METEOROlogia

METEOROLOGIA

CAPITULO IINTRODUCCION

1.1 GENERALIDADES

El origen del término Meteorología se remonta al año 350 a.C., en el que Aristóteles escribió un tratado sobre el tiempo y le llamó Meteorología.

Generalmente los antiguos relacionaban los fenómenos climatológicos a los dioses, que según ellos reinaban en ese entonces, tratando de explicar los hechos desde el punto de vista empírico y no científico.

1.2 METEOROLOGÍA, TIEMPO ATMOSFÉRICO

El objeto de las ciencias de la atmósfera, es el estudio del estado de la atmósfera y de los meteoros o fenómenos atmosféricos que en ella tienen lugar, así como de los mecanismos que producen los cambios de estado, para así poder predecirlos y, de ser posibles, controlarlos.

La meteorología moderna ha restringido su campo de acción a la parte de las ciencias de la atmósfera que se ocupe del estudio de la atmósfera inferior (troposfera y estratosfera).

Existen en la atmósfera ciertas propiedades observables (presión, temperatura, intensidad y dirección del viento, humedad, nubes y aspecto del cielo y las precipitaciones) que siendo esencialmente variables sirven para fijar el estado de la atmósfera en un momento y un lugar determinado. Estas propiedades observables se denominan variables meteorológicas, las variaciones de corto período del estado de la atmósfera inferior, constituyen los que denominamos tiempo atmosférico.

El tiempo es, pues, algo esencialmente variable y de ahí que sea necesario referirse siempre a un momento y lugar determinado. El tiempo depende de cuatro factores principales, que interaccionan entre si y son los siguientes:

a. La atmósfera terrestre: es decir, la capa gaseosa estratificada que rodea la tierra.

b. El sol: que en forma de energía radiante, suministra prácticamente toda la energía que interviene en los procesos atmosféricos.

Ing. Luis Miguel Carrasco Nattes

METEOROLOGIA

c. La forma de la superficie de la tierra: que determina una desigual repartición de la energía procedente del sol, ya que la radiación absorbida es mayor en aquellos lugares donde cae perpendicularmente.

d. El desigual comportamiento y distribución de tierras y mares sobre la superficie de la tierra y la existencia de accidentes geográficos, como las grandes cadenas de montañas, grandes lagos y bosques.

1.3 LA ATMÓSFERA

La atmósfera es un gigantesco océano gaseoso que envuelve la tierra, formado por una mezcla de elementos y compuestos químicos gaseosos que tienen en suspensión partículas líquidas y sólidas (aerosol) y en cuyo seno se van a desarrollar un conjunto de procesos que constituyen los cambios de tiempo.

Desde un punto de vista físico, la atmósfera es un sistema termodinámico no aislado, constituido por un fluido, el aire, que interacciona con otros sistemas (sol, tierra, etc.), con los que intercambia energía (calor y trabajo) e incluso masa. La atmósfera convierte la energía calorífica que recibe en energía mecánica (movimientos atmosféricos) y en cambios de estado y fase: la energía mecánica es nuevamente convertida en calor por frotamiento, debido a que el aire es un fluido viscoso. De aquí se comprende que la Meteorología necesite, para explicar los movimientos atmosféricos y todos los fenómenos físicos que tienen lugar en la atmósfera, de dos ciencias auxiliares: la Termodinámica y la Fluidodinámica.

El estudio de la atmósfera hace referencia a tres aspectos fundamentales que son:

a. El de su composición.b. El de su estructura.c. El energético.


METEOROLOGIA

CAPITULO IIESTRUCTURA DE LA ATMOSFERA

2.1 GENERALIDADES

La atmósfera terrestre, el aire, está constituido por una mezcla de gases que tiene en suspensión partículas líquidas y sólidas (aerosol) que realmente son cuerpos extraños, debidos unas veces a causas naturales y otras son productos de deshecho de la sociedad industrial.

Si eliminamos las partículas en suspensión, queda una mezcla de gases que se conoce con el nombre de aire húmedo.

Los gases que forman el aire húmedo pueden clasificarse en: a. Permanentes: Por encontrarse en proporción sensiblemente constante en

el espacio y en el tiempo. Son: el Nitrógeno, Oxígeno, gases nobles (neón, argón, criptón, xenón), Hidrógeno y helio.

b. Variables: Por encontrarse en proporciones que varían, en comparación con los anteriores, en el espacio y en el tiempo. Son principalmente el vapor de agua y el Ozono y mucho menos variable el dióxido de carbono o anhídrido carbónico (CO2), también existen en cantidad variable, pero siempre insignificante, otros gases como: NO, NO2, SO2, CH4 Y NH3.

El aire húmedo exento de vapor de agua, se llama aire seco. El aire húmedo es pues, una mezcla de aire seco y vapor de agua, en este sentido, la composición del aire seco es la siguiente:

Componente Símbolo % en volumen de aire secoNitrógenoOxígenoArgónDióxido de CarbonoNeónHelioOzono

N2

O2

ArCO2

NeHeO3

78.0820.950.930.03

0.0180.0005

0.00006


METEOROLOGIA

HidrógenoCriptónXenónMetano

HHrXeCH4

0.00005TrazasTrazasTrazas

2.2. EL NITRÓGENO

Se encuentra en la atmósfera en forma diatómica, si bien en las capas más elevadas la molécula se disocia, pasando al estado monoatómico, en forma creciente, de modo que alrededor de los 200 Dm. la disociación es casi completa.

2.3. EL OXÍGENO

Se presenta también en forma diatómica; pero, a medida que nos elevamos en al atmósfera aparece, en distintas proporciones, en forma triatómica (ozono) y monoatómica; a los 100 Km. aparece, casi completamente en forma monoatómica.

2.4. EL OZONO

Se encuentra muy desigualmente repartido en las capas atmosféricas; las capas inferiores contienen este gas en cantidades exiguas. desde los 15 Km. de altura, la proporción de ozono aumenta, alcanzando un máximo alrededor de los 25 Km. A partir de aquel, la proporción disminuye, desapareciendo prácticamente a los 60 Km. Si todo el ozono se pudiera traer a la superficie de la tierra, a unos 2, 5 a 3 mm. de espesor. la importancia del ozono en la atmósfera reside en que absorbe todas las radicaciones correspondientes a la región ultravioleta, entre 0,24 y 0,29 micrones, hecho de gran importancia para la vida, ya que estas radiaciones son nocivas para los seres vivos.

Hay fuerzas naturales complejas que trabajan continuamente para crear y destruir el ozono en la atmósfera. En primer lugar, la transformación de las moléculas individuales de oxígeno (O2) en oxígeno atómico (O), a través de la absorción de la radiación ultravioleta A su vez, cada oxígeno atómico se combina normalmente con una molécula adicional de O2, p[ara formar el Ozono (O3). La destrucción del Ozono puede ser causada por la recombinación casual del Ozono con el oxígeno atómico para formar dos moléculas de O2, o por la acción de los químicos llamados clorofluorocarbonados, que son los responsables de agregar cloro a la atmósfera y trastornar el equilibrio del ozono, estos químicos son ampliamente usados, en el aire acondicionado, empaques, aislantes, solventes de limpieza, propulsor de aerosoles, etc.


METEOROLOGIA

2.5. VAPOR DE AGUA

El aire entre la superficie terrestre y los 10 Km. de altura, aproximadamente, contiene siempre en su composición, vapor de agua, en proporciones que varían disminuyendo rápidamente con la altura.

El vapor de agua, en muchos aspectos, es el componente más importante de la atmósfera, no sólo por el preponderante papel que juega en la formación de nubes, nieblas y demás hidrometeoros (lluvia, llovizna, chubascos, granizo, etc.), sino también como vehículo de transporte de energía.

El vapor de agua aparece en la atmósfera por la continua evaporación del agua existente en al superficie terrestre y en menos escala, por la sublimación de las superficies heladas y la transpiración de los vegetales. Los límites normales de variación, en volumen, son entre 0 y 2 %, aproximadamente, llegando excepcionalmente a un 4 %.

2.6. CUERPOS EXTRAÑOS E IMPUREZAS ATMOSFÉRICAS

Las partículas líquidas, que existen en la atmósfera, proceden de la condensación de ciertos vapores, especialmente el vapor de agua. Las partículas sólidas son realmente cuerpos extraños, debidos, unas veces a causas naturales (polvo atmosférico y sales minerales) y otras son productos de deshecho de la sociedad industrial (hollín y otros contaminantes). En cualquier caso, estos componentes afectan a la atmósfera de dos maneras:

Polvo atmosféricoLo forman partículas minerales sólidas, de muy distinto tamaño, generalmente casi microscópicas, procedentes de las erupciones volcánicas y polvo arrastrado por el viento, procedente de la disgregación de rocas y arenas. Se debe, pues a causas naturales.

Sales MineralesSon aglomeraciones moleculares de distintas sales de tamaño ultramicroscópico, que se encuentran distribuidas en forma bastante irregular. Proceden de las gotas de aguas salada que al evaporarse liberan los cristales salinos.

HollínEstá constituido por partículas muy activas y pequeñas de carbón, formadas en las combustiones industriales, como consecuencia de la reacción incompleta del carbón y el oxígeno del aire.


METEOROLOGIA

Otros Contaminantes

Lo constituyen en conjunto de vapores inorgánicos (CO, SO2, H2S, NO2, HF, CS2, etc.) y compuestos de naturaleza orgánica, tóxicos y volátiles (como el etileno y formaldehido), cierto número de disolventes y partículas orgánicas como polen, bacterias, virus, etc.


METEOROLOGIA

CAPITULO IIICOMPOSICION DE LA ATMOSFERA

3.1 CAPAS ATMOSFÉRICAS

Aunque son muchas las divisiones que pueden hacerse de la atmósfera, todas coinciden en dividirla en capas o estratos horizontales, más o menos diferenciados. En este sentido, podemos subdividir la atmósfera de acuerdo a los siguientes criterios:

a. Por su estado térmico

Se basa en la distribución vertical de la temperatura. en esta clasificación se considera:

ExosferaTermopausa

Atmósfera Alta TermosferaMesopausa

MesosferaEstratopausa

EstratosferaAtmósfera Baja Tropopausa

Troposfera

b. Por la ionización de la partículas atmosféricas

Se Subdivide en:

Ionosfera

Magnetosfera

3.2 LA ATMÓSFERA BAJA

3.2.1 Troposfera

La Troposfera (esfera de cambio), es la capa más baja de la atmósfera, y se extiende desde la superficie de la tierra, hasta la tropopausa. En ella


METEOROLOGIA

tienen lugar la totalidad de los fenómenos que constituyen el tiempo atmosférico.

Sus características principales son:

- Contiene el 75 % de la mas total de la atmósfera y prácticamente, todo el vapor de agua de la misma.

- La temperatura de la troposfera, desciende desde la temperatura al nivel del mar que, aproximadamente, se puede tomar de 15 °C, por término medio, hasta – 55 °C, en latitudes medias, con un gradiente de temperatura sensiblemente constante de – 65 °C/Km.

- Esta sometida tanto a movimientos horizontales como verticales. Por eso está agitada constantemente por los vientos y por corrientes verticales que producen una lenta y continua transferencia de aire y por tanto, de calor entre la superficie terrestre y las capas más frías de la troposfera superior.

3.2.2 Tropopausa

(Final de cambio), capa delgada ( de algunos centenares de metros a alrededor de 5 Km.), de transición o separación de la estratosfera.

La altitud de la tropopausa, varía con la Latitud, la época del año y la situación meteorológica.

- Con la latitud, al ir disminuyendo desde el Ecuador, donde tiene una altura entre 15 (invierno) y 18 km. (verano), a los polos con una altura de 7 (invierno) a 9 Km. (verano).

- Con la época del año, al estar más baja en invierno que en verano, para una ;misma latitud. Esto es lógico, pues, la temperatura en la superficie terrestre es menor en invierno que en verano.

- Con la situación Meteorológica. Especialmente depende de la presión al nivel del mar. Cuanto mayor es la presión al nivel del mar., mayor es la altitud de la Tropopausa. Por está más alta.


METEOROLOGIA

3.2.3 La Estratosfera

(Esfera de capas), es la región de la atmósfera situada sobre la tropopausa, que debe su nombre a que creía estaba constituida por capas de aire (estratos) superpuestos, formados por mezclas de gases que estaban en proporciones distintas, desprovistos de movimientos verticales y por tanto, carentes de movimiento turbulento.

La Estratosfera se caracteriza por:

- La temperatura varía muy poco al principio con la altura; pero, a medida que nos elevamos aumenta más rápidamente (esto ocurre a partir de los 20 Km., aproximadamente).

- Aunque la mezcla por turbulencia es pequeña, el aire estratósferico posee suficiente grado de agitación para que sea bastante homogéneo. Existen corrientes horizontales e incluso pueden existir vientos fuertes.

- Ausencia de vapor de agua. Por esto la Estratosfera es muy seca, comparada con la troposfera y las nubes son muy escasas.

- La mayor parte del ozono existente en la atmósfera se encuentra en al estratosfera.

El límite superior de la estratosfera es al Estratopausa (final de los Estratos). Por convenio, el límite de la estratosfera se sitúa, a menudo, en los 40 Km. en latitudes medias.

3.3 LA ATMÓSFERA ALTA

La Atmósfera Alta, comprende la Mesosfera, Termosfera y Exosfera.

3.3.1 Mesosfera

(Esfera Intermedia), comienza a partir de los 40 Km., aunque esta altura depende de la latitud y de la estación del año.

En la Mesosfera la temperatura, al principio, es constante y del orden de los 0 °C, aunque se puede alcanzar los 10 e incluso más; después disminuye rápidamente con la altura hasta alcanzar los - 90 °C, alrededor de los 80 Km., sobre la superficie terrestre.


METEOROLOGIA

El límite de la Mesosfera es la Mesopausa. Su altura anda por los 80 Km. y en ella está el límite inferior de la temperatura de la atmósfera, por término medio, - 90 °C, aunque excepcionalmente, dependiendo de la latitud y de la estación del año, pueden alcanzarse los - 110 °C.

3.3.2 Termósfera

(esfera de calor), es la capa de la atmósfera situada entre los 80 y los 500 Km. de la altura. Se caracteriza por un aumento continuo de la temperatura hasta alcanzar los 1500 °C, aunque esta temperatura puede variar considerablemente (incluso varios centenares de grados), con el día y la noche. Los procesos químicos de disociación molecular y simultáneamente de ionización atómica y molecular son importantes en la termósfera. Su límite es la Termospausa.

3.3.3 Exosfera

(esfera exterior), comienza en los 500 Km. y se extiende hasta el comienzo del espacio interplanetario. Se caracteriza por las altas temperaturas existentes, la baja densidad atmosférica y por el alto grado de ionización.

3.4 LA IONOSFERA

Se llama así la región de la atmósfera alta (comprende la porción superior de la mesosfera y la termosfera), transformada en conductora de electricidad, debido a la presencia de gran cantidad de iones, es pues, una zona en la que los gases de la atmósfera han sido ionizados por la radiación solar.

La Ionosfera tiene 3 capas que son:

- Capa D: Situada entre los 60 y 80 Km., forma durante el día la frontera inferior de la Ionosfera. Debido a las presiones existentes a estas alturas, el recorrido libre medio de la partículas es muy reducido respecto al existente en otras capas, por lo cual si bien la colisión de átomos y moléculas y, por tanto, la formación de iones es más frecuente, también lo es el fenómeno de recombinación.

- Capa E: Situada aproximadamente, entre los 100 y 140 Km., lo mismo que la capa D, absorbe el máximo de energía de las ondas radioeléctricas a mediodía, cuando la ionización es más intensa.


METEOROLOGIA

- Capa F: Esta capa ionosférica ocupa una gran extensión vertical de la atmósfera, unos 300 Km., o más y también es la más ionizada.

3.5 MAGNETÓSFERA

La tierra es un gran imán permanente y, por tanto, está rodeado de un campo magnético. El campo geomagnético no es constante, sino que fluctúa con variaciones de dos tipos: una lenta y gradual en el período de muchos años, que va ligada a la evolución interior de la tierra y otra rápida, en términos de horas y días, que indudablemente tiene origen solar.

Atendiendo a su distribución energética, se distinguen dos zonas perfectamente diferenciadas:

- Zona Interior: Situada a unos 3000 Km., sobre la superficie terrestre, que contiene protones de alta energía.

- Zona Exterior: Situada a unos 16000 Km., que contiene electrones de alta energía.

El límite de la magnetosfera se llama magnetopausa, su altura varía desde los 64000 Km. hasta más de los 500000000 Km, siendo más allá de esta altura inapreciable el efecto del campo magnético terrestre.


METEOROLOGIA

CAPITULO IVENERGIA EN LA ATMOSFERA

4.1 RADIACIÓN

Por radiación se entiende la emisión de ondas electromagnéticas o partículas subatómicas por una fuente o un cuerpo, como, tanto las ondas como las partículas transportan energía, la radiación transporta energía radiante.

La energía radiante se propaga en el vacío con la misma velocidad de la luz de 2,997925 x 108 m/s.

4.2 EL SOL

El sol es una inmensa masa gaseosa que se encuentra a elevada temperatura (la temperatura en el núcleo es de 15000000 °K) con una aceleración de la gravedad unas 28 veces mayor que la existente en la superficie de la tierra y., por tanto la presión de los gases, así como la densidad, varían muy rápidamente con la distancia al centro. por esto, aunque los gases muy alejados son


METEOROLOGIA

transparentes, el núcleo central presenta un borde bastante bien definido y perfectamente visible (fotosfera).

Las partes constitutivas más importantes se muestran en el siguiente gráfico.

4.3 RADIACIÓN SOLAR

El sistema Tierra-Atmósfera recibe energía del exterior. La mayor parte de la energía procede del sol en forma de energía electromagnética. También se recibe energía de la luna, las estrellas y el espacio exterior (radiación cósmica); pero la contribución de estas energías representa menos del 1% del total.

La energía del sol, que en su mayor parte procede de la fotosfera, se reparte en una banda ancha de longitudes de onda, conocida como espectro solar. La radiación solar contiene energía electromagnéticas de todas las longitudes de ondas cortas (rayos y rayos X) hasta las más largas (ondas de radio), pasando por la radiación ultravioleta visible e infrarroja.

La radiación solar es la fuente principal de energía de nuestro planeta y determina sus características climatológicas. Las longitudes de onda de las radiaciones se miden en:

1 Amstrong - 1 A° = 10-10 mts.1 Micra - 104 A° = 10-6 mts.

4.4 CONSTANTE SOLAR

Es el flujo de energía incidente que atraviesa la unidad de aire de una superficie situada en el límite superior de la atmósfera y orientada perpendicularmente a los rayos solares cuando la tierra se encuentra a una distancia media del sol de 149 x 104 Km. Medidas de esta constante caen en el rango de 1.89 a 2.05 Ly/min, siendo Ly la abreviación de Langley, siendo:

1 Langley - 1 Ly = 1 cal/cm2

4.5 REFLEXIÓN ALBEDO

El fenómeno de la reflexión es sobradamente conocido. Prácticamente todas las superficies reflejan parte de la radiación que incide sobre ellas. Por esto, al penetrar la radiación solar en la atmósfera, parte es reflejada por las nubes (dependiendo del tipo de nubes), por las partículas en suspensión y otra parte por la superficie terrestre. La fracción entre la energía que, en todas direcciones,


METEOROLOGIA

se refleja en una superficie y la incidente se llama: Albedo. El Albedo es un número sin dimensiones cuyo valor oscila entre 0, para cuerpos que no reflejan ninguna energía (cuerpo negro) y 1, para una superficie ideal reflectora perfecta. A continuación se muestran algunos Albedos:

F I G U R A

A nivel global y de las observaciones de satélites realizadas, puede darse para la tierra un Albedo de 0.34 (aproximadamente 1/3). Significa esto que de radiación incidente de 0.49 cal/cm²min., se refleja la tercera parte (0.17 cal/cm²min) y lo que resta (0.32 cal/cm²min), es la realmente disponible, si toda esta energía se aplicase a calentar la atmósfera, se elevaría la temperatura entre 1.0 y 1.5 °C por día. Como este calentamiento no se produce, debe haber una pérdida de las mencionadas 0.32 cal/cm²min, que debe buscarse en la radiación emitida por el sistema Tierra-Atmósfera que, como se verá regresa al espacio por la ventana del infrarrojo.

4.6 RADIACIÓN TERRESTRE

La Tierra y la Atmósfera también emiten radiación electromagnética. La radiación terrestre, lo mismo que la solar, está perfectamente delimitada. La radiación terrestre, prácticamente, pertenece a longitudes de onda superiores a las 4 micras; es decir, está en la región infrarroja del espectro electromagnético. La radiación solar (0.3 a 4.0 micras), se suele denominar radiación de onda corta y la terrestre (4.0 a 80.0 micras), radiación de onda larga.

La radiación terrestre, que es radiación infrarroja, es fuertemente absorbida por la Atmósfera, principalmente por el vapor de agua y, en menor escala, por el


METEOROLOGIA

dióxido de carbono; pero, la Atmósfera terrestre es muy transparente para las radiaciones entre 7.5 y 1.3 micras (ventana infrarrojo).

4.7 CALENTAMIENTO DE LA ATMÓSFERA

Puesto que la Atmósfera terrestre es prácticamente transparente a la radiación solar, la mayor parte de la radiación solar llega a la superficie terrestre y es absorbida, produciendo un calentamiento de la misma, generándose el fenómeno de conversión de la radiación solar, de onda corta en radiación de onda larga.

Un primer proceso de calentamiento consiste en la transferencia de energía por conducción directa desde la superficie de la Tierra a la Atmósfera en contacto con ella. Como el aire es mal conductor del calor, sólo la parte más baja de la Atmósfera puede calentarse por conducción; pero, una vez calentado, el aire se expansiona y asciende, transfiriendo el calor que recibió hacia las capas más elevadas, gracias a la convección. La Combinación de ambos de ambos procesos de conducción y convección, como mecanismo de calentamiento de la atmósfera, se conoce por intercambio turbulento de calor.Un tercer proceso es la Absorción de la radiación directa de onda larga a cargo del vapor de agua y en menor proporción del CO2. La radiación absorbida por el vapor de agua en cada capa de la atmósfera es remitida de nuevo al espacio.

La atmósfera se calienta, principalmente, de la energía procedente de la tierra, mediante los procesos de transmisión del calor, junto con al transmisión del calor latente de vaporización del agua y de la pequeñas cantidades de energía que absorbe directamente del sol.

Se denomina calor latente de vaporización, al fenómeno por el cual al evaporarse el agua, cada gramo de agua se convierte en vapor absorbiendo un cierto número de calorías, que dependen de la temperatura a la que tiene lugar la evaporación.

4.8 EFECTO INVERNADERO

La superficie terrestre pierde calor de dos modos diferentes:

a. Un flujo de energía radiante que se escapa directamente al espacio a través de la ventana del infrarrojo.

b. Un flujo de energía que, a medida que sube, va siendo absorbida por el vapor de agua y en menor escala por el Dióxido de Carbono.


METEOROLOGIA

La pérdida de calor, en el primer caso, depende de la temperatura de la superficie terrestre; en el segundo caso, depende de la temperatura de la última capa absorbente que, de ordinario, estará en la atmósfera baja, cerca de la tropopausa.

Naturalmente, esto es válido para una atmósfera despejada. Si hay nubes el modelo se complica debido a que, por un lado, las nubes van a reflejar una parte apreciable de estas radiación de onda larga procedente de la tierra y de otro la radiación absorbida por la base de las nubes será remitida de nuevo hacia la superficie terrestre. Esta es precisamente la razón por la que el descenso de temperatura del aire es mayor en las noches con cielos despejados que con cielos muy nubosos.

En su generalidad, el vapor de agua, las nubes y el CO2, dejan pasar la radiación de onda corta y absorben fuertemente la radiación de onda larga emitida desde la tierra. Una buena parte de esta radiación de onda larga vuelve a ser emitida en sentido descendente, hacia el suelo, con el resultado de que la tierra recibe más radiación y, por tanto, su temperatura es más elevada que si no hubiese atmósfera. Este fenómeno es conocido como efecto invernadero.

4.9 VARIACIÓN DE LA RADIACIÓN SOLAR CON LA LATITUD

La forma de la superficie de la tierra determina desigual repartición de la energía procedente del sol, ya que la cantidad de radiación que llega a la Tierra varía con la Latitud y depende fundamentalmente de la altura del Sol sobre el horizonte. Por lo tanto, la insolación (energía radiante solar que llega a la tierra por unidad de superficie) es mayor en el Ecuador y disminuye hacia los Polos.

En resumen, como consecuencia de la curvatura de la Tierra y de las variaciones estacionales, las zonas situadas a Latitudes bajas o próximas al Ecuador, recibe más calor del que pierden por radiación, mientras que las zonas situadas a Latitudes altas reciben menos calor del que pierden.

La Atmósfera se comporta como una máquina térmica en la cual el fluido, el aire, toma calor en el foco caliente (Latitudes bajas) y cede parte de este calor al foco frío (en cada Polo), e invierte el resto en producir trabajo. Esto produce las condiciones necesarias para que se mantenga una circulación atmosférica a escala planetaria. Las manifestaciones del trabajo realizado por la Atmósfera son ni más ni menos que lo que conocemos con el nombre de Tiempo Atmosférico.


METEOROLOGIA

CAPITULO VTEMPERATURA

5.1 INTRODUCCIÓN

Se llama Equilibrio Térmico, al estado de equilibrio, termodinámico alcanzado por dos o más sistemas termodinámicos, después de haber estado en comunicación entre si, a través de una pared diatermana.

Los sistemas en equilibrio térmico, tienen una propiedad en común, independiente de su masa, posición, etc. que es la temperatura.

Se entiende por Escala de Temperatura, al conjunto de reglas mediante las cuales, asociamos un número a un conjunto de estados de equilibrio térmico y


METEOROLOGIA

un número diferente a cualquier otro conjunto distinto de estados de equilibrio. En otras palabras, asignamos a cada estado térmico una temperatura determinada.

Para referenciar la medición de la Temperatura, fue necesario elegir puntos fijos de estados térmicos fácilmente reproducibles, lo que en principio fueron dos: el punto de fusión del hielo y el punto de ebullición del agua, sin embargo en 1954 la Unión Internacional de Física Pura y Aplicada, decidió adoptar un sólo punto fijo: el estado en el que pueden coexistir en equilibrio térmico; hielo, agua líquida y vapor de agua (punto triple del agua), asignádole a este punto de manera arbitraria los valores de: 0.01 °C (Grados Centígrados), 273.16 °K (Grados Kelvin) ó 32.02 °F (Grados Farenheit).

5.2 VARIACIÓN DE LA TEMPERATURA DEL AIRE

La temperatura del aire es un concepto íntimamente ligado al movimiento de las moléculas gaseosas que lo componen. La temperatura del aire es una medida de la energía cinética media de traslación de todas las moléculas.

Medir la temperatura del aire no resulta nada sencillo (el aire es mal conductor del calor), por lo tanto el aire no sufre calentamiento directo por los rayos solares (la temperatura debe ser igual, en un mismo lugar, ya sea que se encuentra al sol o la sombra), por ello para medir la temperatura del aire, debemos hacerlo en un sitio donde no le lleguen directamente los rayos solares (dentro un abrigo meteorológico).

La temperatura del aire debiera ser la resulta del equilibrio entre el calor ganado y perdido por la atmósfera, para cada altura del sol sobre el horizonte, pero estas ganancias y pérdidas no son constantes en el espacio y en el tiempo, puesto que el intercambio térmico es irregularmente perturbado por:

a) Causas constantes: como son la situación geográfica (afecta de dos modos: efecto de la latitud y efecto de continentalidad, que dependen de la posición sobre la superficie de la tierra y la situación continental o marítima del lugar).

Efecto de altitud; reciben más radiación los puntos que los bajos. Efecto orográfico, que depende de la inclinación de los planos a la radiación. Composición del suelo: naturaleza del terreno.


METEOROLOGIA

b) Causas variables: Especialmente; condiciones del tiempo local, especialmente nubosidad y nivosidad, velocidad del viento y cantidad de vapor de agua que contiene el aire. Condiciones del suelo, especialmente las que afectan a su conductividad térmica y capacidad caloríficas.

5.3 TERMÓMETROS. TIPOS DE TERMÓMETROS

Un termómetro es todo sistema patrón o sistema de prueba que, en el equilibrio térmico con otros sistemas nos permite asignar un valor numérico a la temperatura asociada a cada estado térmico.

Según sea la propiedad termométrica utilizada para la medida de la temperatura, resultan distintos tipos de termómetros, que podemos clasificar en tres grandes grupos.

a) Termómetros de Dilatación.b) Termómetros Eléctricos.c) Pirómetros.

Desde el punto de vista meteorológico sólo tienen interés los dos primeros grupos.

Los termómetros de dilatación son unos instrumentos de medida que determinan la temperatura a partir de las variaciones de las dimensiones o de las variaciones de presión de un sistema. Consideraremos los siguientes:

1) De sólidos.2) De líquido en vidrio3) De líquido en metal4) De gases.

- De los primeros, se utiliza este sistema en los termógrafos, los que están constituidos por un reloj, que hace girar un cilindro con una banda arrollada a el, que permite obtener una gráfica continua o termograma.

- Los de líquido en vidrio están constituidos por un tubo capilar más o menos fino (de paredes bastante gruesas o encamisado), que acaba en un ensanchamiento de paredes delgadas, llamado depósito o bulbo, cuya sección transversal puede ser:


METEOROLOGIA

FIGURA

el a) de capilar más fino se usa para mercurio, el b) para líquidos orgánicos (alcohol, benceno, tolueno), el tipo c) produce una excelente imagen del hilo de mercurio.

El líquido más adecuado y, por tanto, más usado es el mercurio. Debe ser químicamente puro, libre de gases y preferiblemente destilado. El espacio que deja el mercurio en la columna se llena de un gas inerte o debe tener un vacío lo más perfecto posible.

Existen los termómetros de máximas y mínimas, que tienen en su interior dos varillas de hierro esmaltado, que son empujados por el mercurio en uno u otro sentido, no mojándolas y las varillas no vuelven a su posición original, las misma que luego de su lectura, pueden ser movidas por medio de un imán (Figura).


METEOROLOGIA

FIGURA

5.4 VARIACIONES TÉRMICAS DIURNAS

La curva diaria de temperaturas medias en un lugar dado, promediada de un gran número de observaciones, con objeto de eliminar las perturbaciones irregulares, presenta en líneas generales el aspecto de la Figura.

FIGURA

Se producen un máximo y un mínimo que no coinciden con el momento de máxima y mínima insolación. La temperatura mínima ocurre poco después que sale el sol (Orto) y comienza el calentamiento de la atmósfera, a partir de aquí las ganancias superan a las pérdidas y la temperatura aumenta, el máximo de temperatura se alcanza, aproximadamente, nuevamente donde se encuentran las curvas de ganancia y pérdidas de calor, alrededor de so horas después (invierno) o tres horas después (verano) del medio día local.

Como se sabe, en días despejados, la mínima será mayor que en días nublados, de igual forma para los valores máximos.

5.5 VARIACIONES TÉRMICAS ANUALES


METEOROLOGIA

El retraso de las temperaturas máxima y mínima del aire con respecto a la insolación máxima, también ocurre en la curva anual de temperatura, tendremos en nuestro hemisferio, los máximos en el Verano (21/Dic-21/Mar) y los mínimos en el Invierno (21/Jun-21/Sep), correspondiendo a los meses de máxima y mínima insolación, que puede ser variable de acuerdo a la región.

Una isoterma, es una línea de igual temperatura, la misma puede ser obtenida a partir de diversos criterios geográficos (Sub-cuenca, Cuenca, Departamento, País, Continente, etc.), estos valores se los obtiene de un sinnúmero de valores observados en un plazo no menor a los 10 años de registro continuo.

Las isotermas, pueden tener una variación anual y/ó mensual, en este sentido, atendiendo a las temperaturas medias anuales, pueden clasificarse en:

- Tropicales, superiores a 20 °C- Templadas, entre 0 y 20 °C.- Articas, inferiores a 0 °C.

5.6 VARIACIÓN VERTICAL DE LA TEMPERATURA

En la Troposfera, en general, las temperatura desciende con la altura. Este descenso, fundamentalmente es debido a tres causas:

- El foco calorífico del aire es la superficie terrestre y es claro que a mayor distancia del foco calorífico menor temperatura.

- La energía del aire se almacena en el vapor de agua, cuya densidad disminuye con la altura.

- El aire próximo al suelo al ascender se expansiona, y por ello se enfría.

La disminución del temperatura con la altura se denomina enfriamiento geométrico o gradiente vertical de temperatura, cuyo valor promedio es de -6.5 °C/Km.

5.7 RANGOS DE VARIABILIDAD DE LA TEMPERATURA

a) Temporal: (horaria, Diaria, Mensual y Anual).b) Espacial: Distribución de la Isotermas (anuales o

mensuales).c) Extrema: Máxima o Mínima.

(3) G R A F I C O S


METEOROLOGIA

CAPITULO VIVIENTOS

6.1 VIENTO

El aire se encuentra en reposo con respecto a la tierra en pocas ocasiones, presentando, en general, un movimiento más o menos uniforme. Pues bien llamaremos viento al movimiento del aire con respecto a la superficie de la tierra.


METEOROLOGIA

En las proximidades del suelo este movimiento es, prácticamente, horizontal, pues, el movimiento vertical es pequeño en comparación con el horizontal. Por esto, cuando se habla de viento se entiende el movimiento horizontal del aire. Los movimientos verticales del aire ase llaman corrientes verticales.

La dirección y sentido del viento en un lugar geográfico determinado viene dado por la orientación punto del horizonte donde procede el viento, lugar considerado; se especifica, según el punto de procedencia, mediante abreviaturas convencionales de las direcciones cardinales o en grados medidos a partir del norte en el sentido de la agujas de un reloj. Así, el norte (N) es equivalente a 0 ó 360; este (E) 90; sur (S) 180; oeste (W) 270. El módulo o intensidad del viento (llamado erróneamente a veces velocidad del viento), se expresa, con frecuencia, en millas náuticas por hora o nudos (kts), en m/s y Km/h. Como l milla=1852 m.

1 kts = (1852 m/3600 s) = 0.514 m/so bien:

1 m/s = 1.944 kts

Según la precisión que requiere la información, la dirección del viento puede expresarse de varias formas:

1) En los partes meteorológicos y en los mapas de tiempo se da en decagrados sexagesimales; es decir: 01, 02, ... 36. Por ejemplo, un viento 03 significa que la dirección está comprendida entre 02 y 034. 00 es calma y 99 es viento variable.

2) En la práctica climatológica se da en alguno de los 16 rumbos de la rosa de los vientos contados a partir del norte verdadero.

N 35, 36, 01 S17, 18, 19

NNE 02, 03 SSW20, 21

NE 04, 05 SW22, 23

ENE 06, 07 WSW24, 25

E 08, 09, 10 W


METEOROLOGIA

26, 27, 28ESE 11, 12 WNW

29, 30SE 13, 14 NW

31, 32SSE 15, 16 NNW

33, 34

6.1.1 Estructura del Viento

De la observación de los registros de viento (anemogramas) puede apreciarse, normalmente, el viento no es constante en intensidad ni tiene dirección constante, sino que presenta fluctuaciones respecto a valores medios. Con frecuencia, estas fluctuaciones son tanto menores cuanto mayor es la estabilidad atmosférica y menor es la intensidad del viento.

Dos formas principalmente, puede presentar el viento:

- Régimen de viento Laminar: cuando el viento fluye con regularidad, de modo continuo y uniforme.

- Régimen de viento turbulento: cuando el viento fluye a golpes y sacudidas; es decid, con variaciones rápidas e irregulares de la dirección e intensidad.

6.2 MEDIDA DEL VIENTO

La Intensidad del viento es el valor medio de la velocidad con que se desplazan las moléculas del aire en su conjunto, en un lugar determinado; en la práctica, este valor es imposible de determinar directamente, por lo que se recurre a los efectos que produce, pues, a causa de su energía cinética, el viento ejerce una presión sobre los obstáculos o cuerpos que encuentra en su camino; presión que no sólo depende de la intensidad del viento, sino también de la forma del cuerpo, pues, la presión total a que está sometido éste es la suma de dos efectos: el empuje directo del aire sobre la superficie que el cuerpo presenta al aire en movimiento y de la succión que, sobre el cuerpo, ejercen los remolinos que se forman detrás.

Para medir la velocidad del viento (módulo y dirección) se utilizan métodos director e indirectos. Los primeros se utilizan para medir la velocidad del viento en superficie, para lo cual se hace uso de veletas y anemómetros (normalmente del tipo cazoletas o tubo de presión), colocados a unos 10 m. sobre el suelo en terreno llano y despejado (la distancia a cualquier obstáculo debe ser, por lo


METEOROLOGIA

menos, 10 veces la altura del obstáculo). Los segundos, consisten en el seguimiento de un globo que se supone se mueve libremente con la corriente del aire. La observación se lleva a cabo desde el suelo por métodos visuales (mediante el uso de uno o dos teodolitos), por radar u otras técnicas de localización.

6.2.1 Veletas

Los aparatos destinados a medir la dirección del viento son las veletas. Consisten, en esencia, en un pivote vertical a cuyo alrededor puede girar libremente (con el mínimo rozamiento posible) una barra horizontal terminada en punta por uno de sus extremos y por dos poleas formando ángulo diedro de arista vertical, bastante cerrado, por el otro, como se indica en la figura. Los cambios de dirección se pueden transmitir, mecánicamente o por contactos eléctricos, al dispositivo registrador. La mayor parte de las veletas no acusan variación en la dirección del viento, cuando la intensidad es menor a 2 nudos.

6.2.2 Anemómetros

Los anemómetros son aparatos destinados a medir la intensidad del viento y pueden ser de dos tipos:

- Anemómetro de cazoletas: consiste en un molinete horizontal móvil alrededor de un eje vertical. El molinete lleva tres, cuatro o incluso más cazoletas, de forma semiesférica o cónica con su borde circular en el plano vertical, todas orientadas en el mismo sentido de rotación. De esta manera siempre el viento encuentra una cazoleta por su cara cóncava y otra por su cara convexa. La cara cóncava opone mayor resistencia al viento que la convexa y, por tanto, el molinete se pone a girar siempre con el mismo sentido de rotación, con independencia de cual sea la dirección del viento. Con frecuencia el anemómetro y la veleta se construyen formando un sólo instrumento.

- Anemómetro de tubo de presión, que consta de lo siguiente: 1) Una veleta cuya barra horizontal se sustituye por un tubo con la boca para el viento. 2) Un receptor o depósito cerrado, a medio llenar de agua, dentro del cual hay un flotador hueco a modo de campana (figura). La presión que el viento ejerce es transmitida al flotador por medio de un tubo que comunica la veleta con el flotador. La oscilación del flotador, mediante un indicador


METEOROLOGIA

apropiado, puede utilizarse para medir la intensidad del viento. Cuando el movimiento del flotador se transmite a una plumilla entintada que escribe en un papel arrollado sobre un tambor giratorio, se tiene un anemocinemógrafo.

6.2.3 Métodos indirectos

Cuando no se dispone de instrumentos para medir la velocidad del viento, puede hacerse la observación la observación a estima, fundándose el efecto del viento sobre objetos que puedan moverse libremente, como el catavientos o mangas, humo de la chimeneas, etc.

6.3 ESCALA DE INTENSIDAD DEL VIENTO

Durante el siglo pasado, la intensidad del viento la determinaban los marinos mediante la llamada Escala Beaufort (ver tabla), ideada por el Almirante irlandés sir Francis Beaufort, para el uso de las fragatas (1804), estableciendo 12 grados de intensidad del viento. Actualmente la escala ha sido simplificada por Douglas a diez grados, señalando de un modo más preciso los límites de cada grado mediante valores del viento expresados en m/s. Desde 1949, sin embargo, su aplicación queda reducida a observaciones de aficionados o barcos desprovistos de anemómetros. A pesar de ello, parte de la terminología descriptiva de las distintas escalas de viento siguen utilizándose ampliamente. Así, por ejemplo, según la intensidad del viento, se tienen las siguientes denominaciones:

Brisa (05 a 30 kts) aproximadamente 2-6 escala BeaufortGalerna (30 a 50 kts) aproximadamente 7-9 escala BeaufortCiclón (50 a 65 kts) aproximadamente 10-11 escala BeaufortHuracán (65 kts o más) aproximadamente 12 escala Beaufort

6.4 FUERZAS QUE INTERVIENEN EN LOS VIENTOS

Las fuerzas que producen los vientos, son fundamentalmente: la presión la debida a la rotación de la tierra (coriolis), la centrípeta o ciclostrófica y la de fricción.

6.4.1 Fuerzas que intervienen en los vientos

Las diferencias de presión entre dos puntos cualesquiera de la atmósfera producen vientos, del mismo modo que la diferencia de presión en dos puntos de un líquido (ver figura), producen una corriente.


METEOROLOGIA

CUADRO

La presión se mide, como todas las demás variables atmosféricas, cada tres horas en todos los observatorios del mundo. Con estas mediciones se pueden dibujar mapas de isobaras, o líneas que une puntos de igual presión.

6.4.2 Fuerza de Coriolis

Si es traza una línea a velocidad constante de arriba hacia abajo en un trozo de madera que se mueva de izquierda a derecha con una velocidad también constante, la línea trazada será una línea recta (figura a). En cambio, si se intenta hacer lo mismo del centro al borde de un disco que gira con una velocidad angular constante, la línea trazada será siempre curva esto se debe que la velocidad lineal varía a lo largo del radio del disco, la contrario de lo que sucede en el trozo de madera. Si un observador está situado en un punto como el A, girando con el disco, pensaría que existe un fuerza desviadora que produce que la trayectoria se desvíe de una línea recta. Lo mismo sucede con la tierra; si un proyectil se lanza hacia el Ecuador, siempre se desvía hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. A la fuerza imaginaria que produce esta desviación se le llama de coriolis.

CUADRO


METEOROLOGIA

6.4.3 Fuerza Centrípeta

Esta fuerza se desarrolla cuando el viento tiene una trayectoria curva, como en el caso de los ciclones.

6.4.4 Fuerza debida a la fricción

La fuerza debida a la fricción actúa en sentido contrario a la dirección del viento y su magnitud depende de la naturaleza de la superficie de la tierra. En general, esta fuerza es muy pequeña en comparación con las demás, y puede despreciarse, especialmente en altitudes mayores a 600 m.

6.5 Clases de vientos

6.5.1 Viento Gradiente

Cuando la fricción es despreciable pero las isobaras son curvas, se genera este tipo de viento.

6.5.2 Viento Ciclostrófico

En latitudes cercanas al Ecuador, donde se producen las corrientes de aire de alta velocidad típicas de lo ciclones tropicales, en las que sólo intervienen la fuerzas de presión.

6.5.3 Viento Inercial

Se produce cuando además de la fricción, se puede despreciar la fuerza debida al gradiente de presiones.

6.5.4 Viento Real

Cuando las cuatro fuerzas anteriormente descritas actúan en mayor o menor medida.


METEOROLOGIA

CAPITULO VIIPARAMETROS METEOROLOGICOS

IMPORTANTES

7.1 HUMEDAD DEL AIRE

El agua en estado gaseoso o de vapor, es de composición variable debido a los fenómenos de evaporación y evapotranspiración que están relacionados en forma directa con la temperatura, la velocidad del viento y la presión atmosférica, las maneras de expresar el vapor de agua contenida con el aire son:

7.1.1 Humedad Absoluta

Es la masa de vapor de agua en un volumen de vapor determinado.

7.1.2 Humedad Relativa

Es la relación entre la tensión de vapor real u observada y la tensión de saturación del vapor a la misma temperatura, expresada en %.

hr = 100 e/es

e = Presión de vapor real.es = Presión de vapor de saturación.

De una manera general la humedad relativa, crece a partir del suelo hasta alcanzar el 100%.

7.1.3 Tensión de Vapor

En una mezcla de gas o vapores similares a gases perfectos (esto en relaciones químicas) cada una de ellos ejerce un presión parcial independiente de la de los otros gases. La presión parcial así generada por el vapor de agua se llama tensión de vapor.

7.1.4 Tensión de Vapor de Saturación

Es la presión ejercida por el vapor en un volumen saturado.


METEOROLOGIA

7.1.5 Humedad Específica

Se la define como la relación entre la masa de vapor de agua y la del aire húmedo.

7.1.6 Instrumental

Para la medición de la humedad del aire, se utiliza los psicrómetro consta de dos termómetros comunes; uno denominado seco y otro húmedo, la forma de obtener un termómetro húmedo es colocando una muselina (tela transparente y muy ligera), en forma de mecha con su extremo inferior introducido en agua.

Como elementos graficadores existe el Higrógrafo, cuyo elemento sensible es un haz de cabellos, se efectúan las lecturas de temperatura tanto del seco como del húmedo, a estos valores previamente corregidos por tarjeta de calibración, se les efectúa la diferencia denominada diferencia psicrométrica, a este valor y la temperatura del aire seco se los compara con tablas y gráficos que nos define por ejemplo la humedad absoluta, relativa, etc.

7.2 HELEAFONÍA

La luz que llega a la superficie de la tierra, proveniente del sol se define como el estudio del registro de luz solar directa que llega a un lugar de la tierra, mientras no sea interceptada por fenómenos meteorológicos (nubes, obstáculos, etc.).

7.2.1 Heleafonía Efectiva

Es la cantidad de horas y minutos que es registrada por el instrumental.

7.2.2 Heleafonía Astronómica

El la cantidad de horas y minutos que teóricamente debería registrar el instrumental desde la salida hasta la puesta del sol.

7.2.3 Heleafonía Local

Es la Heleafonía astronómica a la que se debe restar las horas y minutos de interferencia por obstáculos en el relieve topográfico.

7.2.4 Heleafonía Relativa


METEOROLOGIA

Expresada en % es: la relación entre la efectiva y la astronómica.

7.2.5 Heleafonía Relativa Local

Expresada en % es: la relación entre la efectiva y la Local.

7.2.6 Instrumental

Tenemos el heliofanógrafo tipo Campbell, consiste en un esfera de vidrio orientada de tal manera en función a una plancheta en la base orientada de tal manera que los rayos inclinados del sol queman un registro sensible a la luz solar, el más empleado es denominado:

CWHIPPLE: que se utiliza desde el Ecuador hasta 65 de latitud Sur o Norte, otra variante del mismo es el usado en las regiones polares en 2 esferas de vidrio que opera desde los 65 hasta los 90 de latitud Sur o Norte.

La esfera orientada al Norte es el hemisferio Sur de tal manera que se deja libre de obstáculos el trayecto del sol y se ubica a la inversa en el hemisferio Norte.

( GRAFICO )

Para ubicar el instrumental en una estación se debe tener en cuenta la


METEOROLOGIA

latitud del lugar y el valor a colocar en plancheta será de 66 - 0, este instrumento se lo debe instalar a una altura de 1,5 mts. respecto al nivel del suelo en forma perfectamente horizontal y sobre una base indeformable.

Como elementos graficadores existe el Higrógrafo, cuyo elemento sensible es un haz de cabellos, se efectúan las lecturas de temperatura tanto del seco como del húmedo, a estos valores previamente corregidos por tarjeta de calibración, se les efectúa la diferencia denominada diferencia psicrométrica, a este valor y la temperatura del aire seco se los compara con tablas y gráficos que nos define por ejemplo la humedad absoluta, relativa, etc.

7.3 RADIACIÓN

Es una forma de transmisión de calor que no necesita la presencia de materia física para su efectivización, es decir que se puede registrar la radiación directa del sol, así tengamos obstáculos meteorológicos, esta se realiza en una magnitud de onda corta, la radiación solar se expresa en: cal/cm2min, cal/cm2, cal/cm2seg, (1 cal/cm2 1 Kg.).

7.3.1 Instrumental

Los usados sirven para medir la radiación global tanto como la directa como la reflejada, un ejemplo es el actinómetro o termómetro de radiación solar que consiste en un termómetro cuyo bulbo está ahumado y cerrado en un dispositivo al vacío.

Otro es el Piranógrafo tipo ROBITZCH, cuyo elemento sensible son 3 o 4 láminas bimetálicas colocadas en forma horizontal. La instalación debe seguir las mismas normas que los instrumentos para medir heleafonía, teniendo en cuenta en el hemisferio Sur que la ventanilla de la caseta del piranógrafo debe estar mirando al Sur.

7.3.2 Medición

La forma como se calcula la radiación solar es la siguiente: Se toma el valor de temperatura Media del día y con la constante K0 del instrumento, se ingresa a tablas para obtener la constante de radiación Kc para ese día. La curva inscriptora deja en el registro las variaciones de radiación solar, con un planímetro se saca el área debajo de la curva y el vapor y el valor de la radiación para ese día será.


METEOROLOGIA

Q (cal/cm2) = A (cm2) Kc (cal/cm4)

( G R A F I C O )

7.4 PRESIÓN ATMOSFÉRICA

Es el peso que ejerce la atmósfera sobre 1 cm2 de superficie terrestre desde un nivel a otro superior.

Se mide en mm de Hg, bares o Milibares 1 Atmósfera, es al presión que se ejerce en condiciones normales: temperatura a nivel del mar y 45 de Latitud Sur o Norte. 1 Atmósfera = 760 mm Hg. = 1013.25 m.b.

( G R A F I C O )

7.4.1 Instrumental


METEOROLOGIA

Los instrumentos utilizados se denominan Barómetros (de lectura directa), que utilizan el principio de Torricelli, que consiste en suponer que la presión atmosférica se equilibra con la de la columna de mercurio.

Existen básicamente de tres tipos:

- Barómetro de cubeta móvil o FORTIN.- Barómetro de cubeta fija o TONNELOT.- Barómetro de cubeta Sifón o NORMAL.

Los aparatos registradores se denominan Barógrafos, que miden en forma continua la presión, cuyos elementos sensibles son cápsulas aneroides.

7.4.2 Instalación

Deben ser colocados en una habitación bien ventilada, con temperatura casi constante y buena iluminación natural.

A las lecturas barométricas, deben hacerse las siguientes correcciones:

- Corrección Instrumental:

Depende del instrumento utilizado y se encuentra por comparación con un barómetro patrón. Todo barómetro llevará grabado un número con signo más o menos, que deberá restarse o sumarse a la lectura obtenida. Se debe al error de capilaridad y error de índice.

- Corrección por Latitud o Gravedad:

Debido a la gravedad varía con la Latitud, (mayor en los polos que en el Ecuador) y con la Altitud.

- Corrección por Temperatura:

Debido fundamentalmente a que los barómetros están calibrados para dar lecturas correctas a la gravedad normal y a la temperatura de 0 °C. La temperatura produce sobre la altura barométrica un doble efecto: variación de la densidad del Hg y variación en la longitud de la escala de lectura.

7.5 NUBES


METEOROLOGIA

7.5.1 El Proceso de Condensación

Una nube está formada por minúsculas las gotitas de agua o cristales de hielo, de algunas micras de diámetro que flotan en el aire atmosférico. Para que se forme una nube tiene que producirse la condensación del vapor de agua en algún nivel de la atmósfera. La condensación del vapor de agua es un proceso más complejo, pues es necesario explicar como se pueden formar las gotas de agua.

( G R A F I C O )

Si cambiamos la temperatura disminuyéndola , se produce también una disminución de la energía cinética y el espacio intermolecular, por lo que se considera que el medio considerado se ha saturado. La tensión se ha convertido en tensión de saturación que permite la condensación del vapor de agua, originando las gotas de agua.

7.5.2 Las nubes y su formación

Una nube es un conjunto visible de gotitas de agua o partículas de hielo, o ambas cosas a la vez, en suspensión en la atmósfera. También pueden contener las nubes vapores y partículas de humo procedentes de combustiones naturales y artificiales y polvo.

El aspecto de las nubes dependen de su naturaleza dimensiones intensidad de la luz que recibe, de la posición del observador y la fuente luminosa con relación a la nube.

Casi todas las nubes resultan de los caminos de temperatura y humedad


METEOROLOGIA

que tienen lugar en el seno de una masa de aire que asciende adiabáticamente.El aire puede verse forzado a ascender por las siguientes causas:

- Calentamiento local o convección.- Ascenso Orográfico.- Ascenso por una superficie frontal.- Convergencia.

7.5.3 Tipos de Nubes

Las nubes están agrupadas en 4 familias que son:

- Nubes Altas Entre los 6000 y 12000 metros.

+ Cirrus (Ci):Elevados, de color blanco y estructura fibrosa, aspecto sedoso, constituidos mayormente por finos cristales de hielo.Los Cirrus se presentan a veces en forma de esquí o de patines de trineo. Son arrastrados rápidamente por el fuerte viento de las alturas.

+ Cirrocúmulus (Cc):Blanco transparente, constituido por cristales de hielo y gotas de agua.

+ Cirroestratos (Cs):Transparente de aspecto fibrado o liso, constituido principalmente por cristales de hielo.

- Nubes Medias Entre los 2000 y 6000 metros.

+ Altocúmulos (Ac):Blanco o gris de aspecto de losa o guijarro.

+ Altostratus (As):Blanco o gris de aspecto estriado y de gran extensión

horizontal.

- Nubes Bajas Próximo al suelo hasta 2000 metros.


METEOROLOGIA

+ Estratocúmulos (Sc):Gris o blanquecino de estructura ondulada o aborregada, constituido por gotas de agua.

+ Stratus (St):De color gris cuya base puede dar lugar a niebla agujas de hielo o nieve granulada, son como fibras.

+ Nimbostratus (Ns):Gris, provoca la caída de lluvia, o nieve lo que enturbia el aspecto de la nube, constituido por gotas de agua, copos y cristales de nieve.

- Nubes de Desarrollo Vertical Entre los 600 y 9000 metros.

+ Cúmulus (Cu):Denso se eleva en forma de cúpula a torre a partir de una base horizontal de bajo nivel. Constituido por gotas de agua que se pueden transformar en cristales de hielo cuando la temperatura es menor a 0 °C, de tipo copos de algodón, redondeado.

+ Cumulonimbus (Cb):Denso de gran extensión vertical en forma aislados o varios en fila formando una muralla. Constituidas por gotas de agua y en la zona superior por cristales de hielo, entre ellas tratan de alejarse porque acumulan carga y se producen descargas eléctricas.

7.5.4 Medición de la Nubosidad


METEOROlogia

Documents

Transcript of METEOROlogia