METEOROLOGA CCAA F' Jaque Rechea

1
METEOROLOGÍACCAAF. Jaque Rechea
Julio-2004
2
INDICE DE MATERIAS
1.- La Atmósfera
2.- Radiación y Balance Energético
3.- Aire seco , Aire húmedo
4.- Equilibrio Hidrostático. Estabilidad
5.- Nubes y Precipitación
6.- El Viento
7.- La circulación general de la Atmósfera
8.- Tiempo y Precipitación
3
TEMA 1
La Atmósfera
1.1 INTRODUCCIÓN 1.1.1 DEFINICIONES TIEMPO
Es el estado de la Atmósfera en un determinado
lugar y en un cierto momento.
METEOROLOGÍA Es el estudio de la Atmósfera y de
los procesos que producen el tiempo
CLIMA. A menudo es definido como las condiciones
medias del tiempo en una localidad
durante un cierto periodo.
4

• 1.1.2 RESEÑA HISTORIA
• José y Noé primeros meteorólogos.
• Aristóteles , relaciono cielo, aire mar y
  tierra. Meteorológica.
• Fabricación de Instrumentos, veleta 300 a C.
  Leonardo da Vinci. Higrómetro de
  Ferdinand de Toscana 1650. Termometros
  Fahrenheit, Celsius 1720. Barómetro de agua de
  Berti 1641, de mercurio por Torricheli 1643.
  Anemómetro de Hooke 1667.
• 1735 Royal Society de Londres.
• H. Brandes, 1816, realiza el primer mapa
  sinóptico.
• L. F Richardson realiza un modelo matemático de
  predicción mejorado posteriormente por C, G.
  Rossby.
• 1960 se pone en orbita el satélite TIROS I
• 1963 Se crea la Organización Meteorológica
  Mundial.

5
1.2 EFECTOS NEGATIVOS DEL CLIMA
6
1.3 ATMÓSFERA COMPOSICÓN Y ESTRUCTURA 1.3.1
ESTRUCTURA
7
La mayor parte de los fenómenos Meteorológicos se
producen en la troposfera. La temperatura
disminuye en la troposfera a razón de 6.5 C por
cada 1000 m (gradiente vertical de temperatura
Standard). El descenso de temperatura se
estabiliza en la tropopausa (a 45º latitud norte
es -55 C). Por encima de los 20 Km la
temperatura aumenta con la altitud debido a la
absorción del Ozono (O3)
8
La Capa de Ozono
1 DU 2.69x1016 moles/cm2 I Ioexp-(DUx2.69x1016
xmo) mo masa de aire
9
1.3.2 COMPOSICIÓN
10
1.3.3 CONTAMINANTES ATMOSFÉRICOS
11
1.3.4 EVOLUCIÓN DE LOS NIVELES DE CO2 , CH4 ,
NOx ,SO2
12
Los Angeles población 12 millones Contaminación
causa 1600 muertes prematuras Capacidad
pulmonar en niños inferior en un
15 Atmospheric pollution M. Z. Jacobson
Cambridge. University Press (2002)
13
Madrid 5-1-2004
14
TEMA 2
Radiación y Balance Energético
2. RADIACIÓN. BALANCE ENERGETICO
2.1 ABSORCIÓN, REFLEXIÓN, EMISIÓN y DISPERSIÓN
15
2.1.1 ABSORCIÓN
dÍ -µ Í dx ? dÍ/Í - µ dx
dx
I0
a
I I0 e-µa I0 e- ?µ(x)dx Ley
Lambert-Beer
I
ÍdÍ
Í
0
IR
2.3 OD
µ
x (cm)
a
µ sT(molec, cm2) N(molec. cm-3)
sT sab ssctt
16
2.1.2 EMISIÓN
Átomo aislado
Gas, Liquido Sólido,
e-1
Emisión de un fotón h?
e-1
I
I
17
Bioluminiscencia
18
Scattering
2.1.3 DISPERSIÓN
19
(No Transcript)
20
2.1.4 REFLEXIÓN
21
2.2 TRANSPORTE RADIATIVO
Conducción Transferencia de Energía
Cinética Convención Transporte de calor vía el
movimiento del propio fluido Radiación
Transporte en ausencia de un medio material
Radiación (Ondas) Electromagnética
22
(No Transcript)
23
2.3 RADIACIÓN SOLAR
2.3.1 MAGNITUDES Flujo Radiante ? Energía
emitida o recibida por una superficie en
la unidad de tiempo J
s-1 W. Emitancia E Energía radiante total
emitida por un cuerpo
por unidad de superficie y tiempo W
m-2. Irradiancia R Energía absorbida por un
cuerpo por unidad de superficie y
tiempo W m-2.
24
Emitancia e Irradiancia monocromática
E? dE/d? R? dR/d?
Absorbancia (a) Reflectancia (r) Transmitancia
(t)
a Ra /R r Rr/R
t Rt/R
25
2.4. EMISIÓN DEL CUERPO NEGRO

?
?max(µm) 2970/T Ley de wien
E s T4 Stefan-Boltzmann
?
?
E? (8ph?3)/c3 x 1/(eh?/KT-1) Ley de Plank
26
2.5 EL SOL
Constante Solar S Energía que llega a la unidad
de superficie colocada fuera de la Atmósfera en
la unidad de tiempo. S 1.97 cal/cm2 min S 2
Langleys min-1 1372 watts/m2 Temperatura de
la Superficie 6000 K ?max c/T 2897/6000
0.48 µ 480 nm
RECORDATORIO Energía de un fotón E h?, Long.
de onda ? cT c/? ? se mide en A, nm, µm 5000
A 500 nm 0.5µm
27
2.6. ESPECTRO SOLAR
?max 0.5 µm
28
2.7. EMITANCIA DE LA TIERRA
E?max 3000/300 10 µm
29
2.8 EFECTO ALBEDO
a radiación reflejada/radiación incidente
albedo planetario ap 0.31
30
2.8 BALANCE DE LA RADIACIÓN SOLAR A NIVEL DEL
SUELO
Radiación Global G Q q Q Radiación
directa
q radiación difusa
Radiación Solar Absorbida (Q q) (Q q) a
(Q q)(1 a)
Emisiones infrarrojas
31
Balance de la radiación total RT (Q q)(1
a) (Ir)? (Ir)?
32
(No Transcript)
33
2.9 MODELOS DE BALANCE DE ENERGÍA Y TEMPERATURA
DE EQUILIBRIO
2.9.1 MODELO CERODIMENSIONAL
Consideramos la tierra como un cuasi cuerpo
negro y que emite radiación IR de forma
homogénea. E e s T4 e emisividad ?
efecto invernadero
Absorbe
Irradia
sol
4?R2???T4
S
S(1-ap)
R
S(1-ap)?R2
T
T
tierra
34
2.9.1 MODELO CERODIMENSIONAL EQUILIBRIO
S(1-ap)?R2 -4?R2???T4 ? balance energía mc?T/?t
C ?T/?t ? C 1.05 1023J/K ?T/?t
1/CS(I-ap)?R2 - S4?R2???T4 Si ?T/?t 0 ?
S(I-ap)?R2 4?R2???T4 Teq S(1
-ap)/4 ???1/4
35
(No Transcript)
36
2.9.2 MODELO CERODIMENSIONAL NO EQUILIBRIO
?T/?t (1/C) S(I-ap)?R2 -S4?R2???T4
5 Wsx4pR2
Si consideramos que el balance de energía es
de 5Ws por cada metro cuadrado en la superficie
del planeta, tenemos que
?T(K) 1.05 1023 (J /K)
4? (6370 103 )2 (m2 ) 5 (J /sm2)
?t
Para que aumente un grado se necesita 1.3 años
37
2.9.3 MODELO UNIDIMENSIONAL Partimos de
la misma ecuación pero dividiendo el planeta en
zonas latitudinales de 10º que presentan unos
parámetros albedo, Temperatura y radiación
infrarroja diferentes. Se considera también un
transporte de calor F entre zonas.
(1/4)S1-?(Ti ) R?(Ti) F(?)
albedo
?i (1 - ni ) ?n ni ? T
ln(aX3 bX2 cX 1) - ln(aX03 bX02 cX0 1)
?n albedo nubes, ni nubosidad (0.5), X y X0
concentraciones de CO2 iniciales y finales en el
intervalo de tiempo escogido.
Ri R ? ( Ti) A B(Ti) Fi F(Ti) C(Ti -
T )
38
Efecto Invernadero
Jean Batiste Fourier, (1768-1830), sugiere en
1827 que la atmósfera puede comportarse como
the glass in a hothouse John Tyndall,
(1820-1893), reconoce que existen gases en la
atmósfera que absorben la radiación
infrarroja. Svante Augusto Arrhenius,
(1859-1927), propone la primera teoría del
calentamiento global
Gases CO2, NH4, CFCs, NOx
39
Joseph Fourier
40
TEMA 3
Aire seco , Aire húmedo
3. AIRE SECO.
3.1 ECUACIÓN DE ESTADO
Masa de Aire Se denomina a una gran porción de
la Atmósfera de características uniformes. (X
miles de Km Y,Z varios Km) Gas ideal PV n R
T n nº de moles, R 8.31 J/mol K, m n µ µ
masa molecular PV (m/µ) RT o P ? (R/µ) T
? R T ?aire densidad del gas, R cte que
depende del peso molecular 287 J/kg K
41
3.2 EXPANSIÓN ADIABÁTICA. TEMPERATURA POTENCIAL
Una expansión adiabática es aquella en que no hay
intercambio de calor con el exterior dQ
0. 1º Principio ? dQ dU dW ? dU - dW dU
( variacion de Energía Interna), dW (trabajo
realizado) Ecuación de estado PV? cte ?
coeficiente adiabático (?aire 1.4) Ademas PV
nRT ?RT Expansión adiabática ? decenso de la
temperatura Comprensión adiabática ? aumento de
la temperatura
42
UNIDADES DE PRESIÓN
43
Descenso adiabática seca ? 1 ºC cada 100 m
44
TEMPERATURA POTENCIAL Es la temperatura que
adquiere una masa de aire cuando se lleva
adiabáticamente a una presión de 1000 mb ( ver
mas adelante diagrama de Stuve)
45
3.3 VAPOR DE AGUA EN LA ATMOSFERA La atmósfera
contiene vapor de agua en cantidades muy
variables (0.2-2.7 vol)
P ? R T? P ? R Tv
Tv se denomina TEMPERATURA VIRTUAL DEL AIRE
HUMEDO y es la temperatura del aire seco que a
la misma presión tiene la misma densidad que el
aire húmedo. Tv se expresa como
Tv T(1 0.61q) donde q es la
humedad especifica. El aire es por tanto una
mezcla con vapor de agua. Ley de Dalton La
presión de una mezcla de gases es la suma de
las Presiones parciales de sus constituyentes
46
3.3.1. PRESIÓN DE VAPOR e. PUNTO TRIPLE Y
CONDENSACIÓN Peso del vapor de agua contenida en
el aire por unidad de superficie. Depende de la
temperatura del aire y cuanto mas alta es la
temperatura mas vapor de agua puede contener el
aire. Se dice que el aire esta saturado cuando
alcanza ese valor máximo.
47
3.3.2 MEZCLA DE MASAS DE AIRE. La mezcla de
masas de aire horizontal o vertical puede también
producir condensación. A aire húmedo y caliente,
B aire frió y seco, C mezcla. Niebla de Mezcla.
Estela de los aviones es un caso de niebla de
mezcla entre Los gases húmedos y calientes que
salen del motor con el aire frío y seco del
exterior
C
48
3.3.3 EFECTO DE LA PRESION DE VAPOR EN LA
DENSIDAD DEL AIRE. El peso molecular
del agua es 18, menor que el peso molecular del
aire seco 29, por lo tanto el aire húmedo es
menos denso. Para que el aire seco adquiera la
misma densidad que el húmedo hay que calentarlo
o dejarle que aumente su volumen. En el
proceso de condensación se libera una cantidad de
calor al pasar del estado de vapor al liquido
denominado calor latente que en el caso de un
gramo de agua se desprenden 600 calorías. Para
un gramo de hielo el calor latente es 80
calorías
49
3.3.4 ADIBATICA SATURADA. ENFRIAMIENTO DINÁMICO
pendiente adiabatica humeda lt pendiente
adiabatica seca 0.6 C / 100
m 1.0 C / 100 m
50
3.4. INDICES DE LA HUMEDAD DEL AIRE HUMEDAD
ABSOLUTA (Ha) Es el número de gramos de vapor
de agua mv(gr) contenidos en un m3 de aire.
Ha ?v mv/V mv
RAZÓN DE MEZCLA (r) Es el número de gramos de
vapor de agua (mv) que acompañan a la unidad de
masa de aire seco (ma).
r mv/ma ?v/?a?grs vapor agua / kg aire seco
51
HUMEDAD ESPECÍFICA (S) Es la masa de vapor de
agua en gramos contenida en la unidad de masa de
aire húmedo mh (kg). ( mh mv ma)
S mv/(mv ma) r
HUMEDAD RELATIVA (Hr) Da una idea de la
distancia a que nos encontramos de la
saturación . Es la presión de vapor (e)
dividida por la presión de vapor saturante (es).
Hr e/es x 100
Hr razón de mezcla / razón de mezcla saturante
x 100
52
Ejemplo. Masa de aire a 10 C con una presión de
vapor de 6.1 mb ?
? presión de vapor saturante 12. 27 ? Hr
6.1/12.27 x 100 49.7
53
3.5 NIEBLAS TRATAMIENTO TERMODIÁMICO
dQ dU dW, dW pdV, pV RT . Si
diferenciamos tenemos que pdV Vdp RdT
luego dW pdV RdT - Vdp. Como dU cVdT nos
queda que dQ cVdT RdT - Vdp o dU (cV R)dT
-Vdp. Como cV R cp y considerando la
ecuación del equilibrio hidrostático (dp -
?gdz) y que m 1 V? obtenemos que dQ
cpdT gdz o que dT/dt dQ/cp - (g/cp)dz/dt.
Siendo dz/dt w la componente vertical de la
velocidad. dT/dt dQ/cp - (g/cp)w nos dice que
la temperatura del aire puede disminuir porque
se le quita calor dQ lt 0 o porque w gt 0. Si w
0 y dQ lt 0 ? nieblas de irradiación y
advección. Si dQ pero w gt o ? nieblas de
ladera o montaña
54
3.4 DIAGRAMA DE STUVE
A, 20 C, 1000 mb, Hr 50 ? rs 15 g/kg ? r
7.5 g/kg ? saturación en B
55
3.5 MEDIDORES DE HUMEDAD
Leonardo da Vinci. Un trozo de algodón
equilibrado en una balanza Sicrómetro. Consiste
en dos termómetros idénticos en los cuales uno de
los bulbos esta arropado con un algodón
impregnado en agua. Hidrófago. Utiliza el
alargamiento del pelo con la humedad
56
TEMA 4
Equilibrio Hidrostático. Estabilidad
4.1 EQUILIBRIO HIDROSTÁTICO
57
(No Transcript)
58
(No Transcript)
59
4.2 ESTABILIDAD DEL AIRE.
4.2.1 GRADIENTE ESTATICO DE TEMPERATURA. Represen
ta los valores reales de la temperatura de la
atmósfera Se denomina también Curva de Estado.
Compresión de aire
Enfriamiento de la superficie
60
4.2.2 ESTABILIDAD E INESTABILIDAD
Curva de Estado
Masa de aire
61
Curva de Estado
62
INESTABILIDAD CONDICIONAL
63
4.3 EFECTOS OROGRAFICOS
4.3.1 EFECTO FÖEHN
NCE nivel de condensación por elevación
64
(No Transcript)
65
4.3.2 ONDAS DE MONTAÑA
T
66
4.5 SONDEO
67
(No Transcript)
68
TEMA 5
Nubes y Precipitación
5.1 PROCESOS FÍSICOS DE FORMACIÓN Y
DISIPACIÓN. Las nubes se forman como resultado
de la condensación del vapor de agua. El
enfriamiento se produce por el ascenso adiabático
de la masa de aire y el calentamiento por el
descenso de la masa de aire. Las nubes se disipan
en presencia de corrientes verticales , pues el
descenso implica una comprensión adiabática y por
tanto un aumento de temperatura. El movimiento
descendente se conoce como de subsidencia.
69
5.1 CLASIFICACIÓN DE LAS NUBES Se realiza su
clasificación de acuerdo con su altura sobre
el suelo, su forma y sus combinaciones como se
esquematizan en el cuadro siguiente.
70
(No Transcript)
71
(No Transcript)
72
(No Transcript)
73
(No Transcript)
74
5.1.2 NUBES OROGRÁFICAS Se forman cuando el
viento tiene una componente perpendicular a la
superficie de la montaña y su humedad relativa es
lo suficientemente alta. (viento de Feöhn 4.3)
5.1.3 NUBES CONVECTIVAS Esta relacionada su
formación por el transporte de calor por
convección. Pueden formarse por a).
Calentamiento del suelo por la radiación solar.
Una masa de aire al calentarse asciende y forma
las nubes cuando la adiabática seca llega al
NCE. b). Aire frió a altos niveles de la
Atmósfera Gota fría. Se da esta situación cuando
aire frío entra a latos niveles . Debido a su
mayor densidad tiene un movimiento descendente y
se mezcla con aire caliente húmedo. La mezcla
puede encontrase por encima del nivel NCE
formándose nubes y la posibilidad de fuertes
precipitaciones.
75
5.1.3 NUBES CONVECTIVAS c). Calentamiento del
aire a niveles bajos. Es el caso por ejemplo de
aire frío polar cercano a la superficie del mar
que realiza un largo recorrido hacia el Sur. Por
rozamiento y contacto con las aguas mas calientes
se calienta y se carga de humedad pudiéndose
dar las condiciones de condensación.
76
5.1.3 NUBES ADVECCIÓN. Se forman cuando una
corriente de aire, en movimiento
horizontal, llega a una región mas fría. Son de
tipo estratiforme y pueden tener un espesor de
2 km.
5.1.4 NUBES FRONTALES. Son aquellas que se crean
al paso de los frentes calidos y fríos.
F. Frío
F. Calido
77
5.1.3 ESTELAS DE CONDENSACIÓN Son largas y finas
nubes que se forman detrás de los aviones que
vuelan a cotas altas. Pueden ser estelas de
condensación, de sublimación y estelas en las
puntas de las alas.
p 1/2 (?v2) ?gh cte Ecuación de Bernoulli
psuplt psub
78
CNN) -- The thin wisps of condensation that trail
jet airliners have a significant influence on the
climate, according to scientists who studied U.S.
skies during a rare interruption in national air
traffic after the September 11 terrorist attacks.
During the three-day commercial flight hiatus,
when the artificial clouds known as contrails all
but disappeared, the variations in high and low
temperatures increased by 1.1 degrees Celsius (2
degrees Fahrenheit) each day, said meteorological
researchers.
79
(No Transcript)
80
(No Transcript)
81
NUBES ARTIFICIALES
82
5.2 PRECIPITACIONES
La condensación en una nube no comienza hasta que
el vapor de agua no encuentra una superficie de
condensación o núcleos de condensación. La
nucleación puede ser Homogénea , cuando el vapor
de agua se condensa en pequeñas gotas de
agua. Heterogénea cuando se condensa sobre
aerosoles sólidos sal de los océanos, partículas
procedentes de la combustión etc..
83
5.2.1 PRECIPITACIONES EN NUBES FRIAS Nubes frías
Tlt 0 ºC. Dentro de estas nubes existen
cristales de hielo formados por la sublimación
del vapor de agua y gotas de agua en estado de
subfusión. Como la presión de vapor del agua es
mayor que la del hielo hay un flujo de vapor de
agua de las gotas al hielo creciendo este a
expensas de las gotas de agua
84
5.2.2 PRECIPITACIONES EN NUBES CALIENTES Nubes
calientes Tgt 0 ºC. Dentro de estas nubes existen
determinadas partículas (aerosoles) muy
higroscópicas que absorben el vapor de agua. Si
las partículas son de sal se disuelven en el
vapor formando una gota liquida.
85
TEMA 6
El Viento
6.1 REPRESENTACÍON EN EL MAPA METEOROLÓGICO Su
dirección representa en grados significando de
donde viene. Una bárbula larga representa 10
nudos y la pequeña 5 nudos. Si La velocidad pasa
de 50 nudos se representa con un triángulo
negro
86
6.2 ACELERACIÓN DE CORIOLIS
La aceleración de Coriolis es una consecuencia de
que el movimiento de una masa de aire se
observa desde un sistema no inercial. Se
manifiesta desviando la dirección del aire, para
un observador situado en la Tierra, hacia la
derecha en el Hemis ferio Norte y hacia la
izquierda en el Sur.
ac 2 ? v sen? ? velocidad de rotación de
la Tierra 7.29 105 rad/s v velocidad de la masa
de aire ? latitud del lugar en movimiento
horizontal
87
6.3 GRADIENTE HORIZONTAL DE PRESIONES
S 1
Fp
Fp PS -PS
P
P lt P
x
P P - (?P/?x)x
Fp (?P/?x)xS (?P/?x)V
Fp (?P/?x)(m/? )
Fpm (1/ ?) (?P/?x)
Fp - (1/ ?) (?P/?x)
88
6.4 VIENTO GEOSTRÓFICO
Fp
988 mb
vg
992 mb
Fp
996 mb
v
Fc
A.
1000 mb
Fc
2 ? vg sen? (1/?)(?P/?x) vg
(1/2??sen?)(?P/?x)
89
6.5 VIENTO DE GRADIENTE Es una aproximación al
viento real y en el se incluye la fuerza
centrifuga
2 ? vgr sen? (1/?)(?P/?x) (v2gr)/r
2 ? vgr sen? (v2gr)/r (1/?)(?P/?x)
Vgr lt Vg
Vgr gt Vg
90
6.6 VIENTO CICLOSTÓFICO Corresponde a regiones
donde solo actúan sobre las masas de aire
las fuerzas debidas al gradiente de presiones y
la fuerza centrifuga. Ejemplos alrededor del
Ecuador y en situación anticiclónica solo
actúa el gradiente de presiones huracanes.
91
6.7 VIENTO TÉRMICO Consideramos las superficies
de igual presión o isobáricas que nos definirán
una cierta altura Z respecto del suelo. Hagamos
ahora un corte vertical cuya intersección con
las isobáricas producen líneas de igual
presión como las indicadas en la figura para dos
presiones próximas.
Z
vg (1/2??sen?)(?p/?x)
?p ?g ?Z
Corte vertical de una superficie
isobárica
p
vg (g/2?sen?)(?Z/?x)
isohispas
?Z
p ?p
?ZT KT
X
?x
vT (g/2?sen?)(?ZT/?x) Viento térmico
El viento térmico depende del gradiente de
temperatura
92
Isohispas a 300 mb
93
6.8 EFECTO DEL ROZAMIENTO
P3
P2
P1
C R
S R
Fc gt Fc
V gt V
94
6.9 MOVIMIENTO CICLÓNICO Y ANTICICLÓNICO
Fp
Vg
Fc
95
6.10 VIENTOS LOCALES 6.10.1 BRISA DEL MAR Y
TIERRA Por la mañana la tierra se calienta mas
que el mar y el aire en A asciende produciendo
una baja presión en A y un flujo en la dirección
A-C-D-B-A. Durante la noche el comportamiento es
el inverso.
96
6.10.2 VIENTO OROGRÁFICO Ejemplos. Canalizado
Valle del Ebro, Cierzo del Moncayo
Bernoulli Mistral y Tramontana
p 1/2 (?v2) ?gh cte Ecuación de Bernoulli
97
6.11 CONVERGENCIA Y DIVERGENCIA La acumulación
o perdida de aire en la superficie tienen que
estar compensadas por movimientos verticales.
98
6.12 VORTICIDAD La vorticidad ? implica la
velocidad de rotacion de las partículas de un
fluido. En una depresión el aire se puede suponer
como un número infinito de pequeñas parcelas de
aire girando ciclónicamente alrededor de un eje
vertical que pasa por el centro de la tierra (ver
figura). ? ?ux/?x -
?uy/?y - ?uz/?z
99
(No Transcript)
100
(No Transcript)
101
(No Transcript)
102
(No Transcript)
103
TEMA 7
La circulación general de la Atmósfera
7.1 CELULA DE HADLEY En las capas altas el aire
que ha ascendido desde el Ecuador, se desplaza
hacia los polos como consecuencia del gradiente
de temperaturas. Debido a la aceleración de
Corioles se va desviando hacia la derecha de la
trayectoria convirtiendose en viento del
sudoeste y al llegar al paralelo 30º su dirección
es del oeste y esta lo sufi cientemente frío como
para descender, dirigiendose hacia el Ecuador
como viento del nordeste por efecto Coriolis,
donde asciende quedando asi definida una célula
de convención denominada célula de Hadley
(1735).
104
De igual manera el aire frío proveniente del Polo
se desplaza en superficie hacia el Ecuador
tomando por efecto Coriolis una dirección
nordeste hasta llegar hacia los 60º de latitud
en las que se hace del este. Este aire se
ha calentado lo suficiente como para ascender y
dirigirse de nuevo hacia el Polo por las capas
altas como viento del sudeste. Se cierra la
circulación con una zona intermedia o templada en
donde los vientos son tanto en superficie como en
altura de componente oeste
105
7.2 ZONA DE CONVERGENCIA INTERTROPICAL (ITCZ).
106
(No Transcript)
107
7.3 FRENTE POLAR
108
7.4 LA CORRIENTE EN CHORRO Fue descubierta por
los pilotos japoneses en la II guerra Mundial. En
capítulos anteriores habíamos visto el concepto
de viento térmico
vT (g/2?sen?)(?ZT/?x) Viento térmico
?ZT
El viento térmico depende del gradiente de
temperatura
Se manifiesta con claridad en las proximidades de
la tropopausa (300mb)
109
(No Transcript)
110
TEMA 8
Tiempo y
Precipitación 8.1 INTRODUCIÓN. Se denomina
TIEMPO al conjunto de variaciones que experimenta
la temperatura, nubosidad, viento y
precipitación. Se aplica el termino PRECIPITACIÓN
al agua (liquida o sólida) que llega a la tierra
procedente de la atmósfera. 8.2 EL TIEMPO EN
LOS ANTICICLONES. En las áreas de altas
presiones se produce la divergencia del aire en
superficie y están ligadas a movimientos
descendentes. Estos movimientos se producen por
los efectos de subsidencia o radiación. La
subsidencia es debida al calentamiento del aire
ocasionado
111
por la compresión del aire que produce un
calentamiento. Recordar el anticiclón de la
Siberia formado en invierno. La inversión por
radiación es debida al enfriamiento del suelo si
la radiación de onda corta es intensa. En estas
condiciones la capa de aire en contacto con la
superficie se enfría mas que las superiores
produciendo la inversión térmica. Como vimos al
tratar la velocidad geostropica la velocidad
del viento en situaciones anticiclónicas es debil
y la atmosfera es estable. 8.3 EL TIEMPO EN
LAS DEPRESIONES. Las áreas de bajas presiones se
producen por la convergencia del aire en
superficie. 8.3.2 DEPRESIONES FRONTALES Se
pueden considerar como una perturbación del
frente polar. La figura adjunta presenta las
fases de la depresión donde se indica los
distintos frentes. La formación de nubes así como
el tipo de pre- pitaciones se presenta en las
figuras siguientes.
112
Vgr gt Vg
113
(No Transcript)
114
(No Transcript)
115
(No Transcript)
116
8.3.3 GOTA FRÍA Tiene lugar este fenómeno cuando
una porción de aire frío queda aislada dentro del
aire tropical. Por efecto del gradiente de
temperaturas el aire caliente asciende
violentamente formandose grandes cumulonimbos y
fuertes tormentas y fuertes precipitaciones. 8.4
FENOMENOS VIOLENTOS 8.4.1 LAS TORMENTAS Las
tormentas pueden ser Locales de duración corta y
Organizadas. Las fases de una tormenta local se
presenta en la siguiente figura así como mediante
las técnicas de reflectividad el tamaño de las
gotas de lluvia. Finalmente se presenta la
distribución de cargas en el interior de una
tormenta.
117
10-30 m/s
118
MEDIDAS DE REFLECTIVIDAD
119
8.4.2 LOS TORNADOS Se forman asociados a las
tormentas y se inician por la convergencia bajo
la base de los cumulonimbos y la interacción
entre las corrientes ascendentes y descendentes.
La presión en su interior es inferior a la
ambiente en 100hP y la velocidad de los vientos
puede llegar a100m/s (360 km/h). El diametro
inferior es 100m.
120
(No Transcript)
121
8.4.3 LOS HURACANES Las características son baja
presión en su centro y elevadas velocidades. Como
los tornados pero con dimensiones de un vórtice
circular de 500 Km con velocidades de hasta
80m/s a varis Km del centro