TEMA 2. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS I. LA TEMPERATURA

COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA

El componente fundamental de la atmósfera es el aire, que no es un compuesto químico, sino una mezcla de gases. Acompañando a la masa gaseosa se encuentran los aerosoles (pequeñas partículas líquidas y sólidas dispersas).

La composición química y el porcentaje en volumen de los principales gases que integran la atmósfera terrestre vienen reflejados en el cuadro:

Algunos gases que integran la atmósfera no tienen interés desde el punto de vista climático:

- Nitrógeno: Principal componente gaseoso de la atmósfera y de gran importancia en la nutrición delos seres vivos, pero que apenas influye en las variaciones climáticas.

- Oxígeno: Imprescindible para los seres vivos, pero que apenas influye en las variaciones climáticas,como los denominados gases nobles.

No ocurre lo mismo con otros gases, aunque participen en la masa atmosférica en proporciones mucho másreducidas:

- Vapor de agua: Tiene una presencia muy variable. El agua penetra en la atmósfera por la evaporación de los mares, lagos, ríos y transpiración de las plantas, se condensa en minúsculas gotitas paraformar las nubes y posteriormente se precipitan sobre la superficie terrestre. Cuando se emplea eltérmino humedad del aire (cantidad de agua contenida en la masa atmosférica terrestre) nos referimos, tanto al vapor de agua en estado gaseoso como a las gotas líquidas de las nubes. El vapor deagua, también, tiene la propiedad de absorber los rayos infrarrojos de mayor longitud de onda del Sol, y se ve reforzado por el dióxido de carbono.

- Dióxido de carbono (anhídrido carbónico): Procede de las emanaciones volcánicas, de las combustiones y de la respiración de los seres vivos. Desde principio del s. XX, ha habido un aumento notable dedióxido de carbono procedente de la combustión de madera, carbón, petróleo y gas natural. El aumento progresivo del dióxido de carbono es compensado por la acción clorofílica de las plantas. Sutotal desaparición provocaría un descenso medio de la Tierra de 21o C.

Otro de los gases de gran interés desde el punto de vista humano es el ozono (O3) que se forma por la absorción de rayos ultravioletas procedentes del Sol, que descomponen el oxígeno molecular biatómico, provocando la constitución de moléculas triatómicas del mismo. La capa de Ozono impide el paso de la radiación ultravioleta que haría imposible la vida.

Por último existen otros gases en la atmósfera que son contaminantes de la misma, estos pueden ser:

- Anhídrido sulfuroso (SO2): se incorpora al aire por combustión de carbón, petróleo y fundición demetales que contengan azufre. Existe el peligro que derive en la formación de ácido sulfúrico (SO4H2), perjudicial al contacto con los pulmones.

- Anhídrido nitroso (N2O): toxicidad por encima de determinadas concentraciones.

- Monóxido de carbono (CO): combinado con la hemoglobina de la sangre impide el transporte deloxígeno.

Las partículas sólidas contenidas en la atmósfera tienen una procedencia y naturaleza variable: partículas de polvo, sales que cristalizan al evaporarse las gotas de los océanos, humos procedentes de la combustión, etc.

LA ESTRUCTURA ATMOSFÉRICA

La influencia de la atmósfera, en los fenómenos que determinan el tiempo atmosférico y por lo tanto elclima, varía considerablemente si consideramos los primeros kilómetros próximos a la superficie terrestre o si nos situamos a una distancia suficientemente alejada de la misma.

Por lo tanto, nos referimos a la existencia de una estructura vertical de la atmósfera, con un criterio que permite dividirla en capas homogéneas, diferenciadas entre sí, que es el de su diverso comportamiento térmico. Las diferencias térmicas no son sino el resultado de la diferente composición gaseosa de la cada capa

LA TROPOSFERA

Es la capa inferior de la atmósfera. Su nombre deriva del griego tropein (girar, revolver), traduce la existencia  de movimientos turbulentos en su seno, tanto horizontal como vertical. En esta capa atmosférica, se produce el dominio de las nubes, precipitaciones y demás fenómenos meteorológicos.

Existen varias subcapas en la troposfera:

- Capa geográfica o capa sucia: hasta una altitud media de unos 3.000 metros. Impurezas y mayor turbulencia del aire.

- Tropopausa: límite de la capa geográfica o capa sucia.

- Capa libre: la atmósfera está más libre y homogénea.

En general la temperatura desciende con la altura, a uno 0,65o C por cada 100 metros. Esta tendencia, que manifiesta un gradiente térmico negativo, se interrumpe bruscamente al alcanzar la tropopausa. La distancia en la que se encuentra la tropopausa es variable y depende de la latitud y de la estación del año. La inversión térmica se produce en los Polos a una altura inferior (6 km aproximadamente) y una temperatura superior (-45o C) que en el Ecuador (17 km y -85o C)

LA ESTRATOSFERA

Segunda capa de la atmósfera y va de la tropopausa hasta la estratopausa (unos 50 km). En su composición hay una ausencia casi completa de vapor de agua y una progresiva rarificación de la presencia de gases. Se puede afirmar que aproximadamente el 95% de la masa atmosférica está localizada en los primeros 20 km.

La temperatura es constante hasta una altura de 18 a 20 km, aumentando después 3o C cada 1 km. La presencia del ozono atmosférico en esta capa le ha proporcionado el nombre de ozonosfera. La existencia del ozono y su capacidad para absorber las radiaciones ultravioletas del Sol explica la elevación de la temperatura, con lo que esta capa puede alcanzar los 100o C

LA ALTA ATMÓSFERA

A partir de los 50 km la temperatura se invierte y esta desciende hasta la mesopausa (a unos 80 km), la capa comprendida en este intervalo recibe el nombre de mesosfera o alta estratosfera.

Por encima de los 80 km, la ausencia de aire atmosférico es casi total. A los 150 km, la presión del aire es casi un vacío neumático, pero hay suficiente densidad gaseosa para provocar calentamiento por rozamiento (estrellas fugaces...). Absorción de radiaciones solares de menor longitud de onda con lo que aumenta la temperatura a 200 – 300o C. Por este motivo, también se conoce esta capa atmosférica con el nombre de termosfera.

Otra consecuencia de la radiación y su absorción por el aire es la ionización. Los átomos gaseosos modifican su situación de neutralidad eléctrica y se transforman en iones. Esta transformación convierte a la atmósfera en conductora de electricidad. Por esto la atmósfera recibe el nombre de ionosfera. Sin la ionización no se podrían realizar las emisiones por radio.

LAS PROPIEDADES DEL AIRE

El aire es una mezcla de gases, por lo tanto sus propiedades se derivan de este particular estado de agregación de la materia. En general los gases pueden definirse como cuerpos sin forma ni volumen propios y con tendencia a dispersarse uniformemente por el espacio y de gran movilidad. En este aspecto se pueden diferenciar:

- Sólidos: ofrecen fuerte resistencia a modificar su volumen aunque no su forma.

- Líquidos: cambian su volumen mediante variaciones de presión y temperatura.

- Forman superficies de separación frente a los gases

Las propiedades son:

- Movilidad: Es la movilidad una de las propiedades que mejor define a los gases y, en consecuencia,al aire, en su comportamiento respecto a los cuerpos sólidos y líquidos. Esta propiedad permite a la materia, en este estado físico, moverse libremente por el espacio, esto es fundamental para com prender la dinámica atmosférica.

- La presión: El aire pesa y ejerce una fuerza por unidad de superficie en cualquier punto de la atmósfera, a mayor altura menor presión.

Las diferencias de presión en el aire no existen únicamente en altura, sino también entre diferentes puntos de la superficie terrestre de la misma altitud. Las cusas de esta falta de uniformidad en el campo de presión en superficie son de origen térmico y dinámico. Si el suelo se calienta, el aire se dilata y sube, provocando un descenso de presión (térmico). El aire también puede ascender o descender por fenómenos derivados de corrientes de aire existentes en altura, provocando bajas o altas presiones (dinámico). Podemos señalar que las diferencias de la presión terrestre son la causa del movimiento del aire.

- Temperatura: Existen dos conceptos que habitualmente se confunden y que son de calor y temperatura. El calor es una forma de energía, mientras que la temperatura es la consecuencia del calor. No todos los cuerpos adquieren la misma temperatura cuando reciben el mismo calor. Este desigual comportamiento térmico se puede medir mediante el concepto de calor específico (cantidad de calor necesaria para elevar un gramo del mismo un grado de su temperatura). El calor específico del aire y del agua son diferentes. La acumulación de calor de un cuerpo depende de la masa del mismo que se caliente. Esta propiedad tiene repercusiones climáticas muy importantes y explica que los mares y océanos acumulen calor y lo pierdan lentamente, respecto a la tierra, lo que suaviza el clima de las tierras situadas en su proximidad.

Las escalas de medida de la temperatura son:

a) Escala centígrada: fue inventada por el astrónomo sueco Celsius en 1742 y se fijaron los valores de 0 y 100 correspondientes al agua al helarse y al romper a hervir. Y dividiéndolo posteriormente en 100 partes (grado centígrado).

b) Fahrenheit: establecía otros puntos de referencia de medición, dio a 0 la temperatura de la nieve y de la sal de amoniaco en fusión y 100 a la temperatura normal del cuerpo humano.

c) Kelvin o absoluta: es otra escala termométrica. Es la prolongación de la escala centígrada con el cero absoluto en -273o

C (temperatura en que la materia quedará sin movimiento interno, sería la temperatura más baja que se puede alcanzar).

- La densidad: El aire más denso se estabiliza y el menos denso tiende a elevarse. Se denomina densidad a la masa de un cuerpo por unidad de volumen. Su valor es equivalente al peso específico o peso unitario.

La densidad varía según la temperatura y el porcentaje de humedad. Los factores que modifican la densidad del aire son:

a) Una masa de aire que contenga mayor cantidad de vapor de agua es un aire poco denso y con cierta tendencia a elevarse y perder su estabilidad.

b) Temperatura: determina la densidad. Una masa de aire caliente ocupa mayor volumen que si estuviera fría, siendo menor su densidad. También tiende a elevarse como el húmedo.

- La humedad: hace referencia a la cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera. El conocimiento de la máxima cantidad de agua que el aire puede admitir en su seno como vapor se presenta pues como algo fundamental. Esta capacidad higrométrica depende de la temperatura.

 LA ENERGÍA SOLAR Y LA TEMPERATURA TERRESTRE

El Sol es la principal fuente de energía que recibe nuestro planeta. La energía solar alcanza la superficie terrestre, calentándola y elevando su temperatura. A su vez, la Tierra, una vez caldeada, emite energía calorífica hacia el espacio externo. Del equilibrio térmico que se establece, la Tierra adquiere una determinada temperatura.

La energía recibida del Sol es en forma de ondas electromagnéticas de pequeña longitud de onda (rayos X, rayos gamma y rayos ultravioletas (9%), espectro visible (41%) y parte de la gama de infrarrojos (50%)). Por su parte la Tierra emite, debido a su inferior temperatura, en ondas de mayor longitud de onda, fundamentalmente en la franja de los infrarrojos.

El análisis del propio sistema térmico terrestre, podemos encontrar varias fases:

- 1ª fase: integrada por la atmósfera y las superficies continental y marítima, la atmósfera actúa a modo de filtro, absorbiendo y reflejando un porcentaje importante de la energía solar. La distribución de la energía que no alcanza la superficie del suelo es la siguiente:

 Absorción: La ionosfera absorbe casi completamente los rayos X y una buena parte de la radiación ultravioleta. El ozono de la estratosfera completa la absorción de los rayos ultravioletas más perjudiciales y, por último, el vapor de agua y el anhídrido carbónico realizan la labor de filtrado en las radiaciones infrarrojas. La energía absorbida no es siempre constante y oscila de acuerdo a la situación atmosférica.

 Reflexión: La parte superior de las nubes se comportan como una superficie reflectante que puede devolver por reflexión directa el 25% de la energía recibida

 Dispersión: Las moléculas de gases y las partículas de polvo dispersan parte de la luz, desviándola en todas las direcciones. El proceso se puede describir como dispersión difusa. La dispersión de la luz consiste en la separación de los distintos colores que integran la luz solar. Solamente la gama de los azules de la luz dispersa desciende hacia la superficie, lo que explica el color azul del cielo. Como consecuencia de la dispersión, parte de la energía solar es devuelta al espacio, perdiéndose para siempre, mientras que el resto llega a la Tierra y se denomina dispersión descendente.

En resumen, del 100% de la energía recibida del Sol, únicamente el 45% alcanza el suelo (insolación).

La superficie terrestre no se beneficia totalmente de ese 45% de la radiación solar que llega para elevar su temperatura, pues una parte, según el albedo del suelo receptor (porcentaje de energía reflejada), se pierde hacia el exterior. Este hecho tiene gran importancia, pues dependiendo del material que recibe la insolación, así como la inclinación de los rayos solares el porcentaje de energía reflejada es mayor o menor.

- 2ª fase: Es la radiación emitida por el suelo. La Tierra presenta así un doble comportamiento: receptor de la energía solar y emisor hacia el exterior. La energía irradiada por la superficie terrestre es variable con su temperatura y se realiza por radiaciones de onda larga y o bien es absorbida por la propia atmósfera, por el anhídrido carbónico y vapor de agua de la troposfera o bien se proyecta directamente al exterior. Este hecho es muy importante desde el punto de vista climático, pues supone que la atmósfera se comporta como una pantalla térmica que devuelve calor a la superficie terrestre, impidiendo que, durante la noche, la temperatura descienda excesivamente por ausencia de radiación solar, lo que se ha denominado efecto invernadero.

- Por último la superficie terrestre utiliza dos nuevos mecanismos de transformación del calor: El primero sirve para facilitar, sobre todo en los océanos y mares, la evaporación del agua y su paso a la atmósfera. Este calor latente de vaporización es devuelto posteriormente en la condensación. El segundo uso es comunicar calor a las capas bajas de la atmósfera, que sufre un movimiento ascensional convectivo. Ambas cantidades de energía calorífica pueden ser tasadas en 20 y 10 calorías respectivamente (por cada 100 solares que alcanzan la Tierra)

 EL DESIGUAL REPARTO DE LA INSOLACIÓN TERRESTRE

Debemos tener en cuenta que la Tierra actúa de manera no homogénea. Los contrastes térmicos de carácter zonal y su variación en el tiempo son el resultado del desigual reparto de la radiación solar, motivado por factores de orden cósmico y geográfico. Este desequilibrio térmico interior genera unos mecanismos compensatorios de trasferencia de calor desde las regiones cálidas de baja latitud hasta las frías regiones polares.

Los movimientos de la atmósfera y de las aguas de los océanos actúan como mecanismos de trasvase energético. A su vez, parte de la radiación solar es absorbida para permitir el cambio de estado del agua de líquido a vapor, desencadenando el ciclo hidrológico del agua, con sus diversas fases de evaporación, condensación y precipitación.

FACTORES EXPLICATIVOS DEL DESIGUAL REPARTO DE LA INSOLACIÓN Y COMPORTAMIENTO CALORÍFICO TERRESTRE

Un conjunto de factores, cósmicos y geográficos afectan a la proporción de la energía solar que alcanza la superficie terrestre y a su variación temporal.

INFLUENCIA DE LA DISTANCIA ENTRE LA TIERRA Y EL SOL

El movimiento de la Tierra alrededor del Sol, según una trayectoria elíptica, es la causa de que la distancia de ambos astros no siempre sea la misma. La excentricidad de la órbita explica que la energía recibida en el perihelio de enero (momento de mayor proximidad) sea superior en un 7% a la correspondiente al aphelio de julio (momento de mayor lejanía). De esta circunstancia, cabría deducir que los inviernos en hemisferio Norte deberían ser más cálidos que los del hemisferio Sur. Lo contrario ocurriría para los veranos. En la práctica, la circulación de calor en la atmósfera y la continentalidad enmascaran esta tendencia global.

INFLUENCIA DE LA ALTURA DEL SOL

Este factor afecta directamente a la cantidad de insolación recibida, ya que la altura del astro solar está medida por la inclinación de los rayos del Sol respecto a la horizontal terrestre. Desde el momento del orto (salida del Sol) al ocaso (puesta del Sol), la altura del mismo está condicionada por dos factores: la latitud del lugar y la estación del año. Estos factores y la incidencia de los rayos solares en Ecuador y Trópicos debería la radiación ser máxima en el Ecuador y mínima en los Polos. Sin embargo a parte de la influencia de la atmósfera terrestre, un efecto complementario se suma al anterior y es la causa de que la temperatura máxima no se registre en el Ecuador y sí en los Trópicos. El paso del Sol por éstos se realiza a una velocidad más lenta que en el Ecuador siendo la causa de que un mayor número de días continuados la inclinación de los rayos solares sea casi vertical.

INFLUENCIA DE LA DURACIÓN DE LA LUZ SOLAR

Además de la perpendicularidad de los rayos solares, la latitud condiciona la duración del día solar y, en consecuencia, la cantidad de insolación. Cuanto mayor sea el período de tiempo de iluminación solar, mayor será la cantidad de radiación diaria recibida. Así la desigualdad de los días y las noches es más acusada (solsticio de verano), con mayor duración de los días (hemisferio Norte) y de las noches (hemisferio Sur). La situación inversa se produciría durante el solsticio de invierno. Como consecuencia de la influencia de la estacionalidad y latitud la radiación solar diaria que llega a la Tierra es variable en cada punto de la superficie terrestre.

EL EFECTO DE LA ATMÓSFERA

El desigual recorrido de los rayos solares a través de la atmósfera sería una consecuencia de la latitud. En las altas latitudes, habría que añadir la superior pérdida derivada del mayor espesor atmosférico que deben atravesar los rayos solares.

El principal factor atmosférico causante de la diferente llegada de radiación solar al suelo es la presencia de la nubosidad.

EL EFECTO DE LA DESIGUAL DISTRIBUCIÓN DE LAS TIERRAS Y LOS MARES

El diferente comportamiento térmico de las superficies marina y continental añade nuevas e importantes consecuencias al balance energético diferencial de la superficie terrestre. De forma general en los océanos, debido a la superior evaporación del agua, el efecto de filtrado atmosférico es superior. Así, para una misma latitud, el porcentaje de insolación sería superior en los continentes que en los océanos.

Otra diferencia esencial proviene de la distinta manera que en tierras y mares son capaces de aprovechar la energía que les llega. Mientras el agua tiene mayor capacidad de almacenamiento de la energía solar, la tierra rápidamente la devuelve a la atmósfera. El albedo del suelo es más elevado que el de la superficie marina, por lo que también es superior la cantidad de energía reflejada y que no llega a ser absorbida. También es mayor la facilidad con que las ondas electromagnéticas del Sol pueden penetrar en el agua. La conductividad del calor hacia el interior es también más alta. La confluencia de todos estos factores determina que la masa del agua calentada sea bastante superior a la correspondiente a la misma superficie de suelo continental.

Estas diferencias de comportamiento térmico entre los océanos y los continentes se manifiestan en que la superficie continental se calienta y se enfría más rápidamente que la oceánica. Las oscilaciones diarias de temperatura son inferiores en el mar. El agua se comporta como un gran acumulador de calor durante el día, cediéndolo, en parte, durante la noche

EFECTO DE LA ELEVACIÓN Y LA TOPOGRAFÍA

La altitud y la exposición de la vertiente a los rayos solares modifican sensiblemente la cantidad de radiación solar que alcanza la superficie terrestre. Las altas cumbres reciben una cantidad de insolación mayor que el nivel del mar, por la menor masa atmosférica que participa en la labor de filtrado, pero aunque la cantidad de energía recibida sea superior, también lo es la facilidad con que se pierde, al no existir el efecto pantalla por lo que la disipa al espacio.

LA DISTRIBUCIÓN DE LA RADIACIÓN SOLAR EN LA SUPERFICIE TERRESTRE

El efecto de la altura solar se refleja en la disposición latitudinal de las isolíneas de radiación, cuyo valor de crece hacia las latitudes más altas. Sin embargo, el modelo se rompe por la influencia del contraste tierra mar y la importancia de la atmósfera en su labor de filtrado. Los valores máximos se localizan a lo largo de los trópicos. El efecto de la nubosidad, mayor en los océanos que en los continentes, se aprecia en el hecho de que las isolíneas de radiación se inflexionan hacia los Polos, cuando pasan por encima de los continentes y hacia el Ecuador cuando lo hacen por encima de los océanos.

LA DIFERENCIACIÓN TÉRMICA DE LA TROPOSFERA

Parte de la insolación que el suelo recibe se utiliza en calentar el aire situado sobre su superficie. El calor absorbido por el suelo sirve para elevar su temperatura, pero también es empleado en poner en marcha determinados mecanismos atmosféricos como la evaporación o el movimiento del aire. Además, a los factores intrínsecos que modifican la insolación y el comportamiento térmico diferencial de la superficie terrestre (altura del Sol, nubosidad, distribución de las tierras y mares y altura sobre el nivel del mar), habría que añadir otros de carácter extrínseco que condicionan las características climáticas de un lugar determinado de la Tierra. El movimiento de las masas de aire y de las aguas marinas transportan calor (o frío) y humedad (o sequedad) a lugares cuyas condiciones térmicas e higrométricas son muy diferentes de las del lugar de origen. El resultado final del calentamiento del aire es la obtención de una determinada temperatura, la distribución de temperaturas no es uniforme ni espacialmente ni a lo largo del tiempo. Podríamos diferenciar una temperatura de superficie y una estructura térmica del aire

LAS TEMPERATURAS DE LA SUPERFICIE

El término temperatura de superficie no hace referencia a la temperatura del suelo, sino a la temperatura del aire que está en contacto con la superficie terrestre. La medición térmica se realiza en idénticas condiciones en todo el globo: evitando la radiación directa del Sol sobre el termómetro y a una altura constante del suelo (de 1,5 a 2 m.).

LA OSCILACIÓN TÉRMICA DIARIA

Las variaciones de insolación, debidas al diferente comportamiento térmico del día y la noche, se ponen de manifiesto en el ascenso y descenso rítmico de la temperatura del aire, denominado ciclo diario. Durante las horas centrales del día la temperatura del aire tiende a aumentar; por el contrario, por la noche, la atmósfera cede calor a la superficie y la temperatura del aire tiende a disminuir. Este desfase es producto de la inercia térmica de la superficie terrestre, lo que explica que la temperatura máxima de aire (ej. 25o C) se produzca unas horas más tarde, entre las 12 del mediodía y las 6 de la tarde.

De igual manera, la temperatura mínima del día (ej. 12o C) no se produce inmediatamente después de desaparecer la radiación solar. Otros valores de interés a tener en cuenta son la amplitud térmica diaria o distancia entre ambos valores extremos (25o C-12o C=13o C) y la temperatura media diaria que es el valor medio de las dos temperaturas extremas (25+12/2=18,5o C).

Los factores geográficos estacionales son decisivos en el perfil de la oscilación térmica diaria. Así, la latitud y la estación del año desempeñan un papel fundamental.

LAS VARIACIONES ESTACIONALES

La representación gráfica de las temperaturas medias mensuales a lo largo del año da lugar a una curva de temperatura oscilatoria con valores máx. y mín. estacionales.

Temperatura media mensual es el valor promedio de las temperaturas medias de cada uno de los días del mes. Los regímenes térmicos estacionales están estrechamente relacionados con las variaciones de la radiación solar recibida a lo largo del año. La latitud es el factor predominante de la fluctuación térmica anual. En las latitudes medias y altas, la curva de las temperaturas medias mensuales presenta una variación más marcada y es donde la amplitud térmica anual (diferencia entre las temperatura del mes más cálido y del mes más frío) es superior.

LA DISTRIBUCIÓN DE TEMPERATURAS SOBRE LA SUPERFICIE DEL GLOBO TERRESTRE

El estudio de la distribución térmica en la superficie terrestre se facilita mediante el mapa de isotermas. Las isotermas son líneas que unen puntos con el mismo valor de temperatura. Estos valores representan sobre la superficie del globo observaciones hechas para toda una zona en un mismo instante o valores medios para un período de muchos años, correspondientes a un cierto día o a cierto mes según al fin al que se destine el mapa.

Principales factores explicativos de la desigual distribución de temperaturas de la superficie terrestre

Los factores que determinan la temperatura de cada lugar del planeta son de dos tipos: intrínsecos y extrínsecos. Los primeros son debidos a la diferencia de insolación, como la altura solar, comportamiento diferencial de tierras y mares, nubosidad, etc. continúan siendo clave en la explicación de la diferenciación espacial térmica terrestre. Por su parte, los segundos se refieren a factores relacionados con la influencia del movimiento de masas de aire y a las corrientes oceánicas. De esta manera, se transfieren las propiedades térmicas de determinados lugares de origen a los lugares de destino.

El movimiento más importante sobre nuestro planeta es la corriente de aire dirección Oeste-Este en la franja de latitudes medias (30o a 60o latitud). Masas de aire creadas en el mar penetran en los continentes con diferentes propiedades según las zonas. Las corrientes oceánicas superficiales originadas por la dirección de los vientos dominantes y la rotación terrestre trasfieren enormes masas de agua cálida hacia los Polos y frías hacia el Ecuador intentando eliminar el desequilibrio térmico terrestre

 LA ESTRUCTURA TÉRMICA EN ALTURA

La estructura térmica de la troposfera en altura muestra un descenso casi constante de la temperatura a medida que nos elevamos sobre la superficie terrestre. Esta disminución o gradiente térmico negativo se denomina gradiente vertical normal de la temperatura y suele moverse entre los valores de 0,5o y 0,7o cada 100 m. de elevación. Los valores extremos pueden ser superiores dependiendo de los lugares y de las estaciones, los más fuertes se presentan cuando el suelo está más recalentado (primavera y otoño) y los más débiles cuando el suelo está frío (invierno). Por la noche se produce lo que se denomina la inversión térmica.