equilibrio y circulacion climatológia

Climatologa Concepcin, de abril de 2014

Universidad de Concepcin Facultad de Arquitectura, Urbanismo y Geografa Departamento de Geografa

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PROF. OCTAVIO ROJAS VILCHES

APRENDIZAJES ESPERADOS

Prof. Octavio Rojas Vilches

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CONTENDIDO

1. Equilibrio

trmico

1.Cirulacin sin

rotacin

2. Circulacin con

rotacin.

3. Centros

semipermanentes

de presin.

EXPLICAR la diferencia entre balance neto y equilibrio trmico, definiendo procesos involucrados.

COMPRENDER la diferencia de los modelos de Circulacin General de la Atmsfera con y sin rotacin.

EXPLICAR la importancia de la circulacin general de la atmsfera en el balance de energa global.

APRENDIZAJES

RADIACIN NETA

R neta= (Q + q) ( 1 a) + (IR IR)

Donde:

Q= Radiacin directa; radiacin recibida del sol sin que haya sido difractada por la

atmosfera.

q= Radiacin Difusa; radiacin recibida del sol despus de que su direccin ha sido

cambiado por procesos de reflexin en la atmsfera.

a = albedo

IR = Radiacin infrarroja que llega a la superficie terrestre a partir de la atmsfera

IR = Radiacin infrarroja emitida por la superficie

Esto da un desequilibrio, Quin recibe ms radiacin de la que emite? la Tierra o la atmsfera?. YA

NO HAY EQUILIBRIO. Qu pasa entonces?

El Balance de radiacin global del sistema Tierra-atmsfera,

que resultaba equilibrado, registra ahora diferencias

latitudinales que tendrn repercusiones importantsimas

para el sistema climtico mundial. Es un sistema que se

encuentra en equilibrio radioactivo con el espacio exterior,

pero que presenta continuos desequilibrios en su interior:

desequilibrios entre las distintas envolturas del planeta

(ocanos, continentes, atmsfera, otros) y entre las distintas

latitudes. Los mecanismos de transmisin de calor no

radioactivos, que completarn el balance trmico del

planeta, tendrn que corregir estos desequilibrios para

garantizar la estabilidad del sistema.

Esto da un desequilibrio, Quin recibe ms radiacin de la que emite? la Tierra o la atmsfera?. YA

NO HAY EQUILIBRIO. Qu pasa entonces?


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Balance en superficie


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ENTRANTE SALIENTE

RADIACION DIRECTA SOL 168 CONVECCION 24

RADIACION RETORNADA 324 EVAPOTRANSPIRACION 78

RADIACION DE SUPERFICIE 390

TOTAL 492 492

SALDO 0

ABSORCION NETA DE CALOR 0,9 W/M2

Balance en la atmsfera


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ABSORBIDA 67 EMITIDA ATMOFERA 165

CALOR LATENTE 78 EMITIDA ATMOFERA 30

RADIACION DE

SUPERFIE 390 VENTA ATMOFERICA 40

CORRIENTES

TERMICAS 24 324

559 559

SALDO 0


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BALANCE TRMICO PLANETARIO

Mecanismos de transmisin de calor no radiactivos, terminan el desequilibrio interno (conveccin, conduccin y adveccin).

As la Radiacin Neta acumulada en superficie, puede recibir 4 usos:

R neta acumulada= G + H + LE + D

Donde:

G: calor transmitido entre superficie terrestre y ocanos.

H: calor transmitido a la atmsfera por conveccin.

LE: Calor hacia la atmsfera por evaporizacin, donde L es calor latente de evaporizacin y E nmero de gramos de agua que se evaporan

D: transporte de calor por adveccin.

Cul es el resultado?= 0

Desbalance Latitudinal de Radiacin

Los sistemas de la atmsfera y el ocano son forzados a moverse debido a este desbalance, y a llevar calor por conveccin y adveccin desde el ecuador hacia los polos.

Balance trmico planetario

a)Se consume calor sensible en la evaporacin en los trpicos, el

vapor de agua es transportado hacia los polos por los vientos y

liberado como calor latente cuando se produce la condensacin del

vapor para formar las nubes.

b) Calor transportado por las corrientes ocenicas clidas hacia los

polos y transporte de fro desde altas latitudes hacia zonas

ecuatoriales por las corrientes fras.

c) La circulacin general de la atmsfera participa en el balance de

calor con los grandes sistemas de vientos, huracanes y ciclones que

transportan calor desde zonas tropicales hacia los polos y fro desde

zonas polares hacia el ecuador.

Calor latente - calor sensible

Calor latente: cantidad de energa emitida o absorbida

cuando un cuerpo cambia de estado o fase sin experimentar

ningn cambio de temperatura. Se emite en los procesos de

condensacin y congelacin pero se absorbe en los procesos

de fusin y evaporacin.

Permite la transferencia de energa en la circulacin

general de la atmsfera, donde la atmsfera acta como

una reserva de calor.

Calor sensible: energa calorfica que se transmite en la

atmsfera por conveccin o por conduccin. Indica la energa

cintica del movimiento molecular dentro de una sustancia.

Calor latente hacia la atmsfera

(reservorio en los ocanos)

Valores en Kcal/cm2/ao. En Cuadrat y Pita, 2004.

Calor sensible hacia la atmsfera

(por conveccin en los continentes)

Valores en Kcal/cm2/ao. En Cuadrat y Pita, 2004.

Ocanos

www.udec.cl/~ocrojas

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Transporte de calor desde las regiones ecuatoriales a

zonas polares.

1/3 del intercambio de meridiano de calor es realizado

por el ocano. Aumentando en un 40% en el hemisferio

norte. Un ejemplo corresponde a la CORRIENTE DEL

GOLFO.

El movimiento de las corrientes esta dirigido en gran

parte por los cinturones de vientos, que a su vez se ligan

a los centros semipermanentes de presin.

Radiacin solar incidente

Radiacin terrestre emergente

Dficit radiativo

Dficit radiativo

Exceso

radiativo ecuador terrestre

PN

PS

Tran

sporte

de

ca

lor

en

la a

tm

sfera

y oc

a

no

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CIRCULACIN GENERAL DE LA ATMSFERA

ALTAS Y BAJAS PRESIONES

A.P. -El aire fluye desde arriba

hacia abajo para renovar el

aire que diverge en la

superficie.

-Tiempo seco y despejado.

B.P. -La convergencia en

superficie se

acompaa de

corrientes ascendentes

de aire, que enfran y

condensan la humedad

generando nubes y

precipitacin.

Aire subsidente y divergente Aire ascendente y convergente

Modelo de circulacin de Hadley simple y directo

ZCIT

Pero sumemos: rotacin + traslacin + fuerza de coriolis

Las Celdas de Hadley

El movimiento ascendente del aire en los Trpicos es controlado por arriba por la estratosfera. (donde el aire se calienta con la altura, suspendiendo el movimiento vertical. La ley de conservacin de la

masa requiere que el aire se mueva lejos de los trpicos, en direccin norte y sur. Ese movimiento equivale a una divergencia de masa en los niveles mas altos, forzada por el movimiento ascendente.

Tambin, por razones de continuidad de masa, el aire divergente de los niveles altos debe retornar a la superficie lejos del ecuador. Al mismo tiempo, la continuidad de masa en superficie requiere

convergencia superficial y movimiento de aire hacia el ecuador. Las dos celdas que se forman al norte y sur del ecuador por el ascenso tropical se denominan Celdas de Hadley, en honor al astrnomo que

propuso su existencia. Las 2 celdas de Hadley no estn activas simultneamente.

Mecanismos de ascenso en la atmosfera

Convergence, Divergence, and the Hadley Circulation


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Equilibrio

trmico

planetario

Esquema de presin y viento en superficie sin (a) y con (b) distribucin de ocanos y continentes.


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Distribucin de las precipitaciones

Corriente en Chorro


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Es una potente corriente area -el Jet Stream-en la alta atmsfera, ha hecho

pensar que la circulacin general del aire est ms relacionada con los

movimientos de la alta atmsfera, que con los provocados por las diferencias de

temperatura a nivel del suelo.

El Jet Stream, "corriente de chorro", es un flujo de aire del Oeste observado en

cada hemisferio a una altura de 8.000 a 12.000 metros entre los 30 y 45 de

latitud, cuya velocidad supera los 500 Km/hr.

El Jet Stream sopla de Oeste a Este. Los meteorlogos estiman que la corriente de

chorro, desviada hacia su lado derecho, es probablemente la causa de la

acumulacin de aire que origina las altas presiones subtropicales. De este modo, a

la corriente de chorro le correspondera un papel fundamental en la puesta en

marcha de la circulacin general de la atmsfera y particularmente en la gnesis

de los alisios y de los vientos del Oeste


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equilibrio y circulacion climatológia

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