Thursday, March 22, 2007

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.

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