Georgafía - Tema 2

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TEMA 2 LA ATMÓSFERA Y LA HIDROSFERA

TEMA 2 LA ATMÓSFERA Y LA HIDROSFERA La atmósfera: definición, composición y estructura La atmósfera es la capa de aire que envuelve a la Tierra. El aire es una mezcla de gases y de partículas sólidas y liquidas que se encuentran en suspensión.

COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA La atmósfera es una mezcla de gases que presenta unos valores homogéneos y constantes, este hecho se reproduce en los primeros 100 km de atmósfera. Esta capa de composición homogénea recibe el nombre de Homosfera. Por encima de esta altitud la composición no presenta un carácter uniforme y recibe el nombre de Heterosfera.

Composición de la atmósfera: Nitrógeno : 78% Oxígeno : 21% Otros gases : 1% Dentro del 1%, correspondiente a otros gases, hay que destacar la presencia del dióxido de carbono (CO2) por su importancia en el efecto invernadero.

Además de esta mezcla de gases la atmósfera está integrada por:  partículas solidas (cristales de sal, hollines, pólenes) que adquieren una especial relevancia en el proceso de la condensación.  El vapor de agua presenta porcentajes variables, no es lo mismo la carga de vapor de agua de la atmósfera situada sobre el océano que sobre un desierto.

LA ESTRUCTURA VERTICAL La atmósfera presenta una estructura vertical en capas, cada una de ellas, con comportamientos térmicos muy distintos: a) La troposfera La troposfera es la capa más baja de la atmósfera. Su límite superior, denominado tropopausa, oscila entre 9 km en los polos y unos 17 km en el ecuador. Las principales características de la troposfera son: 

acumula el 80% del aire atmosférico, debido al carácter compresible de éste.



Se desarrollan les fenómenos meteorológicos y climáticos.



El aire está sometido a movimientos verticales que suponen cambios de temperatura y presión. Igualmente hay movimientos horizontales que dan lugar a la transferencia de masas de aire desde un lugar a otro de la superficie terrestre.



En la troposfera se produce un descenso térmico de 0,65ºC cada 100m de ascenso, es el

denominado gradiente de temperatura. 

Prácticamente el 100% del vapor de la atmósfera se concentra en la troposfera, lo que provoca las precipitaciones y la nubosidad.

b) La estratosfera La estratosfera tiene el límite inferior en la tropopausa y el superior, denominado estratopausa, se sitúa a 50 km de altitud.

La estratosfera tiene como particularidad un incremento de la temperatura a medida que aumenta la altitud. La temperatura pasa d ellos -50ºC en los niveles más bajos, a temperaturas de -2ºC en el límite superior. La elevada concentración de ozono en la estratosfera, especialmente hacia los 25km de altitud, es de gran importancia para el desarrollo de la vida en la superficie terrestre.

Las otras capas atmosféricas presentan una menor incidencia geográfica, aunque también nos protegen de las radiaciones solare.

La estructura vertical de la atmósfera

La radiación solar y la radiación terrestre El sol emite su energía a través de ondas electromagnéticas de distinto tamaño, una parte de estas constituye la luz visible por el ojo humano. La radiación electromagnética o radiación la podemos considerar como la energía misma y su forma de transmitirse.

El sol emite su energía en onda corta (casi el 99% de su emisión), y de ésta casi el 50% se corresponde con el espectro visible, es decir, la luz. Por lo tanto podemos considerar el sol como una fuente de energía que es emitida en forma de radiación de onda corta.

Del total de Energía emitida por el sol, la tierra solo intercepta una dos mil millonésima parte, debido a la distancia y al pequeño tamaño del planeta. Sin embargo, la tierra emite 160.000 veces menos de energía que el sol y lo hace en forma de radiación de onda larga.

La onda larga es la responsable del calentamiento del aire, de tal modo que la radiación solar (onda corta) atraviesa la atmósfera pero no calienta el aire.

La radiación solar recibida en la capa superior de la atmósfera un 28% es reflejada al espacio, un

25% absorbida por la atmósfera y un 47% absorbida por la superficie terrestre.

El porcentaje de radiación reflejada por un cuerpo se denomina albedo. El albedo terrestre es del 28%, es decir, refleja el 28% de la energía – radiación – que recibe.

Existe una transferencia de calor entre la superficie terrestre y la atmósfera, lo que permite mantener el balance y equilibrio energético del planeta en su conjunto.

La transmisión del calor Existen dos mecanismos capaces de transferir energía de un cuerpo a otro: a) La convección El calentamiento de un fluido (agua o gas) supone un trasvase de energía. El suelo al calentarse transmite dicho calentamiento al aire que está sobre él; el aire caliente se eleva y transporta el calor transferido por el suelo.

Cuando hay un cambio de estado en un fluido se produce una adición o pérdida de calor, es el denominado calor latente. A este respecto cabe pensar en el efecto que tiene el sudor como regulador térmico: la evaporación del sudor supone una sensación de frescor. ¿Porque? Porqué con el proceso de evaporación hay una transferencia de calor del cuerpo hacia el aire. La evaporación del sudor supone “un robo” del calor del cuerpo. b)La conducción Es el proceso de calentamiento por contacto con la consiguiente transferencia de calor entre los átomos de un cuerpo.

Hay tres formas de conducción de energía: 

La radiación. El calor de una hoguera se propaga, mayoritariamente, por radiación, por eso en el momento que nos alejemos de la hoguera notamos frío.



La convección. En una caldera se calienta el agua que es transportada al radiador, en donde se produce el calentamiento del aire por contacto con la superficie caliente del radiador.



Si se introduce una barra de hierro en una fuente de calor, se puede observar como se produce un calentamiento gradual, tempo necesario para que se produzca la conducción.

La temperatura del aire

El calor no es igual a la temperatura. El calor es una forma de energía y se manifiesta en los cambios de estado de la materia (calor latente). La temperatura es la característica o disposición del calor que determina que cuerpo recibe calor.

La calorimetría mide la cantidad de calor acumulado en los cuerpos dependiendo de su masa, su naturaleza y temperatura. La distinta naturaleza de los cuerpos determina que no todos tengan la misma capacidad de acumulación de calor. Esta capacidad se denomina calor especifico y se define como la cantidad de calor necesaria para elevar en 1ºC la temperatura de 1 gramo de masa de un cuerpo.

La temperatura del aire es uno de los elementos de mayor importancia climatológica, siendo varios

los factores que la determinan.

Factores determinantes de la temperatura a) Factores cósmicos Se relaciona con el balance de radiación e insolación (horas anuales de sol). El balance anual es positivo en la zona intertropical y subtropical, mientras que en las restantes latitudes es negativo.

Este factor determina elevadas temperaturas en torno al ecuador y bajas temperaturas en las zonas frías. b) Factores geográficos 

La altitud determina un descenso de la temperatura

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La cercanía de masas de agua. Las áreas costeras tienen temperaturas más suaves que las alejadas de la costa. La razón de este hecho está en función del calor específico del agua, es decir, se necesita una caloría para elevar 1ºC, 1 gramo de agua. Este elevado calor específico supone que el agua se caliente y se enfríe más despacio que el aire o que la superficie terrestre. Este hecho determina que el Océano se comporte como un “almacén” de calor y actúe a modo de un complejo sistema termorregulador. El superávit energético del verano sirve para calentar lentamente el agua oceánica (acumula calor y refresca las costas adyacentes). El concepto de continentalidad como el fenómeno climatológico y geográfico por el cual la influencia termorreguladora y de humedad del mar es mínima y prima el calentamiento y enfriamiento de la superficie terrestre, por lo tanto incrementa la amplitud térmica anual.

c) Factores advectivos El movimiento horizontal del aire conocido como advección supone la transferencia energética de las áreas con superávit de radiación hacía las zonas templadas. Igualmente, desde las zonas frías pueden ser emitidas masas de aire muy frías que determinan un cambio de temperatura (olas de frío).

La interrelación atmósfera/hidrosfera El agua de los océanos, mares y lagos, se incorpora a la atmósfera a través de la evaporación. Una parte del agua incorporada al aire procede de la transpiración de las plantas. La suma de la evaporación y la transpiración se denomina evapotranspiración.

La evaporación es un proceso físico por el cual las moléculas de agua, sometidas a movimientos, son capaces de romper su cohesión intermolecular y pasar a la atmósfera.

Por lo tanto, la evaporación precisa de movimiento y energía para su mayor eficacia. Si el movimiento es mínimo y la energía reducida la evaporación es muy reducida, pero no inexistente.

Ejemplo: al calentar una olla llena de agua, ésta comienza a hervir, entra en ebullición, lo que se traduce en una mayor agitación del agua y se favorece la evaporación.

El vapor de agua y la humedad El agua en estado gaseoso recibe el nombre de vapor de agua. Por ello las nubes no son vapor de agua sino la acumulación de partículas de agua, bien sea en estado solido o líquido. El vapor que sale del agua caliente de la ducha no es vapor de agua sino microgotas de agua.

La concentración de vapor de agua en el aire se denomina humedad atmosférica o humedad.

Las dos principales son: 1. La humedad absoluta: se entiende por humedad absoluta la masa de vapor de agua que hay en un metro cubico de aire. Se expresa en g/m3.

2. La humedad relativa: es la relación expresada en porcentaje entre el vapor de agua contenido en un volumen de aire y la masa de vapor de agua que saturaría dicho volumen. Se trata de una proporción entre la cantidad de vapor de agua que existe y la que podría tener hasta llegar al 100%. Un aire está saturado cuando no admite más vapor de agua e se interrumpe la evaporación. Esto sucede si el aire permanece estancado sobre una superficie acuosa, sin embargo, si se renueva constantemente, el “nuevo” aire seco sigue admitiendo nueva carga de vapor de agua. Esta es la causa por la que la ropa se seca antes co viento que sin viento (el viento favorece la evaporación). La capacidad de absorción de vapor de agua por parte del aire está en relación con la temperatura. Cuanto mayor sea la temperatura de una aire, mayor es su capacidad de retención de humedad, por el contrario, la capacidad higrométrica es menor con el descenso de la temperatura.

La condensación La condensación es el cambio de fase de vapor de agua (gas) a agua (líquido), si el cambio de fase es de estado solido a líquido se denomina fusión.

Para que se produzca la condensación son necesarios varios factores: el primero paso es la existencia de vapor de agua en el aire, esto supone que previamente ha tenido que existir evaporación.

Una vez que hay humedad en el aire se debe producir la saturación, para ello, es necesario un enfriamiento del aire.

La tercera condición es la existencia de núcleos de condensación que son partículas microscópicas suspendida en el aire sobre las que se produce la condensación y a las que adhieren las moléculas de agua.

El paso siguiente consiste en una unión de los núcleos de condensación y sus correspondientes moléculas de agua hasta conformar pequeñas gotas. Este proceso de unión recibe el nombre de coalesciencia, dando lugar a la formación de nubes.

Una nube es una porción de aire integrado por millones de partículas microscópicas de agua, bien sea en estad líquido o solido. Las nubes se clasifican según distintos criterios: la altitud, la evolución, la morfología.

La clasificación internacional establece diez géneros de nubes.

Las nieblas La niebla es una nube en contacto con la superficie terrestre de tal modo que reduce la visibilidad.

Las nieblas pueden originarse por bajas temperaturas del suelo que provocan la condensación de la humedad en la capa atmosférica en contacto con la superficie terrestre; este tipo de niebla se denomina niebla de irradiación.

No hay que confundir niebla con calima. Ésta se produce por la suspensión de partículas de polvo en los primeros metros de la troposfera. En la formación de la calima no está presente el agua.

La precipitación La precipitación es la fase final de un proceso que comienza con la evaporación. 

Tipo de precipitación: Líquida o solida; la líquida se corresponde con la lluvia que dependiendo de su intensidad y tamaño de las gotas se puede denominar llovizna y chubasco. La precipitación solida se corresponde con la nieve y el granizo.

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Medida de la precipitación: el volumen de precipitación permite una clasificación gradual en función del balance precipitación/evapotranspiración, desde áreas muy secas a hiperhúmedas.

La precipitación se mide con un aparato denominado pluviómetro. La medida se expresa en milímetros (mm) de altura.

1 Litro por metro cuadrado es igual a 1mm de precipitación.

Además del volumen de precipitación existe otra medida y es la intensidad de la precipitación (intensidad horaria).

LA DINÁMICA ATMOSFÉRICA La presión: definición y medición La atmósfera tiene una masa que ejerce un peso sobre la superficie terrestre.

Se define presión como el peso que ejerce una columna de aire (desde la superficie hasta el límite superior de la atmósfera) sobre una unidad de superficie terrestre. El concepto de presión se conoce desde 1643 cuando Torricelli demostró y cuantificó la presión atmosférica por primera vez.

La presión se mide con el Barómetro y en climatología y meteorología se expresa en milibares (mb).

La presión normal a nivel del mar es 1,013 mb.

Cuando el valor de la presión es superior se denomina alta presión, mientras si está por debajo de 1,013 mb es una baja presión.

La presión normal a nivel del mar ejercida por una columna de aire es de, como dicho, 1,033mb, cada centímetro cuadrado de superficie soporta una masa de algo más de 1 kg.

La presión sobre la superficie terrestre varía a un ritmo diario, estacional, anual, es decir, sobre una superficie la presión no siempre es la misma.

La presión también varía, y de un modo muy rápido, con la altura.

Factores de variación de la presión en la superficie terrestre La presión atmosférica disminuye con el incremento de altitud. La altura es un factor que determina los cambios de presión, pero ésta también varía sobre la superficie terrestre sin que haya variación altimétrica. Esta variación sobre un mismo punto de la superficie, se asocia a los siguientes factores: 1. Factores térmicos. Los cambios térmicos originan cambios de presión, pero también éstos ocasionan cambios en la temperatura del aire. Cuando la superficie terrestre se enfría el aire que se emplaza sobre ésta también se enfría y desciende la temperatura. Un aire frío es más denso y por lo tanto aumenta su peso y su presión. Por lo tanto el enfriamiento de un aire provoca un incremento de la presión. Por el contrario el calentamiento de un aire provoca una disminución de la presión. El anterior proceso físico supone que el enfriamiento de la corteza terrestre origine altas presiones térmicas mientras que el calentamiento de la superficie da lugar a bajas presiones térmicas.

2. Factores dinámicos. Cuando el aire converge desde distintas direcciones en un punto origina una corriente de ascenso. El ascenso de aire da lugar a una baja presión, por el contrario, el descenso o subsidencia del aire desencadena una alta presión.

3. Factores orógraficos: El aire, al chocar contra una barrera montañosa, se ve obligado a ascender por sus laderas, ésto provoca un cambio de presión.

Las diferencias horizontales de presión: el viento Los desequilibrios de presión que existen en la superficie terrestre originan el viento.

La diferencia de presión supone:  una transferencia de aire desde el punto de máximo valor de presión al punto de menor valor. El viento siempre sopla desde la máxima a la mínima presión.  La diferencia de presión entre dos puntos y la distancia que los separa determina la velocidad del viento.

La velocidad del viento se mide con un aparado llamado anemómetro. El viento se origina en un punto de presión alta, siendo éste su lugar de procedencia, lo cual marca la dirección del viento.

La diferencia de presión entre dos puntos se denomina gradiente de presión y es el responsable del generar el viento.

Altura, presión y temperatura: tres elementos interrelacionados El aire asciende por causas térmicas (calentamiento), dinámicas (convergencia), orográficas (montaña) y frontales (frente). Estas distintas causas originan un asciendo del aire, que a su vez provoca una corriente de descenso compensatoria en otro lugar. a)El comportamiento adiabático del aire Un proceso adiabático es aquel que se realiza sin transferencia de calor entre un cuerpo y el exterior. Por lo tanto, el comportamiento adiabático del aire se refiere a lo que sucede, desde el punto de vista térmico, sin que haya contacto con el exterior (aire envolviente).

Todo incremento de presión de un gas supone incremento de temperatura de dicho gas, mientras que la disminución de la presión supone una disminución de su temperatura.

El volumen, la densidad y la presión del aire varían con la altura: a mayor altura, el aire se expande, ocupa más volumen, baja su densidad y su presión.

Al elevarse un globo, el aire se expande y aumentas u volumen, al aumentar su volumen las moléculas del aire chocan menos veces y generan menos calor, lo que produce un enfriamiento adiabático. Por el contrario, cuando el globo desciende se genera el mecanismo contrario y el aire se calienta calentamiento adiabático.

Este funcionamiento físico del aire ocasiona uno de los fenómenos geográficos más evidente y visible que podemos observar: el efecto föhn. b)El efecto föhn Cuando un aire asciende al chocar contra una barrera orográfica se desencadena el proceso adiabático que supone un enfriamiento, igualmente, cuando este aire desciende por la ladera de una montaña, también se ve sometido a un calentamiento. El resultado es un contraste de temperatura entre una ladera (la de ascenso, más fría y húmeda) y la de descenso (más cálida y seca). Este contraste higrotérmico entre las laderas se refleja en el paisaje vegetal, pluviosidad, e incluso, en los aspectos hidrográficos.

Supongamos que un aire con 15º de temperatura alcanza la base de un obstáculo y comienza su ascenso por la ladera.

La ladera que recibe el viento se denomina barlovento. El aire al ascender comienza su enfriamiento adiabático de 1ºC cada 100 metros.

Se obtiene un descenso de la temperatura a medida que ascendemos y una concentración de las precipitaciones en los niveles altimétricos superiores, debido al enfriamiento y condensación del aire.

Un aire para condensarse debe enfriarse, y el aire se enfría al ascender, independientemente del mecanismo de ascenso – orográfico, térmico, frontal, o dinámico.

Cuando el aire supera la cima y comienza el descenso por la ladera opuesta, la cual, se denomina ladera de sotavento; ya ha perdido prácticamente toda la humedad su calentamiento es de 1ºC cada 100 m. de descenso. Por ello, cuando llega a la base su temperatura es de 18º.

La Circulación General Atmosférica El aire de la troposfera está en permanente movimiento, horizontal y vertical, a partir de unos centros de acción dinámicos que se distribuyen en diferentes latitudes en todo el planeta. Estos centro de acción emiten y reciben vientos que son permanentes a lo largo del año y recibe el nombre de Circulación General Atmosférica (C.G.A.).

La C.G.A. en latitudes subtropicales e intertropicales.

Su origen está asociado a la convergencia de aire en la capa alta de la troposfera, seguido por un proceso de subsidencia (descenso) y que al chocar contra la superficie terrestre sufre una divergencia, dando lugar a una emisión constante de vientos.

Los anticiclones subtropicales emiten vientos desde sus posiciones hacia el Ecuador y hacia las latitudes medias.

Los vientos emitidos hacia el Ecuador reciben el nombre de alisios, mientras que los emitidos hacia las latitudes medias se denominan vientos del oeste.

El choque de los alisios procedentes del hemisferio sur y los que tienen su origen en el hemisferio norte dan lugar a la denominada Convergencia Intertropical.

La C.G.A. En latitudes templadas y frías Si la trayectoria de los alisios es de este a oeste, en las altitudes templadas la circulación general atmosférica es del oeste, esto es, los vientos soplan desde el oeste hacia el este. Los anticiclones subtropicales son los emisores de vientos del oeste que desde las latitudes subtropicales se dirigen hacia las latitudes templadas.

Otro elemento de gran importancia en la C.G.A. es la corriente de chorro, o jet strem en su denominación internacional.

La corriente en chorro es un flujo de viento situado en la alta troposfera que circunda el Globo y tiene una velocidad máxima de unos 300 km/h, una anchura de 200 km y un espesor de 8-10 km.

Otro elemento de gran importancia en la zona templada es la presencia de bajas presiones frontales que producen inestabilidad y precipitaciones, estas borrascas son arrastradas por los vientos del oeste, lo que supone que avancen desde el Atlántico hacia Europa y desde el Pacífico hacia América del norte.

El modelo de la C.G.A. Se completa con una traslación de sus elementos según las estaciones, así, en julio todo el entramado sufre un desplazamiento hacia el norte y en enero hacia el sur.

La inestabilidad atmosférica: masas de aire y frentes Los vientos planetarios, al arrastrar y transportar masas de aire, permiten transferir humedad y energía (calor) de unas regiones a otra.

Las masas de aire a)Definición y formación Una masa de aire es un cuerpo o volumen de atmósfera de gran extensión y reducida altura que presenta unas determinadas características hidrotérmicas que lo individualizan del aire adyacente. Si se analiza esta definición se obtiene que:  Una masa de aire es parte de la atmósfera. El problema de comprensión está en que no se “ve” una porción de aire diferente de otro aire. Sin embargo, si se mide la temperatura y la humedad del aire, se observa que éste no es tan homogéneo como parece  El aire se calienta y se enfría a partir de la radiación terrestre, esto determina dos hechos: el primero que una masa de aire sea muy extensa y su altura reducida. El segundo que un aire debe permanecer mucho tiempo sobre una superficie para que éste le transfiera sus características.  La individualización de una masa de aire está determinada por su densidad que está en relación con su temperatura. Los cuerpos de aire con diferente densidad (temperatura) no se mezclan o, al menos, no lo hacen de un modo rápido. b)Clasificación La latitud condiciona la temperatura, mientras que la superficie de contacto determina el grado de humedad.

Cuadro de clasificación de las masas de aire:

Latitud

Continental (C)

Ártica (A)

Marina (M) Am

Antártica (A)

Ac

Polar (P)

Pc

Pm

Tropical (T)

Tc

Tm

Las masas de aire se definen por dos letras, la primera y mayúscula indica la latitud, la segunda, en minúscula, si es continental u oceánica.

1.Las masas de aire ártica y antártica son muy frías y secas. Aunque la ártica origine sobre un océano, éste permanece helado la mayor parte del año, la evaporación es muy reducida por la ausencia de calor y el aire, al ser muy frío, no puede contener mucha humedad.

2.Las masas polares. Se originan en las latitudes subpolares (a pesar de recibir el nombre de polares no se desarrollan sobre los polos).

3.Las masas tropicales. Se originan en latitudes peritropicales. Las Tm son cálidas y muy húmedas, porqué tienen una gran capacidad higrométrica y además se forman sobre mares con temperaturas superficiales, cercanas a los 30ºC. El choque de las masas de aire: los frentes Dos masas de aire, térmicamente contrastadas, no se mezclan sino que chocan quedando la masa más fría (más densa) por debajo de la masa más cálida (menos densa). Este principio de incompatibilidad entre cuerpos de densidades diferentes es la explicación de los frentes.

Se define frente como el plano de discontinuidad o de separación entre una masa cálida y una masa fría.

El aire más denso es el que siempre permanece en las posiciones inferiores, mientras que el menos denso es el que asciende y se sitúa sobre el más denso. Un frente frío se produce cuando un aire frío alcanza a un aire cálido. Si el aire cálido alcanza el frío, el resultado es un frente cálido. a) frente cálido El aire cálido alcanza el frío y asciende sobre éste, pero de una manera lenta y sostenida, lo cual, provoca lluvias suaves que afectan a amplios sectores. Los frentes aparecen agrupados formando familias y es frecuente el paso de distintos frentes sobre un territorio lo que ocasiona diversos cambios de tipos de tiempo en cortos periodos. La presencia de frentes supone inestabilidad, nubosidad, precipitaciones potenciales y una alternancia de tipos de tiempo.

Cuando un frente alcanza a otro y las distintas masas de aire acaban perdiendo sus características primigenias se produce el denominado frente ocluido.

Los climas de la tierra La variedad de climas terrestres La caracterización de los climas se hace a partir de las temperaturas medias y del registro de las precipitaciones. Éstos son los principales elementos climáticos, a los que se pueden añadir otras variables de estudio (nubosidad, insolación, viento...).

Es de gran importancia la estacionalidad de las precipitaciones. Según eso hay tres posibilidades: a) exista estación seca en verano. Se produce estación seca en verano cuando el volumen de precipitaciones durante esta estación está por debajo de un determinado umbral. b) estación seca el invierno. Cuando las precipitaciones de invierno no alcanzan un determinado volumen respecto al total anual. c) sin estación seca. Se produce cuando las precipitaciones de verano e invierno no alcanzan los umbrales necesarios para entrar en las categorías anteriores.

Los climas lluviosos intertropicales En las latitudes intertropicales se localizan tres dominios climáticos lluviosos. Los dos primeros están asociados a la zona de convergencia intertropical. El tercero se localiza en el sudeste asiático.

Los climas tropicales abarcan una amplia banda latitudinal y ponen gradualmente en contacto con los climas lluviosos ecuatoriales con los climas secos. Por eso, dentro de los tropicales existe una fuerte gradación pluviométrica. El clima monzónico es muy estacional. Las lluvias de verano permiten el cultivo del arroz y el desarrollo agrario en el sudeste asiático. Si no fuese por los monzones la península de Indochina y la india serían un desierto que es lo que correspondería latitudinalmente.

Los climas secos Los climas secos se caracterizan por su déficit de precipitación respecto a la evapotranspiración.. Se dividen en su subárido y áridos; Los primeros presentan un déficit en que permite la existencia de una vegetación adaptada a las condiciones secas. Los desiertos se localizan en las áreas sometidas a la influencia permanente de los anticiclones subtropicales.

Este grupo es el denominado como desiertos peritropicales o zonales.

La existencia de corrientes frías y latitudes intertropicales ocasionan en su área costera de influencia, la existencia de acusados desiertos con precipitaciones inferiores a los 250 mm anuales.

Este grupo constituyen los denominados desiertos costeros.

El último conjunto son los desiertos fríos que se localizan en tierras altas y están asociados a la existencia de barreras orográficas o fuerte continentalidad.

Lo significativo de estos desiertos es la temperatura más baja respecto a los desiertos peritropicales.

Los climas templados Las latitudes templadas presentan una gran variedad climática derivada de su situación, afectada por masas de aire muy contrastadas.

Dentro de la misma latitud pueden existir dominios climáticos muy diferente en función de la fachada continental que ocupe un territorio.

En las latitudes subtropicales, la fachada occidental de los continentes es más eficaz que la fachada oriental, divididos en verano los anticiclones subtropicales (estabilidad, ausencia de precipitaciones) afectan a las fachadas occidentales, pero no a las orientales.

Por el contrario, en latitudes subpolares las fachadas occidentales son más húmedas y menos frías que las orientales.

Las precipitaciones, en las latitudes medias y subpolares de las costas occidentales, están íntimamente asociadas a la llegada del borrascas procedentes del oeste que aportan humedad y suavización térmica.

En las latitudes medias y subtropicales de las fachadas orientales las precipitaciones se asocian a los vientos del este.

Las temperaturas en las latitudes templadas están sometidas a fuertes variaciones estacionales entre el invierno y el verano.

1 – El clima mediterráneo Los climas mediterráneos presentan ciertas variedades. La principal particularidad del clima mediterráneo es la estación seca estival.

Este hecho es una excepción en el planeta, pues lo normal, es que la estación seca sea invierno y que el verano sea la estación más lluviosa.

2 – El clima subtropical húmedo En las mismas latitudes el clima mediterráneo, pero en las fachadas orientales y los continentes se desarrolla un clima subtropical húmedo, condicionado por la llegada de vientos en este que arrastran masas de aire.

3 – El clima oceánico Se desarrolla en las latitudes medias de las fachadas occidentales, la repetida llegada de borrascas procedentes del oeste, especialmente en invierno, asegura un eficaz trasvase de humedad y calor desde el océano al continente, lo que se traduce en abundante irregular pluviosidad y actitudes térmicas moderadas.

Los climas continentales En las latitudes medias y subpolares, pero en regiones afectadas por la continentalidad, se ubican los climas continentales. En las áreas de clima continental se registran las temperaturas medias más bajas del planeta (hasta -50 °C), así como las mínimas absolutas(Cerca de -70 °C).

Los clímax de las zonas polares Al norte del círculo polar ártico y al sur del antártico, se desarrolla en dos dominios climáticos, cuya principal característica es el frío y las estas estacionalidad, un verano con noches casi inexistentes iniciaron que es casi una noche perpetua.

Los climas de alta montaña Las características de los anteriores dominios climáticos estaban referidas a áreas en las que la altitud no desempeñaban un factor determinante. Sin embargo, en las grandes cordilleras las condiciones climáticas se encuentran mediatizadas. Por la altitud en todos los casos implica un aumento de las precipitaciones y un descenso de la temperatura. El clima de alta montaña presenta particularidades muy diferentes si se trata de una montaña ubicada en latitudes intertropical o templadas.

LA HIDROSFERA Las ¾ partes partes de la superficie de la tierra está cubierta por agua, el conjunto de todas las aguas de la tierra conformada la hidrosfera, Elemento vital que se interrelaciona con la atmósfera, la litosfera y la biosfera.

El agua y el ciclo hidrológico La interacción de la hidrosfera con los otros elementos del sistema natural se realiza a través del ciclo hidrológico. Igualmente, sus propiedades físicoquímicas y térmicas suponen el desencadenamiento de multitud de procesos.

Las propiedades del agua El agua presenta un elevado calor específico por lo que es un gran regulador térmico.

El agua puede aparecer en los tres estados de la materia (sólido, líquido y gaseoso), en los cambios de fase o consume energía, lo que le permite generar las transferencias energéticas.

En su fase líquida y contando con la fuerza de la gravedad, a quienes una gran energía cinética capaz de transportar cargas sólidas lo que supone un activo papel geomorfológico en el modelado terrestre.

El ciclo hidrológico El agua está en permanente movimiento a partir de unos flujos que ponen en comunicación el agua oceánica con la atmósfera y la corteza continental. Éste movimiento del agua es lo que se denomina el ciclo hidrológico.

El ciclo hidrológico comienza con la evaporación de las aguas oceánicas que aportan a la atmósfera el 86% del agua atmosférica.

Las superficies continentales evapotranspiran (Se incluye en la humedad aportada por la vegetación) el 14% restante hacía la atmósfera. Este es un flujo de agua desde la superficie (continental u oceánica) del planeta hacia la atmósfera. Desde esta, a través de la precipitación, los océanos reciben el 80%, mientras que las superficies continentales recogen el 20% de la precipitación.

Ese 6% de ésta se constituye la escorrentía neta que originan las aguas continentales que retornar a los océanos y de este modo se equilibra el ciclo.

La distribución de la buena tierra La hidrosfera cede parte de un mundo muy desigual: el 97% se encuentra en los océanos y mares de la tierra, mientras que el 3% restante constituye las aguas continentales y el agua de la atmósfera.

El agua atmosférica La evapotranspiración Es el mecanismo por el que el agua pasa de estado líquido estado gaseoso y se incorpora a la atmósfera posteriormente, la condensación supone el cambio del estado gaseoso al líquido. Éstos permiten la aparición de las precipitaciones.

Las aguas continentales Se entiende por agua continental aquella porción de la hidrosfera que se encuentra en interacción con la corteza continental, independientemente de su ubicación y estado. La primera clasificación del agua continental hace referencia a su localización en la corteza terrestre: superficial, o

subterránea. Las aguas subterráneas constituyen el 22% de las aguas continentales, mientras que las superficiales son el 78%.

A) Las aguas continentales superficiales El 76% de las aguas continentales superficiales estaban en estado sólido en los inlandsis (Groenlandia y Antártida) y glaciares. El 1,77% de la hidrosfera se acumula en forma de hielo,Es la denominada criosfera.

B) Las aguas continentales subterráneas El 22% de las aguas continentales son subterráneas y constituyen una importante reserva de abastecimiento a las necesidades humanas.. En muchas regiones del planeta explotan los recursos hídricos, hasta tal punto que el 10% de la cosecha mundial de cereales depende de las reservas subterráneas.

El agua procedente de la precipitación y del suelo y por la acción de la fuerza de gravedad inicia un proceso de infiltración hacia capas más profundo. Y el agua continúa su lento descenso hasta alcanzar un estrato de rocas impermeables o saturadas, comenzando un proceso de acumulación de agua en profundidad que reciben nombre de Zona de saturación o acuífero.

Las aguas oceánicas A)Características físico químicas del agua del mar Las dos principales características físico químicas de las aguas oceánicas son la temperatura y la salinidad. Éste mecanismo permite que las de los tenistas se desplacen sobre las materias que siempre van a permanecer en posiciones inferiores.

Los vientos planetarios arrastran las aguas oceánicas y crear los grandes circuitos oceánicos a escala planetaria.

B) los movimientos de las aguas marinas: las corrientes oceánicas Las corrientes oceánicas se dividen entre ellas y cálidas. Su temperatura es relativa, en función de las características técnicas de las aguas que sirve de soporte. Por lo tanto cuando se dice que la Deriva Noratlántica Que bañan las costas de la huella, es calidad, no significa que su temperatura permite bañarse. Simplemente significa que su temperatura es de 6-7 °C, Más elevadas que las aguas del mar de Noruega (2-3 °C), sobre las que se desplazan.