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La Tierra está dotada de dos movimientos principales que están extrechamente relacionados con el clima y sus variaciones: el de traslación y el de rotación. El primero es el recorrido que efectúa el planeta en torno al Sol, fuente de calor que regula todo el proceso climático terrestre. Y el segundo es el movimiento que ejecuta la Tierra sobre su eje imaginario que pasa por los polos, y que produce el día y la noche, con la consiguiente influencia en los procesos atmósfericos. La órbita que describe la Tierra no es una circunferencia, sino una elipse ligeramente alargada, ocupando el Sol uno de los focos. Cuando la tierra pasa por el punto más cercano al Sol, llamado perihelio (sucede en enero), se encuentra a 147,7 millones de kilómetros del mismo, mientras que cuando se halla en el punto más alejado, llamado afelio (sucede en julio), dista 152,2 millones de kilómetros. No obstante, por orden práctico, casi siempre se utiliza la distancia media, cuyo valor aproximado es de 149,5 millones de kilómetros. El tiempo que tarda la Tierra en completar ese recorrido da origen al año terrestre, que es de 365 días, 5 horas, 48 minutos y 45,975 segundos. Se le denomina año trópico y es la unidad fundamental del tiempo, comenzando las distintas estaciones en las mismas épocas de ese año. El eje imaginario en torno del cual gira el globo terrestre no es perpendicular al plano de la órbita que describe alrededor del Sol, conocido como eclíptica, sino que está 23° 27' inclinado con respecto al mismo. Se debe a esta inclinación la desigualdad de los días y las noches y la sucesión de las estaciones. La inclinación del eje terrestre, unida a la excentridad de la órbita y a la esferidad del planeta, hace que la cantidad de luz y calor procedente del astro rey no sea la misma en toda la superficie de la Tierra. Estas diferencias de iluminación y, por consiguiente, de calentamiento de la atmósfera y suelo terrestres, son causa de que experimente grandes oscilaciones la temperatura de cada región, país y continente, y de que varíen constantemente, a través del año, los fenómenos que dependen de la misma. De acuerdo con las variaciones climáticas que sufre la Tierra, el año está dividido en cuatro períodos o estaciones. Las cuatro estaciones son: primavera, verano, otoño e invierno. Las dos primeras componen el medio año en que los días duran mas que las noches, mientras que en las dos restantes las noches son más largas que los días. Estas variaciones son debidas a la inclinación del eje de rotación, gracias al cual estos fenómenos no se producen al mismo tiempo en el hemisferio Norte (Boreal) que en el hemisferio Sur (Austral), sino que están invertidos el uno con relación al otro. Mientras la Tierra se mueve en torno al Sol con el eje del Polo Norte inclinado hacia él, el del Polo Sur lo está en sentido contrario. Por lo tanto, las regiones del primero reciben más radiación solar que las del segundo. Posteriormente se invierte esta proceso y son las zonas del hemisferio Boreal las uqe reciben menos calor. Estas cuatro estaciones están determinadas por cuatro posiciones principales opuestas dos a dos, que reciben el nombre de solsticios y equinoccios. Estas cuatro estaciones, principalmente a causa de la excentricidad de la órbita terrestre, no tienen la misma duración, pues la Tierra recorre su trayectoria con velocidad variable, yendo más aprisas cuanto más cerca está del Sol y más despacio cuanto más alejado se halla. Por el mismo motivo, el rigor de cada estación no es el mismo para ambos hemisferios. Nuestro planeta está más cerca del Sol a principios de enero (perihelio) que a principios de julio (afelio), lo que hace que reciba un 7% más de calor en el primer mes del año que no a la mitad de él. Por este motivo, en conjunto, aparte otros factores, el invierno boreal es menos frío que el austral, y el verano austral es más caluroso que el boreal. La duración de las estaciones es la siguiente:
A causa de perturbaciones que experimenta la Tierra mientras gravita en torno al Sol, no pasa por los puntos solsticiales y equinocciales con rigurosa exactitud, lo que motiva que las diferentes estaciones no comiencen siempre en el mismo preciso momento. Las fechas que señalan, generalmente el principio de las estaciones, son las siguientes:
Los climas de la Tierra se pueden clasificar de diversas maneras, en este apartado se utilizan criterios sencillos y de fácil comprensión. Hay tres tipos de climas en relación a la latitud y que estan relacionados con la circulación general atmosférica:
Estas franjas climáticas son muy extensas e incluyen zonas con climas bastante diferentes, y por tanto se establecen otras clases climáticas dentro de cada zona: Climas fríos: Predominio del frío. Ocupan zonas de latitudes altas.
Climas templados: Predominio de las temperaturas moderadas. Estaciones del año clásicas, (primavera, verano, otoño, invierno). Ocupan zonas de latitudes medias.
Climas cálidos: Predominio de las temperaturas elevadas. Se encuentran en las zonas de latitudes bajas.
2.4. La atmósfera La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve nuestro planeta. El aire que respiramos se compone principalmente de oxígeno y nitrógeno, en una proporción aproximada del 78% y 21% respectivamente a nivel del mar, según se ve en la tabla siguiente:
El aire atmosférico contiene siempre una proporción variable de vapor de agua y también, bajo forma de nubes, agua condensada e incluso hielo. Por otro lado, sobre todo en la alta atmósfera, existe una proporción variable de ozono que, aunque muy pequeña, protege de la destrucción completa a la vida orgánica de la superficie de nuestro planeta gracias a su enorme capacidad de absorción para los rayos ultravioletas. El vapor de agua juega un papel análogo al del ozono y nos menos importante, puesto que absorbe las radiaciones de gran longitud de onda emitidas por la tierra y, devolviéndolas por reflexión, impide que se enfríe por la noche hasta un centenar de grados bajo cero, como ocurriría en el seno de una atmósfera completamente seca. La división de la atmósfera puede plantearse con diversos criterios: los principales son, la modificación que se produce en la composición del aire con la altitud, y la evolución de las temperaturas por dicha causa. Estructura de la atmósfera según el criterio químico:
Estructura de la atmósfera según la temperatura:
2.6. La presión de la atmósfera La masa de aire que envuelve la Tierra tiene un peso, por lo que ejerce una presión sobre los seres vivos y los objetos. El peso total de la atmósfera es de unos 6.000 billones de toneladas. Sin embargo, este peso apenas se nota. A nivel del mar nuestro cuerpo soporta una presión periférica de algo más de 1 Kg./cm², pero esa presión sobre la piel se equilibra por la que ejerce hacia afuera el aire que entra en los pulmones y la sangre. A causa de esto no apreciamos los +/- 15.000 Kg. que soportamos cada uno. La presión, debida al peso del aire, se denomina presión atmosférica y su unidad de medida es la atmósfera, que es el peso de una columna de mercurio de 760 mm. de altura y 1 cm² de sección, a la latitud de 45º y al nivel del mar. La presión del aire disminuye con la altura, así como también la densidad. Dicha variación es logarítmica. Así a 5000 metros la presión se reduce a la mitad (1/2 atmósfera). Al tener el aire siempre la misma proporción de oxígeno, si uno se eleva a 5000 metros, respira el mismo volumen de aire pero su presión parcial es la mitad y la sangre recibirá la mitad de oxígeno. La presión atmosférica no es la misma siempre en un punto determinado, sino que sufre variaciones, dependiendo de diversos factores, entre ellos la temperatura y la humedad. Para medir la presión podemos utilizar el barómetro de mercurio, el barómetro aneroide o el barógrafo. Los rayos solares atraviesan la atmósfera sin que el aire absorba una cantidad apreciable del calor de aquellos. Pero, en cambio, la radiación solar es absorbida por la tierra, la cual a su vez calienta por contacto las capas inferiores de la atmósfera, y estas luego transmiten su calor a las capas más altas, en virtud de las corrientes de convección que se establecen. Así pues, en general, las capas bajas de la atmósfera se hallan a mayor temperatura que las situadas encima de ellas y, por tanto, la temperatura del aire, igual que la presión, disminuye con la altitud. Esta afirmación puede tomarse como cierta para los 11 ó 12 primeros kilómetros de la atmósfera, siendo la disminución (gradiente) de unos 0.55º C. por cada 100 m. de aumento en la altura. En las noches claras, el calor acumulado en la tierra durante el día es irradiado con gran rapidez, de modo que la capa más baja de la atmósfera se enfría primero que las de encima; entonces, la temperatura del aire en la proximidad de la tierra puede ser más baja que en otras capas más altas, invirtiéndose el "gradiente de temperatura", es decir, que esta aumenta con la altitud (inversión del gradiente) en vez de disminuir. Si una masa parcial del aire se calienta más que otras que la rodean, se expandirá, adquirirá menor densidad y tenderá a elevarse. Pero, al ascender, penetrará en regiones de presión cada vez menor, lo cual favorecerá todavía más la expansión del aire. Esta expansión (que se llama cambio de estado térmico) produce un enfrentamiento; si tal cambio de estado ocurre sin absorber calor del medio que rodea a dicha masa de aire, ni cedérselo, se dice que la expansión es adiabática. El gradiente de temperatura, en tales condiciones, es de 1ºC. por cada 100 m. de aumento de altura, denominándose gradiente adiabático seco. Que dicha masa de aire continué subiendo, o no, dependerá de la relación que entre si guarden su gradiente adiabático y el gradiente termométrico del aire que la rodea. Si el segundo gradiente es mayor que el primero, el aire seguirá ascendiendo, pues, a cualquier altitud considerada, será todavía mas caliente (y por tanto menos denso) que el aire que le envuelve. Se dice entonces que la atmósfera es inestable. Cuando ocurra lo contrario, o sea, cuando el gradiente adiabático supere el gradiente termométrico, el aire que se eleva entra en regiones donde, a una altura dada, se hallará rodeado de aire mas caliente; en consecuencia, la masa ascendente resultará mas densa y su tendencia a elevarse quedará frenada. La atmósfera entonces será estable. Claro esta que una inversión del gradiente supone condiciones de gran estabilidad. La temperatura del aire, que se mide con el termómetro de mercurio o el termógrafo, sufre variaciones dependiendo de diversos factores, entre los que podemos destacar los siguientes:
2.8. Vapor de agua La atmósfera terrestre contiene cantidades variables de agua en forma de vapor. La mayor parte del mismo se encuentra en los primeros 5 kilómetros del aire, dentro de la troposfera, y procede de diversas fuentes terrestres gracias al fenómeno de la evaporación, el cual es ayudado por el calor solar y por la temperatura propia de la tierra. El vapor de agua que se encuentra en la atmósfera proviene, principalmente, de la evaporación de los mares. La evaporación es el paso de una sustancia líquida al estado de vapor. Este proceso se realiza solamente en la superficie del líquido y a cualquier temperatura aunque, en igualdad de condiciones, este fenómeno es acelerado cuanto mayor es la temperatura reinante. Los cambios que sufre el vapor de agua en el aire, principalmente a causa de las variaciones de temperatura y de los fenómenos eléctricos, es lo que produce los llamados meteoros acuosos. 2.9. Evaporación Este proceso presenta dos aspectos: el físico y el fisiológico: El primero tiene lugar en todos los puntos en que el agua está en contacto con el aire no saturado, sobre todo en las grandes superficies líquidas: mares, lagos, pantanos y ríos. La evaporación fisiológica corresponde a la transpiración de los vegetales, la cual restituye a la atmósfera una gran cantidad de agua, que primero había sido absorbida. La cantidad de vapor de agua, en un volumen dado de aire, se denomina humedad. 2.10. Humedad La atmósfera contiene agua en los tres estados de la materia: en forma de vapor, en gotas de condensación y en estado sólido. La humedad absoluta se refiere a la cantidad total de vapor de agua que se encuentra en el aire. Pero la cantidad de vapor de agua que puede haber en un volumen determinado de aire varia con los cambios de temperatura. El aire caliente puede contener más cantidad de vapor que le aire frío. Cuanto más alta sea la temperatura del aire, más vapor de agua pude contener. Esto implica que cuando la temperatura disminuye, si la cantidad de vapor de agua se mantiene constante, la humedad aumenta. Lo que explica que la humedad aumente generalmente por la noche.. La humedad relativa es la cantidad de agua que hay en el aire con relación a la máxima que puede tener a una determinada temperatura. 2.11. Saturación Cuando una masa de aire contiene la máxima cantidad de vapor de agua admisible a una determinada temperatura, es decir, que la humedad relativa llega al cien por cien, el aire está saturado. Si estando la atmósfera saturada se le añade más vapor de agua, o se disminuye su temperatura, como ya hemos dicho, el sobrante se condensa. Cuando el aire contiene más vapor de agua que la cantidad que tendría en estado de saturación, se dice que está sobresaturado. 2.12. Punto de rocío Si una masa de aire se enfría lo suficiente, alcanza una temperatura llamada punto de rocío, por debajo de la cual no puede mantener toda su humedad en estado de vapor y este se condensa, convirtiéndose en líquido, en forma de gotitas de agua. Si la temperatura es lo suficientemente baja se originan cristales de hielo. 2.13. El ciclo del agua El agua del planeta sigue un ciclo continuo, dividido en las siguiente fases:
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