

sida

de d

o ai

re

+

-

Tem

pera

tura

do

aire

Humidade absoluta nun volume de aire

33

Dinámica atmosférica: nivel de condensación


Cando unha masa de aire se eleva vaise arrefriando ata chegar ata a temperatura do punto de rocío. Entón o vapor condensa a auga líquida e faise visible, formando unha nube. Á altura onde isto ten lugar é o nivel de condensación.

34

Dinámica atmosférica: núcleos de condensación


• Para que se forme unha nube é necesario que ademáis de acadar unha humidade relativa do 100% existan na atmosfera unhas partículas de pó, de sales, de humo, etc que actúen como núcleos de condensación.

• Cando no aire son abundantes as partìculas sólidas a condensación pode adiantarse (cun 98% da humidade relativa).

• Se non existen partículas que actúen como núcleos de condensación o aire pode sobresaturarse en auga sen que se produza a condensación


• A presión é o peso do aire por superficie

• Mídese en atmósferas, bares, pascales, milímetros de mercurio, etc.

• A presión normal estándar ó nivel do mar é de 1 atmósfera, 760 mm de mercurio, 1013 milibares

• A presión varía coa a altura, e se modifica coa temperatura e coa humidade do aire

Dinámica atmosférica: presión atmosférica


• Nos mapas meteorolóxicos os puntos coa mesma presión se unen por liñas curvas denominadas isobaras

• As isobaras moi próximas indican fortes diferencias de presión o que implica circulación de ventos fortes.

Dinámica atmosférica: isobaras


Xiro antihorario no hemisferio norte

Lugar de baixas presións atmosféricas, baixa densidade do aire. A mínima presión está no centro da borrasca e aumenta cara ao exterior.

Cando existe unha masa cálida e húmida na superficie terrestre , esta ten tendencia a ascender, deixando un baleiro (zona de baixa presión). O aire do entorno sopra desde o exterior para cubrir dito baleiro.

Na superficie dunha borrasca o vento sopra desde fora cara ao centro .No hemisferio norte os ventos sopran xirando en sentido antihorario

Dinámica atmosférica: borrascas


Dinámica atmosférica: anticiclónsZona de altas presións atmosféricas, elevada densidade do aire. A máxima presión está no centro do anticiclón e diminúe cara ao exterior.

Cando existe unha masa fría e densa en altura, esta ten tendencia a descender ata chegar á superficie, onde se acumula grande cantidade de aire (zona de alta presión). O aire sae desde esta zona de acumulación cara ao exterior.

Na superficie dun anticiclón o vento sopra desde o centro cara ao exterior.No hemisferio norte os ventos sopran xirando en sentido horario


Nas borrascas as isobaras teñen menores valores hacia o centro, as curvas están moi próximas: o vento circula con intensidade hacia ó centro.

Nos anticiclóns as isobaras teñen os maiores valores no centro e soen estar moi distanciadas: o vento sopla hacia fora de forma suave.

O aire circula dos anticiclóns ás borrascas, cun movemento xiratorio debido á Coriolis.

Dinámica atmosférica: circulación do vento entre anticiclóns e borrascas


G.V.T. = Gradiente vertical de temperatura

G.A.S. = Gradiente adiabático seco

G.A.H. = Gradiente adiabático húmido

Aplícase a masas de aire estáticas

Aplícase a masas de aire en movemento vertical

Aplícase a masas de aire en movemento vertical que sufren condensación do vapor de auga que conteñen

Dinámica atmosférica: gradientes verticales


* G.V.T.= Gradiente vertical de temperatura

Diminución da temperatura coa altura (gradiente) dunha masa de aire estática.

O valor medio é de 0,65°C/100m, aínda que é un valor moi variable.

Dinámica atmosférica: GVT


* G.A.S. = Gradiente Adiabático SecoDiminución da temperatura coa altura dunha masa de aire en movemento vertical (ascende ou descende coma un ascensor), sen transferencia de calor (adiabático) co aire circundante. Ten un valor fixo de 1°C/100m

Aire estático

Aire estático

Masa de aire en ascenso

100m

200m

15 ºC 20 ºC

14,5 ºC19 ºC

G.V.T. = 15-14,5 = 0,5 ºC /100mG.A.S. = 20 – 19 = 1 ºC / 100m

Dinámica atmosférica: G.A.S.


* G.A.H.

Se unha masa de aire que se move verticalmente contén vapor de auga, a diminución de temperatura podería ocasionar un cambio de estado (vapor a líquido), liberándose a enerxía que contiña o vapor (calor latente).

Por iso o gradiente é menor que ó do G.A.S., ó redor de 0,3-0,6°C/100m

Dinámica atmosférica: G.A.H.

Dinámica das masas fluídas 44G.V.T. = Gradiente vertical de temperatura, valor moi variable

G.A.S. = Gradiente adiabático seco, valor fixo 1°C / 100m

GVT < GAS (1ºC/100m) GVT > GAS (1ºC/100m)

Dinámica atmosférica: relación entre GVT e GAS


O valor de G.V.T. é tan variable que pode chegar a ser negativo, formando “capas de inversión”: gráfica inversa que indica que o aire aumenta a temperatura coa altura.

Capa de inversión térmica

Dinámica atmosférica: variacións do G.V.T.


16ºC

15ºC

14ºC

13ºC

15ºC

14,5ºC

14ºC

13,5ºC

Aire estático

G.V.T. = 0,5ºC / 100m

Aire en movemento vertical

A masa de aire elévase cando a súa temperatura é maior ca do aire estático.

Deténse cando acada a mesma temperatura

G.A.S. = 1ºC / 100mA masa de aire descende cando a súa Tª é menor ca do aire estático

Dinámica atmosférica: circulación vertical do aire en función da temperatura


Situacións atmosféricas: inestabilidade

Na situación da gráfica, á mesma altitude, as temperaturas da masa en movemento vertical (GAS) sempre son maiores que as temperaturas da masa de aire estática (GVT).

O aire ascende, orixinando baixas presións (borrascas) en superficie. Se leva vapor de auga, este podería arrefriar ata o punto de condensación, formando nubosidade e incluso precipitacións

Dinámica atmosférica: situación de inestabilidade cando GVT>GAS


Na situación da gráfica, á mesma altitude, as temperaturas da masa en movemento vertical (GAS) sempre son menores que as temperaturas da masa de aire estática (GVT).

O aire sempre descende (subsidencia), orixinando altas presións (anticiclóns) en superficie. Na baixada o aire se quenta, dánse situacións moi alonxadas da condensación, por tanto non se forma nubosidade. Tempo sen precipitacións, estabilidade atmosférica

Dinámica atmosférica: situación de estabilidade cando GVT<GAS


Unha situación particular se da cando o GVT toma valores negativos: a Tª aumenta coa altura.

En ditos casos fálase de inversión térmica.

En xeral estas situacións dificultan os movementos verticais do aire, podéndose presentar a diferentes alturas.

Na gráfica o punto P marca a altura onde se detén a ascensión.

A partir do punto P, as temperaturas da masa en movemento vertical (GVT) son sempre menores cas da masa de aire estático, se favorece o descenso.

A medida que nos elevamos as diferencias de temperaturas son maiores: estamos moi alonxados das condicións necesarias para ó ascenso de gases .

Dinámica atmosférica: situación de inversión térmica cando GVT<0

Dinámica das masas fluídas 50G.V.T. = Gradiente vertical de temperatura, valor moi variable

G.A.S. = Gradiente adiabático seco, 1°C / 100m

Capa de inversión pegada ó solo: poden producirse néboas

Capa de inversión situada en altura

Dinámica atmosférica: dúas situacións de inversión térmica


As capas de inversión térmica funcionan coma unha auténtica tapadeira, impedindo o ascenso dos gases por riba dela.

Os gases contaminantes tamén poden verse atrapados nunha capa de inversión, que en caso de estar próxima á superficie da lugar a situacións moi conflictivas e de alta perigosidade para a saúde.

Dinámica atmosférica: inversión térmica e contaminación


+ radiación - radiación

A diferente insolación xera diferenzas de presión na superficie e é a orixe do vento.

+ Tª - Tª

aire

Aire (vento)

Dinámica atmosférica global: orixe do vento


O vento se move sempre desde as zonas de alta presión ata as zonas de baixa presión

Dinámica atmosférica global: a dirección do vento


O movemento non é rectilíneo debido a:– Presenza de barreiras: o relevo frea ou orixina remuíños

– O efecto Coriolis (debido á rotación da Terra) desvía os ventos que se moven na dirección dos meridianos

Dinámica atmosférica global: a dirección do vento


Dinámica atmosférica global: a dirección do vento e a forza de Coriolis

Debido á rotación terrestre o movemento dun móvil que siga a dirección dos meridianos (de norte a sur ou ao revés) sufre unha desviación da súa traxectoria.

Esta forza é máis intensa nos polos e mínima no ecuador.


Dinámica atmosférica global: desviación dos ventos polo efecto Coriolis

A forza de Coriolis produce desviación dos ventos cara á dereita da traxectoria no hemisferio norte

No hemisferio sur se produce a desviación cara á esquerda da traxectoria


Debida á Coriolis máis as diferenzas de presión, os ventos móvense en sentido horario nos anticiclóns e antihorario nas borrascas no H.N. (ó contrario no H.S.) .

Dinámica atmosférica global: circulación dos ventos e o efecto Coriolis


Debido ó quentamento diferencial, teríamos:• un máximo de insolación ó redor do ecuador, a aire quéntase e se eleva formando un cinto de

baixas presións • Dúas zonas de mínima insolación en cada un dos polos, o aire permanece frío, moi denso,

permanecendo cerca da superficie, formando cintos de altas presións

Dinámica atmosférica global: circulación xeral atmosférica


Según o esquema proposto por Hadley esperaríamos dúas células de convección, unha por cada hemisferio

Segundo este esquema os ventos na superficie terrestre saerían dos polos cara ó ecuador



A desviación dos ventos por efecto da rotación terrestre (efecto de Coriolis) impide que cheguen ó seu destino.



Os ventos que saen dos polos cara ó ecuador desvíanse á dereita no H.N. e á esquerda no H.S., non chegando ó seu destino, senon ata os 60º de latitude N e S.

60ºN

60ºS

AP

AP

BP

BP

Ó chegar ós 60º o aire quéntouse o suficiente como para ascender orixinando unha zona de baixa presión.O aire volve en altura cara ós polos. Orixínase así unha célula de convección polar en cada hemisferio.

Os ventos superficiais que sopran desde os polos cara ós 60º son os LEVANTES POLARES


Célula polar

Célula polar

Levantes polares

Levantes polares


Por outro lado o aire que va do ecuador ata os polos en altura tampouco chega ó seu destino.

BP

APBP

AP

Xa arrefriado, descende sobre os 30º de latitude, orixinando cintos de altas presións (anticiclóns) no N e no S.

60ºN

60ºS

30 º AP

30 º AP

Desta forma temos otras dúas células de convección en cada hemisferio (Células de Hadley) , nas que o aire ascende nas zonas de baixa presión do ecuador e descende ós 30 º N e 30 ºS.

Despois volve pola superficie dende os 30º ata o ecuador

BP

Os ventos que sopran en superficie dende os 30º cara ó ecuador chámanse ALISIOS


Ventos Alisios

Ventos Alisios

Célula de HadleyCélula de Hadley


Para rematar diremos que en cada hemisferio, entre os 30º e os 60º orixínase unha célula de convección por arrastre das outras (Célula de Ferrell)

AP

Nestas células de convección o aire circula en superficie desde os cintos de AP dos 30º ata as borrascas dos 60º, onde ascende para retornar en altura ata os 30º de latitude

AP

AP

AP

BP

BP

BP

Os ventos que sopran en superficie dende os 30º ata os 60º chámanse WESTERLIES ou ventos do oeste



Célula de

Hadley

Célula Polar

Célula de Ferrel

Westerlies

Levantes polares

ZCIT

FRONTE POLAR

ANTICICLÓN POLAR

Alisios

ANTICICLÓN

SUBTROPICAL

60º

30º

Dinámica atmosférica global: circulación xeral atmosférica (resumo)

En cada hemisferio atopamos tres células de convección do aire: célula polar, célula de Ferrell e célula de Hadley

En cada hemisferio atopamos diferentes cintos a diferentes latitudes, onde alternan alta e baixa presión: anticiclón polar, fronte polar, anticiclón subtropical, borrasca ecuatorial (ZCIT)

En cada hemisferio atopamos diferentes ventos que sopran desde os cintos de AP ata os de BP: Levantes polares, Westerlies (ventos do oeste) e Alisios

Westerlies

Alisios

ZCIT

ANTICICLÓN SUBTROPICAL



A zona de calmas ecuatoriais ou Z.C.I.T. é o cinto de baixas presións que recibe a máxima insolación: non corresponde de forma exacta ao ecuador. Modifícase pola distribución de continentes e océanos e varía coas estacións do ano



Variacións estacionais da ZCIT e dos cintos de AP e BP


Dinámica hidrosfera: reparto da auga da hidrosfera


Dinámica hidrosfera: a hidrosfera como regulador térmico

A auga ten un elevado calor específico: absorbe e almacena por máis tempo a enerxía calorífica

Os océanos quéntanse e enfrían máis lentamente que os continentes

As zonas costeiras teñen menor amplitude térmica diaria e estacional que as zonas de interior


Dinámica hidrosfera: a formación de brisas mariñas que reparten a calor



As variacións estacionais entre a zona continental e a zona mariña son semellantes ás variacións diarias



• Durante o inverno o aire situado sobre os continentes pode arrefriarse moito xerando un anticiclón permanente

• A estabilidade atmosférica favorece a creación de capas de inversión térmica preto do chan

• Son frecuentes as xeadas e as néboas • Mala dispersión dos contaminantes • Bloquéase a entrada de frontes con choivas


Dinámica hidrosfera: a hidrosfera como regulador térmico• As correntes oceánicas constitúen un mecanismo de transporte de calor lento pero

moi eficiente• A importancia das correntes no clima mundial é enorme• As correntes oceánicas poden ser desviadas e freadas polos continentes


Dinámica hidrosfera: tipos de correntes mariñas

Pola súa localización: • Superficiais • Profundas

Pola dirección do seu movemento: • Verticais• Horizontais

Pola súa temperatura:• Cálidas• Frías• Mixtas


Dinámica hidrosfera: correntes oceánicas

Os movementos das correntes mariñas teñen a súa orixe:

• Por arrastre do vento superficial (orixina as correntes superficiais)

• Por diferenza de densidades, debida á súa vez por gradientes de temperatura e de concentración de sales (circulación termohalina). Orixina as correntes profundas e verticais.


Dinámica hidrosfera: correntes oceánicas superficiais

A traxectoria na zona central está condicionada polo xiro do vento en torno aos anticiclóns (xentido horario no H.N.)

No hemisferio sur, o xiro é en sentido antihorario

Este xiro o inician os alisios que sopran de leste a oeste cara ao ecuador nos dous hemisferios movendo as augas oceánicas superficiais

Estos ventos alonxan as nubes da costa oeste destes continentes orixinando aridez nelas

Cando estas correntes acadan as costas no extremo occidental do océano dan a volta cara ao leste, formando as correntes chamadas deriva do oeste (a dirección da cal proceden)

Cando estas correntes acadan de novo a zona oriental do océano sepáranse en dúas ramas: unha que vai cara aos polos (p.e. Corrente do Golfo), e outra que vai cara ao ecuador (p.e. Corrente de Canarias).


Dinámica hidrosfera: correntes oceánicas superficiais

Outras correntes importantes son:

A contracorrente ecuatorial, que vai en sentido contrario das correntes próximas, é dicir, de leste a oeste

As correntes frías do Labrador, Groenlandia e Kamchatka que orixinan zonas de gran riqueza pesqueira nas costas adxacentes

A Corrente Circumpolar Antártica, que rodea este continente circulando en sentido horario

http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/0/06/Corrientes-oceanicas.gif


Dinámica hidrosfera: correntes oceánicas e clima global

As correntes oceánicas exercen unha forte influenza sobre os climas das costas que bañan:• clima seco nas costas occidentais da zona intertropical ou subtropical que están bañadas por

correntes frías debido ó ascenso de augas moi profundas

• clima máis cálido e húmido nas costas occidentais dos continentes de latitudes medias e altas, debido á enerxía calorífica que transportan desde a zona intertropical


Dinámica hidrosfera: correntes profundas

O movemento vertical das augas oceánicas ten lugar cando estas aumentan a súa densidade e afunden. A densidade da auga oceánica pode aumentar por dúas causas:• Arrefriamento, producido polo vento, por contacto coa superficie ou con outras masas de auga, etc.• Aumento da salinidade, por evaporación ou conxelación de parte da auga

A conxelación da parte da auga (o xeo non contén sal e a auga vólvese máis salgada) e o arrefriamento do auga superficial aumenta a densidade e ésta afúndese

A intensa evaporación nos mares tropicais, produce un auga moi salgada e densa que afunde


Dinámica hidrosfera: cinto de transporte oceánico

Unha especie de corrente oceánica que recorre a maioría dos océanos do planeta. É importante porque:• Compensa o desequilibrio de salinidade e temperaturas entre os océanos• Regula a cantidade de CO2 atmosférico (arrastra parte deste gas aos fondos mariños• Reparte os nutrientes polos diferentes océanos mundiais


Dinámica hidrosfera: correntes profundas

Algúns factores poden modificar a dirección e velocidade de esta corrente: • a distribución dos continentes • o quentamento das augas producido polo incremento do efecto invernadoiro

As modificacións no cinto de transporte oceánico (“Conveyor Belt”) crese que podería orixinar cambios na distribución global dos ventos e do clima a longo prazo; a curto prazo aumenta a frecuencia de furacáns, de inundacións e de períodos de seca.

http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/8/8a/Circulacion_termohalina.jpg


Dinámica hidrosfera: “el Niño”

Podemos atopar tres situacións ben diferenciadas:

• Enso neutral: a situación normal de afloramento oceánico nas costas de Perú

• El Niño: excesivo quecemento das augas xunto as costas de Perú

• La Niña: excesivo arrefriamento das augas xunto as costas de Perú.

Oscilación Meridional ou ENSO: A interacción entre a atmosfera e o océano no Pacífico austral sufre unha serie de cambios ou flutuacións que provocan graves alteracións no clima global



• Os alisios empuxan as augas superficiais costeiras cara ó centro do océano deixando un baleiro na costa

• A termoclina (superficie que separa as augas quentes das frías) non chega ata a costa. As augas frías bañan a costa de Perú

• A auga profunda ascende (afloramento) para ocupar o baleiro e arrastra con ela ós nutrientes do fondo

• A abundancia de nutrientes favorece o desenvolvemento do fitoplancton . Aumenta a produción primaria e tamén o resto de niveis tróficos. Abundancia do recurso pesqueiro.

• A subida de augas profundas arrefría o aire superficial próximo á costa producindo unha situación de estabilidade atmosférica : altas presións, tempo seco e estable

• Noutro extremo do océano (Indonesia e Australia) dáse a situación inversa: tempo de borrasca, baixas presións

ENSO neutral, situación habitual, non existe fenómeno de “El Niño”



• Os alisios amainan e non se produce empuxe das augas superficiais cara ó interior do océano

• Non se produce o afloramento de augas frías profundas cara á superficie. A termoclina (superficie que separa as augas frías das quentes) chega ata a costa.

• Non hai ascenso de nutrientes, a produción primaria descende. As capturas pesqueiras baixan bruscamente.

• O aire superficial próximo á costa quéntase e ascende orixinando precipitacións (baixas presións)

• A distribución de ventos é case inversa, polo que no extremo do océano dáse tempo anticiclónico, o que orixina secas en zonas habitualmente húmidas (Indonesia)

Oscilación Meridional ou ENSO orixina o fenómeno de “El Niño”

85Dinámica das masas fluídas


• Asociado a descenso na temperatura superficial do Pacífico oriental-central

• Os alisios sopran con máis intensidade do normal e se produce un gran empuxe das augas superficiais cara ó interior do océano

• Prodúcese un intenso afloramento de augas frías profundas cara á superficie

• Hai ascenso de nutrientes, aumentan as capturas pesqueiras

• Existe un forte anticiclón sobre as costas do Perú que orixina secas.

• Orixina tifóns e choivas torrenciais en Indonesia e Australia

• Aumenta a intensidade de ciclóns tropicais no Atlántico

Oscilación Meridional ou ENSO orixina o fenómeno de “La Niña” (esaxeración da situación normal do afloramento)


Dinámica hidrosfera: “el Niño”• A periodicidade dos episodios Niño-Niña, a intensidade e a duración de cada un deles é variable. • El Niño, soe acadar valores máximos en Nadal (de aí o seu nome, Niño Jesús). Ocorre cada 3-5 anos

e pode durar de 9 a 12 meses.• La Niña prodúcese cada 3-5 anos e soe durar de 1 a 3 anos.


Dinámica hidrosfera: “el Niño”• Os científicos poden predicir estes fenómenos cunha antelación de 2-7 anos. • Esta predición faise a partir da interpretación de datos de presión atmosférica, temperatura dos océanos,

intensidade e dirección de ventos e correntes mariñas, etc.

Esquema que mostra as condicións normais no Pacífico : borrascas e fortes choivas sobre Indonesia, el Pacífico oeste, sudeste de África y la Amazonia. Anticiclóns e secas en el Pacífico este y no suroeste de África


Dinámica hidrosfera: “el Niño”As causas destas oscilacións térmicas aínda non se coñecen ben. Propuxéronse varias hipóteses: • O quecemento climático global que diminúe o contraste térmico entre os extremos occidental e

oriental do océano Pacífico, amainando os alisios e a intensidade das correntes oceánicas• O aumento da actividade volcánica nas dorsais oceánicas do Pacífico, que elevarían a temperatura

da auga do océano, desencadeando todo o proceso



Os efectos destes fenómenos afectan tanto ás zonas próximas ao Perú como ás áreas moi afastadas: • El Niño produce secas en zonas habitualmente

húmidas: Indonesia, Filipinas, América central e incluso no sureste de África. Prodúcense inundacións en Perú, Ecuador, Arxentina e Brasil.

• Os furacáns nas costas atlánticas diminúen e aumentan no Pacífico norte.

• O descenso das capturas pesqueiras ten graves consecuencias económicas e sociais en Perú.

• En latitudes medias os invernos son máis tépedos e húmidos



• La Niña produce os efectos contrarios: as secas vólvense extremas

Efectos de “La Niña”

dinimicamasasfluidas

Education