Thursday, March 22, 2007

ANTIGUA PUBLICACION QUE NOS HABLA DEL CLIMA Y LOS COMETAS..


INSTRUMENTAL PARA ESTUDIAR EL CAMBIO CLIMATICO...




1. CLIMATOLOGIA

El estudio del clima y del tiempo ha sido un asunto que ha ocupado a la Geografía desde sus comienzos. De las condiciones atmosféricas dependen muchas actividades humanas, desde la agricultura hasta un simple paseo por el campo. Por eso se ha hecho un esfuerzo ingente por predecir el tiempo tanto a corto como a medio plazo.

Lo primero que debemos aclarar son los conceptos de tiempo y clima, que hacen referencia a escalas temporales diferentes. El tiempo se define como el estado de la atmósfera en un determinado momento. Se toma en cuenta la humedad (absoluta y relativa), la temperatura y la presión, en un determinado lugar y momento.

Como cada uno de los instantes es más o menos prolongado en el tiempo, y en extensión, se le denomina tipo de tiempo. Estos tipos de tiempo atmosférico cambian con el paso de las horas y los días; pero tienden a repetirse tipos de tiempo atmosférico similares en ciclos anuales y en las mismas fechas aproximadamente. A esa repetición anual de tipos de tiempo es a lo que llamamos clima. El clima es, pues, la sucesión de tipos de tiempo que tienden a repetirse con regularidad en ciclos anuales. Cuando una comarca, ciudad, ladera, etc., tiene un clima diferenciado del clima zonal decimos que es un topoclima. Además, llamamos microclima al que no tiene divisiones inferiores, como el que hay en una habitación, debajo de un árbol o en una determinada esquina de una calle.

El clima tiende a ser regular en períodos de tiempo muy largo, incluso geológico, lo que permite el desarrollo de una determinada vegetación y un suelo perfectamente equilibrado, suelos climáticos. Pero, en períodos de tiempo geológicos, el clima también cambia de forma natural, los tipos de tiempo se modifican y se pasa de un clima otro en la misma zona. El tiempo, y el clima tienen lugar en la atmósfera. Para estudiar un clima es necesaria la observación durante un lapso de tiempo largo (mínimo quince años). Las observaciones de temperatura, precipitaciones, humedad y tipo de tiempo se recogen en las estaciones meteorológicas.

Con estos datos se elaboran tablas que se expresan en climogramas.

Circulación general de la atmósfera *
La influencia del océano en el clima *

Los fenómenos océano–atmosférico: el Pacífico sur (El Niño) La banquisa polar La circulación termohalina del océano profundo

Condiciones para que se provoque la lluvia

La evaporación La presión de vapor de agua y la humedad relativa La condensación

El crecimiento de las gotas de lluvia

Teoría de la coalescencia Teoría de Bergeron y Findeisen

Distribución climática zonal

Clasificaciones climáticas se han hecho muchas, atendiendo generalmente a los aspectos puramente meteorológicos. La clasificación tradicional en climas cálidos, lluviosos y secos; templados, oceánico, mediterráneo y chino; y fríos, polar y subpolar; atendía, más que nada, a la concepción del clima como el estado medio de la atmósfera, sin tener demasiado en cuenta su dinámica. A este concepto corresponde la clasificación climática de Koeppen.

Hoy en día se hace necesario otro tipo de noción del clima, una concepción que tenga en cuenta: la sucesión de tipos de tiempo sobre un territorio, los centros de acción que actúan y las masas de aire que provocan esos tipos de tiempo. A esta idea responde la clasificación climática de Arthur Strahler . Sin embargo, Strahler no tiene suficientemente en cuenta las consecuencias bioclimáticas. No obstante, esta es una clasificación mucho más descriptiva, ya que denomina a los climas con un lenguaje comprensible.

La clasificación de Strahler tiene la ventaja de que se puede cruzar con la clasificación de las grandes biocenosis terrestres que hacen Lacoste y Salanon , con lo que podemos tener clasificación climática y biogeográfica juntas. Así pues, esta será la clasificación que utilicemos.

Según Arthur Strahler distinguimos los siguiente tipos de clima:

Clima ecuatorial lluvioso (Ecuatorial)
Clima monzónico y de los vientos alisios en el litoral (Monzónico)
Clima tropical seco y húmedo (Tropical)
Clima tropical seco (Desértico)
Clima subtropical seco (Desértico)
Clima subtropical húmedo (Chino)
Clima mediterráneo
Clima marítimo de la costa oeste (Oceánico o Atlántico)
Clima seco de las latitudes medias (Continental)
Clima continental húmedo (Continental)
Climas de los bosques boreales (Boreal)
Clima de tundra
Clima del casquete polar (Polar)
Climas de montaña


Breve historia del clima *
Consecuencias del cambio climático *
El «terremoto climático» *

Variabilidad climática rápida


El clima como condicionante de la actividad humana


El clima es un elemento esencial que define las condiciones ecológicas de los países geográficos donde vive y desarrollan sus actividades las sociedades humanas, por lo que también condiciona las actividades de estas.

De él depende, por un lado, la agricultura, puesto que según sean las condiciones ecológicas permite un determinado tipo de cultivos adaptados a las temperaturas, la humedad, las horas de sol, y las variaciones estaciónales. Condiciona la industria, más en el pasado que en la actualidad, ya que necesitaban energías renovables. Pero también hoy en día, por el alto consumo de agua y el hecho obvio de que se transforman materias primas de origen natural. Cada vez se demanda más que las fábricas tengan en cuenta el umbral de contaminación del medio, que tiene que ver mucho con el clima, para desarrollar su actividad industrial.

También condiciona la vivienda, sobre todo la tradicional, en la que aparecen elementos para protegerse del frío, el calor o la lluvia; para recoger agua de lluvia, según los casos; e incluso aparecen construcciones exentas donde guardar en un lugar fresco y seco los productos agrarios. Hoy en día las ciudades se abastecen de agua por medio de grandes pantanos que dependen de las precipitaciones del año.

Por último, en la actualidad, lo que se demanda de la meteorología es la predicción del tiempo a corto plazo, para poder organizar el tiempo de ocio, sobre todo cuando se piensa ir al campo o de vacaciones. Incluso hay una distinción entre deportes de invierno y de verano.

A pesar de todo, la humanidad ha hecho ingentes esfuerzos para liberarse de los condicionantes climáticos y construye hábitat artificiales donde cada vez importan menos. Las ciudades tienen un topoclima diferenciado con el entorno más benigno, más cálido y más húmedo, en las que el clima puede aparecer como algo secundario. En condiciones de anticiclón térmico aparece sobre las ciudades una isla de calor.

Incluso la agricultura tiende a liberarse del clima, regando cuando no llueve, construyendo invernaderos o con la agricultura sin tierra.

A pesar de todos los esfuerzos, el clima es fundamental para la vida humana, ya que es un elemento clave del sistema ecológico, y por mucho que transformemos el medio no podemos librarnos de nuestra condición biológica.

La atmósfera

La atmósfera es el lugar en el que tienen lugar todos los cambios del tiempo, y por lo tanto del clima. Concretamente es en la troposfera donde se dan todos los meteoros y los tipos de tiempo que definen el clima.

En la troposfera es donde se encuentran la mayor parte de los gases y el vapor de agua de la atmósfera, y su turbulencia afecta directamente a la corteza terrestre modelando su relieve. Por encima de la troposfera se sitúan: la estratosfera, la mesosfera y la termosfera; con gases cada vez más enrarecidos, y con las respectivas tropopausa, estratopausa y mesopausa. No sabemos casi nada del papel que tienen en la definición del clima terrestre. Lo más estudiado es el estrato o «capa de ozono» en la estratosfera, de la cual sabemos poco más que se sitúa a unos 50 Km., de altitud y que es la encargada de absorber la mayor parte de las radiaciones ultravioletas que llegan a la Tierra, por lo que se constituye en una importante reserva de calor. Esta capa emite calor, y la influencia de ese calor define la ruptura del
gradiente térmico vertical de la tropopausa y la estratopausa. Muy probablemente la potencia del estrato tenga que ver con la temperatura media de la Tierra, ya que cuanto más grueso sea más calor absorberá.

En la troposfera es donde tienen lugar los cambios de tipo de tiempo que nos interesan, y más nos afectan. Se compone fundamentalmente de nitrógeno 78%, oxígeno 21% y argón 1%, así como de CO2 y otros gases menores, todos ellos en proporciones más o menos estables. También contiene vapor de agua, agua, polvo y núcleos higroscópicos en suspensión, pero su proporción en la atmósfera es variable según los lugares.

La concentración de vapor de agua y agua en suspensión depende de la existencia de un área de evaporación o una temperatura reducida. La temperatura en la troposfera, de manera general, tiene un gradiente adiabático térmico vertical negativo, de 1 ºC para las masas de aire no saturadas y de 0,5 ºC para las masas de aire saturadas, por cada 100 metros de altitud. Los cambios de temperaturas adiabáticos son aquellos que suceden en un gas, o en el aire, sin la intervención de ninguna fuente externa de frío o calor. Se calienta cuando se comprime y se enfría cuando se expande.

Decimos que una masa de aire está saturada cuando su humedad relativa es del 100%. No obstante, en condiciones particulares, como la inversión térmica, esto puede variar, y el gradiente negativo convertirse en positivo, es decir, aumentar según ascendemos. El que una masa de aire esté o no saturada, sea húmeda o seca, o tenga o no la misma temperatura que otra contigua supone que pueda ascender, estabilizarse o descender; es decir, que la atmósfera esté estable, cuando la masa de aire desciende, o esté estática, o que esté inestable, cuando asciende: en cuyo caso puede llover.

Distinguimos dos tipos de inversión térmica: la inversión de gran altura, debida a una convergencia frontal, cuando una masa de aire caliente es forzada a ascender dinámicamente; y la superficie de inversión, más localizada, que se produce en situaciones de anticiclón térmico, cuando el aire desciende por enfriamiento y la pérdida de temperatura es mayor en las capas bajas que en las altas.

La humedad de una masa de aire no depende de la cantidad de agua por metro cúbico que contenga, eso es la humedad absoluta y obedece a la evaporación, sino de la capacidad del aire para absorber agua. Esta capacidad depende de la temperatura del aire, puesto que esta absorción de agua necesita energía calorífica. A esta capacidad se le llama humedad relativa y se mide en tantos por ciento. Para una misma humedad absoluta, la humedad relativa aumenta cuando desciende la temperatura. Para el clima lo más interesante es la humedad relativa ya que una masa de aire saturada, o cercana a la saturación, es una masa de aire húmeda y las plantas pueden aprovechar su agua; mientras que de una masa de aire seca no; aunque tenga mayor humedad absoluta. En realidad, todo depende de la presión de vapor de agua.

Además, la atmósfera pesa, a una media de 1013 milibares (o hectopascales) al nivel del mar, aproximadamente una tonelada por centímetro cuadrado. Pero cuando el aire está frío desciende, haciendo aumentar la presión y provocando estabilidad. Se forma, entonces, un anticiclón térmico. Cuando el aire está caliente asciende, haciendo bajar la presión y provocando inestabilidad.

Se forma, entonces un ciclón, o borrasca térmica. Sin embargo, también es cierto que el aire frío y el cálido tienden a no mezclarse, debido a la diferencia de densidad, y cuando se encuentran en superficie el aire frío empuja hacia arriba al aire caliente provocando un descenso de la presión e inestabilidad, por causas dinámicas.

Se forma, entonces un ciclón, o borrasca dinámica. Esta zona de contacto es la que se conoce como frente. Cuando el aire frío y el cálido se encuentran en altura descienden en convergencia dinámica, haciendo aumentar la presión y provocando estabilidad, y el consiguiente aumento de la temperatura. Se forma, entonces un anticiclón dinámico.

Es el mecanismo convectivo. En un frente podemos diferenciar varios tipos de nubes dependiendo de su altura: irisadas, cirros, cirrocúmulos y cirroestratos (altas); altoestratos y altocúmulos (medias); nimboestratos, cúmulosestrato, cúmulos y estratos (bajas). Cuando se acerca un frente comenzamos a ver las nubes más altas, hasta que llegan las bajas. Además, tenemos las nubes de desarrollo vertical que forman las tormentas: cúmulos y cumulonimbos. Las nubes medias pueden dar lloviznas débiles y las bajas lluvias y nieblas húmedas. Las lluvias que más lluvias dan son los nimboestratos.

Vemos que la presión del aire no es uniforme, sin embargo tiende a serlo. Las disparidades de presión generan desplazamientos de las masas de aire en forma de vientos, tanto más fuertes cuanto mayor sean las diferencias de presión contiguas. La dirección de los vientos es siempre de las altas a las bajas presiones, y en general de oeste a este, debido a la rotación de la Tierra. Las diferencias de presión pueden ser regionales, pero también locales que generan brisas térmicas. Los vientos locales generados por las brisas térmicas se deben a la existencia de dos medios diferenciados con temperaturas notablemente contrastadas, como la tierra y el mar o la cumbre y los valles de las montañas.

Las brisas marinas se caracterizan porque la tierra, durante el día se comporta como zona cálida y el aire asciende «dejando sitio» al aire más frío del mar, y por lo tanto en superficie el aire circula del mar a la tierra. Por la noche la zona más cálida es el mar, es aquí donde el aire asciende «dejando sitio» al aire más frío de la tierra, y por lo tanto en superficie el aire circula de la tierra al mar. Lo mismo ocurre en las montañas. Durante el día la cima se comporta como zona cálida y el aire asciende «dejando sitio» al aire más frío del valle, y por lo tanto en superficie el aire circula del valle a la cima. Por la noche la zona más cálida es el valle, es aquí donde el aire asciende «dejando sitio» al aire más frío de la cima, y por lo tanto en superficie el aire circula de la cima al valle. La dirección de los vientos se mide en las estaciones meteorológicas y se representan en una rosa de los vientos.

Otro de los elementos que influyen en el clima es la distribución de la energía calorífica que llega del Sol. La Tierra obtiene la energía suplementaria que necesita de su proximidad al Sol. Del Sol nos llegan radiaciones en forma de calor, pero esas radiaciones no se distribuyen uniformemente por toda la Tierra. Esto ocurre porque los rayos solares llegan paralelos a la Tierra, pero al ser esférica la cantidad de superficie que deben calentar es menor en el ecuador que en los polos. La cantidad de energía por unidad de superficie disminuye con el aumento de la latitud. Esta variación es decisiva en la distribución de las temperaturas en la Tierra, las latitudes bajas son cálidas y las altas frías.

Pero, además de la cantidad de energía por unidad de superficie, debemos tener en cuenta el albedo o porcentaje de energía reflejada, la limpieza de la atmósfera, y la advección de masas de aire alóctonas, que compensan las diferencias, dulcificando el clima de todo el globo. También debemos tener en cuenta que la distribución de energía no es constante a lo largo del año, sino que sufre una variación estacional por el hecho de que el plano del ecuador, está inclinado 23º 27’ sobre el plano de la eclíptica, y el eje de rotación de la Tierra 66º 33’; latitudes que corresponden respectivamente a los trópicos y los círculos polares.

El movimiento de traslación de la Tierra hace que el ángulo de mayor incidencia de los rayos solares se desplace entre el trópico de Cáncer y el trópico de Capricornio, lo que da lugar a las estaciones y a los ciclos anuales de tipos de tiempo. En la distribución de las temperaturas, y sobre todo en su contraste, tiene mucho que ver la distribución de las masas de agua y las tierras. La diferencia de calor específico permite que en las regiones cercanas a grandes masas de agua las temperaturas sean más constantes. El agua absorbe calor, y lo desprende, más despacio que la tierra, por lo que puede calentar o enfriar el ambiente. Además, en las regiones cercanas a masas de agua oceánicas las temperaturas pueden estar modificadas por la existencia de corrientes marinas, bien cálidas, bien frías. Su influencia es decisiva. La ausencia de este mecanismo se llama continentalidad.

La continentalidad es otro factor fundamental que define el clima ya que la lejanía de las grandes masas de agua dificulta que llegue aire húmedo hasta estas regiones. En estas regiones se observa un aumento de la amplitud térmica y descenso de las precipitaciones debido a la ausencia de masa de agua. De esta manera se dificulta el efecto invernadero. La amplitud u oscilación térmica es la diferencia entre la temperatura más cálida y la más fría registradas a lo largo de un año o de un día.

Las masas de aire menos saturadas son menos eficaces a la hora de conformar el efecto invernadero. El efecto invernadero es un mecanismo natural que garantiza que en la Tierra durante la noche no desciendan las temperaturas hasta límites insoportables para la vida. Consiste en el calentamiento de la atmósfera por parte de la radiación de onda larga. La radiación de onda corta no calienta la atmósfera pero sí el agua y las rocas. Durante la noche la energía acumulada en estas superficies se desprende en forma de calor, onda larga capaz de calentar la atmósfera. No obstante, la analogía no es total, ya que en un invernadero, además de este mecanismo, el aire se calienta adiabáticamente debido a su concentración y ausencia de turbulencias, cosa que no sucede en la atmósfera. Se discute la influencia del aumento de los gases invernadero en este mecanismo.

Pero ¿qué es lo que hace que un gas sea invernadero? El Sol emite radiaciones a una temperatura de unos 6.000 ºC lo que significa que la mayoría de las radiaciones están en el ultravioleta cercano, la luz visible y el infrarrojo cercano. Con estas longitudes de onda los gases más comunes en la atmósfera terrestre (nitrógeno, oxígeno y argón) apenas tienen capacidad de absorción (salvedad hecha de ozono con los rayos ultravioleta) por lo que llegan a la superficie terrestre calentándola.

Esto se debe a que las moléculas de nitrógeno, oxígeno y argón son muy ligeras y su nivel de vibración fundamental se alcanza a temperatura ambiente, por lo que la interacción con la radiación infrarroja apenas modifica su estado. La superficie de la Tierra emite el calor acumulado, a temperaturas mucho más bajas que las del Sol (unos 27 ºC) en longitudes de onda del infrarrojo medio. Un gas invernadero es aquel que absorbe radiaciones de infrarrojos ente las 5 y las 50 milimicras, que es la longitud de onda mayoritaria en la que se encuentra el calor emitido por la superficie terrestre. Con estas longitudes de onda interfieren con las moléculas de H2O, el CO2, el metano y los otros gases invernadero presentes en la atmósfera haciéndoles vibrar, rotar y trasladarse; es decir calentarse. Ese movimiento suplementario de las moléculas de los gases hace aumentar su temperatura.

El relieve es un factor decisivo en el clima de muchas regiones. La altitud refresca la temperatura y enfría las masas de aire, debido al mencionado gradiente adiabático térmico vertical negativo. La cercanía a grandes masas de agua hace aumentar la humedad absoluta de las masas de aire, las cadenas montañosas y las costas rectifican el régimen de vientos, los grandes relieves generan el efecto barrera y el efecto foehn. Incluso la continentalidad es uno de los factores de clasificación de los climas.

El efecto barrera es el que sufre el aire frío al ascender en altura por causa de la presencia de un relieve. Ese ascenso le hace perder temperatura y por lo tanto aumenta la humedad relativa hasta, saturarse y hacer que llueva. El efecto foehn es el contrario. Una vez que el aire se ha secado en la vertiente de barlovento, pasa la cima y desciende por la ladera contraria provocando vientos muy fuertes, secos y cálidos. En Estados Unidos se llama efecto chinook , en los montes Dálmatas bora y en los Andes argentinos zonda.

A escala planetaria encontramos el balance hídrico, el movimiento cíclico del agua entre la atmósfera y la superficie de la Tierra, a escala planetaria, en el que se tienen en cuenta las precipitaciones, la evapotranspiración, la humedad y la arrollada. También incluye los datos de las corrientes oceánicas.

La convección consiste en la transferencia de las partículas que forman un líquido, gas o fluido, debido a las diferencias de presión y temperatura. Cuando una masa de aire se calienta más que su entorno se expande y asciende creando una corriente ascendente en la que va perdiendo calor y densidad, y por lo tanto inestabilidad, hasta igualarse con la temperatura del entorno. En ese momento el aire se expande horizontalmente empujado por la corriente ascendente. Abajo el descenso de presión provocado por el desalojo del aire es sustituido por aire frío que se va calentando y alimentando la columna de aire ascendente.

En altura, cuando el aire se enfría desciende, generando una columna de aire descendente, y por lo tanto estabilidad. En su descenso el aire se calienta progresivamente hasta llegar al suelo, donde se expande horizontalmente. Parte de ese aire realimenta la columna de aire ascendente porque vuelve a ocupar el vacío dejado por el aire caliente. Se forma, así, una célula de circulación llamada célula convectiva. En la atmósfera este es el mecanismo que explica desde las tormentas, células convectivas pequeñas, a la circulación general de la atmósfera.

Climogramas

Un climograma es un gráfico de doble entrada en el que se presentan resumidos los valores de precipitación y temperatura recogidos en una estación meteorológica. Se presentan los datos medios de cada mes del año, teniendo en cuenta la precipitación y la temperatura media a lo largo de todos los años observados.

Los climogramas tienen un eje de abscisas donde se encuentran los meses del año, un eje de ordenadas a la derecha (normalmente) donde se encuentra la escala de las temperaturas y un eje de ordenadas a la izquierda donde se encuentra la escala de las precipitaciones. La escala de precipitaciones es siempre el doble que la de temperaturas ya que según el índice de Gaussen el período de aridez está definido por: Precipitaciones = Temperaturas x 2.

En el climograma clásico las temperaturas se presentan en una línea y las precipitaciones en barras. Normalmente se añaden los datos de las precipitaciones totales medias y la temperatura media anual.


Sin embargo también se pueden presentar las precipitaciones en forma de línea.

No obstante el climograma más preciso es el diagrama de Walter-Lieth.

Donde
- nT = número de años observando las temperaturas.
- nP = número de años observando las precipitaciones.
- Ta = temperatura máxima absoluta.
- T' = media de las temperaturas máximas absolutas anuales.
- Tc = media de las temperaturas máximas diarias del mes más cálido.
- T = media de las temperatura máximas.
- Osc = oscilación térmica. (Osc=Tc - tf)
- t = media de las temperatura mínimas.
- tf = media de las temperatura mínimas diarias del mes más frío.
- t' = media de las temperaturas mínimas absolutas anuales.
- ta = temperatura mínima absoluta.
- tm = temperatura media. (Tm=T+t/2 o TM=T'+t'/2)
- P = media de las precipitaciones anuales.
- h = media de las horas de sol anuales.
- Hs = heladas seguras.
- Hp = heladas probables.
- d = días libres de heladas.
- La zona negra significa que hay exceso de agua.
- La zona punteada significa que hay déficit de agua.

Un climograma especial es el de Thornthwaite basado en el balance de vapor de agua.

Comentario del climograma

Para comentar un climograma es necesario tener en cuenta los siguientes factores:
Con respecto a las precipitaciones, precipitaciones totales, distribución de las precipitaciones a lo largo del año, indicando el mes de máximas y el de mínimas precipitaciones, y si hay o no máximos o mínimos secundarios y cuándo se dan.

Con respecto a las temperaturas, temperatura media, oscilación térmica anual (diferencia en ºC entre la temperatura media del mes más cálido y la temperatura media del mes más frío), distribución de las temperaturas a lo largo del año, indicando el mes más cálido y el más frío, y si hay máximos y mínimos secundarios.

También es necesario indicar si hay períodos de aridez, que se reconocen por que la curva de las precipitaciones están por debajo de la curva de las temperaturas, y cuándo se dan esos períodos de aridez, si en verano o en invierno.



Teniendo en cuenta todo esto se puede reconocer el clima al que pertenece el climograma, ya que cada clima tiene unas características típicas. En general las temperaturas adoptan un aspecto de campana en el hemisferio norte y de campana invertida en el hemisferio sur, ya que las temperaturas medias son más altas en verano que en invierno.

INSTRUMENTAL EN LA AZOTEA...

2. CIRCULACION GENERAL DE LA ATMOSFERA...

Circulación general de la atmósfera

Existe en la Tierra una circulación general de la atmósfera de carácter zonal en la que entran en juego: las masas de aire, la temperatura, la humedad y la rotación y traslación de la Tierra. Estas variables, junto con la posición con respecto al continente, son las que definen los climas zonales más importantes del globo.

De manera general el aire frío de los polos desciende y al llegar a la superficie terrestre se expande hacia las latitudes bajas provocando un viento de componente noreste debido a la fuerza desviatoria de Coriolis. La fuerza desviatoria de Coriolis es el efecto que sufre un objeto en movimiento que se mueve en línea recta en un objeto en rotación. En la Tierra el efecto se nota cuando los vientos se desplazan en dirección norte-sur y la rotación hace que la masa de aire se desvíe hacia el oeste. Es tanto más acusada cuanto más velocidad tiene el viento. Fue descubierta por el francés Gustave Gaspard Coriolis en 1835 y desarrollada por W. Ferrel en 1855.

Por su parte el aire ecuatorial asciende por calentamiento hasta el límite de la tropopausa donde se expande hacia las latitudes altas. El enfriamiento que supone el ascenso del aire ecuatorial y la fuerza de Coriolis, junto con el aire frío de componente noroeste que se encuentra en altura, provoca un descenso dinámico del aire, en una latitud aproximada de unos 30º. Este descenso provoca el calentamiento adiabático del aire, y su estabilidad, generando los grandes anticiclones subtropicales.

Estos anticiclones dinámicos, al llegar a la superficie terrestre, estas masas de aire se expanden provocando: hacia las latitudes bajas vientos de componente este llamado alisios. Estos vientos, de ambos hemisferios, se encuentran en el ecuador, en la zona de convergencia intertropical (ZCIT) y alimentan dinámicamente el ascenso del aire ecuatorial. El aire descendente de los anticiclones subtropicales se dirige también hacia las latitudes altas, pero esta vez con componente oeste.

El aire cálido de componente oeste se encuentra en superficie con el aire frío, polar, que desciende. Este aire, al ser más denso y pesado, ataca por debajo a las masas de aire cálido y les obliga a subir, ascendiendo de forma dinámica y provocando bajas presiones. La zona de contacto se llama frente polar y se sitúa entre los 50º y los 60º de latitud (con variaciones estaciónales). Estas masas de aire ascendente al llegar a la tropopausa se expanden. Los vientos que van hacia las latitudes altas alimentan dinámicamente el descenso de aire polar; y al ser cálidos favorecen el intercambio térmico. Los vientos que van hacia las latitudes bajas son los que se encuentran con los que vienen del ecuador en altura y alimentan el descenso dinámico del aire de los anticiclones subtropicales.

Además, las grandes diferencias de temperatura y la fuerza de Coriolis, que en altura actúa con mayor eficacia, provocan un fuerte viento de componente oeste conocido como corriente en chorro . Son precisamente las trayectorias marcadas por la corriente en chorro las que definen en superficie las trayectorias de las borrascas. Las latitudes reseñadas varían un poco con el balanceo anual que marcan las estaciones.

Los centros de acción

Podemos definir, pues, para el conjunto del planeta, una serie de altas y bajas presiones a las que llamaremos centros de acción ya que son responsables de los tipos de tiempo que actúan en un determinado clima zonal. Estos centros de acción son: las bajas presiones ecuatoriales, las altas presiones subtropicales que por su estabilidad tienen nombre: como los anticiclones de la Azores, Hawai, Índico, del Pacífico Sur o del Atlántico Sur; las bajas presiones polares del frente polar; y las altas presiones polares, que también tienen nombre, como los anticiclones ártico, antártico, canadiense o siberiano.

Estos centros de acción no son estáticos y se desplazan de norte a sur en verano y en invierno, con el desplazamiento aparente del Sol, modificando su extensión y latitud, hasta llegar a desaparecer; como en el caso de los anticiclones térmicos, o incluso llegar a aparecer otros más pequeños y secundarios. Los centros de acción de las bajas presiones no suelen tener nombre, por su carácter temporal, salvo los huracanes o las regiones en las que aparecen borrascas de forma permanente, como la borrasca de Islandia.

Existen, además, otros centros de acción secundarios que afectan a lugares concretos y en determinadas estaciones, y que provocan tipos de tiempo específicos, como las borrascas la del mar de Liguria o la de Sonora. A España, por ejemplo, la afectan las bajas presiones saharianas en verano, que provocan calima de calor, o la depresión del mar de Liguria en otoño, que alimenta las lluvias torrenciales y las gotas frías, o los anticiclones térmicos que aparecen en el centro de la península en invierno y generan tiempo estable, seco, soleado y frío. Los centros de acción son las regiones manantiales de las masas de aire. Las masas de aire tienen características de temperatura y humedad son homogéneas. Tienen gran extensión lateral, hasta centenares de kilómetros y está separada de otra masa de aire por un frente.

Distinguiremos entre:

Masa de aire Origen Nombre Características Temperatura media Humedad absoluta
Ártica Indistinto A muy fría y seca -46 ºC 0,1 g/m3
Polar Continental PC fría y seca -11 ºC 1,4 g/m3
Polar Marítimo PM fría y húmeda 4 ºC 4 g/m3
Tropical Continental TC cálida y seca 24 ºC 11 g/m3
Tropical Marítimo TM cálida y húmeda 24 ºC 17 g/m3
Ecuatorial Indistinto E cálida y húmeda 28 ºC 19 g/m3


La influencia del océano en el clima


Sabemos ya que el océano tiene una influencia decisiva en las características del clima zonal. Sus efectos se conocían desde el principio. La continentalización siempre fue una de las características del clima. El mar absorbe calor, y lo desprende, más despacio que la tierra, por lo que puede calentar o enfriar el ambiente, gracias a la circulación de las brisas marinas. El clima de estas regiones se vuelve, así, más templado y más húmedo. Pero lo que aquí analizaremos es la influencia de las corrientes marinas en la circulación general de la atmósfera y el clima de la Tierra.

Atmósfera y océano se presentan como un conjunto muy unido: el océano calienta la atmósfera cuando está fría y la enfría cuando está caliente; la atmósfera provoca las olas del mar pone en marcha las corrientes superficiales, renovando el agua. Los alisios empujan las corrientes oceánicas hacia el oeste, mientras que los vientos del oeste de las latitudes medias lo hacen hacia el este. Además, en el océano hay corrientes convectivas como las atmosféricas, que se establecen entre masas de agua más cálidas y más frías.

Las corrientes cálidas van del ecuador a las altas latitudes acercándose a las costas orientales de los continentes. Las corrientes cálidas dulcifican el clima, sus valores térmicos no son tan fríos como por la latitud pudiera suponerse, pero además, las masas de aire son más húmedas, por lo que las precipitaciones son más abundantes. Por el contrario, las corrientes frías, que van de las altas latitudes hacia el ecuador, se acercan a las costas occidentales de los continentes. Estas corrientes enfrían el clima, por lo que en latitudes bajas el clima no es tan caluroso como le correspondería. Además, las masas de aire que les acompañan son más frías, y por lo tanto menos húmedas. No obstante, el gradiente de estas características es muy acusado, por lo que en la costa este de los continentes hay un notable contraste entre climas muy cálidos y fríos. Un contraste que es mayor que en la costa oeste. Esta disimetría se debe a que las corrientes cálidas son más rápidas que las frías.

Debido a esta identidad entre las condiciones del océano y las atmosféricas, las oscilaciones de las corrientes provocan en los climas períodos notablemente más cálidos, fríos, húmedos o secos; según los casos.

Los fenómenos océano–atmosférico: el Pacífico sur

La corriente del Pacífico ecuatorial recorre miles de kilómetros desde las costas peruanas a las indonesias. Se trata de una corriente cálida, salvo la rama meridional que inyecta la corriente de Húmboldt desde las costas del Perú, aunque se calienta muy pronto. Esta corriente, que naturalmente se dirige de oeste a este es empujada por los vientos alisios, que facilitan su llegada hasta Indonesia. Aquí, la atmósfera está cargada de calor y humedad, y al encontrarse con los continentes provoca lluvias y los monzones. Así, en la misma latitud, Indonesia es una de las regiones más húmedas del planeta, mientras que Perú, sobre todo en el sur, es una de las más secas y cálidas. También la rama septentrional, americana, de la corriente ecuatorial es cálida. Lo que explica el clima húmedo y cálido de Centroamérica.

La importancia de los alisios no es baladí. Cuando no soplan lo suficientemente fuerte, ni, sobre todo, lo suficientemente constantes, la corriente ecuatorial no es capaz de llegar a Indonesia y la humedad se queda en medio del Pacífico, incluso en las costas americanas del Perú. Los vientos ayudan a la corriente de Húmboldt a alcanzar latitudes muy bajas, y cuando estos no tienen la suficiente fuerza la corriente se retira hacia el sur comenzando el fenómeno de El Niño, al debilitarse los alisios. Además, se observa un aumento de la temperatura en Perú y el centro del Pacífico, que debilita el anticiclón del Pacífico sur. La situación normal presenta altas presiones en las costas americanas y el Pacífico central y bajas presiones en Indonesia.

En esta situación Indonesia, y por extensión todo el sureste asiático sufre fuertes sequías y las costas americanas grandes inundaciones. En Indonesia comienzan a soplar vientos del oeste, lo que empuja aún más las nubes hacia el este. Por ora parte, la corriente fría de Húmboldt se retira hacia el sur, con lo que los bancos pesqueros del Perú desaparecen, ya que su riqueza depende del fitoplancton que trae la corriente de Húmboldt. El fenómeno de variación de la circulación de las corrientes se conoce como El Niño, por que aparece siempre en Navidad, y el fenómeno atmosférico se llama oscilación sur, o austral . Todo el conjunto, que está íntimamente, ligado se llama ENOS .

Existe también un antiniño, conocido como La Niña, de signo contrario, en el que la velocidad de los alisios y las corrientes oceánicas ecuatoriales es mayor, y las lluvias monzónicas son muy abundantes. En esta situación el anticiclón del Pacífico sur está reforzado y las bajas presiones del sureste asiático son más potentes.

El fenómeno de ENOS se repite cada 2 ó 7 años, y aunque sabemos cuáles son sus efectos, no sabemos por qué se produce, ya que de todos los fenómenos expuestos no podemos decir con seguridad que halla una relación de causa y efecto, y es que el fenómeno, al contrario que los fenómenos analizados, es irregular en el tiempo. Sus efectos tienen alcance en el sur asiático y en el Índico, llegando, incluso, hasta Madagascar. A largo plazo, a través de las variaciones de la ZCIT, parece que tiene repercusiones en toda la circulación general de la atmósfera. El ENOS nos demuestra que el océano es uno de los factores principales del balance térmico del planeta.

¿Existe un fenómeno equivalente en otros grandes océanos? Los océanos meridionales están influidos directamente por el ENOS. Ni en el Índico ni en el Atlántico sur se ha detectado nada parecido. Además, en la distancia entre las costas ni muchísimo menos es tan grande como en el Pacífico, por lo que las células de circulación superficial de las corrientes oceánicas pueden llegar de costa a costa sin necesidad de los vientos alisios.

Donde sí se ha detectado un fenómeno equivalente es en el Atlántico norte. Este fenómeno, atmosférico, se llama oscilación del atlántico norte, OAN y está ligada a la circulación de la corriente del Golfo. En su fase positiva, cuando el anticiclón de la Azores es muy potente, gira muy rápidamente, y por efecto de la fuerza de Coriolis, dificulta el descenso del aire ártico a las latitudes bajas. Las lluvias se derivan hacia las costas del norte de Europa y Siberia, mientras que hay sequía en la península ibérica y el Mediterráneo.

En su fase negativa, cuando el anticiclón de las Azores está débil, gira más lentamente, y por efecto de la fuerza de Coriolis, permite el descenso del aire ártico a las latitudes bajas. Las lluvias se dirigen hacia la península ibérica y el Mediterráneo, mientras que hay sequía en las costas del norte de Europa y Siberia. En los últimos veinte años la mayor parte del tiempo el OAN ha estado en su fase positiva, lo que ha dificultado la llegada del aire polar a Europa y Norte América. Esta circunstancia ha reforzado la percepción de calentamiento general del clima del planeta en los habitantes de estos países.

No se sabe qué influencia tiene el ENOS en el desencadenamiento de OAN. Y también falta saber en todo esto qué influencia tienen los grandes inlandsis.

La banquisa polar
Los océanos polares están
parcialmente cubiertos de hielo, de varios metros de espesor. Su extensión varía con las estaciones, siendo máxima a finales del invierno. La banquisa tarda más en formarse que en deshelarse. Durante el deshielo se desprenden grandes icebergs.
El hielo marino influye en el clima de tres maneras: actúa sobre el intercambio térmico entre el océano y la atmósfera, ya que el hielo enfría la atmósfera, provocando fuertes vientos; conserva el calor del agua que tienen debajo, impidiendo que se congele y permitiendo una dulcificación del clima polar en invierno; y determina la circulación termohalina.
La circulación termohalina del océano profundo

En el océano no sólo existen corrientes superficiales, sino, también, corrientes profundas, claro que estas son más lentas. Existe una gran corriente profunda que recorre todo el planeta: la circulación termohalina. Comienza en el mar de Noruega; mar hasta el que llega la corriente del Golfo. Allí, en el límite de la banquisa polar, el agua que forma el hielo se hace dulce. La sal «sobrante» hace aumentar la salinidad del agua y por lo tanto su densidad. El agua fría y salada desciende hasta las profundidades de océano.

Esta agua se encamina hacia latitudes más bajas por el océano profundo. Comienza su viaje hacia el sur descendiendo por el Atlántico. Rodea el cabo de Buena Esperanza hacia el este y se dirige hacia las profundidades del Índico y el Pacífico. Esto se debe a la fuerza desviatoria de Coriolis y a que el mar de Weddell también se una zona de subsidencia, aunque de menor potencia que el mar del Noruega. En las regiones centrales (ecuatoriales) del Índico y el Pacífico la circulación profunda asciende, para volver por superficie al mar de Noruega, cerrando el ciclo.
La circulación termohalina parece haberse detenido durante los
interglaciales ya que la desaparición del hielo ártico dificulta la subsidencia del agua. No obstante este no es el único mecanismo de subsidencia. El encuentro de corrientes oceánicas cálidas y frías, permite la formación de un «frente» (como los atmosféricos) que empuja el agua fría hacia las profundidades del océano.

Condiciones para que se provoque la lluvia.

La evaporación La presión de vapor de agua y la humedad relativa La condensación El crecimiento de las gotas de lluvia
Teoría de la coalescencia Teoría de Bergeron y Findeisen


Condiciones para que se provoque la lluvia


La evaporación
La presencia del vapor de agua en la atmósfera se debe a la presencia de agua líquida en el planeta. Esto es independiente de la temperatura. Si hay agua en la Tierra hay vapor de agua, ya que la evaporación del agua se produce a cualquier temperatura siempre que exista transferencia de energía. Cuando la masa de aire no está saturada (humedad relativa del 100%) la cantidad de agua evaporada se compensa con una cantidad de agua igual condensada. El cambio de estado líquido a gaseoso requiere energía, que se emplea en vencer la atracción intermolecular en el agua líquida. Esta energía se obtiene del calor desprendido por los cuerpos próximos. Así pues la evaporación hace disminuir la temperatura.


La velocidad de evaporación depende de varios factores, pero los dos más importantes son: la presión de vapor de saturación, tanto en la superficie del agua como en el aire y el suministro continuo de energía al agua. Otro factor importante es el viento, ya que el aire frío no saturado absorbe la humedad con mucha eficacia. La presión de vapor de agua y la humedad relativa
La presión de vapor de agua y la humedad relativa

A una temperatura dada existe un límite para la densidad de vapor de agua que hay en el aire. Este límite se llama presión de vapor saturante. Cuando la presión de vapor está saturada para que se pueda introducir más vapor de agua en la atmósfera debe de producirse una condensación igual a la cantidad de vapor nuevo.
La presión de vapor varía con la latitud y la estación del año. En lugares y épocas frías es muy baja (puede llegar a 0,2 mb) y en lugares y épocas cálidas alta (puede llegar a 30 mb). El desplazamiento horizontal o vertical del aire hace disminuir la presión de vapor, lo que explica que en los anticiclones tropicales la humedad relativa sea baja y en las zonas de bajas presiones la humedad relativa sea alta. Como se puede ver estos valores influyen muy poco en la
presión atmosférica del aire. En cualquier caso estos valores son así con la atmósfera actual. La presión de vapor es otra forma de medir la humedad relativa del aire.

La condensación

La condensación consiste en pasar del estado gaseoso a líquido. El estado líquido requiere menos energía, ya que no es necesaria tanta energía para mantener separadas las moléculas. Así pues la condensación hace aumentar la temperatura a través de la liberación del calor latente.

Para que se produzca condensación en una determinada masa de aire ha de variar uno de estos tres factores: el volumen del aire, la temperatura o la presión de vapor de agua o humedad relativa. La condensación se produce cuando el volumen de aire aumenta sin intervención del calor, cuando disminuye la temperatura o cuando aumenta la humedad relativa y es que en todos esos casos la presión de vapor disminuye y cuando alcanza un punto crítico y el aire no puede seguir conteniendo vapor de agua el agua se ha de condensar para mantener el equilibrio.

Además, para que se produzca la condensación ha de haber en la atmósfera núcleos sólidos
sobre los que se condense el agua. Estos núcleos están presentes en la Tierra desde la atmósfera primigenia. La existencia de núcleos de condensación en la atmósfera no es un problema mayor que en la actualidad, ya que las emisiones volcánicas debieron proporcionar buen número de ellos. La condensación también puede producirse directamente sobre la superficie terrestre, pero esta condensación no llega a formar gotas de lluvia. De todas formas conviene señalar que en la actualidad la mayor parte de los núcleos higroscópicos proceden del polvo que levanta el viento, de la sal liberada por la espuma de las olas y de la combustión.

Las gotas de agua muy pequeñas se evaporan muy rápidamente, por lo que para que aparezca una gota de lluvia debe de tener un tamaño mínimo. Las gotas que conforman una nube tienen entre 1 y 50 micras, mientras que las gotas de lluvia tienen como mínimo 1 milímetro de diámetro. Así pues, la condensación no basta para explicar el mecanismo de la lluvia. También ha de tenerse en cuenta que las gotas de lluvia, en su caída, sufren evaporación durante su «viaje» por la parte de masa de aire que no está saturada. Una gota de 0,1 milímetro se evapora en tan sólo 150 metros, a una temperatura de 5 ºC y con un 90% de humedad. En cambio, en esas condiciones, una gota de 1 milímetro necesitaría 42 kilómetros para evaporarse. Así pues, si la temperatura del aire es muy alta y la humedad relativa muy baja las gotas de lluvia podrían evaporarse antes de llegar a la superficie.

El crecimiento de las gotas de lluvia

No basta con que exista condensación para que se desencadene el mecanismo de la lluvia, además, ha de haber un proceso de crecimiento de las gotas de lluvia hasta que alcancen un tamaño suficiente como para ser atraídas por la gravedad terrestre. Además, sabemos que no hay lluvia en nubes excesivamente turbulentas. Dos son las teorías que explican este crecimiento de las gotas de lluvia: la teoría de la coalescencia y la teoría de Bergeron.

Teoría de la coalescencia

Si preguntamos a la gente cómo crecen las gotas de lluvia la respuesta de casi todo el mundo es «juntándose», es decir, por coalescencia, pero la acreción de las gotas de lluvia no es sencilla. Dos gotas de agua de tamaño similar si llegan a chocar en la atmósfera lo más normal es que se disgreguen, y no que se «junten». Para que se produzca la acreción una de las gotas ha de ser mucho mayor que la otra. Por otra parte es necesario un barrido en el recorrido de las gotas para que entren en contacto unas con otras y lleguen a adherirse. Los cálculos experimentales demuestran que las gotas deben de tener radios mayores a 19 micras para que puedan soldarse unas con otras. Las gotas más pequeñas son barridas hacia un lado ante una gota grande.

Pero ¿cómo aparecen esas gotas grandes? En una nube cuyo límite superior no está por debajo del punto de congelación sería necesaria la presencia de núcleos de condensación gigantes para que se produzcan esas primeras gotas.
El mecanismo de la coalescencia puede ser complementario al de Bergeron, es decir funcionar una vez creadas las primeras gotas de lluvia lo suficientemente grandes.


Teoría de Bergeron y Findeisen

La teoría más plausible es la Bergeron. Su fundamento es que la humedad relativa del aire es mayor con respecto a una superficie de hielo que con respecto a una superficie de agua. Afirma que en toda nube la parte superior está por debajo de los cero grados. Entre los -5 ºC y los -25 ºC la diferencia entre la presión de vapor de agua entre una superficie de hielo y otra de agua es de 0,2 mb. En estas condiciones coexisten cristales de hielo y vapor de agua subenfriado. En el aire puro el vapor de agua puede estar subenfriado hasta -40 ºC antes de que se congele espontáneamente.

Una vez formados los cristales de hielo estos crecen rápidamente. El vapor de agua subenfriado se congela por sublimación en torno a los cristales de hielo. Además, estos cristales adquieren las formas hexagonales dentadas típicas que aparecen con la congelación del agua. A través de las irregularidades de la superficie de los cristales de hielo estos se van engarzando y creciendo. Se forman, así, copos de nieve. La temperatura óptima para la formación de copos de nieve es entre los 0 y los -5 ºC. Cuando el tamaño de los copos de nieve es suficientemente grande como para vencer la gravedad terrestre comienzan a caer. Si en su descenso alcanzan temperaturas superiores a los 0 ºC se convierte en gotas de agua.

Al igual que en la teoría de la coalescencia es necesario que existan núcleos de condensación en la de Bergeron es necesario que existan núcleos de congelación. Los núcleos de congelación son menos numerosos que los de congelación. A -30 ºC apenas existen los 10 por litro. No obstante, a temperaturas más elevadas son más abundantes. La caolinita, procedente del polvo de arcilla, es núcleo de congelación entre los -9 y -4 ºC. El origen de los núcleos de congelación en la atmósfera no está claro. Normalmente se atribuyen a polvo en suspensión pero también a las emisiones volcánicas. Otras hipótesis, como la desintegración de meteoritos no están tan claras, ya que no existe relación entre una mayor caída de meteoritos y el aumento de las precipitaciones.

Esta teoría explica la mayor parte de los hechos observados en las precipitaciones, pero no todos. Se ha comprobado que en cúmulos existentes sobre las masas de agua tropicales dan lluvia aun cuando su potencia es tan sólo de 2.000 metros de espesor y la temperatura de la parte superior de la nube supera los 5 ºC. A este tipo de nubes se llaman nubes cálidas. Esta nube cálida puede aparecer incluso en las tormentas de verano de las latitudes medias, aunque son excepcionales.

Siguiendo la teoría de Bergeron se ha intentado, con éxito, provocar lluvias «sembrando» una nube con núcleos de congelación, lo que quiere decir que el mecanismo funciona, y que la teoría, al menos en sus puntos básicos, es correcta. No obstante, si se desencadena prematuramente el mecanismo de congelación las corrientes de aire ascendente se para y la nube se dispersa, por lo que no siempre es posible desencadenar la precipitación.

Esta teoría explica porqué en invierno vemos que en el valle llueve y en las cumbres de las montañas nieva; y de la formación del granizo. Cuando en todo el recorrido desde la nube al suelo no se superan los 0 ºC la precipitación es en forma de nieve. Normalmente entre el punto de fusión y la conversión de la nieve en agua hay unos 300 metros de diferencia. Cuando la temperatura en la superficie está entre 1,5 y 4 ºC aparece el aguanieve.

El granizo se forma cuando la gota de agua, ya líquida, vuelve a ascender por la potencia de las corrientes de aire ascendente. En este proceso atrapa burbujas de aire, lo que le da su característico color blanco. Cuando el contenido de agua líquida de la nube es escaso se produce granizo blando, muy común en invierno y primavera. El granizo duro se produce cuando el contenido de agua líquida es muy abundante. Para ello es necesario que el copo de nieve se licué en algún momento. El granizo blando es más raro; se produce cuando el copo de nieve se licua, se vuelve a congelar y precipita. Con este proceso de ascenso y descenso, de licuación y congelación el granizo presenta una estructura en capas concéntricas de hielo transparente y opaco. El embrión es una gota de lluvia que ha sido arrastrada hacia arriba volviéndose a congelar. Las capas de hielo opaco es producto de la sublimación del vapor de agua sobre el hielo, y las capas de hielo transparente de la congelación del agua líquida gracias a una película mojada en la capa más externa de la bola de granizo.

La dificultad de esta teoría para explicar las primeras lluvias en la Tierra es que exigen una atmósfera fría, en la que pueda desencadenarse el mecanismo de Bergeron. ¿Existió en toda la historia de la Tierra una atmósfera lo suficientemente fría como para permitir este mecanismo?
Distribución climática zonal


Clasificaciones climáticas se han hecho muchas, atendiendo generalmente a los aspectos puramente meteorológicos. La clasificación tradicional en climas cálidos, lluviosos y secos; templados, oceánico, mediterráneo y chino; y fríos, polar y subpolar; atendía, más que nada, a la concepción del clima como el estado medio de la atmósfera, sin tener demasiado en cuenta su dinámica. A este concepto corresponde la clasificación climática de Koeppen.

Hoy en día se hace necesario otro tipo de noción del clima, una concepción que tenga en cuenta: la sucesión de tipos de tiempo sobre un territorio, los centros de acción que actúan y las masas de aire que provocan esos tipos de tiempo. A esta idea responde la clasificación climática de Arthur Strahler . Sin embargo, Strahler no tiene suficientemente en cuenta las consecuencias bioclimáticas. No obstante, esta es una clasificación mucho más descriptiva, ya que denomina a los climas con un lenguaje comprensible.

La clasificación de Strahler tiene la ventaja de que se puede cruzar con la clasificación de las grandes biocenosis terrestres que hacen Lacoste y Salanon , con lo que podemos tener clasificación climática y biogeográfica juntas. Así pues, esta será la clasificación que utilicemos.

HIGROMETRO POPULAR

3. TIPOS DE CLIMAS

Según Arthur Strahler distinguimos los siguientes tipos de clima:

Clima ecuatorial lluvioso (Ecuatorial)
Este es el clima que encontramos en la
zona de convergencia intertropical (ZCIT), en torno a los 10º de latitud alrededor del ecuador. Está dominado por las masas de aire ecuatorial cálidas y húmedas, pero también encontramos masas de aire tropical marítimo. Es un clima lluvioso todo el año, las lluvias suelen ser fuertes y de carácter convectivo. Se superan los 2.500 mm al año. Puede haber algún período más seco, debido al desplazamiento de la ZCIT. A lo largo del año encontramos una notable uniformidad térmica, en torno a los 27º C. En la clasificación Koeppen Af.
Las zonas representativas son: la cuenca del Amazonas y del Congo (
África), y las Indias Orientales, desde Sumatra hasta Nueva Guinea.

Clima monzónico y de los vientos alisios en el litoral (Monzónico)
Este es un clima que se encuentra entre los 5º y los 25º de latitud. Está dominado por las
masas de aire tropical marítimo, cálida y húmeda que proceden de los bordes occidentales de los anticiclones subtropicales. Tiene una estación seca muy marcada y un máximo pluviométrico que se alcanza cuando está cerca la ZCIT. Tiende a darse en el este de los continentes y se potencia cuando hay un obstáculo orográfico que obliga a elevarse a las masas de aire. Es un clima muy lluvioso, en torno a los 2500 mm, y con escasa oscilación térmica, entre 25 y 27 ºC. En la clasificación Koeppen Am y Af.
Las zonas más representativas de este tipo de clima son: el Asia sur oriental, en
Norteamérica la zona Florida y el golfo de México, América central y el Caribe y Madagascar en África.

Clima tropical seco y húmedo (Tropical)
Este clima se encuentra entre los 5º y los 20º de latitud (10º y 30º en Asia). Los
centros de acción son: la ZCIT y las altas presiones subtropicales. Las masas de aire que le afectan son ecuatoriales, y tropicales marítimo y continental. Se caracteriza por tener dos estaciones muy marcadas: una seca y otra húmeda. La estación seca se da cuando el sol está bajo en el horizonte a mediodía y la húmeda cuando está alto. Las lluvias dependen de la posición de la ZCIT. En la clasificación Koeppen Aw y Cw.
Las zonas representativas de estos climas son: India, Indochina, el
oeste de África, Suramérica en las regiones periféricas del Amazonas y Australia.

Clima tropical seco (Desértico)
Este clima se encuentra entre los 15º y los 25º de latitud. Ocupan las regiones manantiales de las
masas de aire tropical continental, es decir, las células de las altas presiones. Las masas de aire son estables y secas; y la insolación muy fuerte. El ciclo de temperaturas depende de la posición relativa del sol. En él se encuentran las regiones áridas e hiperáridas, aunque en zonas de transición encontramos algunos meses en los que llueve. La amplitud térmica diaria es muy contrastada; pero la anual no. Suelen darse fuertes vientos que dificultan la colonización vegetal. En la clasificación Koeppen BWh y BSh.
Las zonas representativas son el
Sahara en África, Arabia, el desierto australiano y pequeñas regiones de Sudáfrica, Suramérica y México.

Clima subtropical seco (Desértico)
Este clima se da entre los 25º y los 35º de latitud. En realidad no es otra cosa que una extensión hacia el norte del
clima tropical seco, pero la precipitación es mayor y la amplitud térmica anual también. Está dominado por las masas de aire tropical continental, pero en las épocas en las que la posición relativa del sol es más baja pueden llegar masas de aire polar continental o marítimo. En la clasificación Koeppen BWh y BSh.
Las zonas típicas de este clima son: los desiertos del
sur de Estados Unidos, el norte de África, el Próximo Oriente, las regiones meridionales de Australia y Sudáfrica, y la Pampa y Patagonia argentinas.

Clima subtropical húmedo (Chino)
Este clima se encuentra entre los 20º y los 35º de latitud, y se da en las fachadas orientales de los continentes. Está dominado por las
masas de aire tropical marítimo, cálidas y húmedas que surgen en el sector occidental de los anticiclones subtropicales, pero también llegan masas de aire polar continental, frío y seco, con las variaciones del frente polar. En realidad es una extensión hacia el norte del clima monzónico y de los vientos alisios en el litoral, pero con advección de aire polar. El carácter marino de las masas de aire tropicales provoca abundantes lluvias en verano, la mayoría de ellas de tipo convectivo. Son frecuentes los huracanes, en otoño. En la clasificación Koeppen Cfa.
Las zonas representativas de este clima son: el sudeste de Estados Unidos, el sur de China, Formosa (Taiwán ) y el Japón, Uruguay y las zonas próximas de Brasil y Argentina, y la costa oriental de Australia.


Clima mediterráneo
El clima mediterráneo se da entre los 30º y los 45º de latitud y en el oeste de los continentes. Se caracteriza por tener inviernos relativamente húmedos y veranos secos, resultado de las variaciones del frente polar y las altas presiones subtropicales. Estos son los
centros de acción principales que dominan el clima. Las masas de aire que encontramos son de tipo tropical marítimo o continental y polar marítimo. Las masas de aire polar marítimo dominan en otoño e invierno y también en primavera. Son responsables de la mayor parte de las precipitaciones en este clima. Las estaciones más lluviosas son las intermedias, otoño y primavera. Especialmente en otoño, se pueden dar lluvias torrenciales provocadas por la acumulación de calor en las masas de agua durante el verano, y la llegada de gotas frías polares. En invierno pueden aparecer, localmente, anticiclones térmicos. Las temperaturas son suaves durante todo el año, con poca amplitud térmica anual (unos 15 ºC), sin embargo las condiciones topográficas pueden variar estos parámetros y encontrarnos con un clima más seco y frío; de inviernos secos y fríos y veranos frescos, aunque siempre dentro de las condiciones generales. Lo más significativo del clima son los tres o cinco meses de aridez en el verano; cuando está bajo el dominio del anticiclón subtropical. En la clasificación Koeppen Csa y Csb.
Las zonas representativas de este clima son: el entorno del Mediterráneo de
Europa y África, en Norteamérica California central y meridional, Australia sur occidental, la costa chilena en el entorno de Santiago y la región de Ciudad del Cabo.

Clima marítimo de la costa oeste (Oceánico o Atlántico)
Este clima se da entre los 35º y los 60º de latitud, en las costas occidentales de los continentes. Está dominado por los
centros de acción del frente polar y las altas presiones subtropicales. Las masas de aire que dominan son de tipo polar marítimo, que trae el frente polar, frío y húmedo. La acción del anticiclón subtropical se reduce a algunos días en verano, que es la estación con menos lluvias. El resto del año las precipitaciones son abundantes, aunque se alcanza el máximo pluviométrico en invierno. Las temperaturas son frescas pero suaves, y la amplitud térmica reducida. En la clasificación Koeppen Cfb yCsb.
Son zonas representativas de este clima:
Europa, la costa oeste norteamericana, Nueva Zelanda y el Chile medio.

Clima seco de las latitudes medias (Continental)
Este clima se desarrolla entre los 35º y los 55º de latitud, en el interior de las grandes masas continentales, alejado de la influencia de las masas de aire polar marítimo. También está afectado por las oscilaciones del frente polar pero las
masas de aire que dominan, casi en exclusiva, son del tipo polar continental, frías y secas. En invierno queda bajo el dominio de un potente anticiclón térmico, origen de masas de aire polar continental, que también actúa en verano. Las lluvias son esporádicas y se deben a la advección de aire polar marítimo ocasional, que puede tener lugar en verano. El verano es la época más lluviosa. Sin embargo, este clima es seco. Los inviernos son fríos y rigurosos, y los veranos pueden ser calurosos. La amplitud térmica anual es muy acusada, y puede serlo también la diaria. En la clasificación Koeppen BWk y BSk.
Las zonas representativas de este clima son casi exclusivamente del hemisferio norte: las
zonas centrales de Norteamérica, Europa y Asia.

Clima continental húmedo (Continental)
Este clima se encuentra entre los 30º y los 35º de latitud tanto en el este como en el oeste de los continentes, aunque apenas se encuentra en el hemisferio sur. En realidad es la transición entre el
clima marítimo de la costa oeste (o el clima subtropical húmedo), y el clima seco de las latitudes medias. Se encuentra en la zona de actividad del frente polar por lo que le afectan las masas de aire polar continental y ártico, pero también tropical marítimo, que son las responsables de la mayor parte de las lluvias, por el efecto monzónico. En Europa estas masas de aire son del tipo polar marítimo. Las precipitaciones son copiosas, y las temperaturas frías y contrastadas. Puede tener veranos cálidos y lluviosos e inviernos fríos y relativamente secos. Esta tremenda oscilación térmica se debe a la advección de masas de aire tropical y ártico. En la clasificación Koeppen Dfa y Dfb.
Las zonas representativas de este clima son el
este de Estados Unidos y sur de Canadá, el este de China, Corea y Japón y Europa central y oriental.

Clima de los bosques boreales (Boreal)
Este clima se encuentra entre los 50º y los 70º de latitud, sobre todo de latitud norte ya que en el hemisferio sur apenas lo encontramos en algunas islas. Ocupa las
regiones manantiales de las masas de aire polar continental que alimentan el frente polar. Los inviernos son largos y rigurosos, y los veranos cortos y fríos. En invierno llegan masas de aire ártico y en verano polar marítimo. El verano es la estación más lluviosa. Pero en general las lluvias son pocas y casi siempre en forma de nieve. En la clasificación Koeppen Dfc, Dw y Cfc.
Las regiones más típicas de este clima son: Eurasia desde el
norte de Europa hasta el Pacífico, por Siberia, y Norteamérica desde Alaska hasta Groenlandia.

Clima de tundra
Este clima se desarrolla entre los 60º y los 75º de latitud. Ocupa las franjas costeras ártica y antártica, y está dominado por las
masas de aire polar continental y marítimo y ártico. Se dan frecuentes tormentas ciclónicas. Los inviernos son largos y rigurosos. No hay un verdadero verano, aunque sí una estación, muy corta, algo más suave. Las precipitaciones son siempre en forma de nieve. En la clasificación Koeppen ET.
Los países representativos de este clima son: la vertiente ártica de
Norteamérica, Europa y Siberia, la costa de Groenlandia y la costa antártica.

Clima del casquete polar (Polar)
Este clima se desarrolla entre los 65º y los 90º de latitud. Son las regiones manantiales del aire ártico y antártico. Se sitúa en los
inlandsis y tiene temperaturas muy bajas durante todo el año, siempre por debajo de 0 ºC lo que provoca un descenso del aire por causas térmicas y una fuerte inversión térmica. Se dan fuertes ventiscas superficiales. Las precipitaciones son escasas pero siempre en forma de nieve, que no se derrite. En la clasificación Koeppen EF.
Las regiones típicas de este clima son los casquetes polares ártico y antártico y el inlandsis de Groenlandia.
La biocenosis es virtualmente imposible, no hay ni suelo, ni vegetación, ni fauna, salvo bacteriológica.


Climas de montaña
Las montañas tienden a tener condiciones climáticas diferentes del clima zonal donde se encuentran, debido a un descenso de la temperatura con la altura. El
gradiente térmico negativo de 0,5-1 ºC cada 100 m supone un aumento de la humedad relativa del aire y la presencia de lluvias orográficas abundantes en la vertiente de barlovento; y menores en la vertiente de sotavento. La orientación con respecto a los vientos dominantes y el sol es de trascendencia vital. También reciben una mayor insolación y un régimen de vientos específico, creando un topoclima diferenciado. Sin embargo, los centros de acción, las masas de aire y los frentes que le afectan son los mismos que en el clima zonal.

El efecto que estas diferencias de temperatura y humedad tiene en la distribución altitudinal de la vegetación es trascendental. En la cliserie se suelen diferenciar cuatro pisos: basal, montano, subalpino y alpino, situados a diferentes alturas y con diferentes espesores según las distintas montañas y orientaciones. En realidad la cliserie es la sustitución de una comunidad de plantas por otra debido a un cambio en las condiciones del clima. Se puede producir en un mismo lugar a lo largo del tiempo, o por los cambios que introduce en el clima la altitud de una montaña. Antiguamente se decía climaserie.

El clima de montaña tiene una especial importancia en Europa. Aunque no tiene montañas muy altas, sí son montañas muy humanizadas y de gran importancia económica y ecológica. En una montaña mediterránea, por ejemplo, podemos encontrar en la cliserie: bosque mediterráneo, en el piso basal; robledal, en el piso montano; bosque de frondosas en el piso subalpino; y coníferas y pradera alpina en el piso alpino. Este hecho hizo creer a muchos geógrafos y naturalistas que el clima observable en altura, en una montaña cualquiera, era reflejo local de la variedad climática latitudinal. Sin embargo, esto no es cierto. Hay que tener en cuenta que los procesos morfogenéticos de unos pisos interfieren en los otros, sobre todo en los inferiores, pudiendo borrar las huellas de esta gradación. Lo que sí parece observarse es que el descenso de temperatura y el aumento de la humedad con la altura, provoca una cliserie en la que están representadas progresivamente las especies menos termófilas y con mayores exigencias de agua que permite la biocenosis zonal en la que se encuentra enclavada la montaña. Pero también las especies adaptadas a los peores suelos, ya que la pendiente genera fenómenos de migración de los coloides, empobreciendo los suelos en altura.

Las montañas que se encuentran en climas de transición, o entre dos biocenosis, presentan en su cliserie especies de ambas biocenosis, y generalmente se reparten los suelos orientados a solana y umbría. Es el caso típico de la montaña mediterránea.
También es cierto que las variaciones climáticas del pasado conllevaron una distribución de la biocenosis diferente, y han podido quedar, de manera residual, en los lugares montañosos más favorables, enclaves de una biocenosis en otra. Estos enclaves se mantienen de forma precaria alimentándose a sí mismos, y una ligera degradación del entorno puede hacerlos desaparecer sin posibilidad de recuperación.


Breve historia del clima
Sabemos, por las
huellas que han dejado en el relieve, que el clima de la Tierra ha sufrido variaciones climáticas muy importante, las cuales han provocado épocas muy frías en las que los hielos descendieron por debajo de los 35º de latitud y épocas muy cálidas en las que los hielos permanentes desaparecieron del planeta. Se dice, normalmente, que estos son cambios del clima, asumiendo que el clima es algo constante y que esos episodios son anomalías. Yo prefiero hablar un clima que tiene variaciones en períodos geológicos pero que nunca deja de ser el clima de la Tierra. De esta manera no podemos asumir que el clima actual, el que hemos tenido los últimos doscientos años, el clima sobre el que se ha construido la revolución verde y el modelo de vida actual, sea constante, ha de variar naturalmente, bien hacia un calentamiento, bien hacia un enfriamiento general, el problema es saber el momento del ciclo en el que estamos. Para ello, en el estudio de los paleoclimas, veremos cuáles han sido las variaciones climáticas históricas que conocemos, y cuáles son sus causas; y, sobre todo, habrá que analizar el problema del óptimo climático.

Los paleoclimas
Causas de las grandes glaciaciones
*
Las edades del hielo *
Variaciones durante el postglacial Holoceno *
El calentamiento global en la actualidad *
La atmósfera primitiva
El problema de la atmósfera primitiva
*
Teoría de Urey *
Teoría de las tres atmósferas *
Teoría de las cuatro atmósferas *
El papel de los gases invernadero en la atmósfera primitiva *
El problema del oxígeno en la Tierra *
Teoría sobre el origen del oxígeno en la Tierra *
El origen del agua en la Tierra *
Teorías del origen del agua en la Tierra *
¿Cómo y porqué comenzó a llover? *

Consecuencias del cambio climático

Seguramente el «cambio climático» es el tema, del que podemos hablar, más recurrente en la prensa actual. Quizá por ello esa uno de los problemas de los que se ocupan los políticos. A poco que uno sepa algo sobre el clima enseguida nos damos cuenta de que la mayoría de los periodistas que hablan sobre el cambio climático no saben de lo que hablan. Normalmente confunden tiempo y clima y se preocupan por el cambio climático cuando hay unos valores excepcionales en el tiempo diario. Pero hablemos seriamente de qué consecuencias tendría el cambio climático.

Para empezar hay que determinar si hay cambio climático o no, y qué significa esto. Como sabemos hay dos definiciones antagónicas de clima: el estado medio de la atmósfera y la sucesión de tipos de tiempo en ciclos anuales. Sabemos, también, que según esta definición no se ha producido un cambio de clima en ninguna parte del mundo. Sólo se puede hablar de cambio si tenemos en la mente la antigua concepción del clima como el estado medio de la atmósfera. Sabemos que los climas se definen entre unos umbrales máximos y mínimos y que si no se rebasan esos umbrales no hay cambio climático. No obstante, es innegable que en los últimos años ha habido un corrimiento de la sucesión de tipos de tiempos que presenta valores que tienden a estar más cerca de estos umbrales, lo que quiere decir que presentan unos valores más extremos (sin llegar a modificar el clima). Así pues, no debemos de hablar de cambio climático como cambio del clima, sino de cambios en el clima; en el que tenemos.

Aquí no nos interesan las acusas de este cambio, se produce y punto, lo que nos interesa analizar es qué consecuencias ha de tener este cambio.
Como todo fenómeno geográfico las consecuencias del cambio climático dependen de la escala, en este caso de la escala temporal, ya que hablamos de un cambio climático global. ¿Qué consecuencias tiene el cambio climático para el planeta? Es evidente que ninguna. El planeta existirá incluso sin atmósfera. Para él el cambio climático es irrelevante. ¿Qué consecuencias tiene el cambio climático para la vida? Es evidente que ninguna. La vida comenzó con otra atmósfera en la Tierra, ha sobre vivido a todos los cambios de clima que en la Tierra han sido, adaptándose sin problemas. ¿Qué consecuencias tiene el cambio climático para el ecosistema mundial actual?


Aquí empezamos a encontrar interacciones de importancia entre el clima y las especies naturales. Si al final el cambio de clima no se produce la distribución de las especies no variará, pero se tenderán a fortalecer las especies secundarias de cada biocenosis que estén más adaptadas a las condiciones extremas. Si el cambio de clima se produce esto significará una rápida redistribución de las especies naturales, comenzando por las más oportunistas y las más amoldables. Habrá un importante estrés climático, pero al final se habrá de alcanzar un nuevo sistema de equilibrio en el que quizá desaparezcan ciertas especies, pero en el que se favorecerán otras.

¿Qué consecuencias tiene el cambio climático para el ser humano?
La capacidad de adaptación del ser humano al medio está sobradamente demostrada. Incluso ha conseguido sobrevivir, hasta cierto punto, independientemente del clima. Sin lugar a dudas el ser humano se adaptaría a las nuevas condiciones del clima y sobreviviría, como ya lo hizo la especie al «atravesar» la última glaciación. ¿Qué consecuencias tiene el cambio climático para nuestra civilización? Si cierto es que no hay duda de que el ser humano sobrevivirá a un cambio de clima también es cierto que esto implicaría una nueva relación con el medio, con lo cual las claves de nuestra civilización deberán de cambiar.

Sospechamos, con cierta seguridad, que ha habido en la historia civilizaciones que han desaparecido, o cambiado tan radicalmente que no son reconocibles, debido a los cambios climáticos que a lo largo de la historia ha habido. No será de extrañar que la civilización occidental sufra cambios similares, por ejemplo buscando formas de aprovechamiento de la energía más eficaces. ¿Qué consecuencias tiene el cambio climático para el sistema económico actual? En este sentido los cambios en el clima, aunque sean pequeños, han de ser catastróficos.

Debemos tener en cuenta que nuestra economía depende mucho de las previsiones de futuro. Se invierte en función de los beneficios que se confía tener. Si las previsiones no se cumplen tenemos una crisis económica, que puede afectar a una sola empresa o a toda la economía. Estas previsiones se hacen confiando en que las características externas a la empresa se mantienen: políticas, legales, geográficas y etc. Si alguna de estas características falla, el proyecto suele fracasar. Entre estas características se encuentra el clima; que debe de ser regular; lo más cercano a los valores medios históricos que se han venido recogiendo. Así, un empresario agrícola siembra un determinado cultivo porque confía en que la tierra es buena, tiene los medios de cultivo y el clima, normalmente, es favorable. Si ese año hay una sequía la inversión se pierde. Y fíjense que he dicho la inversión y no la cosecha, ya que debido a un mercado mundial y diversificado una mala cosecha en un punto no implica subalimentación en nuestro mundo moderno.

En realidad no sólo las pérdidas de inversiones se han de producir en la agricultura. He puesto este ejemplo porque es el más obvio y porque los márgenes de los cultivos suelen ser muy estrechos; pero también puede haber pérdidas en la inversión en el turismo, si el cambio del clima hace que la región deje de ser un destino favorable, en las redes de comunicaciones, si se ven afectadas por los valores extremos del tiempo, o en la industria, si por un cambio climático pierden los recursos del factor tierra. Lo peor podría ser, de seguir subiendo rápidamente el nivel del mar, que las ciudades costeras, con toda la inversión que hay allí acumulada, quedasen inundadas. Así pues, donde más radicalmente incidirían los cambios en el clima serían en nuestro sistema económico capitalista.

Esta reflexión tiene un corolario. Contrariamente a lo que sucede, que los más conservacionistas son los ecologistas, estos deberían estar poco preocupados por el futuro de la vida en el planeta (al margen de que por motivos sentimentales quiera ver un bosque concreto en una determinada ubicación). Quienes deberían ser más conservacionistas habrían de ser los grandes empresarios, pues son sus inversiones las que están en riesgo inminente.

El «terremoto climático»
El problema de los umbrales


Hemos establecido ya que los climas de la Tierra tienen unos umbrales máximos y mínimos y que si no se rebasan no hay cambio climático. También sabemos que en los últimos años ha habido un corrimiento en la sucesión de tipos de tiempos que presenta valores que tienden a estar más cerca de estos umbrales. Haciendo abstracción de las causas, lo que nos interesa ahora es prever cómo se ha de producir el cambio climático.

Si entendiéramos el clima como el estado medio de la atmósfera los cambios climáticos serían paulatinos, apenas perceptibles para la experiencia humana. Sólo notaríamos los cambios comparando la situación sincrónica actual con la de hace miles de años, sin que nosotros hubiéramos notado el cambio. En la concepción genética del clima, que define el clima como la sucesión de tipos de tiempo sobre un lugar determinado y en ciclos definidos causados por centros de acción, los climas tienen un margen de tolerancia en los que continúan siendo el mismo clima mientras no se rebasen los umbrales máximos y mínimos. La consecuencia fundamental de los climas, pues, es la aparición de una serie efectos debidos a esa sucesión de tipos de tiempos: vegetación, posición de los centros de acción, movimiento de la atmósfera, etc. Esto, naturalmente, sin perjuicio de que esa misma tolerancia implique períodos más o menos fríos o cálidos.

Sabemos, también, que la mayor parte de los cambios en la naturaleza se presentan en forma de crisis, y no de forma paulatina. Por ejemplo, la corteza terrestre es estable a pesar de que en un punto concreto por el movimiento de las placas tectónicas se esté acumulando tensión. Mientras esa tensión no rebase el umbral de elasticidad de las rocas todo permanece estable, pero en cuanto se traspasa el umbral se produce un terremoto, un cambio brusco de liberación de esa energía, en el que las rocas encuentran otro equilibrio sin posibilidad de vuelta atrás.
El cambio climático, de producirse, muy posiblemente se presentará en forma de crisis, de terremoto climático. El hecho de que el clima no dependa de los valores medios sino de los procesos atmosféricos, y que estos estén presentes en unas determinadas condiciones de temperatura, humedad, presión, etc., y que esas condiciones aparezcan entre unos umbrales máximos y mínimos así lo hace pensar. A diferencia de lo que vienen afirmando los meteorólogos, que los cambios en el clima son paulatinos y tendrán lugar en miles de años, o como mucho en siglos, yo opino que no.


El clima de la Tierra, y la distribución de los climas en la Tierra, no cambiará mientras no se rebasen los umbrales, pero una vez traspasados comenzarán a actuar procesos que ahora son secundarios, y los procesos que hoy son principales dejarán de funcionar. Por ejemplo, de derretirse los casquetes polares la función reguladora que tienen dejaría de tener lugar, y no volvería ha activarse hasta que se volviese a acumular suficiente hielo, pero para eso el enfriamiento debería de venir de otro fenómeno climático. Algo similar sucedería con la variación de la corriente del Golfo o el fenómeno de El Niño.

De esta manera, una vez rebasados los umbrales climáticos los cambios no serían paulatinos, sino repentinos. Repentino, en términos climáticos quiere decir unas pocas décadas. En el transcurso de la vida de un hombre se verían cambios bruscos y palpables, e implicarían la total redistribución de los climas de la Tierra. Es a esto a lo que, poéticamente, podríamos llamar terremoto climático, ya que la vuelta atrás no sería posible. Además, rápidamente se alcanzaría un nuevo equilibrio que, este sí, duraría miles de años.