Dinimicamasasfluidas

Tema 8
Dinámica das masas fluídas
Atmosfera, hidrosfera e clima

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
2Dinámica das masas fluídas

Ciclo da auga
Dinámica das masas fluídas 3
Supón 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 .
Contraste
térmico
Transporte
masas fluídas
+
-
-
Diferenza dalgún parámetro
entre dous puntos
Circulación do fluído
Amortecemento da
diferenza
Gradiente
Intensidade e velocidade
do movemento do fluído+

 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
volcánicos
Degasificación
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 PPM
Monóxido de C 0,1
Metano 1,4
Hidrocarburos 0,02
Óxido nítrico 0,002
NO2 0,004
Amoniaco 0,02
Dióxido de xofre 0,0013
Ozono 0,05
Helio 5,2
Neón 18
Kriptón 1,1
Xenón 0,086
Hidrógeno 0,5
Óxido 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 + O
O + 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

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

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

EXOSFERA
•Última capa que chega ata os 600 km
de altitude
•Baixa densidade que vai diminuíndo ata
confundirse co espazo exterior

BALANCE ENERXÉTICO DA ATMOSFERA
(25 + 29 =54)
Ventás de
radiación
infravermella
100 – 88=
= 54 + 12
66 + 4 = 70
= 12 + 4 + 5 + 24

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.

Dinámica atmosférica: convección térmica
Aire densoAire denso
Aire pouco denso
Correnteascendente
Correntedescendente
Correntedescendente
27
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)

Dinámica atmosférica: convección por humidade
28
•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

Dinámica atmosférica: humidade do aire
29
A humidade do aire é determinante na formación de nubes e numeroros procesos meteorolóxicos.
Pódese medir de diferentes xeitos.
HUMIDADE ABSOLUTA
Cantidade 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 1
Humidade absoluta:
4g/metro cúbico
CASO 2
Humidade absoluta:
6g/metro cúbico

30
HUMIDADE RELATIVA
Grao 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
CURVA DE SATURACIÓN
Gráfica 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

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 aireDensidadedoaire
+
-
Temperaturadoaire
Humidade absoluta nun volume de aire

Dinámica atmosférica: nivel de condensación
33
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.

Dinámica atmosférica: núcleos de condensación
34
•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: anticiclóns
Zona 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 Seco
Diminución 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 ºC
19 ºC
G.V.T. = 15-14,5 = 0,5 ºC /100m
G.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.

G.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 / 100m
A 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

G.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
Levantes polares
Levantes polares

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

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
Westerlies
Levantes polares
ANTICICLÓN POLAR
Alisios
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
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

•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

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.

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”

• 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)

•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.

•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

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

Recommended

Recommended

More Related Content

What's hot

What's hot (20)

Viewers also liked

Viewers also liked (17)

Similar to Dinimicamasasfluidas

Similar to Dinimicamasasfluidas (20)

More from jmsantaeufemia

More from jmsantaeufemia (20)

Dinimicamasasfluidas