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Temperatura y circulación (2) Temperatura y circulación (2) Presentation Transcript

  • FACULTAD DE HUMANIDADES DEPARTAMENTO DE GEOGRAFÍA HIDROCLIMATOLOGÍATEMPERATURA SUPERFICIAL Y ATMOSFÉRICA Elkin de Jesús Salcedo Hurtado, Ph. D. Profesor Departamento de Geografía Universidad del Valle, Cali Santiago de Cali, Marzo de 2011
  • TEMPERATURA DEL AIRE Y SUPERFICIALCuando un cuerpo absorbe calor su temperatura aumentaen función de su densidad y el calor específico del mismo,de tal manera que: E  cTE = variación de energía La temperatura constituye un elemento = densidad fundamental del tiempo,c = calor específico de ahí el interés a suT = variación de la temperatura distribución geográfica E C  c Capacidad calorífica: TCalor es la energía que transmitida a un objeto determina su aumentode temperatura, y ésta es una cualidad que expresa el estado relativode calor y frío.
  • TEMPERATURA DEL AIRE Y SUPERFICIALLa temperatura media global de la atmósfera en la superficie es de 15ºaprox., cubriendo grandes desigualdades con un marcado gradienteentre 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 SUPERFICIALLa transferencia de calor es un fenómeno unidireccional orientado desde loscuerpos con temperatura más alta hacia los que tienen temperatura más bajatendiendo a la anulación de esta diferencia. Este proceso de propagaciónpuede tener lugar de tres maneras:1. Conducción, se produce cuando el cuerpo caliente y el frio están encontacto. El calor se transmite a través de la materia pero sin desplazamientode 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 undesplazamiento macroscópico de la masa del fluido. Incluye dos formas detransporte:- Calor sensible (transportado por las moléculas de aire) y -Calorlatente (transportado por las moléculas de vapor de agua).3. Radiación, consiste en la transmisión de calor entre dos cuerpos a distintatemperatura cuando no están separados por ningún medio material (en elvacio). Se debe a la emisión de radiación electromagnética que experimentantodos los cuerpos y que contribuye a la disminución de su temperatura.
  • Las isotermas no siguen con exactitud un trazado Oeste-Este, según losparalelos, 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.
  • Grados Celsius Mes de Julio Mes de EneroTEMPERATURA MEDIA DEL AIRE AL NIVEL DEL MAR
  • Tendencia de la Temperatura Global (1880 – 1992)
  • EL CICLO HIDROLÓGICO
  • LOS TRES ESTADOS FÍSICOS DEL AGUA
  • Humedad Relativa y TemperaturaLa humedad designa el contenido de vapor de agua en la atmósfera
  • Máxima humedad específica parauna masa de aire
  • LEY FUNDAMENTAL EN METEOROLOGÍALa energía interna de un gas depende de la presión y rigesu estado térmico, de modo que:a. Si se expande disminuye su temperaturab. Si se comprime la temperatura aumenta K = constante PV K P V = presión = volumen del gas T T = temperaturaToda porción de aire que sometida a un movimiento ascedente, alsufrir una presión cada vez menor con la altura aumenta su volumeny en consecuencia desciende su temperatura. Y a la inversa, el airedescendente o subsidente se comprime por incremento de la presióndel aire circundante y su temperatura aumenta.
  • Mecanismos que provocan el ascenso del aireA. ASCENSO OROGRÁFICO:Es ocasionado por la presencia de una barrera montañosa al paso del viento que leobliga a elevarse por el barlovento mientras desciende por el sotavento. Esteproceso es el que genera la denominadas precipitaciones orográficas.
  • Mecanismos que provocan el ascenso del aireB. ASCENSO FRONTAL :Es consecuencia del contacto entre dos masas de aire distintas; en la superficie deseparación, o frente, el aire frío, más denso, se mete en cuña por debajo del cálidoforzándole a su ascenso.
  • Mecanismos que provocan el ascenso del aireC. CONVERGENCIA:También la convergencia horizontal del aire hacia los centros de baja presión tiene elmismo efecto: el aire no puede acumularse en un punto, la respuesta a laconvergencia es el movimiento ascendente. Por el proceso inverso, en la altaspresiones el aire desciende y diverge.
  • Mecanismos que provocan el ascenso del aireC. CONVECCIÓN:Tiene origen en el calentamiento del aire en contacto con un suelo muy cálido. Alaumentar su temperatura el aire se expande, se hace más ligero que su entorno yasciende; a la vez, y en sentido contrario, se crean movimientos descendentes delaire más frío y más denso cerrando lo que se conoce como célula de convección.
  • CALENTAMIENTO DIFERENCIAL DE LAS SUPERFICIES TIERRA Y AGUAUna masa de agua extensa y profunda se calienta y se enfría mucho máslentamente que un cuerpo sólido, cuando ambos están sometidos a una mismaintensidad de insolación
  • CAUSA DEL LENTO ASCENSO DE LATEMPERATURA EN LA SUPERFICIE DEL AGUA • 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 RÁPIDO AUMENTO DE LA TEMPERATURA EN LA SUPERFICIE TERRESTRE • 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.
  • PRESIÓN YCIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA
  • Milibares Mes de Julio Mes de EneroDISTRIBUCIÓN GLOBAL DE LAPRESIÓN MEDIA SUPERFICIAL
  • Relación entre Altitud, Temperatura y Presión Altura Temperatura Presión Densidad (km) (°C) (Pa) (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 Presión Densidad Temperatura (m) milibares (g · dm-3) (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 CIRCULACIÓNLos sistema de circulación de la atmósfera y de los océanos son necesariospara mantener el equilibrio calorífico del planeta
  • FACTORES QUE CONTROLAN ELMOVIMIENTO 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 ISOBÁRICASPara la atmosfera en reposo, la presión será la misma dentro de una superficiehorizontal y también para una determinada altura sobre el nivel del mar
  • GRADIENTE DE PRESIÓN p 1 FGP    d FGP  Fuerza del gradiente de presión   Densidad p - Diferencia de presión entre las dos isóbaras d - Distancia entre ellas
  • BRISAS MARINAS Y TERRESTRES Durante la noche, cuando el enfriamiento terrestresDurante el día, un mayor calentamiento es rápido, las capas bajas del aire, en contacto conde la capa de aire situada sobre el mar la tierra, disminuyen de temperatura más que lascrea un gradiente de presión del marhacia la tierra situadas sobre la superficie marítima, formándose una alta presión en tierra invirtiéndose el gradiente
  • BRISAS MARINAS DIURNAS Y NOCTURNAS
  • BRISAS DIURNAS Y NOCTURNAS
  • BRISAS DE VALLES Y MONTAÑAS
  • EFECTO CORIOLISLa rotación de la Tierra sobre su ejeproduce el efecto Coriolis, el cualtiende a curvar el flujo de aire.Ley de Ferrel:Un objeto o fluido moviéndosehorizontalmente en el hemisferioNorte tiende a desviarse hacia laderecha de la trayectoria de sumovimiento, independiente de ladirección de éste.En el hemisferio Sur, ocurre un efectosimilar pero hacia la izquierda de latrayectoria del movimiento.El efecto Coriolis no actúa sobre elEcuador, pero se incrementa en fuerza amedida que nos acercamos a los polos.
  • EFECTO CORIOLISPodemos mostrar matemáticamente laimportancia de la latitud y velocidad delviento sobre la fuerza de Coriolis: FCo  2  v    sen( )donde:FCo – Fuerza de Coriolis por unidad de masa de airev – es la velocidad del vientoΩ – 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 p 1 FGP    d FGP  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 PRESIÓNDonde las isobaras aparecen curvadas, la dirección del gradiente de presiónsigue una trayectoria curva, siempre cortando las isobaras en ángulo recto
  • FORMACIÓN DE CICLONES Y ANTICICLONESDepresión = centro de bajas presionesAnticiclón = centro de altas presionesPara vientos superficiales los sistemasde anticiclón y depresiones configuransu dirección de forma opuesta enambos hemisferios
  • SISTEMA DE PRESIÓN Zona de baja presión Zona dealta presión
  • VIENTOS PLANETARIOS
  • ESQUEMA DE CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA
  • VIENTO GEOSTRÓFICODebido a que en las alturas los vientos no son afectados por el rozamiento con el sueloo con el agua, el efecto Coriolis va cambiando la dirección del flujo del aire hastaconvertirlo en un movimiento paralelo a las isobaras. En esta posición, tanto la fuerzadel gradiente de presión como la de Coriolis son opuestas y completamenteequilibradas.
  • VIENTOS EN ALTURA (Viento Geostrófico)Las flechas que indican el sentidodel viento van paralelas a lasisobaras formando un modelo deflujo elíptico alrededor de las bajasy altas.Ley de Buys-Ballot:Para un observador que esté deespaladas al viento, en el hemisferioNorte, tiene a la derecha de surecorrido las altas presiones y a suespalda las bajas. En el hemisferioSur, la situación es inversa.
  • Balance de fuerzas en el Viento en el Hemisferio NorteCentro de Baja Presión Centro de Alta Presión 2 mV FC   r 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
  • SÍMBOLOS CONVENCIONALES PARA EL VIENTO 1 Nudo = Milla marina/hora = 1852 m/hora
  • Velocidaddel viento Símbolo Millas/hora Nudos 1 Nudo = Milla marina/hora = 1852 m/hora
  • CONTORNOS DE ALTURAPARA PRESIÓN DE 500 mb
  • CORRIENTES OCEÁNICAS PRINCIPALES
  • CORRIENTES OCEÁNICAS