Clase III Hidrometeorologia Def

7/23/2019 Clase III Hidrometeorologia Def

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CLASE III

HIDROMETEOROLOGA

1. Introduccin

La radiacin solar es la fuente de energa que genera el ciclo hidrolgico y su distribucinno uniforme en trminos temporal y espacial produce una distribucin no uniforme de latemperatura en el sistema Tierra - Atmsfera; esto hace que no exista balance energticolocal en el sistema.Es por ello que todos los procesos meteorolgicos e hidrolgicos en el sistema Tierra -Atmsfera se originan por la redistribucin de la energa disponible e involucran grandescantidades de transferencias de masa.

El grado en que la tierra (continentes y ocanos) y la atmsfera influyen en el clima no eslo suficientemente conocido. Las masas de tierra se comportan como captadores dehumedad y es importante en el clima a travs de la topografa, temperatura ycaractersticas del albedo superficial (grado de reflexin de la radiacin).

2. Conceptos fundamentales

2.1 Meteorologa

La meteorologa estudia la atmsfera terrestre mediante el anlisis fsico y matemtico delos fenmenos que en ella ocurren.

2.2 Climatologa

La climatologa estudia el ambiente atmosfrico constituido por una serie de estados de laatmsfera sobre un lugar determinado y segn su habitual sucesin.Los elementos climatolgicos y meteorolgicos forman dos grupos paralelos de distinta

significacin, por ejemplo la temperatura para la meteorologa es una magnitud fsica ypara la climatologa es una parmetro estadstico cuyo valor normal en una localidadayuda a entender el clima.

2.3 HidrometeorologaLa Hidrometeorologa estudia los procesos atmosfricos que afectan los recursos hdricosde la tierra.Segn la World Meteorological Organization, la hidrometeorologa trata del estudio de lasfases atmosfricas y terrestres del ciclo hidrolgico y en especial de sus interrelaciones.

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3. AtmsferaLa atmsfera terrestre (atmos = vapor) y (sphaira = esfera) es una mezcla de gasesllamada aire y que en ella se hallan en suspensin cantidades variables de partculasslidas y lquidas.En general, hasta una altura de 80 km sus gases estn bien mezclados en cambio yaentre los 80 km a 100 km sus gases tienden a formar estratos de acuerdo a sus pesos.

% Volumen NotasNitrgeno (N2) 78.084

Oxgeno (O2) 20.946Se desarrollo con la evolucin de la fauna

en los pasados 109aosArgn (A) 0.934

Dixido de carbono(CO2)

0.033Slo 0.029 en el siglo XIX; absorberadiacin de longitud de onda larga (1-5 y 1214 micro m.)

Nen (Ne) 1.284 10-3

Helio (He) 5.24 10-4

Metano (CH4) 1.6 10-4

Criptn (Kr) 1.4 10-4

Hidrgeno (H2) 5.0 10-5

xido nitroso 3.5 10-5 Absorbe radiacin por debajo de 1 micro m.

Vapor de Agua (H2O) 0 - 4Absorbe radiacin en el rango 0.85 - 6.5micro m y tambin mayores que 18 microm.

Ozono (O3) 0 - 7 10-6Valor nivel de tierra (1-2 10-5en estratferay mesosfera)

Componentes

Gases variablesimportantes

Gases de la Tropsfera

Asimismo se debe mencionar que el aire contiene una cantidad variable de impurezastales como polvo, holln, sales, smog y microorganismos, p.e. en ciudades el nmero departculas por centmetro cbico pueden ser del orden de 147,000; mientras en el campo ymontaas su valor medio es de 950.

Para mayor informacin sobre Gestin y Contaminacin del aire en el Per, revisar elsiguiente documento: http://www.cepis.ops-oms.org/bvsci/E/fulltext/3encuent/iturregui.pdf

3.1 Estructura vertical de la atmsfera

3.1.1 Troposfera

Esta capa tiene la particularidad que la temperatura va decreciendo hasta su frontera(Tropopausa) a razn de 6.5C por cada 1000 metros de altura. Alcanza los 18 km sobrelas regiones ecuatoriales y de 7 a 8 km en los polos. En esta parte de la atmsferaocurren los fenmenos denominados `tiempo atmosfrico` ya que en ella se concentracasi todo el vapor de agua del aire, los ncleos de condensacin y se tienen las mayoresvariaciones de temperatura.

3.1.2 EstratosferaSe caracteriza por que la temperatura del aire se mantiene casi constante, teniendo unligero aumento con la altura. La estratosfera termina donde la temperatura presenta unaumento brusco, este lmite se llama Estratopausa y se encuentra a unos 45 km. dealtura, el color que se produce en esta capa se atribuye a la absorcin de la radiacinultravioleta del sol por el ozono.

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http://www.cepis.ops-oms.org/bvsci/E/fulltext/3encuent/iturregui.pdfhttp://www.cepis.ops-oms.org/bvsci/E/fulltext/3encuent/iturregui.pdf


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3.1.3 MesosferaEn esta regin la temperatura disminuye al aumentar la altura hasta los 80 km.aproximadamente, nivel que se conoce como Mesopausa.

3.1.4 TermosferaEncima de la mesopausa se ubica una capa de unos 10 km de espesor, de temperatura

constante y gran actividad elctrica denominada Ionosfera y de ah la temperaturaaumenta sin interrupcin hasta llegar a los 500C a unos 500 km. de altura. En elextremo superior de la Termosfera comienza la Exosfera formada por molculas sueltascuya concentracin va decreciendo hasta que se convierte en espacio interestelar hacialos 2000 km de altura.

4. Circulacin atmosfrica

El modelo terico de circulacin general de la atmsfera, tambin denominado decirculacin trmica considera a la tierra como una esfera homognea sin rotacin.La tierra recibe constantemente el calor del sol a travs de la radiacin solar y emitecalor a travs de la radiacin reflejada al espacio. Estos procesos estn balanceados auna tasa promedio de 210 W/m2. El calentamiento de la tierra no es uniforme, cerca delEcuador la radiacin entrante es casi perpendicular a la superficie de la tierra y alcanzaun valor promedio de 270 W/m2mientras que cerca de los polos es de 90 W/m2.Debido a que la tasa de radiacin es proporcional a la temperatura absoluta de lasuperficie de la tierra, la cual no vara apreciablemente entre el Ecuador y los polos, laradiacin emitida por la tierra es ms uniforme que la radiacin recibida.Como respuesta a dicha desproporcin la atmsfera funciona como una gran mquinade calor, transfiriendo energa desde el Ecuador hacia los polos a una tasa promedio de4x109 MW; esto ltimo origina vientos que siguen los meridianos, con lo cual cada

hemisferio funcionara como una inmensa clula convectiva.

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La circulacin descrita anteriormente se modifica debido a que la tierra gira de Oeste aEste a unos 1670 km/h en el Ecuador y a una latitud de 60 a la mitad de dichavelocidad.

La rotacin de la tierra origina una fuerza desviadora llamada de Coriolis que origina quela trayectoria de los vientos se incline en la direccin NE-SO en el hemisferio norte y NO-SE en el hemisferio sur.

Por otra parte, el aire caliente ascendente procedente del ecuador al llegar hacia los 30de latitud ya se ha enfriado y desciende. En los polos se invierte el proceso y el aire froque se aleja del polo se calienta hacia los 60 de latitud y asciende. En el espacio quequeda entre los 30 y los 60 de latitud, se encuentra un aire menos fro que el de ms alnorte y menos clido que le que se encuentra al sur, por lo cual se comporta como airecaliente y ascender en los 60 y en su borde sur ser aire fro que descender,favoreciendo las descendencias de los 30.

Del esquema de la circulacin general de la atmsfera, se puede deducir unaconsecuencia que indica que el aire se mueve de las zonas de alta presin,denominadas anticiclones a las de baja presin llamadas ciclones o borrascas.

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5. Presin atmosfrica y vientos

La presin atmosfrica es el peso de una columna de aire sobre una unidad de rea enalgn lugar especificado.

La presin atmosfrica tambin puede variar en un mismo sitio por la naturaleza de las

diferentes capas de aire que gravitan sobre dicho lugar, ya que el aire caliente pesa menosque el fro y el hmedo ms que el seco.

La presin atmosfrica normal o estndar correspondiente al nivel del mar equivale a unacolumna de 760 milmetros de mercurio equivalente a 01 bar (105 N/m2 o pascales) o a1.033 gramos por centmetro cuadrado. En meteorologa se emplea frecuentemente launidad de presin milibar (mb) equivalente a 1000 dinas por centmetro cuadrado, siendoentonces 01 atmsfera equivalente a 1,013.2 milibares, es decir 01 mm de mercurio igual a1.3332 milibares.

La presin atmosfrica se mide por medio de los barmetros que pueden ser de mercurio oaneroides.

Las presiones medidas a diferentes altitudes se deben referir a niveles del mar, paraposteriormente dibujar las curvas de igual presin o isobaras cuya forma es indicativa de losprincipales fenmenos atmosfricos.

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La presin atmosfrica se reduce con la altura ya que es menor la capa de aire que gravitasobre el instrumento de medida. El descenso aproximado es de un milibar por cada 9metros cerca de la superficie terrestre, sin embargo es dependiente de la temperatura.

Segn la International Comision for Air Navigation la presin atmosfrica puede calcularse

en funcin de la altitud con la siguiente ecuacin:256.5

288

0065.02882.013,1

=

Zp

Estando p (presin atmosfrica) en milibares y Z (altitud) en metros.

Variacin de la Presin Atmosfrica con la Altitud (InternationalCommision for Air Navigation

0,0

200,0

400,0

600,0

800,01000,0

1200,0

0 2000 4000 6000 8000 10000 12000

Altitud (msnm)

PresinAtmosfrica(milibares

ymmd

eHg)

p (milibares) p (mm Hg)

Segn Palmiere (1976), la siguiente frmula permite obtener la variacin de la altura (h2-h1)entre dos niveles de presin (p1y p2) con sus respectivas temperaturas (t1y t2):

++=2

112

p

plog

2

2t1t16.2732885.67hh

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Las lneas isobaras que unen puntos de igual presin atmosfrica crean formaciones isobricastales como: Ciclones o borrascas, anticiclones, vaguadas, dorsales y el collado baromtrico.

6. Viento

El viento es el aire en movimiento y se debe al desigual calentamiento y enfriamiento de lasuperficie terrestre. Los vientos transportan energa y vapor de agua a travs de la atmsfera.

En el proceso de evaporacin el viento lleva calor y vapor de agua hacia la superficieevaporante o hacia fuera de la misma. El viento es una componente esencial de las tormentas,el cual est relacionado con el abastecimiento de humedad, las tormentas y el proceso deprecipitacin.

Los vientos pueden clasificarse en persistentes (locales y regionales) y episdicos(depresiones o borrascas y anticiclones).

Los vientos persistentes locales son originados por el intercambio del aire entre dos zonasprximas, p.e. las brisas del mar y montaas que son de variacin diaria. Los vientospersistentes regionales se deben al intercambio de grandes masas de aire que afectanenormes extensiones de terreno.

Las ecuaciones que determinan la velocidad y direccin del viento son:

a. Fuerza de presin (p), proporcional al gradiente:

=

x

p1p

donde : densidad del aire (kg.s2/m4) (A presin atmosfrica y 20C = 1.2047 kg/m3)

Presin (kg/mp 2)Distancia normal entre isobaras (metros)x

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b. Fuerza de Coriolis debida a la rotacin de la tierra (G)

= senv2G

donde :

v :Velocidad del viento (m/s) :Velocidad de rotacin de la tierra igual a 0.000073 rad/s : Latitud ()

c. Fuerza desarrollada a travs del aire en movimiento

r

vC

2

=

donde :r : Radio de curvatura de las isobaras (metros)

d. Fuerza de friccin, la cual depende de la naturaleza de la superficie. Arriba de los 600metros es bastante pequea y el viento se determina por las otras fuerzas.

Si se ignoran las fuerzas de friccin y adems las isobaras son aproximadamente rectas ascomo la fuerza de presin equilibra a la de Coriolis, se tiene la Ley de Buys-Ballot

x

p

sen2

1

v

=

Ejemplo :

= 1.2047 kg/m3= 0.1228 kg.s2/m4

= 0.000073 rad/s

= 12 Lat. Sur

Considerando p entre los 0.0 msnm (760 mm Hg = 10.33 kg/m2) y los 1000 msnm(716 mm Hg = 9.73 kg/m2), entonces p = 0.6 kg/m2.

v = 62.4 m/s

El efecto de la fuerza desviadora de Coriolis acta constantemente y acumulativamente, demanera que si el recorrido del viento es demasiado largo, ste toma la direccin perpendiculara la del gradiente de presin. Los vientos de recorrido breve y los de las latitudes bajas no sedesvan.

La variacin del viento con la altura depender en las capas superficiales de la rugosidad yvariacin de la superficie, las que crean barreras fsicas y trmicas al movimiento del aire ymodifican su trayectoria.

Los vientos superficiales terrestres tienen una velocidad promedio equivalente al 40% de la

velocidad del aire en la capa inmediata superior (arriba de los 600 metros).

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La variacin de la velocidad del viento con la altura o perfil de viento, se expresa generalmentepor un perfil logartmico o por un perfil exponencial.

Para el primer caso la velocidad promedio del viento v2 a una altura intermedia z2, cuando lasvelocidades promedio v1 y v3 a alturas z1 y z3 son conocidas, son iguales a:

1

323

)13(32

z

zLn

zzLn

vvvv =

El perfil de ley exponencial se expresa como:k

z

zvv

=

11

donde v es la altura promedio buscada a la altura z y v1 es la velocidad promedio conocida a laaltura z1 y k es un exponente que flucta entre 0.1 y 0.6, en funcin de la rugosidad de la

superficie y de la estabilidad atmosfrica. Sin embargo es frecuente aceptar un valor dek=0.143 para condiciones medias y alturas menores a 10 m.

El viento tiene direccin as como magnitud (velocidad). La direccin del viento se designa porel correspondiente rumbo que indica la veleta o anemoscopio.

La velocidad del viento se mide por medio de los anemmetros.

7. Humedad Atmosfrica

El agua en la atmsfera proviene de la evaporacin que se produce en los ocanos y aguascontinentales. La evaporacin es el proceso por el cual el agua en estado lquido se convierte

en vapor y el proceso inverso se denomina condensacin. La evaporacin toma calor dellquido que se evapora o de los cuerpos que le rodean, enfrindolos, mientras que lacondensacin cede ese mismo calor.

7.1 Presin de vapor

Si tenemos un contenedor cerrado con iguales volmenes de agua y aire a la mismatemperatura. Si el aire est inicialmente seco, tendr lugar una cierta evaporacin del agua.Las molculas de agua (vapor) escaparn del agua hacia el aire. Algunas de las molculasregresarn del aire y condensarn, pero el efecto neto ser una evaporacin hasta que el airese sature de humedad. La saturacin implica que para una temperatura dada el aire contiene lacantidad mxima de vapor de agua. En este punto el vapor de agua se comporta como un gasideal.

La atmsfera es una mezcla de gases en la cual cada gas ejerce una presin parcialindependiente de los otros gases. La humedad atmosfrica se expresa en trminos de lapresin parcial ejercida por el vapor de agua cuya unidad de medida es el milibar o milmetrosde mercurio.

En trminos prcticos, la cantidad mxima de vapor de agua que puede contener un volumende aire est en funcin de la temperatura y se asume independiente de la coexistencia de otrosgases. As que si el aire hmedo contiene la mxima cantidad de vapor de agua para unatemperatura determinada se dice que se encuentra saturado y la presin correspondiente (e s)se denomina Presin de Vapor a Saturacin.

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La presin parcial de vapor (e), se puede estimar en base a la presin atmosfrica y a lastemperaturas del bulbo seco y bulbo hmedo de un psicrmetro.

Psicrmetro de aspiracin o tipo Assmann

)00115.01)((00066.0 hhssh tttpee +=

Psicrmetro de honda con th > 0C

)00164.01)((000787.0 hhssh tttpee +=

Siendo:e Presin de vapor en milibaresesh Presin de vapor de saturacin para la temperatura de bulbo hmedo, en milibares.p Presin atmosfrica en milibarests Temperatura de bulbo seco en Cth Temperatura de bulbo hmedo en C

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Ejemplo:

Aspiracin o tipo Assmann De honda con th > 0Cesh (mm Hg) 8,9

esh (milibares) 11,9ts C 18,2th C 9,5p (milibares) 954,5h (msnm) 500

Presin de vapor (milibares)

6,3 5,2

Variables Valor

Por otra parte, la temperatura a la cual un volumen especfico de aire se satura al enfriarlo apresin constante y con un contenido de vapor de agua tambin constante, se llama Punto deRoco (Td). El punto de roco Td es por lo tanto la temperatura de saturacin correspondiente ala cantidad de vapor actual.

La tabla anterior Presin de Vapor a Saturacin, utilizada a la inversa, proporcionar el puntode roco, pues a cada tensin corresponde una temperatura saturante.

El vapor de agua contenido en la atmsfera se expresa a travs de diversos trminos comoson:

- Humedad Absoluta (w): Es la masa de vapor de agua contenida en un volumen de mezcladeterminado y a una temperatura dada, equivalente al peso especfico del vapor de agua yse expresa en gramos/m3.

p.e. w =1000 gramos/m3

- Humedad Especfica (qh): Es la masa de vapor de agua por unidad de masa de aire

hmedo, se expresa en gramos por kilogramo.

ep

eqh

378.0622

=

e : Presin de vapor y p la presin total del aire, ambas en milibares.

p.e. Para p = 594.5 milibares y e = 6.3 milibares; qh= 4.13 gramos/kilogramo

- Relacin o cociente de mezcla (rm): Es la masa de vapor de agua por unidad de masa deaire perfectamente seco en una mezcla hmeda, se expresa comnmente en gramos porkilogramo de aire seco.

eperm = 622

p.e. Para p = 594.5 milibares y e = 6.3 milibares; rm = 4.15 gramos/kilogramo

- Humedad relativa (HR): Es la medida ms comn del grado de saturacin para unatemperatura dada. Es el cociente en porcentaje entre la cantidad de humedad presente y lanecesaria para saturar el aire a la temperatura dada, entonces es igual al porcentaje querepresenta la presin de vapor real (e) de la presin de vapor de saturacin (es), es decir:

100es

eHR=

p.e Para e = 6.3 milibares y es= 11.9 milibares; HR = 53.3 %

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La humedad relativa tambin puede estimarse a partir de las temperaturas del aire (T) y delpunto de roco (Td) por medio de la expresin siguiente:

8

9.0112

1.0112

+

+=

T

TTHR d

p.e. T = 18.2C , Td = 9.5 C; HR = 58.2 %

La siguiente figura muestra la variacin de la presin de vapor de saturacin con la temperaturay los porcentajes de saturacin o humedad relativa.

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8. Agua precipitable

El agua precipitable (Wp) equivale al tirante en milmetros que resultara de la condensacin yprecipitacin de todo el vapor de agua contenido en una columna de aire.

El agua precipitable de una columna de aire se calcula por incrementos de presin o de altura a

partir de la superficie, teniendo como datos las humedades especficas y las presiones adiversas alturas.

==po

pz

pqhqhdpWp 01.0010.0

Siendo p la presin atmosfrica en milibares y qh la humedad especfica media de los valoresmedidos al inicio y final de capa etapa o intervalo.

Si consideramos la escasez de mediciones de humedad especfica a diferentes alturas, el aguaprecipitable puede ser estimada de manera indirecta.

Tal enfoque consiste en suponer que cuando ocurren fuertes tormentas, la masa de aire seencuentra saturada y por lo tanto, la distribucin vertical de la humedad especfica quedaprcticamente determinada por la temperatura de punto de roco medida en la superficie.

La temperatura de punto de roco se refiere a la del nivel del mar (1000 milibares).

p.e. Si qh = 11.03 gr/kg y p = 1000 milibares (A nivel del mar) y ps = 250 milibares, en laecuacin:

ep

eqh

378.0622

= , e ser igual a 17.62 milibares y Td desde tabla ser = 20.1

Utilizando :

256.5

288

0065.02882.013,1

=

Zp = 250 milibaresy despejando Z se tiene, Z = 10,350

msnm.

Desde la siguiente tabla para Td=20.1C y Z=10350 msnm, se encontrar que el aguaprecipitable ser = 53.0 mm.

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Fuente : INRENA

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Otras fuentes de informacin:

- Aparicio Mijares, Fundamentos de Hidrologa de Superficie, Editorial Limusa, Mxico, 1994.- Campos Aranda D.F, Procesos del Ciclo Hidrolgico, Universidad Autnoma de San Luis

Potos, Mxico, 1987.

- WEBs : INRENA, SENAMHI

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