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  1. 1. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementales METEOROLOGÍA. CONCEPTOS FÍSICOS ELEMENTALES 1. Presión Es la fuerza que se ejerce sobre la unidad de superficie r F r r p= r F = p ·S S Es una magnitud escalar, no depende de la orientación. 1.1. Unidades Nw dina Pascal= baria = kp / cm 2 m2 cm2 1 bar = 106 barias 1 mb (milibar) = 103 barias = 1.000 dinas/cm2 1 kp/m2 = 9,8 Pascales 1 kp/cm2 = 10.000 kp/m2 9,8 ·10 5 1 kp / m 2 = = 98 barias 10 4 La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve a la Tierra; está formada por una mezcla de gases,cuya composición media, en las capas bajas, es la siguiente. GAS VOLUMEN EN % PESO EN %Nitrógeno 78,095 75,529Oxígeno 20,939 23,140Argón 0,933 1,284Anhídrido carbónico 0,033 0,047 Contiene además vapor de agua en cantidad variable e indicios de otros gases nobles e impurezas.A pesar de ser insignificante la cantidad de ozono existente en la atmósfera juega un importante papel enel clima; lo mismo sucede con el vapor de agua En el caso de la presión atmosférica, que es el que nos interesa, toda la masa de aire por encima denuestras cabezas, ejerce una presión sobre nosotros. Esa presión fue medida por vez primera en 1.643 porTorricelli, discípulo de Galileo. h = 760 mm de Hg p = γ·h = 13.595,1 kp/m3 · 0,76 m = 10.330 kp/m2 = 1,03kp/cm2© Vicente Viana Martínez Pág 1
  2. 2. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementales 1 Tor = 1 mm de Hg (se usa para presiones muy bajas, cercanas al vacío) 1,03 · 9,8 ·10 5 1,03 kp/cm2 = = 1.012 mb (milibares) 10 3 760 Tor = 1.012 mb 4 1 mm de Hg ≅ mb 3 2. Instrumentos para la medida de la presión atmosférica La presión normal o estándar se toma = 760 mm de Hg pero sabemos que este valor varía de un lugar a otro y en el transcurso del tiempo para un mismo lugar. Estas variaciones de la presión constituyen uno de los elementos más importante en el estudio de la meteorología. Para medir las variaciones de presión usamos los barómetros que fundamentalmente son de dos tipos. • de mercurio • metálicos o aneroides Paso por alto los populares barómetros domésticos digitales cuya poca precisión no los hace muy fiables en cuanto a los resultados obtenidos. Del primer tipo tenemos: ♦ de cubeta de mercurio, como el de Torricelli. ♦ de sifón, con el tubo doblado en forma de “U”. La altura de presión es la suma de las alturas en los dos ramales del tubo. ♦ de Fortin. Llevan el fondo de la cubeta de mercurio, móvil, permitiendo el enrasamiento mediante un tornillo de precisión. Del segundo tipo: Todos ellos están basados en las deformaciones que experimenta una cápsula metálica de paredes delgadas y elásticas, en cuyo interior se ha hecho el vacío. Mediante un sistema mecánico pueden amplifi- carse las variaciones de presión 3. Correcciones en la medida de la presión atmosférica Al realizar la lectura de un barómetro de Hg, la diferencia de nivel no es exactamente el valor de lapresión atmosférica. Por ello, la lectura debe ser corregida. Veamos los distintos casos que pueden presentarse.© Vicente Viana Martínez Pág 2
  3. 3. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementales a) Por temperatura. Los cuerpos se dilatan al calentarse. Se supone que la medida de la presión la realizamos a 0º C = 273º K. Como, en general, esta no es la temperatura ambiente debemos recurrir a unas tablas que nos ofrezcan la pertinente corrección. b) Por capilaridad Aunque las secciones de los barómetros suelen ser lo suficientemente anchas como para no dar lugar a los fenómenos de capilaridad, en medidas de precisión debemos tenerlas en cuenta. Cada aparato lleva su constante que constituye la corrección instrumental del aparato. c) Por la gravedad La presión normal se define para un lugar en que el valor de la gravedad es el normal (45º de latitud y a nivel del mar). La corrección correspondiente es muy pequeña y su valor puede de- terminarse por tablas. Si, φ = latitud del lugar y h = altitud el lugar, la aceleración de la gravedad en ese lugar toma el valor. g = (9,8062 – 0,0259·cos φ - 3,09·10-3 ) m/seg2 d) Por la tensión superficial Las superficies líquidas se comportan como membranas elásticas tensas, debido a la atracción que experimentan las moléculas superficiales por parte del resto de las moléculas del líquido. La tensión superficial provoca la formación de meniscos, esto es, la superficie libre del líquido en el interior de un tubo de vidrio no es horizontal sino que forma una concavidad o una con- vexidad según si el líquido “moja” o no al tubo de cristal 4. Variación de la presión atmosférica con la altura La lectura de la altura barométrica nos indica el valor de la presión ejercida por la masa de aire queen ese momento tenemos sobre nuestras cabezas, por tanto, si aumentamos nuestra altitud, por ejemplo,subiendo a lo alto de una montaña, la lectura barométrica bajará porque ahora tenemos “menos masa deaire” encima de nosotros. En otras palabras, en ausencia de otras causas, la presión atmosférica disminuyegradualmente conforme vamos ascendiendo. Aproximadamente, la presión disminuye en 1 mm de Hg porcada 10 metros de ascenso, para alturas pequeñas. Sin embargo esta variación no puede ser proporcionalni constante, ya que el aire es un fluido compresible y por tanto, su densidad NO es constante, disminuyeconforme aumentamos la altura. Esto nos obliga a realizar cálculos más detallados para estudiar su varia -ción. Llamamos ♦ ρ = densidad del aire ♦ h = altura sobre el nivel del mar ♦ p = presión atmosférica ♦ M = peso molecular del aire = 28,94 gr/mol La ecuación fundamental de la hidrostática (aplicable a todo tipo de fluidos) es. p = ρ·g·h La variación de presión correspondiente a una variación en la altura vendrá determinada por. el signo menos indica que a un in- ∆p = - ρ·g·∆h cremento de altura se corresponde una disminución en la presión La densidad ρ no es constante sino una función de la altura; ρ = ρ(h) ∆p = - ρ(h)·g·∆h (1) Por otra parte, la ecuación de los gases perfectos nos dice que.© Vicente Viana Martínez Pág 3
  4. 4. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementales p·V = n·R·T Siendo. R ..... constante de los gases perfectos = 8,314 Julio/mol·ºK n ..... número de moles T ..... temperatura absoluta m p·V = ·R·T M m p·M = ·R·T V p·M = ρ·R·T p·M ρ= R ·T p· M ∆p = - ·g·∆h R ·T ∆p M· g =− · ∆h p R ·T p1 dp M ·g h1 ∫ =− ∫ dh p0 p R · T h0 p1 M· g ln ( ) =− (h 1 − h 0 ) p0 R ·T M·g ·( h1 − h 0 ) − R ·T p1 = p0 · e Si p0 es la presión a la altura h0 , p1 es la presión a la altura h1 , siendo T la temperatura absoluta me-dia de la columna de aire entre h0 y h1 . La tabulación de la fórmula anterior, permite hacer determinacio-nes de alturas partiendo de diferencias de presión (altímetros). 5. Cambios de estado La materia, sabemos, puede presentarse en los estados; sólido, líquido y gaseoso. Nuestro planeta, por su composición, por su adecuada distancia al Sol y por otros motivos menores pero no menos importantes, como su período de rotación y el ángulo de inclinación de su eje sobre el plano de la eclíptica permiten la existencia de agua en los tres estados, lo cual es un factor extraordinariamente importante para el desarrollo de la vida.© Vicente Viana Martínez Pág 4
  5. 5. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementales Los cambios de estado se producen al cambiar las condiciones de presión y temperatura Si repre-sentamos en una gráfica tiempo-temperatura la cesión de calor a un sólido observamos que la temperaturavaría linealmente con el tiempo, manteniéndose constante la temperatura mientras se producen los cam-bios de estado. Esas gráficas dependen de la presión exterior. Si repetimos la experiencia con una presión mayorobtenemos los resultados de la figura, correspondiendo (3) cuando el sólido disminuye su volumen alfundir o (2) aumente su volumen al fundir (caso más general). La mayor parte de las sustancias aumentan su volumen al fundir, pero en algunos casos, como sucede con el agua disminuye su volumen al fundir o lo que es lo mismo, aumenta de volumen al solidificarse. Esa es la causa por la cual las tuberías, los radiadores de los coches pueden resquebrajarse al bajar la temperatura por debajo de los 0ºC. De la inspección de la curva de fusión deducimos que, durante el cambio de estado el cuerpo mantiene su temperatura constante.Como el aporte de calor no cesa, eso significa que para cambiar de estado se requiere un aporte extracalórico; llamado calor de fusión y calor de vaporización. Sustancia Temperatura Fusión (ºC) Calor de fusión (cal/gr) Agua 0 79,71 Aluminio 658 76,8 Cobre 1083 42,0 Cinc 420 28,0 Platino 1.755 27,2 Plomo 327 5,86 Mercurio -39 2,82 5.1 Curvas de equilibrio para la fusión. A cada presión le corresponde una temperatura de fusión. Si representamos la presión de equilibrio entre las fases sólida y líquida en función de la temperatura obtenemos las figuras de la izquierda. Esto se interpreta de la siguiente forma. Para una© Vicente Viana Martínez Pág 5
  6. 6. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementalestemperatura dada T1 , el cuerpo se mantiene en estado sólido para una presión inferior a p1 y en estado lí-quido para una presión superior a p1 . 5.2 Curvas de equilibrio para la vaporización Si el espacio limitado por encima de un líquido que está evaporándose es limitado, conforme vayanpasando moléculas del líquido al estado gaseoso, la densidad del vapor en ese recinto cerrado irá aumen-tando, hasta que llegará un momento, a una temperatura dada, que el vapor comienza a condensarse denuevo. En ese momento decimos que el recinto está saturado de vapor y la presión existente en el recintoes la llamada presión de vapor del líquido a esa temperatura. Tal como se ve en la gráfica, al aumentar la pre- sión, sin variar la temperatura, el vapor se condensa, mientras que si disminuimos la presión exterior el lí- quido comienza a evaporarse de nuevo. En general, un líquido hierve cuando su presión de vapor a esa temperatura, iguala a la presión exterior. A nivel del mar, a 760 mm de Hg de presión exterior, el agua destilada hierve a 100ºC, porque la presión de va- por del agua a 100ºC es justamente de 760 mm de Hg. Los líquidos hierven a una temperatura menor, al au- mentar la altitud (menor presión exterior) y necesitan una temperatura mayor al aumentar la presión exterior (ollas de presión, autoclaves). Una consecuencia curiosa es ver cómo el agua contenida en un vaso puede llegas a herir a temperatura ambiente sin más que colocarlo en una campana de vacío e ir extrayendo el aire hasta que la presión alcance la presión de vapor del agua a esa temperatura. En el espa- cio exterior, un astronauta al que se le rompiera el traje protector moriría no por asfixia sino porque los líquidos de su cuerpo hervirían al ser nula la presión exterior como hemos podido comprobar en algunas películas de ciencia-ficción. La presión de vapor de un líquido podemos medirla introduciendo mediante un cuentagotas el líquido por la parte inferior de un barómetro de mercurio. Al ascender el líquido por el tubo y llegar a la superficie li- bre, se vaporizará, con lo cual la presión en el vacío superior del tubo aumenta y consecuentemente la columna de mercurio desciende. Segui- mos con este proceso hasta que el líquido comienza a condensarse sobre la superficie libre del Hg. En ese momento, la disminución en la altura de la columna de mercurio nos mide la presión de vapor del líquido a esa temperatura. PRESIONES DE VAPOR DEL AGUA Temperatura en ºC Presión de vapor en mm de Hg -10 2,1 0 4,6 10 9,1 20 17,4© Vicente Viana Martínez Pág 6
  7. 7. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementales 30 31,5 40 54,9 50 92,0 60 148,8 70 223,1 80 354,6 90 555,4 100 760,0 PRESIONES DE VAPOR DEL MERCURIO 0 0,0004 20 0,0013 40 0,006 100 0,28 6. El estado gaseoso En el estado gaseoso las moléculas gozan de gran movilidad, ocupando totalmente el recipiente que las contiene. Los aumentos de presión producen importantes reducciones en el volumen del gas y los aumentos de temperatura provocan aumentos en la presión del gas. Pre- sión, volumen y temperatura son las variables que determinan el estado del gas. La ley de Boyle -Mariotte p1 ·V1 = p2 ·V2 (a T constante) Y las de Gay-Lussac. 1 Vt = V0 ·(1 + α·t) α= 273,15 1 P t = P0 ·(1 + β·∆t) α= 273,15 No se cumplen de un modo riguroso en los gases reales, son leyes límites, válidas tan sólo en pri-mera aproximación Llamamos gases ideales aquellos que las cumplen exactamente. Los gases reales seaproximan más al estado ideal a medida que su presión es más débil y su temperatura más elevada. De la 1ª ley de Gay-Lussac. Vt 273,15 + t T = = V0 273 ,15 T0 V0 ·T1 V0 = T0 De la ley de Boyle -Mariotte© Vicente Viana Martínez Pág 7
  8. 8. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementales P1 ·V1 V0 = P0 Igualando. V0 ·T1 P1 ·V1 = T0 P0 P0 ·V0 P1 ·V1 = T0 T1 Para P0 = 1 atmósfera, T0 = 273ºC y V0 = 22,415 litros/mol (volumen molar).P0 ·V0 = R (constante de los gases perfectos) = 8,31 Julios /º K·mol = 0,082 atm·l /º K·mol = 1,98 cal / mol ·ºK T0 Si, en vez de tener 1 mol de gas, tenemos n moles, la ecuación anterior se transforma en. P.V = n·R·T ecuación de estado de un gas ideal 6.1 Cálculo de densidades de masas gaseosas La densidad normal de un gas se obtiene dividiendo su masa molar entre su volumen molar. M M = masa molar ρ0 = 22,4 Pero si el gas está sometido a una presión y una temperatura cualquiera, el volumen ocupado ven-drá establecido por la ecuación de los gases perfectos. P 273 V0 = V · · V0 es el volumen que ocuparían V litros de gas medidos a 760 T una presión P y una temperatura T, cuando las condiciones son de 760 mm de presión y 273ºK de temperatura. La densidad del gas vale. M P 273 Siendo M, la masa molar del gas, P la presión del gas en ρ= · · 22,4 760 T mm de Hg y T su temperatura en ºK En el caso del aire, su masa molar = 28,9 gr/mol 28,9 gr / mol ρ aire = = 1,293 gr / litro 22,4 litros / mol Esta fórmula nos permite conocer la densidad P 273 ρ aire = 1,293 · · gr/litro de una masa de aire para una presión P y una 760 T temperatura T determinadas.© Vicente Viana Martínez Pág 8
  9. 9. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementales 7. Capacidad calorífica. Calor específico La experiencia nos dice que al comunicar una determinada cantidad de calor a un cuerpo, éste au-menta su temperatura. Sin embargo, este aumento de temperatura no es constante para todos los cuerpos.Para una misma cantidad de calor, la temperatura final varía en función del tipo de materia. En general, larelación que representa este fenómeno viene representada por la expresión. Q = m·ce·(t2 – t1 ) (2) El factor ce, es el llamado calor específico y su valor determina la temperatura final alcanzada. Decir por ejemplo que el calor específico del silicio es de 0,177, significa que para que 1 gramo desilicio, aumente 1ºC su temperatura, debemos comunicarle 0,177 calorías. Veamos algunos otros valores en la siguiente tabla SÓLIDOS Elemento Calor Específico (cal/gr·ºC) Aluminio 0,2175 Plata 0,057 Oro 0,031 Bismuto 0,029 Carbono (grafito) 0,160 Cobre 0,091 Hierro 0,111 Azufre 0,178 Plomo 0,031 LÍQUIDOS Alcohol etílico 0,548 Amoníaco 1,126 Éter 0,529 Agua de mar 0,95 Agua destilada 1,00 Los valores arriba indicados se mantienen constantes o aproximadamente constantes dentro de unintervalo de temperaturas entre 0º y 100º C. Dulong y Petit observaron que el producto de la masa atómica por el calor específico de los ele -mentos se aproxima al valor 6 a temperaturas elevadas. Sin embargo, en el caso de los gases, los calores específicos varían en función de las condicionesen las cuales el gas haya recibido ese aporte de calor. Es decir, la cantidad de calor absorbida por un gasno sólo depende del tipo de gas sino también del volumen y presión bajo los cuales recibe el calor. Bási-camente, distinguiremos dos procesos. ♦ a volumen constante. ♦ a presión constante. Además, en los gases en vez de utilizar su masa, usamos el número de moles n. m m ..... masa del gas n= M .... peso molecular del gas M© Vicente Viana Martínez Pág 9
  10. 10. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementales Y la expresión (2), se convierte en. Q = n·C·(t2 – t1 ) C .... calor específico molar Cuando el proceso tiene lugar a presión constante usaremos Cp (calor específico molar a presiónconstante). Cuando el proceso tiene lugar a volumen constante, usaremos Cv (calor específico molar avolumen constante). Puede justificarse, por aplicación del Primer Principio de la Termodinámica y la ecuación de losgases perfectos que. Cp – Cv = R R = 1,98 calorías/mol·ºK GASES Gas Cp (cal/mol·ºK) Cv (cal/mol·ºK) Helio 4,97 2,98 Vapor de Hg 4,97 2,98 Nitrógeno 6,95 4,95 Hidrógeno 6,86 4,88 Oxígeno 7,03 5,03 Anhídrido carbónico 8,83 6,8 Vapor de agua 8,20 6,25 Cloro 8,58 4,98 Monóxido de carbono 6,97 4,98 Amoníaco (gas) 8,20 6,65 Metano 8,50 6,50 Esta tabla está obtenida a 20ºC 8. El vapor de agua en la atmósfera La presencia de agua en la superficie terrestre; mares, océanos, lagos hace que, debido al fenómenode la evaporación, la atmósfera contenga una gran cantidad de agua en forma de vapor. A la existencia deeste vapor se deben fenómenos atmosféricos de suma importancia, tales como las nubes, nieblas, lluvias,rocío, etc. Debemos considerar el vapor de agua como un soluto disuelto en un disolvente; el aire. La cantidadde vapor de agua disuelto en aire dependerá de variables como la temperatura y la presión y por supuesto,de la energía radiante del sol y la presencia de masas de agua importantes en las cercanías. El aire caliente puede contener más vapor de agua que la misma masa de aire frío, al igual como laleche caliente admite más cantidad de azúcar disuelta que la leche fría. Por esa razón al tomarnos un re-fresco en una terraza en verano, el vaso se llene de gotitas de agua por la parte exterior. El motivo es queel aire alrededor del refresco se enfría y al enfriarse, el exceso de vapor de agua que ahora no puede di-solver se deposita sobre el vaso. Esa es la causa también del empañado de los cristales de las ventanas eninvierno, de la formación de nieblas y rocío y del chorro de vapor que sale por boca y nariz en los díasfríos de invierno. Por otra parte, sabemos que un gas al comprimirlo se calienta y consecuentemente al expandirlo seenfría. También sabemos que el aire caliente es más ligero que el aire frío. Cuando, bajo el efecto de lairradiación solar, se calienta el aire en contacto con el suelo o el mar, éste asciende. Al ascender la presiónexterior disminuye y consecuentemente el aire se expande y enfría, al enfriarse el vapor de agua que llevadisuelto se condensa, formándose las nubes.© Vicente Viana Martínez Pág 10
  11. 11. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementales El vapor de agua es el único cuerpo cuya proporción varía considerablemente en las partes bajas dela atmósfera. El aire ecuatorial contiene, por término medio, hasta un 2,6% de vapor de agua, mientrasque en las regiones polares dicha proporción se hace diez veces menor. La cantidad de vapor de aguadisminuye rápidamente con la altura y en la estratosfera falta casi por completo. Cuando la temperatura deuna masa de aire desciende por debajo de la correspondiente a la presión parcial del vapor de agua quecontiene, sobreviene la condensación y entonces se forman las nubes (niebla cuando el fenómeno sucedea nivel del suelo) que no son otra cosa de gotitas de agua o pequeños cristales de hielo. Cuando las gotascrecen suficientemente, sobreviene la lluvia. Para medir la presencia de vapor de agua en la atmósfera terrestre usaremos las siguientes magni-tudes. a) Humedad absoluta Es la masa de vapor de agua contenida en 1 m3 de aire Como la densidad relativa del aire respecto del agua es. mmolar, aire = 28,9 gr/mol 5 ρ agua = ρ aire 18 5 8 mmolar, agua = 18 gr/mol ≅ 28,9 8 5 P 273 P m agua = ·1293 · · ≅ 290 · gr / m3 8 760 T T También podemos medir directamente la masa de vapor de agua haciendo pasar un volumen de aireconocido a través de una sustancia higroscópica (cloruro cálcico, anhídrido fosfórico) y medir el aumentode su masa. b) Humedad relativa Es el cociente entre la masa de vapor de agua que contiene 1 m3 de aire y la que podría contener siestuviera saturado, a la misma temperatura. m p p .... presión parcial que tiene el vapor de agua en la atmósfera. hr = = m0 p 0 p’ .... presión de saturación a temperatura ambiente La humedad relativa se expresa en tanto por cien. Por ejemplo, si la humedad relativa es del 60%significa que para esa temperatura, el aire puede contener un 40% más de vapor de agua para saturarse. Para medir la humedad relativa se usa el psicrómetro de August que consiste en dos termómetrosidénticos, colocados uno al lado del otro. Uno de ellos tiene su depósito al descubierto (termómetro seco)mientras el otro lo tiene rodeado de una mecha de algodón empapado en agua (termómetro húmedo). Laevaporación hace descender la temperatura marcada por éste último. De la lectura de ambos termómetrosy mediante una tabla de doble entrada se obtiene la humedad relativa. Lo que ocurre es que el termómetrohúmedo, al producirse la evaporación sobre su depósito, se enfría tanto más cuanto más seco esté el aire,de donde puede determinarse la humedad relativa del aire que provoca esa disminución en la temperaturadel termómetro seco. Otra forma para medir la humedad del aire es aprovechando la propiedad que tienen los cabelloshumanos de absorber la humedad del aire, aumentando su longitud. Manteniendo fijo el extremo de uncabello desengrasado y el otro unido a un contrapeso que mueve una aguja sobre un limbo empíricamentegraduado.© Vicente Viana Martínez Pág 11
  12. 12. Introducción a la Meteorología. Conceptos elementales 9. Aceleración de Coriolis Tomemos un disco de vinilo, lo colocamos sobre un plato giradiscos y lo ponemos en funciona-miento. Mientras está girando, c una tiza intentamos dibujar una línea recta partiendo del centro y onavanzando hacia el borde. Comprobamos que la línea dibujada no es una recta sino una curva. Es como siuna “misteriosa” fuerza hubiera desviado el trazo de tiza hacia la derecha según el sentido de avance. Imaginemos que desde un punto del Ecuador, lanzamos con un cañón, una granada apuntando ha-cia el polo norte. Para un observador situado en el exterior vería cómo el proyectil mantiene su trayecto-ria. Sin embargo, para un observador situado en la Tierra vería cómo el obús se desvía hacia la derecha enel sentido del lanzamiento. El motivo es que los puntos de la superficie de la Tierra no se mueven todoscon igual velocidad, siendo mayor la velocidad en el ecuador y nula en los polos. De esa forma, por elprincipio de inercia el obús mantiene su velocidad inicial, incluida su componente de arrastre debido a lavelocidad de giro en el ecuador. Al ir moviéndose hacia el norte, el obús pasa por encima de puntos demenor latitud y consecuentemente con menor velocidad. El efecto es una velocidad relativa entre el obúsy el suelo que va incrementándose conforme alcanza latitudes mayores, es decir para un observador si-tuado en esa latitud es como si se desviara hacia el este. Todo cuerpo, incluido el aire que se mueve paralelamente al suelo se desvía hacia la derecha de sutrayectoria si está en el hemisferio norte y hacia la izquierda si está en el hemisferio sur. Si además, elmovimiento es hacia el este, pierde peso, elevándose; y si es haca el oeste, aumenta de peso, cayendo, encualquier hemisferio (estos movimientos de ascenso y descenso son muy pequeños y prácticamente des-preciables en comparación con la desviación hacia la derecha y la izquierda) A esta fuerza ficticia o fuerza de inercia se le llama fuerza de Coriolis y es la responsable de lascirculaciones ciclónicas y anticiclónicas de los vientos.© Vicente Viana Martínez Pág 12

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