Temperatura y circulación (2)
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TEMPERATURA SUPERFICIAL Y ATMOSFÉRICA Elkin de Jesús Salcedo Hurtado, Ph. D. Profesor Departamento de Geografía Universidad del Valle, Cali Santiago de Cali, Marzo de 2011 FACULTAD DE HUMANIDADES DEPARTAMENTO DE GEOGRAFÍA HIDROCLIMATOLOGÍA
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TEMPERATURA SUPERFICIAL Y ATMOSFÉRICA
Elkin de Jesús Salcedo Hurtado, Ph. D. Profesor Departamento de Geografía
Universidad del Valle, Cali
Santiago de Cali, Marzo de 2011
FACULTAD DE HUMANIDADES
DEPARTAMENTO DE GEOGRAFÍA
HIDROCLIMATOLOGÍA
TEMPERATURA DEL AIRE Y SUPERFICIAL
Cuando un cuerpo absorbe calor su temperatura aumenta
en función de su densidad y el calor específico del mismo,
de tal manera que:
TcE
E = variación de energía
= densidad
c = calor específico
T = variación de la temperatura
cT
EC
Capacidad calorífica:
La temperatura
constituye un elemento
fundamental del tiempo,
de ahí el interés a su
distribución geográfica
Calor es la energía que transmitida a un objeto determina su aumento
de temperatura, y ésta es una cualidad que expresa el estado relativo
de calor y frío.
TEMPERATURA DEL AIRE Y SUPERFICIAL
La temperatura media global de la atmósfera en la superficie es de 15º
aprox., cubriendo grandes desigualdades con un marcado gradiente
entre el Ecuador y los polos, debido a factores como: Relieve,
Superficies marinas y continentales, Nubosidad y (fundamentalmente)
las variaciones geográficas del balance de radiación
El calor acumulado en el suelo es cedido a la atmosfera:
Evaporación,
Conducción,
Convección,
Radiación infrarroja
TEMPERATURA DEL AIRE Y SUPERFICIAL
La transferencia de calor es un fenómeno unidireccional orientado desde los
cuerpos con temperatura más alta hacia los que tienen temperatura más baja
tendiendo a la anulación de esta diferencia. Este proceso de propagación
puede tener lugar de tres maneras:
1. Conducción, se produce cuando el cuerpo caliente y el frio están en
contacto. El calor se transmite a través de la materia pero sin desplazamiento
de esta. Esta forma de transferencia de calor es típica de los sólidos.
2. Convección, es típico de los fluidos (líquidos o gases) está asociado a un
desplazamiento macroscópico de la masa del fluido. Incluye dos formas de
transporte:- Calor sensible (transportado por las moléculas de aire) y -Calor
latente (transportado por las moléculas de vapor de agua).
3. Radiación, consiste en la transmisión de calor entre dos cuerpos a distinta
temperatura cuando no están separados por ningún medio material (en el
vacio). Se debe a la emisión de radiación electromagnética que experimentan
todos los cuerpos y que contribuye a la disminución de su temperatura.
Las isotermas no siguen con exactitud un trazado Oeste-Este, según los
paralelos, lo que impide relacionar directamente la temperatura con la latitud
En invierno, por el fuerte enfriamiento
de los continentes, las isotermas se
desvían en ellos hacia el Ecuador,
particularmente en la Siberia y América
septentrional; mientras que en los
océanos se curvan hacia el polo,
mostrando el ambiente mas cálido de
las aguas marinas.
En verano sucede lo contrario, dado el
intenso calentamiento terrestre y su
contraste con el océano más frio.
TE
MP
ER
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AIR
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Gra
do
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Tendencia de la Temperatura Global (1880 – 1992)
EL CICLO HIDROLÓGICO
LOS TRES ESTADOS FÍSICOS DEL AGUA
Humedad Relativa y Temperatura
La humedad designa el contenido de vapor de agua en la atmósfera
Máxima humedad
específica para
una masa de aire
LEY FUNDAMENTAL EN METEOROLOGÍA
La energía interna de un gas depende de la presión y rige
su estado térmico, de modo que:
a. Si se expande disminuye su temperatura
b. Si se comprime la temperatura aumenta
K = constante
P = presión
V = volumen del gas
T = temperatura
KT
PV
Toda porción de aire que sometida a un movimiento ascedente, al
sufrir una presión cada vez menor con la altura aumenta su volumen
y en consecuencia desciende su temperatura. Y a la inversa, el aire
descendente o subsidente se comprime por incremento de la presión
del aire circundante y su temperatura aumenta.
Mecanismos que provocan el ascenso del aire
A. ASCENSO OROGRÁFICO:
Es ocasionado por la presencia de una barrera montañosa al paso del viento que le
obliga a elevarse por el barlovento mientras desciende por el sotavento. Este
proceso es el que genera la denominadas precipitaciones orográficas.
Mecanismos que provocan el ascenso del aire
B. ASCENSO FRONTAL :
Es consecuencia del contacto entre dos masas de aire distintas; en la superficie de
separación, o frente, el aire frío, más denso, se mete en cuña por debajo del cálido
forzándole a su ascenso.
Mecanismos que provocan el ascenso del aire
C. CONVERGENCIA:
También la convergencia horizontal del aire hacia los centros de baja presión tiene el
mismo efecto: el aire no puede acumularse en un punto, la respuesta a la
convergencia es el movimiento ascendente. Por el proceso inverso, en la altas
presiones el aire desciende y diverge.
Mecanismos que provocan el ascenso del aire
C. CONVECCIÓN:
Tiene origen en el calentamiento del aire en contacto con un suelo muy cálido. Al
aumentar su temperatura el aire se expande, se hace más ligero que su entorno y
asciende; a la vez, y en sentido contrario, se crean movimientos descendentes del
aire más frío y más denso cerrando lo que se conoce como célula de convección.
CALENTAMIENTO DIFERENCIAL DE
LAS SUPERFICIES TIERRA Y AGUA
Una masa de agua extensa y profunda se calienta y se enfría mucho más
lentamente que un cuerpo sólido, cuando ambos están sometidos a una misma
intensidad de insolación
• La radiación solar penetra en
el agua, distribuyendo el calor
por toda la masa liquida.
• El elevado calor específico
del agua 1 gramo de agua se
calienta mucho más
lentamente que 1 gramo de
roca.
• mediante remolinos, el calor
se distribuye hacia las
profundidades de la masa
líquida.
• la evaporación enfría la
superficie del agua.
CAUSA DEL LENTO ASCENSO DE LA
TEMPERATURA EN LA SUPERFICIE DEL AGUA
• El suelo o la roca son
cuerpos opacos, lo cual
concentra el calor en una
capa superficial, con poca
transmisión de calor hacia el
interior.
• El calor específico de la
materia mineral es menor
que el del agua.
• Si el suelo está seco, es un
mal conductor de calor.
• No existen mezclas entre el
suelo y el substrato.
CAUSA DEL RÁPIDO AUMENTO DE LA TEMPERATURA
EN LA SUPERFICIE TERRESTRE
PRESIÓN Y CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA
DIS
TR
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Mes
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ro
Me
s d
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ulio
Milib
are
s
Relación entre Altitud, Temperatura y Presión
Altura
(km)
Temperatura
(°C)
Presión
(Pa)
Densidad
(kg/m3)
0 15 1.013,2 1,23
0,5 12 954,6 1,17
1,0 9 898,8 1,11
1,5 5 845,6 1,06
2,0 2 795,0 1,01
2,5 1 746,9 0,96
3,0 -4 701,2 0,91
4,0 -11 616,6 0,82
5,0 -17 540,4 0,74
6,0 -24 472,2 0,66
7,0 -30 411,1 0,59
8,0 -37 356,5 0,53
9,0 -43 308,0 0,47
10,0 -50 265,0 0,41
15,0 -55 121 0,19
20,0 -57 55 0,09
40,0 -57 2 0,0
Relación entre Altitud, Temperatura y Presión
Altura
(m)
Presión
milibares
Densidad
(g · dm-3)
Temperatura
(ºC)
0 1013 1,226 15
1000 898,6 1,112 8,5
2000 794,8 1,007 2
3000 700,9 0,910 -4,5
4000 616,2 0,820 -11
5000 540 0,736 -17,5
10000 264,1 0,413 -50
15000 120,3 0,194 -56,5
VIENTOS Y CIRCULACIÓN
Los sistema de circulación de la atmósfera y de los océanos son necesarios
para mantener el equilibrio calorífico del planeta
FACTORES QUE CONTROLAN EL
MOVIMIENTO HORIZONTAL DEL AIRE
1. Fuerza del gradiente de presión
2. Fuerza de Coriolis
3. Viento Geostrófico
4. Fuerza Centrípeta
5. Fuerza de Rozamiento
GRADIENTE DE PRESIÓN: SUPERFICIES ISOBÁRICAS
Para la atmosfera en reposo, la presión será la misma dentro de una superficie
horizontal y también para una determinada altura sobre el nivel del mar
GRADIENTE DE PRESIÓN
d
pFGP
1
GPF Fuerza del gradiente de presión
Densidad
-p Diferencia de presión entre las
dos isóbaras
-d Distancia entre ellas
BRISAS MARINAS Y TERRESTRES
Durante el día, un mayor calentamiento
de la capa de aire situada sobre el mar
crea un gradiente de presión del mar
hacia la tierra
Durante la noche, cuando el enfriamiento terrestres
es rápido, las capas bajas del aire, en contacto con
la tierra, disminuyen de temperatura más que las
situadas sobre la superficie marítima, formándose
una alta presión en tierra invirtiéndose el gradiente
BRISAS MARINAS DIURNAS Y NOCTURNAS
BR
ISA
S D
IUR
NA
S Y
NO
CT
UR
NA
S
BR
ISA
S D
E V
AL
LE
S
Y M
ON
TA
ÑA
S
EFECTO CORIOLIS
La rotación de la Tierra sobre su eje
produce el efecto Coriolis, el cual
tiende a curvar el flujo de aire.
Ley de Ferrel:
Un objeto o fluido moviéndose
horizontalmente en el hemisferio
Norte tiende a desviarse hacia la
derecha de la trayectoria de su
movimiento, independiente de la
dirección de éste.
En el hemisferio Sur, ocurre un efecto
similar pero hacia la izquierda de la
trayectoria del movimiento.
El efecto Coriolis no actúa sobre el
Ecuador, pero se incrementa en fuerza a
medida que nos acercamos a los polos.
EFECTO CORIOLIS
Podemos mostrar matemáticamente la
importancia de la latitud y velocidad del
viento sobre la fuerza de Coriolis:
)(senvFCo 2
donde:
FCo – Fuerza de Coriolis por unidad de masa
de aire
v – es la velocidad del viento
Ω – es la tasa de rotación de la Tierra o
velocidad angular (= 7.29 x 10-5 rad/seg)
φ – es la latitud. (Note que sen φ es una función
trigonométrica igual a cero para un
ángulo de 0 grados (ecuador) y 1 cuando
φ = 90 grados (polos).)
VIENTOS SUPERFICIALES
Los vientos superficiales se mueven
oblicuamente a través de las isobaras
d
p1
GPF
GPF Fuerza del gradiente de presión
Densidad
-p Diferencia de presión entre las
dos isóbaras
-d Distancia entre ellas
GIRO DE ISOBARAS Y EL GRADIENTE DE PRESIÓN
Donde las isobaras aparecen curvadas, la dirección del gradiente de presión
sigue una trayectoria curva, siempre cortando las isobaras en ángulo recto
FORMACIÓN DE CICLONES Y ANTICICLONES
Depresión = centro de bajas presiones
Anticiclón = centro de altas presiones
Para vientos superficiales los sistemas
de anticiclón y depresiones configuran
su dirección de forma opuesta en
ambos hemisferios
SISTEMA DE PRESIÓN
Zona de
baja presión
Zona de
alta presión
VIENTOS PLANETARIOS
ESQUEMA DE CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA
VIENTO GEOSTRÓFICO
Debido a que en las alturas los vientos no son afectados por el rozamiento con el suelo
o con el agua, el efecto Coriolis va cambiando la dirección del flujo del aire hasta
convertirlo en un movimiento paralelo a las isobaras. En esta posición, tanto la fuerza
del gradiente de presión como la de Coriolis son opuestas y completamente
equilibradas.
VIENTOS EN ALTURA
(Viento Geostrófico)
Las flechas que indican el sentido
del viento van paralelas a las
isobaras formando un modelo de
flujo elíptico alrededor de las bajas
y altas.
Ley de Buys-Ballot:
Para un observador que esté de
espaladas al viento, en el hemisferio
Norte, tiene a la derecha de su
recorrido las altas presiones y a su
espalda las bajas. En el hemisferio
Sur, la situación es inversa.
Balance de fuerzas en el Viento
en el Hemisferio Norte Centro de Baja Presión Centro de Alta Presión
El equilibrio geostrófico solo es válido para un flujo rectilíneo;
en el caso de vientos que siguen una trayectoria curva, debe
tenerse en cuenta que para seguir un recorrido paralelo a las
isobaras, están a una aceleración hacia el centro de la
rotación, conocida como Fuerza Centrípeta
r
mVFC
2
SÍMBOLOS CONVENCIONALES PARA EL VIENTO
1 Nudo = Milla marina/hora = 1852 m/hora
Velocidad
del viento
Símbolo Millas/hora Nudos
1 Nudo = Milla marina/hora = 1852 m/hora
CONTORNOS DE ALTURA
PARA PRESIÓN DE 500 mb
CORRIENTES OCEÁNICAS PRINCIPALES
CORRIENTES OCEÁNICAS
