Huancayo - 2016

HIDROMETEOROLOGIA

• La Meteorología es la ciencia encargada del estudio de la atmósfera, de sus propiedades y de losfenómenos que en ella tienen lugar, los llamados meteoros. El estudio de la atmósfera se basa en elconocimiento de una serie de magnitudes, o variables meteorológicas, como la temperatura, lapresión atmosférica o la humedad, las cuales varían tanto en el espacio como en el tiempo.

• La Hidrometeorología es la ciencia (estrechamente ligada a la meteorología, la hidrología y laclimatología) que estudia el ciclo del agua en sus fases atmosféricas (evaporación, condensación yprecipitación).

LA ATMOSFERA

• La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve la Tierra, y que se adhiere aella gracias a la acción de la gravedad.

• La atmósfera está formada por una mezcla de gases, la mayor parte de loscuales se concentra en la denominada homosfera, que se extiende desde elsuelo hasta los 80-100 kilómetros de altura. De hecho esta capa contiene el99,9% de la masa total de la atmósfera.

• Las dos fuerzas básicas para la circulación atmosférica resultan de la rotaciónde la tierra y la transferencia de energía calórica entre el ecuador y los polos.

División de la atmosfera

• Basada en la composición química:

• La división vertical en regiones se puede hacersiguiendo diferentes criterios, como son lacomposición química, la densidad electrónica ola distribución de temperatura. Una primeraclasificación, basada en la composiciónquímica, divide la atmósfera en dos capas, lahomosfera, por debajo de los 100 km, en la quela composición química es esencialmenteconstante (excepto para algunos gases traza)debido a la mezcla que producen la turbulenciay la convección, y la heterosfera (ionosfera),por encima de los 100 km, en la que lacomposición química varía debido a que no seproduce esta mezcla, y también debido a lascondiciones de presión y temperatura y a laabsorción de la luz más energética del Sol, quefavorece los procesos de disociación del CO2, elO2 y el N2.

• Basada en función de la variación de temperatura:

• Troposfera: Es la capa más baja, en la que se desarrolla lavida y la mayoría de los fenómenos meteorológicos. Seextiende hasta una altura aproximada de 10 km en lospolos y 18 km en el ecuador. En la troposfera latemperatura disminuye paulatinamente con la alturahasta alcanzar los -70º C. Su límite superior es latropopausa.

• Estratosfera: En esta capa, la temperatura se incrementahasta alcanzar aproximadamente los -10ºC a unos 50 kmde altitud. Aproximadamente un 90% del ozonoatmosférico se encuentra en la estratosfera y el 10%restante en la troposfera. El tope superior de laestratosfera se denomina estratopausa.

• Mesosfera: En ella, la temperatura vuelve a disminuir conla altura hasta los -140 ºC. Llega a una altitud de 80 km, alfinal de los cuales se encuentra la mesopausa.

• Termosfera: Es la última capa, que se extiende hastavarios cientos de kilómetros de altitud, presentandotemperaturas crecientes hasta los 1000 ºC. Aquí los gasespresentan una densidad muy baja y se encuentranionizados.

Para el hidrólogo, la Troposfera es la capa mas importante porquecontiene casi el 75% del peso de la atmosfera y virtualmente toda lahumedad.

El meteorólogo, en cambio está cada vez mas interesado en laEstratosfera y Mesosfera, ya que en estas capas tiene origen algunosde los disturbios que afectan la Troposfera y la Superficie de la Tierra.

Radiación

• Es la fuente principal de energía de nuestro planeta y determinas sus característicasclimatológicas.

• La energía que llega al exterior de la atmósfera terrestre sobre una superficie perpendiculara los rayos solares lo hace en una cantidad fija, llamada constante solar (1353 W/m² segúnla NASA) variable durante el año un ± 3% a causa de la elipticidad de la órbita terrestre. Estaenergía es una mezcla de radiaciones de longitudes de onda entre 200 y 4000 nm, que sedistingue entre radiación ultravioleta, luz visible y radiación infrarroja.

1353 W/m²

Valores de la constante solar

1,94 cal/cm2.min1.353 W/m2

428 Btu/pies2 h4,871 kJ/m2 h

Balance anual de energía de la Tierra desarrollado por la NCAR en 2008. La superficie de la Tierra recibe delSol 161 W/m2 y del Efecto Invernadero de la Atmósfera 333w/m², en total 494 w/m2,como la superficie de laTierra emite un total de 493 w/m2 (17+80+396), supone una absorción neta de calor de 0,9 w/m2, que es elque actualmente está provocando el calentamiento global.

Albedo (α)La capacidad general de las diferentes superficies de la Tierra de reflejar energía solar a la atmósfera se conoce como albedo. El albedo se define como la fracción (o porcentaje) de la energía solar incidente que refleja una superficie al espacio. Las diferentes superficies (agua, nieve, arena, etc.) tienen diferentes valores albedo (cuadro 2-2). Para la Tierra y la atmósfera como un todo, el albedo promedio es 30% cuando hay condiciones generales de nubosidad sobre la Tierra. Este índice es mayor en el rango visible de las longitudes de onda.

Albedo (en %) de diferentes tipos de superficies (datos obtenidos de Hufty, 1984).

Tomado de Hidrología Aplicada –Chow, Maidment, Mays

𝑅𝑒 = 𝑒σ𝑇4λ =

2,90 × 10−3

𝑇

Ley de Stefan - Boltzmann Longitud de onda

Donde:𝑒 = Emisividad de la superficieσ = Constante de Stefan – Boltzmann (5,67x10-8 W/m2.K4)T = Temperatura absoluta de la superficie ͦK ͦ ( ͦK = ͦC +273)

Ejemplo:La radiación de llegada a un lago tiene una intensidad de 200 W/m2. Calcule la radiación neta que entra al lago si el albedo es α = 0.06, la temperatura superficial es 30 ͦC y la emisividad es 0,97.

Presión atmosférica

• Es el peso de la columna de aire por unidad de área considerando desde le nivel de medición hasta el tope de la atmosfera (fuerza hacia abajo , resultante de la acción de la gravedad sobre la masa de aire sobre un área horizontal).

• A nivel del mar, la presión atmosférica promedio es de 1bar (aproximadamente 105 N/m2 óPascales).

• Otras equivalencias:

1 atm = 101 325 Pa = 760 mm Hg = 760 torr = 14,6 lb/pulg2 = 14,7 PSI

• A las isolineas de igual presión se les denomina Isóbaras.

Algo importante que debemos considerar. Todo cuerpo genera una presión, pero esta presión

que ejerce depende de su estado (sólido, líquido o gaseoso).

Los sólidos generan presión solo hacia abajo. Los líquidos generan presión hacia todos

sus costados y hacia abajo. Y los gases generan presión por todo su derredor; o sea,

hacia arriba, hacia todos sus costados y hacia abajo, por la propiedad más importante que los

caracteriza: tienden a ocupar todo el espacio que los contiene.

La existencia de la presión atmosférica es evidente, por ejemplo, cuando se utiliza una ventosa:

al comprimirla contra el vidrio eliminando el aire de su interior al soltarla recobra su forma, pero

ahora la presión atmosférica la mantiene apretada contra la superficie del vidrio.

Perfil vertical de la presión atmosférica

Circulación atmosférica

• Es la configuración a escala planetaria de los vientos y de la presióncomo consecuencia de la diferente radiación solar recibida por elplaneta en cada latitud y del efecto de la rotación terrestre.

Modelo de Halley (1686)

• Si la Tierra no tuviera elmovimiento de rotación y susuperficie fuera lisa, el aire que seencuentra sobre el ecuador seelevaría y sería sustituido por elaire más frío de los polos, que sonlos que reciben la menor cantidadde energía solar.

Célula de Hadley (1735)

• El aire que se dirige hacia el polo norte por lascapas altas, va siendo desviado por el efecto deCoriolis hacia la derecha de su trayectoria inicial,progresivamente con más curvatura, hastaconvertirse en viento del sudoeste. Al llegar a los30º de latitud (aproximadamente la de las islasCanarias) ha pasado a ser ya un viento del oeste yse ha enfriado suficientemente como paracomenzar a caer hacia el suelo.

• Una vez en la superficie, se dirige hacia alecuador, pero no como viento del norte, ya que ladesviación de Coriolis vuelve a actuar sobre él ylo convierte en viento del nordeste, dondeasciende, y así queda cerrada una célula deconvección limitada entre los 30° y el ecuador,denominada célula de Hadley.

Configuración mediana de vientos y presiones en superficie (en hPa).

Humedad Atmosférica

Se denomina humedad atmosférica a la cantidad (volumen) de vapor de agua (agua en estado gaseoso) que contiene una cantidad de aire determinada. Ejemplo: 2,4 g de vapor de agua en 1 m3 de aire.

Cuando el aire no puede contener más vapor de agua, se dice que está saturado, y si se supera el vapor de agua se condensa y pasa a estado liquido. La cantidad de vapor de agua que puede contener una determinada cantidad de aire depende de la temperatura.

Para medir la cantidad de vapor de agua se utilizan dos medidas:

• Humedad absoluta: es la cantidad de vapor de agua, expresada en gramos, que contiene una 1 m3 de aire en un momento dado.

• Humedad relativa: es la relación, expresada en tanto por ciento, entre la cantidad de vapor de agua que existe y la que podría existir como máximo.

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Presión de VaporSegún la Ley de Dalton, en una mezcla de gases, cada gas ejerce una presión parcial independientementede los otros gases.

La presión ejercida por el vapor de agua es llamada presión de vapor y viene a ser una medida delcontenido de vapor de agua o humedad del aire.

Ejm.Si todo el vapor de agua en un recipiente cerrado de aire húmedo con una presión total inicial p fueseremovido, la presión final pd correspondiente al aire seco seria menor que p. La diferencia entre lapresión del aire húmedo y la del aire seco, pm – pd, resultante de la remoción del vapor de agua es lapresión de vapor (e) expresada en milibares.

e = pm - pd

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Presión de vapor de saturación

El aire esta saturado cuando, para una temperatura dada, contiene máximacantidad de vapor de agua, siendo la correspondiente presión de vapor llamadacomo presión de saturación de vapor es. A esta presión, la razón de evaporación ycondensación son iguales. La relación entre la presión de saturación del vapor y latemperatura esta dada en la siguiente formula.

es = presión de vapor de saturación en Pascales ó N/m2

T = en grados en centígrados °C

exp = numero de Euler o constante de neper

𝑒𝑠 = 611 × 𝑒𝑥𝑝(17,27×𝑇)(237.3+𝑇)

Chereque, Hidrología para estudiantes de Ingeniería Civil.

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Punto de Rocío

Es la temperatura, Tr a la cual una masa de aire no saturado llega a saturarse alenfriarse, a una presión constante. Si la temperatura del aire T baja Tr, lapresión de vapor correspondiente e, representa la cantidad de vapor de aguaen el aire.

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El punto de rocío o temperatura de rocío es la temperatura a la que empieza a condensarse elvapor de agua contenido en el aire y agua, produciendo rocío, neblina o, en caso de que latemperatura sea lo suficientemente baja, escarcha.

Para una masa dada de aire, que contiene una cantidad dada de vapor de agua (humedadabsoluta), se dice que la humedad relativa es la proporción de vapor contenida en relación a lanecesaria para llegar al punto de saturación, expresada en porcentaje. Cuando el aire se satura(humedad relativa igual al 100%) se llega al punto de roció.

haciendo un ejemplo aplicativo:• Pr = Punto de rocío.• T = Temperatura en grados Celsius• H = Humedad relativa.

Sin embargo la fórmula ampliamente utilizada es:• Pr = Punto de rocío.• T = Temperatura en grados Celsius• H = Humedad relativa.

.

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Humedad Relativa

Es la relación porcentual entre la cantidad de vapor de agua real que contiene elaire y la que necesitaría contener para saturarse a idéntica temperatura.

Por ejemplo, una humedad relativa del 70% quiere decir que de la totalidad devapor de agua (el 100%) que podría contener el aire a esta temperatura, solotiene el 70%.

Hr = (e/es ) x 100

Donde:Hr = Humedad relativa (%)e = presión de vapor en Pascales ó N/m2

es = presión de vapor de saturación en Pascales ó N/m2

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Humedad Absoluta

Se llama Humedad absoluta a la cantidad de vapor de agua (generalmente medidaen gramos) por unidad de volumen de aire ambiente (medido en metros cúbicos).

Es expresada generalmente como la masa de vapor de agua por unidad devolumen de aire a una temperatura dada y es equivalente a la densidad del vaporde agua.

Pv = masa de vapor de agua (g ) / volumen de aire (m3) = mv / V

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Agua Precipitable

Es la cantidad total de vapor de agua en una columna de aire expresadacomo una lamina de agua liquida en mm. Sobre el área de la base de lacolumna.

El agua precipitable da un estimado de la cantidad máxima de lluviabajo la asunción irreal de la condensación total.

Climatología en el Perú

MAPA

CLIMATICO

Sistema de clasificación de zonas de vida de Holdridge

El sistema de zonas de vida Holdridge (en inglés, Holdridge life zones system) es un proyecto parala clasificación de las diferentes áreas terrestres según su comportamiento global bioclimático.Fue desarrollado por el bótanico y climatólogo estadounidense Leslie Holdridge (1907-99) y fuepublicado por vez primera en 1947 (con el título de Determination of World Plant Formationsfrom Simple Climatic Data) y posteriormente actualizado en 1967 (Life Zone Ecology).

Sistema de clasificación de zonas de vida de Holdridge

El sistema se basa en los siguientes tres parámetros principales:

La biotemperatura media anual (en escala logarítmica). En general, se estima que el crecimientovegetativo de las plantas sucede en un rango de temperaturas entre los 0 °C y los 30 °C, demodo que la biotemperatura es una temperatura corregida que depende de la propiatemperatura y de la duración de la estación de crecimiento, y en el que las temperaturas pordebajo de la de congelación se toman como 0 °C, ya que las plantas se aletargan a esastemperaturas.

La precipitación anual en mm (en escala logarítmica);

La relación de la evapotranspiración potencial (EPT) - Que es la relación entre laevapotranspiración y la precipitación media anual - es un índice de humedad que determina lasprovincias de humedad («humidity provinces»).

Determinación de las zonas de vidas (I):

Para determinar una «zona de vida» se deben de obtener primero la temperatura media y la precipitación total anuales y también disponer de la altitud del lugar y hacer uso de un diagrama de clasificación de zonas de vida.

Primero debe de determinarse la biotemperatura promedio anual, a partir de las temperaturas promedio mensuales, con las correcciones señaladas para los meses por debajo de cero y una corrección para los que superen los 24 °C en función de la latitud: tbio = t – [3 * grados latitud/100) * (t – 24)2] (donde t = es la temperatura media mensual y tbio = biotemperatura media mensual).

Determinación de las zonas de vidas (II):

Después, haciendo uso del diagrama, se debe de encontrar el punto donde se intercepten las líneas debiotemperatura y precipitación, que señala la pertenencia a un determinado hexágono, en el que estángrafíados los nombres de la vegetación primaria que existe, o que debería existir si el medio no hubiese sidoalterado, de modo que los nombres se refieren a la vegetación natural clímax que hay o que podría haber enel lugar determinado. Después se observa el piso altitudinal al que pertenece la zona de vida (a la derecha deldiagrama) que está determinado por las diferencias en la biotemperatura. Por último, se obtiene la regiónlatitudinal (en la escala vertical del lado izquierdo), cada una con un equivalente en el piso altitudinal del ladoderecho del diagrama.

Cuando se representan en un mapa, las zonas de vida se señalan mediante un color y el uso de unas siglas,formadas por dos grupos de letras separadas por un guión: el primer grupo, en minúsculas, corresponde a lasiniciales del nombre dado a la humedad, el segundo, en mayúsculas, a la inicial de la biotemperatura; porejemplo: bosque húmedo Tropical, se rotularía como bh-T.

Zonas de Vida:

01 Desierto polar

02 Tundra subpolar seca

03 Tundra subpolar húmeda

04 Tundra subpolar mojada

05 Tundra subpolar lluviosa

06 Desierto boreal

07 Arbustal boreal seco

08 Bosque boreal húmedo

09 Bosque boreal mojado

10 Bosque boreal lluvioso

11 Desierto fresco templado

12 Arbustal templado fresco

13 Estepa templada fresca

14 Bosque húmedo templado fresco

15 Bosque mojado templado fresco

16 Bosque lluvioso templado fresco

17 Desierto templado cálido

18 Arbustal desértico templado cálido

19 Arbustal espinoso templado cálido

20 Bosque seco templado cálido

21 Bosque húmedo templado cálido

22 Bosque mojado templado cálido

23 Bosque lluvioso templado cálido

24 Desierto subtropical

25 Monte desértico subtropical

26 Floresta espinosa subtropical

27 Bosque seco subtropical

28 Bosque húmedo subtropical

29 Bosque mojado subtropical

30 Bosque lluvioso subtropical

31 Desierto tropical

32 Monte desértico tropical

33 Floresta espinosa tropical

34 Selva muy seca tropical

35 Selva seca tropical

Gracias