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Trabajo bibliográfico que trata los principales fenómenos relacionados con la dinámica de fluidos geofísicos.
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5/13/2018 Dinámica de Fluidos Geofísicos (síntesis de conceptos básicos) - slidepdf.com
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Dinámica de Fluidos Geofísicos:Los fenómenos en los fluidos geofísicos
Lluch Gual Pérez*
*Facultad de Ciencias de la Tierra. Universidad de Zaragoza. Plz San Francisco, 12
08/02/2012
Abstract
The goal of this paper is to understand the essential concepts of geophysical fluid
dynamics and their relationship to each other. How can cause the heat from the earth a
cloud? This is an example of extreme concept that can be reached.
All starts from the concept of geophysical fluid to determine each of the properties of
the problems studied geophysical fluid dynamics. We can define geophysical fluid as
the study of large-scale natural flows of the Earth and others planets and stars. All of
them have in common that all effects are based mainly by rotation and stratification,
and the mechanism that generates most them is convection. It have been studied
atmospheric phenomena, the dynamics of the oceans, the convection in the Sun, and
the dynamo effect ( generator of terrestrial magnetism) and convection in the mantle,
as the main mechanism of plate tectonics.
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Índice
1.Dinámica de fluidos geofísicos: definición, qué estudia y propiedades
fundamentales………………………………………………………………………………... 3
1.1 Definición
1.2 ¿Qué estudia? ...............................................................................................4
1.3 Propiedades fundamentales
2.Convección como mecanismo principal…………………………………………………9
2.1 Transferencia de calor
2.2 Definición de conveción
3.Dinámica de las capas fluidas: atmósfera e hidrosfera…………………………….…..11
3.1 Ciclo hidrológico
4.Dinámica de la atmósfera………………………………………………………..………. 13
4.1 La atmósfera terrestre y sus procesos
4.2 La atmósfera de Júpiter: Gran Mancha Roja …………………………...……19
4.3 La atmósfera de Neptuno: Punto Negro…………………………………..…..205.Dinámica en el océano……………………………………………………………………22
5.1 Concepto de océano y clasificación
5.2 Dinámica…………………………………………………………………….23
6.Zona de convección del Sol………………………………………………………………28
7.Los movimientos convectivos en el interior de la Tierra ………………………….….. 29
7.1 Efecto dinamo del núcleo externo
7.2 La convección en el manto……………………………………………………30
8.Conclusión……………………………………………………………………………..…. 33
9.Bibliografía………………………………………………….……………………………...34
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1. Dinámica de fluidos geofísicos: definición, qué estudia y
propiedades fundamentales
1.1 Definición
La dinámica de fluidos geofísicos es el estudio de los flujos naturales a gran escala de
la Tierra y cuerpos celestes, otros planetas y estrellas (1).
Aunque la disciplina comprende el movimiento de fluidos naturales en sus dos fases:
Agua del océano
Líquido Núcleo externo fundido
≈ Manto
Aire en la atmósfera terrestre y otros planetasGas
Gases ionizados en las estrellas
Como refleja la definición existe una restricción en la escala de los movimientos. Sólo
los movimientos a gran escala forman parte del estudio de la dinámica de fluidos
geofísicos (DFG en adelante); es decir, problemas de estudio como la convección de
las nubes, el flujo en ríos y la turbulencia en la capa superior del océano son tratados
por la meteorología, hidrogeología y oceanografía, respectivamente, como temas de
dinámica específicos. A pesar de ello, son procesos esenciales para comprender
mejor la dinámica a gran escala.
Se entiende por gran escala a todo aquel movimiento observable en varios sistemas y
bajo diferentes formas, pero regidos por una dinámica similar. Por ejemplo: los
grandes anticiclones de la Tierra tienen una dinámica afín a la Corriente del Golfo y a
la Gran Mancha Roja de Júpiter (1).
Existe un conflicto a la hora de conocer el límite de la escala de estudio, por ello se
trata de ajustar más la definición. La DFG está estrechamente relacionada con la
rotación de los cuerpos celestes, diferencias de densidad (agua dulce-salada, masas
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de aire frío-caliente) o ambas a la vez. En este sentido, la DFG se basa en la
estratificación de los fluidos y la dinámica de rotación (1).
Por tanto, se puede definir la DFG como el estudio de los flujos naturales a gran
escala de la Tierra y cuerpos celestes (otros planetas y estrellas) según su dinámica
de rotación y/o estratificación de los fluidos.
1.2 ¿Qué estudia?
La DFG aborda principalmente los siguientes temas:
- La variación de la atmósfera: clima y dinámica de las masas de aire
- Los océanos: olas, vórtices y corrientes.
- Movimientos en el interior de la Tierra: efecto dinamo del núcleo externo,
convección del manto.
- Vórtices en otros planetas: Gran Mancha Roja de Júpiter, Punto Negro de
Neptuno.
- Zona de convección del Sol.
1.3 Propiedades fundamentales
La importancia de los efectos de la rotación y la estratificación en los fluidos son los
puntos de partida para poder distinguir la DFG de la mecánica de fluidos tradicional.
Efectos de la rotación
La presencia de la rotación, como el giro de la Tierra en torno a su eje,introduce en la ecuación de movimiento de los fluidos dos términos de
aceleración, los cuales son interpretados como fuerzas: la fuerza de Coriolis y
la fuerza centrífuga . Esta última, a pesar de que debería afectar a los fluidos
geofísicos, no juega ningún papel en la dinámica. Mientras que la fuerza de
Coriolis resulta ser un factor crucial en los movimientos geofísico (1).
La fuerza de Coriolis
es una fuerza ficticia que aparece cuando un cuerpo está
en movimiento con respecto a un sistema en rotación y se describe sumovimiento en ese referencial. Siempre es perpendicular a la dirección del eje
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de rotación del sistema y a la dirección del movimiento del cuerpo vista desde
el sistema en rotación. La fuerza de Coriolis tiene dos componentes: tangencial
(debido a la componente radial del movimiento del cuerpo) y radial (debido a la
componente tangencial del movimiento del cuerpo)(2).
La fórmula (form.1) que describe dicha fuerza es:form. 1
donde es la masa del cuerpo; , la velocidad del cuerpo en el sistema en
rotación; , es la velocidad angular del sistema en rotación vista desde
un sistema inercial; y indica producto vectorial.
Esto influye en aquellos fluidos geofísicos cuyas trayectorias vienen
determinadas en primer término por el efecto Coriolis, principalmente los
vientos y las corrientes oceánicas.
Al ser un movimiento circular, cuanto menor sea el radio de giro, mayor será la
velocidad lineal. Lo cual se traduce a que cerca de los polos la fuerza será
mayor. Las componentes del movimiento que sean paralelas al eje de rotación
no producirán fuerza de Coriolis (fig. 1)
fig. 1 Según Strahler (1999): el efecto
Coriolis aumenta hacia los polos. Se toma
como referencia el Ecuador, donde no
existe desviación en el movimiento.
Los movimientos en el hemisferio norte
experimentarán desviaciones hacia la
derecha, mientras que en el hemisferio
sur se experimentarán hacia la izquierda.
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Efectos de la estratificación
La densidad del aire está determinada principalmente por la temperatura y el
vapor de agua contenido, mientras que la densidad del agua de mar por la
temperatura y la salinidad.
El calentamiento producido por el Sol en la Tierra trae consigo variaciones
significativas de la densidad, tanto en la atmósfera y como en los océanos. De
hecho, a parte de las mareas lunares, este calentamiento es uno de los
responsables de todos los movimientos atmosféricos y oceánicos.
El proceso relacionado con el calor que pone en movimiento los fluidos
geofísicos es la convección . Será explicada en el siguiente punto del trabajo.
La atmósfera (fig. 2) y los océanos (fig. 3) se caracterizan por estar
estratificados. Dicha estratificación se caracteriza por el hecho de que a gran
escala casi siempre es gravitacionalmente estable; es decir, el fluido más
pesado se encuentra bajo el más ligero: la densidad aumenta con la
profundidad.
La estratificación viene dada por el número de Burger (adimensional) e indica laimportancia de la estratificación del fluido. Se define como (form. 2)(4) :
fig. 2 Estratificación de la atmósfera.
fig. 3 Estratificación del océano en un corte S-N.
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, (form. 2)
Sonde N es la frecuencia de flotabilidad, H la profundidad del fluido, f la
frecuencia de Coriolis y L la escala horizontal de la corriente.
Una segunda manera de expresar el número de Burger (form. 3)(3):
(form. 3)
es una característica de la diferencia de densidad del fluido en relación
con la escala vertical del movimiento D , mientras que g es la aceleración de la
gravedad.
El parámetro S puede ser escrito como una proporción entre escalas de
longitud (form. 4 ):
(form. 4)
Donde la longitud D (form. 5):
, (form. 5)
Es el llamado radio de deformación de Rossby (la escala de longitud en la que
los efectos de rotación llegan a ser tan importantes como los efectos de la
flotación o la gravedad en la evolución de los flujos en alguna perturbación (5)).
En general, los movimientos a gran escala geofísica suelen ocurrir dentro de un
delgado estrato de fluido y, dada la gran escala horizontal del movimiento, esta
restricción geométrica produce trayectorias de fluido que son muy planas y
vienen dadas por la relación de aspecto para el movimiento δ (form. 6):
(form. 6)
suele ser un número pequeño.
Una consecuencia importante de la estratificación estable es que el movimiento
paralelo a la dirección local de la gravedad se inhibe casi por completo, y esta
restricción tiende a producir movimientos de gran escala horizontales al existir
una gran disparidad entre las escalas horizontal y vertical del movimiento (form.
6). La profundidad del océano rara vez excede los 6 km de profundidad,
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mientras que la extensión vertical de las mayores corrientes oceánicas es
mucho menor. En cambio, la escala horizontal es de cientos o miles de
kilómetros. Semejante a lo que ocurre con los fenómenos atmosféricos (3).
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2. Convección como mecanismo principal
2.1 Transferencia de calor
Para llegar a la definición de convección primero debemos conocer el concepto de
transferencia de calor; teniendo en cuenta siempre que estamos ante un trabajo cuya
temática son los fluidos.
La transferencia de calor es el paso de energía térmica desde un cuerpo de mayor
temperatura a otro de menor temperatura. Ocurre de tal manera que el cuerpo y su
entorno alcancen equilibrio térmico, por ello la transferencia de calor siempre ocurre
desde el cuerpo de mayor temperatura al de menor (Segunda Ley de la
Termodinámica). (6) Se puede dar de tres formas: conducción, convección y radiación.
2.2 Definición de convección
La convección es una de las tres formas de transferencia de calor y se caracteriza por
producirse en fluidos (aire, agua) que transportan el calor entre zonas con diferencias
de temperatura. Los fluidos al calentarse aumentan de volumen y, por lo tanto,
su densidad disminuye. Ascienden desplazando el fluido que se encuentra en la parte
superior y que está a menor temperatura.(7) La convección natural es causada por las
fuerzas de flotabilidad, debido a las diferencias de densidad derivadas de las
variaciones de temperatura en el fluido.
Un fluido, caliente o frío, en
contacto con una superficie sólida,
fría o caliente respectivamente,
causa una circulación debido a lasdiferencias de densidades que
resultan del gradiente de
temperaturas en el fluido. Esto
ocurre en las costas, por ejemplo
(fig. 4).
fig. 4 Corriente convectiva al contacto de masa de
aire fría proveniente del mar con la tierra calentada.
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También se puede definir la convección como el transporte de partículas dentro de un
fluido por medio de corrientes ascendentes y descendentes debido a variaciones de
densidad. De este modo no se excluyen de la definición las variaciones de densidad
por el contenido en sales de las aguas de los océanos o el contenido en vapor de agua
de la atmósfera, que adquieren cierta importancia.
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3. Dinámica de las capas fluidas: atmósfera e hidrosfera
Se entiende por capas fluidas de la Tierra a la atmósfera (envoltura gaseosa que
rodea la Tierra ) e hidrosfera (conjunto del agua en sus tres estados físicos: líquido-
masas de aguas superficiales y subterráneas-, sólido- casquetes polares, icebergs y glaciares- y gaseoso-nubes ). Las cuales se interaccionan mediante el ciclo del agua y
condicionan el clima.(8)
Los procesos se deben al contraste térmico. El aire, que es mal conductor del calor, se
calienta gracias al calor que irradia la superficie terrestre, albedo, calentada por la
radiación del Sol y el calor latente del vapor de agua al condensarse en la atmósfera.
Se produce un contraste térmico vertical, hacia arriba en la atmósfera y hacia abajo en
el océano (hidrosfera), y horizontal entre zonas geográficas que reciben diferente
insolación, provoca la circulación horizontal del aire y de las corrientes marinas
.
3.1 El ciclo hidrológico
El ciclo del agua describe el
movimiento continuo y cíclico del
agua, así como su conservación en
la Tierra (fig. 6). Interviene en el
clima al mantener la temperatura
terrestre: elevándola, ya que el
vapor de agua es un gas de efecto
invernadero, y rebajándola,
transmitiendo el calor que refleja la
Tierra (albedo). (8)
fig. 6 Dibujo esquemático del ciclo del agua (evaporación,condensación, precipitación, escorrentía, percolación)
comenzando en el oceáno y finalizando en éste.
fig. 5 Dibujo esquemático
que relaciona el la energía
del Sol con el ciclo del agua,
las corrientes oceánicas y losvientos.
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El agua puede cambiar su estado entre líquido, vapor y hielo en varias etapas del
ciclo, y los procesos pueden ocurrir en cuestión de segundos o en millones de años.
Aunque el equilibrio del agua en la Tierra permanece relativamente constante con el
tiempo, las moléculas de agua individuales pueden circular muy rápido. La energía
solar rige el ciclo calentando el agua de los océanos. Parte de este agua
se evapora en vapor de agua, el hielo y la nieve pueden sublimar directamente en
vapor de agua. Las corrientes de aire ascendentes toman el vapor de la atmósfera,
junto con el agua de evapotranspiración, que es el agua procedente de las plantas y la
evaporación del suelo. El vapor se eleva en el aire, donde las temperaturas más frías
hacen que se condense en nubes. Las corrientes de aire mueven las nubes alrededor
del la Tierra. Las partículas de las nubes chocan, crecen y caen como precipitación de
agua líquida, granizo o de nieve, que puede acumularse como casquetes polares y
glaciares. La mayor parte de la precipitación cae sobre los océanos o la tierra, donde,
debido a la gravedad, fluye sobre la superficie. En climas más cálidos, los bloques de
nieve a menudo se descongelan y se derriten cuando llega la primavera, y el agua
derretida fluye por la tierra. Una parte de ese agua acaba formando los ríos que llegan
a los océanos. El agua filtrada pasa a las aguas subterráneas, que se acumulan y son
almacenadas como agua dulce en lagos. La mayor parte de ella empapa la tierra
como infiltración y rellena acuíferos que almacenan agua dulce durante largo períodos
de tiempo. Puede surgir como manantiales dando paso a agua superficial y,
finalmente, oceánica. Una vez en el océano, el ciclo comienza de nuevo.(9)
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4. Dinámica en la atmósfera
La atmósfera es una mezcla de varios gases que rodean cualquier cuerpo celeste
cuando éste posee un campo gravitatorio suficiente para impedir que escapen.(10)
4.1 La atmósfera terrestre y sus procesos
La atmósfera terrestre es una mezcla de gases que se ha ido desarrollando a lo largo
de 4.500 ma. Los cambios que se producen en ella contribuyen a los procesos de
erosión, sustento de los seres vivos y determinación del clima.
La atmósfera primigenia debió estar compuesta
únicamente de emanaciones
volcánicas, es decir, una mezcla de vapor de agua, dióxido de carbono, dióxido deazufre y nitrógeno. A lo largo de este tiempo, diversos procesos físicos, químicos y
biológicos han permitido una evolución gradual de la composición de la atmósfera,
más reductora que la primigenia. Hace unos 2.000 ma. los organismos
fotosintetizadores, con su actividad, provocaron un enriquecimiento en oxígeno. La
acumulación de oxígeno dio lugar a la formación de la capa de ozono. Los gases que
forman actualmente la Tierra son: Nitrógeno (78.084%), Oxígeno (20.946%), Argón
(0.934%) y Dióxido de Carbono (0.033%), vapor de agua, ozono y otros óxidos.
Además hay partículas de polvo en suspensión (inorgánicas, pequeños organismos orestos de ellos y sal marina) que muchas
veces pueden servir como núcleos de
condensación para la formación de
precipitaciones.
El aire se encuentra concentrado cerca
de la superficie, comprimido por la acción
de la gravedad. Conforme aumenta la
altura, la densidad disminuye conrapidez. En los 5,5 Km más próximos a la
superficie terrestre se encuentra la mitad
de la masa total; y antes de los 15 Km de
altura se encuentra el 95% de toda la
materia que compone la atmósfera (fig.
7).
fig. 7 Temperatura, la formación de nubes y
efectos como las auroras boreales en relación alas partes de la atmósfera y la altura a la que se
encuentran.
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La mezcla de gases que llamamos aire mantiene la proporción de sus distintos
componentes casi invariable hasta los 80 Km de altitud, aunque cada vez más
enrarecido (menos denso) conforme vamos ascendiendo. A partir de los 80 km la
composición se hace más variable.(11)
Los procesos que tienen lugar en la atmósfera terrestre son debidos a los cambios de
temperatura y la humedad (vapor de agua). Estos dos factores son los responsables
de regular los movimientos verticales de convección que se dan en ella.
Cambios de temperatura
Son producidos, en primer término, por la energía solar. La cantidad de energía
que recibe cada zona de la Tierra depende de la inclinación de los rayossolares al incidir. Cuanto más verticales, más energía proporcionan. Las
regiones cercanas al ecuador son más calientes que las que se encuentran
cerca de los polos. Además en el hemisferio norte la proporción de tierra
emergida es mayor que en sur, lo que condicionará que se produzcan con
mayor o menor intensidad fenómenos relacionados con los fluidos geofísicos.
Al llegar a la superficie terrestre, los rayos incidentes se pueden encontrar con
el océano o el continente. El agua del océano tarda más en enfriarse que las
rocas de los continentes, por esta razón se crean zonas con distintastemperaturas. (11)
También se debe tener en cuenta que la parte de la atmósfera más cercana a
la superficie terrestre está más caliente y, por lo tanto, menos densa. Las
masas de aire de la superficie tenderán a ascender, mientras que las de la
parte superior descenderán por ser más densas y frías.(8)
Humedad
La humedad afecta a la atmósfera en la medida que hace menos denso el aire
húmedo que el seco ya que desplaza el resto de componentes atmosféricos de
mayor peso molecular (oxígeno, nitrógeno, dióxido de carbono).
Se puede hablar de humedad absoluta y relativa:
Humedad absoluta: cantidad de vapor de agua contenida en un
volumen determinado de aire. Se expresa en g/m3.
Humedad relativa: cantidad de vapor de agua en hay en un
determinado volumen de aire en relación a la máxima posible según la
temperatura. En g/m3.
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La relación entre concentración de humedad y la temperatura pueden
representarse en una gráfica, la cual se denomina curva de saturación del aire
(fig. 8 ).
En relación a los factores de la humedad y la temperatura, nos encontramos con el
concepto de presión atmosférica .
Se define la presión atmosférica como el peso que ejerce el aire sobre la superficie
terrestre (12). En meteorología se usa como unidad de medida de la presión atmosférica
el hectoPascal (hPa), siendo la presión normal sobre a nivel del mar 1013,2 hPa.A pesar de los inconvenientes de las variaciones de la temperatura y humedad en el
tiempo, las presiones atmosféricas se pueden medir aproximadamente gracias a la
llamada ecuación altimétrica (form. 7) en la cual se supone al aire como gas ideal y la
densidad del aire variable según una ley exponencial. Se puede obtener la altitud z en
función de la presión. Se toman como valores normales: = 1,292 kg/m3, =
9,80665 m/s2 , = 760 mmHg = 101 325 Pa y la constante ≈ 8 000 m. (13)
(form. 7)
La diferencia de presión entre dos puntos se llama gradiente de presión. En los mapas
del tiempo (fig. 9 ), se unen puntos de igual presión, mediante líneas llamadas
isobaras, para trazar los anticiclones y las depresiones. En la nomenclatura
anglosajona, en los mapas del tiempo, un anticiclón se representa con la letra H, de
heavy (pesado), y una depresión con la letra L, de light (ligero). Así pues, en un
anticiclón el aire pesará más que en una depresión, por eso se denominan altas
presiones a los anticiclones y bajas presiones a las depresiones (fig. 10 ).(12)
fig. 8 Curva de saturación del aire debido a la humedad.
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En el Hemisferio Norte, los vientos producidos en las borrascas girarán en sentido anti-
horario, tendiendo a concentrar la humedad (generar nubes), hacia zonas de aire más
caliente. Los vientos en los anticiclones girarán en el sentido opuesto, horario. (14)
Los vientos superficiales se deben a la diferencia de presión atmosférica entre zonas
de la misma altura, como consecuencia del calentamiento desigual de la Tierra.
Aquellos que provengan de las zonas oceánicas estarán cargados de humedad y
serán más calientes, mientras que los que provengan del continente serán más fríos y
menos húmedos.
Los vientos se pueden clasificar según sus características como:
Alisios: son constantes y van cargados de humedad. Son los responsables
de las lluvias ecuatoriales.
Locales: aquellos que se dan en determinadas zonas, como el cierzo
(viento frío del NW en Aragón).
Periódicos: como los monzones (debidos a cambios estacionales que en ladirección del viento se producen alternativamente veranos húmedos e
inviernos secos) y las brisas marinas (producen cambios diarios en la
dirección del viento causados por el contraste térmico continente-océano;
durante el día hacia la playa, en la noche hacia el mar).
Las masas continentales tienen una mayor amplitud de temperaturas, por lo que
frenan los vientos oceánicos. Además, el agua, como se ha comentado en apartados
anteriores, absorbe mucha energía calorífica por lo que los océanos se enfrían ycalientan a menos velocidad que los continentes.
fig. 9 Mapa metereológico: B (borrasca), A
anticiclón e isobaras.
fig. 10 Representación de la dinámica de anticiclones
y borrascas.
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En las latitudes medias el enfriamiento invernal hace que el aire esté muy frío
originándose un anticiclón continental que crea condiciones de estabilidad que dan
lugar a vientos que impiden las precipitaciones y favorecen las nieblas y heladas.
En cada hemisferio hay tres células convectivas, que además se deforman por la
presencia de continentes y relieves montañosos, debido a la fuerza de Coriolis. Una de
las principales consecuencias de la fuerza de Coriolis es que los los vientos de las tres
células convectivas se
desplazan de forma
oblicua e incluso
perpendicular a los
meridianos (fig. 11)
El sistema básico de la
circulación atmosférica
consiste en dos
cinturones de vientos muy
intensos, elevados y
canalizados en cada
hemisferio que se sitúan
en latitudes medias y
subtropicales: son los
chorros polar (en azul) y
subtropical (en rosa),
respectivamente (fig. 12 ).
Aunque su componente
fundamental o direccional
es zonal (los llamados
vientos del oeste), en muchas ocasiones aparece una componente meridional (norte –
sur) significativa, dando lugar a las típicas ondulaciones que observamos en la figura
adjunta. En determinadas ocasiones, esta última componente es tan intensa que
puede dar lugar a rupturas y aislamientos de estructuras ( Depresión Aislada de
Niveles Altos o gota fría).
Las corrientes canalizadas que circunvalan la Tierra, aproximadamente a unos 9.000
m de altura o a 300 hPa en nuestras latitudes, se les denominan corrientes en chorro o“jets”. Existen distintos tipos a diferentes latitudes, siendo el más conocido el chorro
fig. 11
fig. 12 Esquema de corrientes de aire.
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polar. Lleva asociados máximos de vientos que superan los 180 Km/h. La dirección
que normalmente posee el chorro es zonal. Fluye de oeste a este rodeando a la Tierra
y está limitado a un cinturón de latitudes medias. En el hemisferio norte y en el lado
izquierdo del chorro polar, hacia el polo Norte, el aire es relativamente frío. En su lado
más meridional el aire es más cálido que el del lado polar. Cuando el chorro,
originalmente rectilíneo, se intensifica, se ondula y toma una componente norte-sur
muy marcada. Se puede generar un proceso de aislamiento y estrangulamiento de
parte de esta circulación intensa de la circulación general, alejándose de las zonas de
origen y llegando a cerrarse sobre sí mismas. Meteorológicamente se le denominó en
castellano como Depresión Aislada de Niveles Altos, DANA. Esta palabra no fue
introducida y usada en el Instituto Nacional Meteorológico hasta mediados de los
ochenta como una terminología más apropiada que la de gota fría dentro del Área de
Predicción y Vigilancia.
El chorro subtropical es un cinturón de vientos máximos, zonal, muy concentrado y
equivalente al polar, pero situado en latitudes más bajas y a mayor altura, entre 11.000
y 13.000 m, aproximadamente. Del chorro subtropical se puede separar y aislar un
ramal, o circulación cerrada, cuando éste llega a ondularse marcadamente. En ambos
casos, el resultado de este proceso es la presencia y generación de circulaciones
cerradas y separadas de la zona originaria. Se forma una depresión en altura que
posee una circulación propia, independiente y que ha perdido el contacto con la
circulación que la generó (polar o subtropical), desplazándose de forma independiente
del flujo de los vientos del oeste.
Las células convectivas más cercanas al ecuador se
llaman Células de Hadley (fig. 13 ). El aire que asciende
en el ecuador, se desplaza hacia los polos, pero se va
desviando por la fuerza de Coriolis, de forma que no
supera los 30º N y S. En su recorrido, asciende y se
enfría, descendiendo a la latitud de 30º N y S. Se
genera así una zona de bajas presiones en las
inmediaciones del ecuador y otra de altas presiones a
30º de latitud. Desde éstas últimas se producen, en
superficie, los vientos alisios hacia el ecuador.
Desde los anticiclones de 30º N y S, también se desplaza el aire hacia las zonas
polares. En las zonas polares, debido a la baja temperatura, existen anticiclones
permanentes en superficie. Desde allí el aire se mueve, en superficie, hacia las
fig. 13 Esquema célula de Hadley.
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latitudes templadas. Las masas de aire polar y las de aire tropical se encuentran a una
latitud de 50 o 60º N y S y se forma el frente polar. El aire tropical asciende y se forma
una zona de bajas presiones. Entre ésta y el anticiclón polar se genera una de las
grandes células convectivas. Cuando se ponen en contacto masas de aire templadas y
frías se desarrolla en el límite superior de la troposfera una corriente que rodea
latitudinalmente la Tierra en sentido oeste a este, la ya comentada corriente en chorro.
La célula intermedia, entre el anticiclón tropical y los 50 o 60º es más teórica que real
porque el aire que sopla en altura no llega a formarse.(15)
La estructura dinámica de células convectivas en la atmósfera no es estática ya que
se desplaza alternativamente hacia el norte y hacia el sur con las estaciones.
4.2 La atmósfera de Júpiter: Gran Mancha Roja
La atmósfera de Júpiter es la atmósfera planetaria de mayor tamaño en todo
el Sistema Solar. Está compuesta principalmente por hidrógeno molecular y helio en
una proporción comparable con la de una estrella. Se encuentran gases como
metano, amoníaco, ácido sulfhídrico y agua. Aunque la presencia de este último
compuesto no se ha podido observar en forma directa, se cree que reside en las capas
más profundas de la atmósfera. La abundancia de oxígeno, nitrógeno, azufre y gasesnobles en la atmósfera de Júpiter supera los valores encontrados en las estrellas en
una proporción cercana al 3:1.(16)
Las capas atmosféricas son, de inferior a superior, la troposfera, estratosfera,
termosfera y exosfera. Cada capa cuenta con un gradiente térmico característico. La
capa inferior, troposfera, posee un complicado sistema de nubes y brumas,
compuestas por estratos de amoníaco, hidrosulfuro de amonio y agua. Las nubes de
amoníaco superiores que son visibles, en lo que se diría como superficie de Júpiter, se
encuentran organizadas en bandas zonales paralelas al ecuador. Están delimitadas
por fuertes corrientes atmosféricas conocidas como chorros de aire. Las bandas se
alternan en colores. Las oscuras, correas , y zonas, las claras. Las zonas, más frías,
corresponden a las corrientes de aire ascendente; las correas señalan las corrientes
descendentes. El origen de la estructura en bandas y de los chorros de aire no se ha
podido determinar, aunque existen dos modelos teóricos. El primer modelo sostiene
que existen fenómenos en la superficie que recubren un interior estable. En el
segundo las bandas y los chorros de aire son simplemente una manifestación del flujo
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de hidrógeno molecular en el manto de Júpiter, que estaría organizado en cierta
cantidad de cilindros.(17)
La atmósfera de Júpiter muestra una amplia gama de fenómenos activos, incluida la
inestabilidad de las bandas, vórtices (ciclones y anticiclones), tormentas (generadas en
las regiones de las correas) y relámpagos. Los vórtices se manifiestan como enormes
manchas ovaladas de color rojo, blanco o marrón. Las dos manchas de mayor tamaño
son la Gran Mancha Roja (GMR) y la Pequeña Mancha Roja (PMR); de características
anticiclónicas. Los anticiclones más pequeños suelen ser blancos. Se cree que los
vórtices son estructuras relativamente poco profundas, que no superan varios cientos
de kilómetros. La GMR, que se sitúa en el hemisferio sur, es el vórtice más grande
conocido en todo el Sistema Solar, de edad superior a 300 años. Su tamaño es tal que
podría envolver a varios planetas del tamaño de la Tierra. La PMR, que se encuentraal sur de la GMR, tiene una magnitud equivalente a un tercio de la anterior y se formó
en el año 2000 a raíz de la combinación de tres óvalos blancos.(17)
Las observaciones de la GMR revelan que las zonas más encarnadas corresponden al
núcleo caliente dentro del sistema tormentoso, que en general es frío. Las imágenes
muestran líneas oscuras allí donde los gases descienden a la superficie del planeta.
La Mancha es una región fría que
ronda los 160 grados bajo cero.
La tormenta es estable a pesar de
las turbulencias y sus choques con
otros anticiclones que afectan al
borde del sistema tormentoso. El
centro de la Mancha tiene una
temperatura 3 ó 4 (fig. 14 ) grados
por encima de su entorno, lo es
suficiente para cambiar la circulación de la tormenta, que gira habitualmente ensentido contrario a las agujas del reloj, a un sentido horario justo en el centro de la
tormenta. Además, en otras partes de Júpiter, el cambio de temperatura es suficiente
para alterar la velocidad de los vientos y afecta a los patrones nubosos en correas y
zonas. (18)
4.3 La atmósfera de Neptuno: Punto Negro
Neptuno está compuesto
por una mezcla de roca fundida, agua, amoniaco y metano
líquidos en los dos tercios interiores. El tercio exterior es una mezcla de gases
fig. 14 Imagen termal de la GMR.
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calientes compuestos por hidrógeno, helio, agua y metano. La presencia de metano da
a las nubes de Neptuno su característico color azul debido a que absorbe luz roja del
Sol, al ser reflejada da lugar a ese color característico. (19)
La atmósfera de Neptuno tiene una estructura de bandas similar a la encontrada en los
otros gigantes gaseosos. En este planeta se producen fenómenos como huracanes
gigantes, con un diámetro igual al de la Tierra, y otras formaciones de nubes. Neptuno
tiene un sistema de nubes muy activo, posiblemente más activo que el de Júpiter. La
velocidad del viento en la atmósfera de Neptuno es de hasta 2.000 km/h, siendo la
mayor del sistema solar y se cree que se alimentan del flujo de calor interno. (20)
La gran mancha oscura de Neptuno se descubrió en su hemisferio sur en el año 1989,
por la sonda Voyager 2 de la NASA.(21). Tiene un tamaño similar al de la Tierra y es
parecida a la Gran Mancha Roja de Júpiter. La nave Voyager reveló una pequeña
nube, de forma irregular, moviéndose hacia el este que recorre Neptuno en unas 16
horas.En 1994, cuando se volvió a observar, el Punto ya no estaba, quedando a los
científicos con la duda de si era una tormenta o un agujero en la atmósfera. A pesar de
ello, se encontró otro punto de menor tamaño al sur del planeta. (22)
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5. Dinámica en el océano
La hidrosfera es el subsistema de la Tierra constituido por el conjunto de agua en
sus tres estados físicos (líquido, sólido y gaseoso). Se originó por la condensación
y solidificación del vapor de agua protoatmosférico. Regula el clima y participa en
el modelado del relive, además de hacer posible la vida en la Tierra. Acupa la
mayor superficie terrestre. (8)
5.1 Concepto de océano y clasificación
Se denomina océano a las grandes masas de agua que separan los continentes.
Posee la mayor parte líquida del planeta y se formaron hace casi 4.000 ma. (23) Los
mares son aquellas zonas cercanas a las costas, situados casi siempre sobre la
plataforma continental, con profundidades pequeñas, que por razones históricas o
culturales tienen nombre propio.
En los océanos hay una capa superficial de agua templada (12º a 30ºC), que llega
hasta una profundidad variable según las zonas, de entre unas decenas y 400 o 500
metros. Por debajo de esta capa se encuentra agua fría a temperaturas de entre 5º y -1ºC. Se llama termoclina al límite entre las dos capas. El agua está más cálida en las
zonas ecuatoriales y tropicales, mientras que cerca de los polos y zonas templadas se
encuentra más fría. También varían las temperaturas dependiendo de las estaciones:
más cálida en verano y más fría en invierno. (23)
El océano se suele dividir en Atlántico, Pacífico e Índico como grandes unidades,
relacionadas entre sí mediante los océanos o mares polares Ártico y Antártico.
Océano Pacífico: es el mayor del planeta y se extiende desde las costas
orientales de Asia hasta las occidentales de América. Su relieve marino se
caracteriza por una gran llanura abisal en su parte central y la dorsal oceánica
que discurre frente a las costas de América.
Océano Atlántico: se extiende desde Europa y África en su límite oriental y por
América por la occidental. La característica más relevante de su relieve
submarino es la enorme dorsal Atlántica, que lo recorre desde Islandia hasta
cerca de la Antártida.
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23
Océano Índico: se extiende entre las costas orientales de África, el sur de Asia,
Australia y la Antártida. Es el más cálido y también el que tiene mayor
salinidad. Su fondo se caracteriza por una dorsal central que desciende desde
la Península Arábiga y se bifurca en dos en su punto medio, una rama que se
dirige a Sudáfrica y la otra hacia Australia
Océano Ártico : contacta con la parte norte del Atlántico y está limitado por
el estrecho de Bering, entre Rusia y Alaska, que lo separa del Pacífico; por la
costa norte de Alaska y Canadá. También limita con el litoral septentrional
de Europa y Asia. Grandes masas de hielo protegen durante todo el año a este
océano de las influencias atmosféricas. En su parte central pueden encontrarse
casquetes de hielo de hasta cuatro metros de espesor. Las grandes capas de
hielo suelen formarse por el deslizamiento de grandes paquetes de hielo uno
sobre otro.(24)
Océano Antártico: es una extensión oceánica cuya existencia como océano es
disputada. En general se reconoce su existencia desde las costas de
la Antártida hasta los 60° Sur, límite convencional con el océano Atlántico,
el océano Pacífico y el océano Índico. (25)
5.2 Dinámica
La enorme masa de agua que forma los mares y océanos de la Tierra está sometida amovimientos de diversa naturaleza, de forma parecida a como sucede en la atmósfera.
Se pueden dividir en tres grupos: las olas y las mareas, en la superficie, y las
corrientes marinas, que discurren por el interior.
Olas
Movimientos ondulatorios en la superficie del o de los grandes lagos. Se trata
de desplazamiento en la vertical.(8)
Son producidas por los vientos que barren la superficie de las aguas. Muevenal agua en
cilindro, sin
desplazarla
hacia adelante,
pero cuando
llegan a la
costa y el
cilindro roza fig. 15 Esquema de formación de las olas.
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con el fondo, inician una rodadura que acaba desequilibrando la masa de agua,
produciéndose la rotura de la ola (fig 15).
Los movimientos sísmicos en el fondo marino producen, en ocasiones
gigantescas olas llamadas tsunamis.(26)
Mareas
Son el cambio periódico del nivel del mar, producido principalmente por
las fuerzas gravitacionales que ejercen la Luna y el Sol, en menor medida. Otro
factor que puede influir en la variación del nivel del mar es la presión
atmosférica. (27) Se repiten de forma periódica cada 12 horas aproximadamente.
Estos movimientos en la vertical se pueden diferenciar en (8):
Mareas vivas: la Luna y el Sol se alinean con la Tierra y suman sus
fuerzas atractivas. Son mareas de máxima amplitud y tienen lugar en
las fases de Luna nueva y Luna llena.
Mareas muertas: la Luna, el Sol y la Tierra forman un ángulo recto. Son
mareas de mínima amplitud que tienen lugar en las fases de la Luna
creciente y Luna menguante
Como fenómeno físico viene descrito por la Ley de la Gravitación de Newton(form.8 ):
, (form.8 )
donde y son las masas de los dos cuerpos, es la velocidad
angular del astro y su período orbital, es la distancia entre el centro de
masas del astro y el centro de rotación, es la constante de
gravitación universal y es la distancia entre los centros de masas de los dos
astros(27).
Corrientes oceánicas
Las corrientes oceánicas son cursos de agua con distinta temperatura,
salinidad o densidad que, por convección, se desplazan por el interior de los
mares y océanos pudiendo ser superficiales o profundos. (8)
La circulación de las aguas oceánicas se originan por una compleja síntesis de
fuerzas que actúan de forma diversa y variable en el tiempo y en el espacio,
siendo las más importantes de estas fuerzas: el movimiento de rotación
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25
terrestre, la configuración del fondo submarino, la forma de las costas y su
influencia en la dirección de las corrientes, la desigual absorción y transporte
de calor por la radiación solar absorbida por las aguas marinas, la influencia
mutua entre las corrientes marinas y los vientos, el cambio de nivel de las
aguas cálidas superficiales debido a las mareas, la desviación de las corrientes
debido al efecto de Coriolis (que, a su vez, también se debe a los efectos de la
rotación terrestre). (28)
Se pueden clasificar en 5 grandes grupos (29):
1) Corrientes oceánicas: son aperiódicas, como en el caso del Gulf
Stream, o con períodos muy largos, como el caso de las monzónicas.
Transportan considerables masas de agua a distancias de millares de
kilómetros afectando a la capa de agua superficial (primeros centenares
de metros).
2) Corrientes de marea: son periódicas, diurnas o semidiurnas, y están
afectadas por la atracción lunar.
3) Corrientes que acompañan al oleaje y la marejada: son las
responsables de las grandes modificaciones del litoral en el curso de las
tempestades, bajo el efecto de corrientes que pueden alcanzar
velocidades de 0,50 m/seg.
4) Corrientes de turbidez: coexisten casi siempre con otras corrientes,
teniendo una gran influencia en su génesis y extensión, como por
ejemplo en las grandes corrientes oceánicas.
5) Corrientes de densidad: se deben a la presencia vertical de dos masas
de agua con densidades diferentes, de modo que la superior tenga
mayor densidad que la inferior y la superficie isobárica sea oblicua,
actuando sobre ambas masas la fuerza de Coriolis que facilita el
desplazamiento de una sobre otra. (fig. 16 )
fig. 16 Cinta transportadora global:
muestra la circulación del agua por
todo el planeta como corriente
continua-profunda y como corriente
superficial. Regula la cantidad de C02
atmosférico, al hundirse arrastra gran
cantidad para liberarlo miles de años
después en las zonas de afloramiento.
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26
Además, se puede hacer una segunda clasificación en relación a la temperatura
(fig.17 ):
Cálida: flujo de las aguas superficiales de los océanos que tiene su
origen en la Zona Intertropical y se dirige, a partir de las costasorientales de los continentes (América del Norte y Asia) hacia las
latitudes medias y altas en dirección contraria a la rotación terrestre,
como por ejemplo la Corriente del Golfo o la de la Kuroshio o Corriente
del Japón. En el hemisferio sur, estas corrientes son casi inexistentes,
por la configuración de las costas y por el hecho de que en las latitudes
de clima templado y frío no existen casi tierras.
Fría: flujo de aguas frías que se mueven como consecuencia del
movimiento de rotación terrestre, es decir de este a oeste, a partir de las
costas occidentales de los continentes por el ascenso de aguas frías de
grandes profundidades en la zona intertropical y subtropical. Ejemplos
de corrientes frías: la de Canarias, la de Benguela, la de Humboldt o del
Perú, y la de California, todas ellas en las costas occidentales de los
continentes de la zona intertropical y subtropical. Las corrientes de
Oyashio, en el océano Pacífico, y la de Groenlandia o corriente del
Labrador, también se producen por el ascenso de aguas frías y podrían
definirse como una compensación al efecto de las corrientes cálidas
cuando alcanzan las altas latitudes en las costas occidentales de los
continentes. Estas corrientes frías sólo se presentan en la zona ártica
ya que la zona antártica es mucho más uniforme y solo tiene una
corriente continua circumpolar en la que no existe un ascenso de aguas
frías provocado por el relieve submarino.
Mixta: algunas corrientes que surgen en las costas occidentales de los
continentes en las zonas próximas a los trópicos se desplazan hacia eleste como corrientes frías, pero en la medida en que se desplazan por
los océanos más amplios, se van calentando superficialmente y se
convierten en cálidas. Por ejemplo, las corrientes de Canarias y de
Benguela, que son de aguas frías, se transforman en la corriente
ecuatorial del norte y del sur (respectivamente) que son de aguas
cálidas. Lo mismo sucede con la de California y la del Perú en el
Océano Pacífico. (28)
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fig. 17 Corrientes oceánicas. Esquema que compila las principales corrientes que se
pueden encontrar en la Tierra según su temperatura.
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28
6. Zona de convección del Sol
La DFG también se da en el Sol, concretamente en una parte del cuerpo celestedenominada Zona de Convección debido a que se
encuentra formado por gases (fluídos geofísicos)(fig. 18 ).
Dicha región se extiende por encima de la zona
radiactiva. En ella los gases solares dejan de estar
ionizados y los fotones son absorbidos con
facilidad convirtiéndose en un material opaco al
transporte de radiación. Por lo tanto, el transporte
de energía se realiza por convección, de modo
que el calor se transporta de manera no
homogénea y turbulenta por el propio fluido. Los fluidos se dilatan al ser calentados y
disminuyen su densidad, dando lugar a corrientes ascendentes de material desde la
zona caliente hasta la zona superior. A la vez se producen movimientos descendentes
de material desde las zonas exteriores frías. Así, a unos 200 000 km bajo la fotosfera
del Sol (dato obtenido por el análisis de las oscilaciones solares), el gas se vuelve
opaco por efecto de la disminución de la temperatura. Como resultado, absorbe los
fotones procedentes de las zonas inferiores y se calienta independientemente de su
energía. Se forman secciones convectivas turbulentas en las que las parcelas de gascaliente y ligero suben hasta la fotosfera, donde nuevamente la atmósfera solar se
vuelve transparente a la radiación y el gas caliente cede su energía en forma de luz
visible. Los materiales se enfrían antes de volver a descender a las profundidades. (30)
fig. 18 Esquema de la zona convectiva.
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29
7. Los movimientos convectivos en el interior de la Tierra
7.1 Efecto dinamo del núcleo externo
El efecto dínamo es una teoría geofísica que explica el origen del campo magnético
principal de la Tierra, o de cualquier otro cuerpo celeste, como una dínamo
autoexcitada (o auto-sustentada). (31) Es decir, un fluido conductor puede generar y
mantener un campo magnético como el de la Tierra. Dicha teoría fue propuesta por el
alemán Walter M. Elsasser y el geofísico británico Edward Bullard durante mediados
de 1900. Aunque se propusieron otros mecanismos para la generación del campo
magnético, sólo el concepto dínamo se considera hoy día.
En el caso de la Tierra, se cree que su campo magnético está causado por el
movimiento de convección del hierro y níquel fundidos en el interior del núcleo
terrestre exterior, así como el efecto Coriolis que aparece por la rotación del planeta.
Cuando un fluido conductor se desplaza por un campo magnético ya existente,
aparecen corrientes eléctricas inducidas, creando otro campo magnético. Cuando este
campo inducido se añade al campo preexistente, el efecto es idéntico al que se
presenta en una dinamo: el campo total se sostiene a sí mismo. (32)
Se entiende la inducción electromagnética como un fenómeno que origina una fuerza
electromotriz (f.e.m) en un medio o cuerpo expuesto a un campo magnético variable, o
bien en un medio móvil respecto a un campo magnético estático. Cuando dicho cuerpo
es un conductor, como es el caso del núcleo externo, se produce
una corriente inducida. Este fenómeno fue descubierto por Michael Faraday quien lo
expresó indicando que la magnitud del voltaje inducido es proporcional a la variación
del flujo magnético (Ley de Faraday ) (form. 9 );
, (form. 9)
donde Φ = Flujo magnético en weber, t = Tiempo en segundos y el signo − es debido ala Ley de Lenz(33).
También puede venir definida como (form. 10 ):
, (form.10)
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30
donde u es la velocidad, B es el campo magnetico, t es tiempo y η = 1 / σμ es ladifusividad magnética ( σ conductividad eléctrica and μ permeabilidad). (34)
7.2 La convección en el manto
La fuente de calor (desintegración radiactiva) en el núcleo externo se supone que ha
ido disminuyendo a lo largo del tiempo, trasmitiéndose hacia la superficie. Según los
modelos, las células convectivas en el manto podrían establecerse a través de todo,
atravesando las discontinuidades que marcan los cambios de fase, o bien es posible
que la interfase de 670 km suponga un cambio en la geometría de las células
convectivas, de modo que habría una circulación menor por encima de ese límite, yotra mayor por debajo. En este segundo caso la discontinuidad sería un límite a las
propias zonas de subducción, como lo demuestra que gran parte de los slabs
desprendidos de la litosfera se encuentran a esa profundidad. El reciclaje de la
litosfera subducida se produciría a partir de esta zona, donde el material pasaría,
gracias a las corrientes de convección, a zonas profundas del manto. (35)
La convección en estado sólido en el manto de la Tierra es un fenómeno complejo que
causa diversas actividades tectónicas, especialmente magmatismo y tectónica de
placas, y permite al manto evolucionar en el tiempo geológico (billones de millones de
años). Cuando se mira desde el punto de vista de la dinámica de fluidos, sin embargo,
la convección del manto es un fenómeno simple. La velocidad de convección de este
fluido es de apenas unos centímetros al año; además la energía cinética es
insignificantemente pequeña en comparación con la velocidad de liberación total de
energía potencial debido al flujo convectivo. El manto como flujo convectivo se
aproxima a un flujo de Stokes.
Por otra parte, la única fuerza que impulsa el flujo por convección es la fuerza de
flotación. Se conoce que la fuerza de Coriolis y la fuerza de Lorentz, que son
importantes para entender el flujo por convección en la atmósfera, el océano y el
núcleo externo de la Tierra, no juegan ningún papel significativo en el manto.
El comportamiento de la convección del manto, de naturaleza complicada de
comprender, se debe a las propiedades de los materiales que conforman la capa. La
reología de los materiales del manto no es simplemente newtonia, son un sistema
multi-componente.
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31
El manto de la Tierra es químicamente heterogéneo, como se ha puesto de manifiesto
a partir de estudios geoquímicos de los materiales de la corteza. Los materiales en las
cortezas oceánicas generadas por magmatismo de bode de placa (MORB) se agotan
en los elementos que producen calor U, Th y otros elementos incompatibles en
comparación con los materiales de la corteza terrestre en las islas oceánicas
generadas por magmatismo en puntos calientes (OIB). Esto implica que las regiones
de origen de los MORB, probablemente el manto superior, son más empobrecido en
elementos incompatibles que las regiones de origen de la OIB, cuyo origen es de
mayor profundidad en manto de profundidad, y por lo tanto que hay al menos dos
tipos depósitos químicos obtenidos. Si el manto calor del manto se hubiese agotado
por completo en la producción de elementos, como es el caso de la capa más
superior, la velocidad de enfriamiento del manto habría sido mucho mayor que la
observada para el manto de la Tierra. En la siguiente figura se observan los modelos
de la heterogeneidad del manto tomada de Kellogg et al . (1999)(b), en la cual existe un
límite químico en manto inferior ya que el manto superior se encuentra a mayor
temperatura ya que se han producido elementos, y de Hofmann and White (1982) and
Davies (1990) (a), donde la corteza oceánica que subduce es dibujada por segmentos
cortos y puntos. (fig. 19)
Otra de las razones para confirmar la heterogeneidad del manto es la existencia de
superplumas. La cuales poseen composición diferente a la de los materiales que seencuentran en el resto de zonas.
fig. 19 Modelos de convección del manto heterogéneo.
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32
Los experimentos numéricos
régimen sobre el régimen de
movimiento de las placas
tectónicas también muestran
que la dinámica de las
superplumas depende
significativamente de la
velocidad de calentamiento
interno y por lo tanto en la edad
de la Tierra. (36) (fig. 20 )
Otro aspecto a tener en cuenta es si la convección en el manto se produce a la vez en
todo el conjunto. Para ello, mediante diversos procedimientos geoquímicos, se han
obtenido evidencias en contra de una convección total del manto, llegando a la
conclusión de que la composición del manto varía con la profundidad y que las
plumas, en su ascenso, preservan pequeñas porciones de manto primitivo. En
contraste, el manto superficial recoge los restos de placas litosféricas que son
subducidas El destino de placas subducidas depende de su flotabilidad, que a su vez
depende de su estructura térmica y la composición, así como la presencia de cabezas
de plumas. Ambas se refieren a la configuración de las placas tectónicas y sus
cambios a lo largo del tiempo geológico. (37)
La convección es el principal mecanismo que se considera para explicar la tectónicade placas.
fig. 20 Tomogragía. Se observan diferencias de movimiento en el
manto. Siendo más rápidas las zonas azules.
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33
8. Conclusión
Todos los fluidos geofísicos de encuentran relacionados entre sí. Las energías que
desprenden tanto el Sol, en su Zona de Convección, como la Tierra, dinámica internadel manto-núcleo externo y desintegración radiactiva, son las principales fuentes de
calor para que se produzca la dinámica de atmosférica y oceánica. Las aguas del
océano son parcialmente calentadas por el calor desprendido en el proceso de
convección del manto, causante a su vez de la Tectónica de Placas, dando lugar a las
corrientes oceánicas. Por otro lado, la radiación solar permite el calentamiento de la
superficie oceánica, encadenante del comienzo de ciclo hidrogeológico y de las
variaciones de temperatura que fomentan los fenómenos atmosféricos.
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9. Bibliografía
Según orden de aparición en el texto
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Physical and Numerical Aspects (Second ed.). Academic Press. 830 págs.
(2) http://es.wikipedia.org/wiki/Efecto_Coriolis, visto por última vez 15/12/2011.
(3) Pedlosky, Joseph (1987). Geophysical Fluid Dynamics (Second ed.). Springer-Verlag.
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Nota del Autor
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Lluch Gual
Geofísica y Tectónica de Placas – Unizar