1.1.2.- TEMPERATURA.

 

 

Grado mayor o menor de calor en los cuerpos.

Todos los objetos de nuestro alrededor tienen la misma temperatura, es decir, están en equilibrio térmico. Sin embargo, cuando tocamos un pedazo de madera nos parece que está más caliente que un trozo de metal. Esto se debe a que nuestra temperatura corporal (unos 37° C) es más elevada, en general, que la temperatura ambiente (unos 20 grados de media). De este modo, cuando tocamos los objetos, traspasamos calor a los cuerpos que tocamos. Pero no es lo mismo tocar un pedazo de madera que un trozo de metal. Decimos que el metal es
un buen conductor del calor porque dentro de él el calor se propaga rápidamente hasta todas las zonas del objeto, también lo son las piedras tales como el mármol y el vidrio. En cambio, la madera es un mal conductor del calor porque dentro de ella el calor se propaga muy lentamente, los plásticos, el corcho y las telas también son malos conductores del calor.

El calor no es más que energía, para medir esta energía utilizamos la caloría. Definimos ésta como la cantidad de calor (energía) que hay que proporcionar a un gramo de agua para que la temperatura de ésta aumente 1 grado centígrado.

Medimos las temperaturas con termómetros los cuales pueden utilizar diferentes escalas termométricas.

 

temp3

 

ESCALAS TERMOMÉTRICAS.

  • Escala centígrada o Celsius: va desde el Ο, que coincide con el punto de congelación del agua, a 100, que coincide con el punto de ebullición del agua.
  • Escala Fahrenheit: va desde el 32 para el punto de congelación del agua, hasta el 212, para el punto de ebullición. Así pues, un grado centígrado es mayor que un grado Fahrenheit.
  • Escala Reamur: va desde O para el punto de congelación del agua hasta 80 para el punto de ebullición.

 

CAMBIOS DE TEMPERATURA.

Cuando un cuerpo con una temperatura determinada se encuentra en presencia de otro con temperatura distinta , se produce una transmisión de calor del más caliente al más frío.

Uno de los factores más comunes por los que se enferma es por los cambios inesperados o bruscos de temperatura. Nuestro cuerpo mantiene su temperatura gracias a un equilibrio entre la producción corporal de calor (movimientos, tiritonas…) y la disipación corporal del mismo (sudor, aumento de la frecuencia de la respiración…). Sin embargo, estos mecanismos pueden ser insuficientes en circunstancias en las que las temperaturas son extremas o existen altos grado de humedad ambiental.

Las bajas temperaturas además de causar hipotermia o congelación, pueden debilitar las defensas de nuestro organismo y producir cambios en el aparato respiratorio que favorecen la aparición de enfermedades respiratorias, o empeorar los problemas respiratorios que sufren algunas personas. Con el frío extremo la piel que recubre la parte interior de la nariz (mucosa nasal) no consigue cumplir su función de calentar el aire que entra a los pulmones, dando lugar a que los microorganismos penetren hasta lugares más profundos de las vías respiratorias.

El calor también puede afectar a la salud en forma de un amplio espectro de efectos sobre la salud, desde las enfermedades más leves hasta los famosos golpes de calor pasando por la tan temida deshidratación.

 

FORMAS DE TRANSMISIÓN DEL CALOR.

RADIACIÓN: La radiación atraviesa la atmósfera sin ser absorbida, pero al calentar la superficie del suelo es devuelta en parte. Esta radiación ya no puede atravesar la atmósfera, siendo absorbida y, en parte, reflejada de nuevo hacia la Tierra. A ello se debe que por la noche, cuando hay nubes, el enfriamiento del suelo sea mucho más lento.

En el caso de que la temperatura del medio ambiente sea menor a la de la piel, se genera una transferencia de calor del cuerpo hacia el medio circundante en forma de radiación.

 

CONDUCCIÓN: Es la propagación del calor a causa de la conductividad del aire. Ocurre entre el suelo y el aire en contacto con él. Durante el día, la superficie calentada por insolación transmite su calor al aire y por la noche lo enfría.

 En el cuerpo humano el intercambio de energía calórica por conducción se realiza entre el cuerpo y los objetos que este toca, siempre que exista una diferencia de temperatura entre ambos.La cantidad de calor trasmitida depende directamente de la diferencia de temperatura de los cuerpos involucrados.En este caso la velocidad del aire no afecta el intercambio calórico.

 

CONVECCIÓN Y AVECCIÓN: La transferencia de calor debida al movimiento del aire presenta dos casos:

  • Que se verifique en el plano vertical. Las corrientes que originan se llaman térmicas o de convección.
  • Que se verifique en el plano horizontal, recibiendo el nombre de avección.

La trasmisión del calor por convección se genera por medio del intercambio entre la piel y el aire. Cuanto la diferencia de temperatura entre la piel y el aire es mayor, mayor es el intercambio de calor el cual se encuentra favorecido en forma proporcional a la velocidad de movimiento del aire circundante; lo cual explica la sensación de frescura o de frío cuando existe una corriente de aire. Cuanto mayor es la aislación de la vestimenta, menor es el intercambio de calor.

 

FENÓMENOS DEBIDOS AL DESIGUAL CALENTAMIENTO.

  • Movimientos de grandes masas de aire frío de los polos hacia el ecuador y de masas cálidas en sentido inverso. El aire caliente de la zona ecuatorial se hace más ligero y se eleva. Al ascender, se dirige en altura hacia los polos. A medida que se desplaza hacia el polo sufre la acción de la fuerza de Coriolis, desviándose hacia su derecha en el hemisferio Norte y hacia su izquierda en el hemisferio Sur. Cuando el aire se enfría cae, y una vez en la superficie de la tierra retorna al ecuador absorbido por las bajas presiones que se generan en la zona al ascender el aire caliente. En este trayecto se vuelve a desviar debido a la fuerza de Coriolis, de manera que al llegar a la zona subtropical es ya un viento del Noreste en el hemisferio Norte, y del sureste en el hemisferio Sur. Estos vientos son los denominados alisios.En los polos ocurre lo contrario. El aire frío y pesado se desplaza desde la zona polar a ras de suelo en dirección al ecuador. La fuerza de Coriolis, lo desvía al Noreste en el hemisferio Norte, y al sureste en el hemisferio Sur. Al descender de latitud el aire se calienta y asciende, volviendo al la zona polar por arriba, absorbido por la depresión en altitud que genera el aire. Sobre el polo vuelve a enfriarse descendiendo y se cerrando el ciclo.El ciclo ecuatorial abarca desde el ecuador hasta los 30º de latitud en ambos hemisferios. El polar desde ambos polos hasta los 60º.En las latitudes templadas que quedan entre los 30 y los 60º de latitud se origina otro ciclo. El aire de la zona es más caliente que el polar y más frío que el subtropical. Por ello el aire de la zona tiene tendencia a trasladarse hacia el polo para llenar el vacío dejado por el aire ascendente en los 60 º de latitud; al ser desviados de nuevo por la fuerza de Coriolis adquieren una marcada componente oeste en ambos hemisferios. Son los denominados vientos de los oestes cuyo predominio en la zona templada genera el denominado “cinturón de los oestes“.
  • Brisas terrestres y brisas marinas, según sea de día o de noche.En las fronteras entre el mar y tierra firme, una de las manifestaciones atmosféricas más evidentes de la relación entre ambos dominios es la brisa marina. Podemos definir ésta como la variación diaria en la dirección y velocidad del viento por los cambios de temperatura que experimenta la superficie terrestre. Estas variaciones son pequeñas en el océano y otras grandes extensiones de agua, pero muy apreciables en tierra y bastante más intensas a mediodía que por la noche. En efecto, cuando el sol calienta una porción de la superficie terrestre, el aire calentado a su vez en contacto con esta superficie se eleva por convección, creándose un gradiente horizontal de presión que provoca que el aire marítimo –más denso y pesado– se mueva en dirección al área de aire ascendente sobre tierra –más ligero–, para rellenar allí el vacío generado. Cuando la tierra se enfría, al atardecer, cesa la tendencia ascensional del aire y el viento se debilita y calma. Ya que la dirección del viento tierra adentro se orienta a lo largo de este gradiente de presión, la brisa de mar es, inicialmente, perpendicular a la costa, de manera que su dirección depende de la orientación de la línea litoral. No obstante, la brisa se mueve acoplada al terreno, razón por la cual puede adoptar direcciones distintas en función de la
    orografía y la misma morfología litoral. Su recorrido se ve afectado, además, por condicionantes físicos de más largo alcance como la aceleración aparente del viento conocida con el nombre de fuerza de Coriolis, que produce una rotación horaria del viento, y que se traduce en un giro hacia la derecha en el Hemisferio Norte a lo largo del ciclo diurno. A lo largo de las costas que bordean dilatadas extensiones de agua, aparecen brisas que penetran en el interior durante el día y soplan hacia el mar durante la noche; tales cambios son originados por la diferencia entre la velocidad de caldeo o enfriamiento de la tierra y la del agua. Un fenómeno parecido semejante se observa en las regiones montañosas: las brisas diurnas soplan de los valles hacia las cumbres y las nocturnas en sentido inverso.
  • Vientos locales entre zonas de bosques o de pastos y terrenos secos, o bien de ladera soleada a ladera en sombra.

 

ENFRIAMIENTO ADIABÁTICO DEL AIRE.

Cuando se calienta un cuerpo, siempre que no haya cambio de estado, aumenta su volumen. Recíprocamente , toda dilatación supone un consumo de energía calorífica. Ahora bien, cuando el aire asciende, aumenta de volumen, debido a que la presión es menor. Según lo dicho antes, al haber dilatación hay consumo de calor, pero al no haber fuente calórica tiene que aportar calor el aire caliente ascendente, por lo que disminuye su temperatura. A esto se le da el nombre de “enfriamiento adiabático”.

El proceso es inverso cuando el aire frío desciende. Entonces se produce el llamado ” calentamiento adiabático”.

La altura, por tanto, es un factor importante en las variaciones de temperatura. Se considera un descenso medio de unos 0´65º C por cada 100 m de altitud, o lo que es lo mismo, 6´5º C cada kilómetro. Si el aire es seco, ese descenso es superior, en torno a 1º C cada 100 m de altitud, pero si el aire está saturado, el enfriamiento es del orden de 0´5º C cada 100 m, pudiéndose establecer para nuestras latitudes la siguiente escala:

  • Altura: O m – Temperatura: 15 ° C.
  • Altura: 1. 000 m – Temperatura: 10 ° C.
  • Altura 2.000 m – Temperatura: 5 ° C.
  • Altura 3.ooo m – Temperatura: O ° C.

 

INVERSIÓN DE TEMPERATURA.

A veces, la temperatura no disminuye con la altura, sino que aumenta, este fenómeno se denomina “inversión de temperatura”, y se debe principalmente a la condensación de vapor de agua, que, al producirse, desprende calor.

  • Inversión por radiación:

La inversión por radiación es el tipo más común de inversión superficial y se produce con el enfriamiento acelerado de la superficie terrestre. A medida que la Tierra se enfría, la capa de aire cercana a la superficie también lo hace. Si este aire se enfría a una temperatura menor que la del aire de la capa superior, se vuelve muy estable y la capa de aire cálido impide cualquier movimiento vertical.

Las inversiones por radiación generalmente se producen desde las horas finales de la tarde hasta las primeras de la mañana, con el cielo despejado y vientos calmados, cuando el efecto de enfriamiento es mayor. Las mismas condiciones que conducen a las inversiones nocturnas por radiación, determinan la inestabilidad durante el día. Los ciclos de inestabilidad a lo largo del día e inversiones durante la noche son relativamente comunes. Por consiguiente, los efectos de las inversiones por radiación generalmente son de corta duración. Los contaminantes que quedan entrampados debido a las inversiones son dispersados por la vigorosa mezcla vertical producida cuando la inversión se interrumpe después del amanecer. Sin embargo, en algunos casos el calentamiento diario que sigue a una inversión nocturna por radiación puede no ser lo suficientemente fuerte para disminuir la capa de inversión. Por ejemplo, una niebla espesa puede acompañar la inversión y reducir el efecto de la luz solar al día siguiente. En condiciones adecuadas, pueden generarse varios días de inversión por radiación con altas concentraciones de contaminantes. Es muy probable que esta situación ocurra en un valle cerrado, donde el movimiento nocturno descendente del aire frío puede reforzar una inversión por radiación y propiciar la formación de niebla.

  • Inversión por subsidencia:

La inversión por subsidencia generalmente está asociada con los anticiclones (sistemas de alta presión). Se debe recordar que el aire de un anticiclón desciende y fluye hacia afuera con una rotación que sigue la dirección de las agujas del reloj. A medida que el aire desciende, la mayor presión existente en altitudes menores lo comprime y calienta en el gradiente vertical adiabático seco. Por lo general, este calentamiento se produce en un gradiente más acelerado que el gradiente vertical ambiental. Durante el día, la capa de inversión resultante de este proceso con frecuencia se eleva a cientos de metros sobre la superficie. Durante la noche, la base de una inversión por subsidencia generalmente desciende, quizás hasta llegar al suelo, debido al enfriamiento del aire superficial. En efecto, los días despejados y sin nubes característicos de los anticiclones propician las inversiones por radiación, de modo que se puede producir una inversión superficial durante la noche y una elevada durante el día. Si bien la capa de mezcla que se encuentra debajo de la inversión puede variar diariamente, nunca será muy profunda.

A diferencia de las que se producen por radiación, las inversiones por subsidencia tienen una duración relativamente larga. Esto se debe a su relación tanto con los anticiclones semipermanentes centrados en cada océano como con los anticiclones migratorios de movimiento lento.

  • Inversión frontal:

En el avance de cada frente, el aire cálido desplaza al frío, de modo que se produce una circulación vertical mínima en la capa de aire frío más cercana a la superficie. La fuerza de la inversión depende de la diferencia de temperatura entre las dos masas de aire. Como los frentes se mueven horizontalmente, los efectos de la inversión generalmente duran poco y la falta de movimiento vertical suele compensarse con los vientos relacionados con el paso frontal. Sin embargo, cuando los frentes se vuelven estacionarios, las condiciones de inversión pueden prolongarse.

  • Inversiones por advección:

Las inversiones por advección están relacionadas con el flujo horizontal del aire cálido. Cuando este se mueve sobre una superficie fría, los procesos de conducción y convección enfrían el aire más cercano a la superficie y conducen a una inversión basada en la superficie. Este tipo de inversión es más común durante el invierno, cuando el aire cálido pasa sobre una superficie cubierta de nieve o extremadamente fría.Otro tipo de inversión por advección se produce cuando el aire cálido es impulsado sobre la parte superior de una capa de aire frío. Este tipo de inversión es común en las pendientes del este de las cordilleras, donde el aire cálido del oeste desplaza al aire frío del este. Ambos tipos de inversiones son verticalmente estables pero pueden presentar vientos fuertes bajo la capa de inversión.

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