Texto I Hidromet Otoño 2010

5/9/2018 Texto I Hidromet Otoño 2010 - slidepdf.com

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UNIVERSIDAD DE SANTIAGOFACULTAD DE INGENIERÍA

DEPARTAMENTO DE INGENIERÍA GEOGRAFICA

MANUAL DE HIDROMETEOROLOGIA

Volumen 1. Meteorología Basica

Profesor : Leonardo VILLARROEL RoccoFecha: Abril 2010

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Al Amauta, Don Juan Yumpa

“Astrólogo, poeta, que sabe del ruedo del sol y de la luna y eclipse, y de estrellas y cometas, hora, domingo y mes y año, y de los cuatro vientos del mundo para sembrar la comida, desdeantiguo”

EL PRIMER NVEVA CORÓNICA I BVEN GOBIERNO1

Felipe Guamán Poma de Ayala ,1615

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OBJETIVO

El objetivo general del curso de Hidrometeorología es que losestudiantes adquieran un conocimiento Teórico-práctico de los ProcesosAtmosféricos de Chile y mediante la aplicación de tales conceptos en la

manipulación y análisis de datos e información Hidrometeorológica-climática.

PARTE ICapitulo 1: INTRODUCCIÓN

Desde las épocas más remotas los Hombres han dependido del MedioAmbiente Natural, en particular de los Procesos Atmosféricos que actualmenteconocemos como Tiempo y Clima, como queda demostrado en el folklore,religión y en la ciencia actual.

En “el folklore abunda en decires que perpetúan reglas simples útiles enel pronóstico del tiempo. Forma parte de los legados mas antiguos de lahumanidad y reflejan el permanente interés del hombre por protegerse de susinclemencias o obtener ventajas de sus bonanzas”. (1) como por ejemplo:

“Norte claro azul oscuroaguacero seguro”

ó

“Circulo en la Lunanovedad ninguna,

Circulo en el solaguacero o temblor”

En los anales, escritos religiosos y profanos de las diferentes culturas delmundo abundan las referencias al Tiempo y al Clima, según se puede apreciar en la Biblia (Tabla 1).

La Biblia los Procesos AtmosféricosGénesis 6:5 – 9:19 La Tierra es destruida por inundaciones y las

personas y animales fueron muertos.Éxodo 9:23-29 Granizos y fuego caen desde el cielo en EgiptoJosué 10:11 Granizos sobre los Amoritas, etc.

Samuel I, 7:10 Una Tormenta dispersa a los FilisteosNahum 1:3 Juicio con remolinos de viento y sequíaDeuteronomio 11:13-15 Lluvias como premio por la obedienciaDeuteronomio 28:24 Sequía como castigoSamuel I 12:18 Tormentas y lluvias para llamar la atención de las

gentesSamuel II 21:1 Sequía y HambrunaReyes I, 8: 35-36 Buen Tiempo como recompensaReyes I, 16:30 – 18:45 Provisión y mantenimiento de lluvias abundantesHosias 13:15 Tiempo SecoAmos 4:7 Provisión y mantenimiento de lluvias abundantes

par ciertas ciudades.

Zacarías 14: 17 Lluvias abundantes como juicioRevelaciones 16:21 Granizos pedregosos como castigo

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http://www.christiananswers.net/bible/josh10.html#11

http://www.christiananswers.net/bible/1sam7.html#10

http://www.christiananswers.net/bible/nahum1.html#13

http://www.christiananswers.net/bible/deu11.html#13

http://www.christiananswers.net/bible/josh10.html#11

http://www.christiananswers.net/bible/1sam7.html#10

http://www.christiananswers.net/bible/nahum1.html#13

http://www.christiananswers.net/bible/deu11.html#13



Tabla 1Fuente: Christian Answers Network (2006)

En las diversas civilizaciones y culturas en las culturas antiguasoccidentales, medio oriente, oriente los fenómenos atmosféricos estabanpresididos por diversas divinidades. (Tabla 2).

Divinidades y los Procesos MeteorológicosCivilizaciones de Europa, Medio Oriente y Oriente

Cultura Deidad Procesos AtmosféricosGrecia Zeus dios del Trueno y de las lluviasRoma Júpiter dios del Trueno y de las lluviasMesopotamia Haddad o Ba‘al en

las culturas semitasdios de las Tormentas y las Lluvias

Egipto Set dios de las tormentas, Truenos y dela Sequia

India Indra diosa de la Guerra y el TiempoChina Lei Kung Dios de la TormentaJapon Shina-Tsu-Hiko diosa del viento

Tabla 2.

Al igual que en los otros continentes, en las diversas civilizaciones y culturasprecolombinas, los fenómenos atmosféricos estaban asociados a diversasdivinidades. (Tabla 3).

Divinidades y los Procesos MeteorológicosCivilizaciones Precolombinas

Azteca Maya Inca

Tlaloc, Hurakan Illapadios de la lluvia yfertilidad

dios de la lluvia yfertilidad

Dios de los fenómenosmeteorológicos conocidocon diferentesdenominaciones en lasregiones andinas Chuquiilla,Chuqui Illapa, Cuilla, IntiIllapa, o Libiac. En elmundo Aymara se le

denominaba IllapuTabla 3

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http://en.wikipedia.org/wiki/Baal

http://en.wikipedia.org/wiki/Baal



Divinidades Mapuches y los Procesos Meteorológicos

Espíritu o deidad de la Naturaleza y los ProcesosMeteorológicosCultura MapucheEspíritu o Deidad Procesos Atmosféricos

Trengtrengfilu (Trentren-Vilu)

Y

Kaykayfilu(Caicai-Vilu)

Tenten-Vilu es laserpienteterrestre quedomina la tierra,el fuego y susvolcanes.Caicai-Vilu es laserpiente marinaque domina elpoder del mar ytodo lorelacionado con

él.Mawün El espíritu de la lluviaMeulin ó Meullen, Es el espíritu de los remolinos de

viento ó torbellinos.Ngen-kürrëf, El espíritu dueño de los vientos.

Tabla 4

En el mundo Mapuche, hay cuatro vientos principales, que emergendesde los cuatro lugares (puntos cardinales) de la tierra Surge así el waiwén,viento sur favorable; el lafkén-kürrëf , viento oeste relativamente bueno; el

puelche, viento este relativamente malo; y el pikún-kürrëf , viento nortedestructivo que trae fuertes tormentas. Si el arco iris aparece con dos anillos, eltrueno (tralkán) puede cortar la lluvia excesiva. Cuando hay viento fuerte,ngen-kürrëf canta en mapuche: es la voz del ngen-kürrëf, aunque su canto nose entiende hoy día. (Grebe, 2005)

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PARTE II

Capítulo 2: Los Procesos Atmosféricos (Tiempo y Clima)

2.1.- La Tierra como sistema

Figura 1Fotografía de la Tierra sacada por los astronautas norteamericanos en su primer viaje a la Luna

De acuerdo con Gates (1978) Kondratyev, (1988) y Cuadrat (2000), los

procesos atmosféricos del planeta Tierra, que conocemos como TIEMPO yCLIMA constituyen la expresión de un amplio sistema físico, sumamentecomplejo, cuyo funcionamiento está dominado por los intercambiosenergéticos. La naturaleza de estos fenómenos debe contemplarse conenfoques globalizadores y en el marco del entendimiento de las interrelacionesexistentes entre todos los componentes del sistema. Este planteamientosistémico ha cambiado la tradicional visión descriptiva de la cienciameteorológica.

2.2.- Componentes del sistema climático

El sistema Atmosférico- climático fue definido en un documentoelaborado por el Programa Global de Investigación Atmosférica (GARP) de laOrganización Meteorológica Mundial (OMM, 1975) como un sistema integradopor cinco componentes relacionados entre sí:

• la Hidrosfera,• la Criósfera,• la Litosfera• la Biosfera.• la Atmósfera

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Todos ellos constituyen heterogéneos subsistemas termo-hidrodinámicos, tienen propiedades físicas distintas y presentan fuerteacoplamiento entre sí por medio de complejos procesos que implicanintercambios de energía, momentum y materia entre ellos, cuya única fuentesignificativa de energía es la radiación procedente del Sol.

Figura 2

Ilustración esquemática de los componentes del sistema climático, sus procesos e

interacciones (según OMM N° 776, 1992)

Diagrama 1Diagrama de flujo de Datos de las interacciones entre los componentes del sistema Climático -

Atmosférico

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Sol Atmósfera

Hidrosfera

Criosfera

Litosf era

Espaci

Biosf

era



2.3.- La Hidrosfera

La hidrosfera esta conformada por el conjunto de las partes líquidas dela Tierra, y por su significación. Incluye los océanos, mares interiores, lagos,ríos y aguas subterráneas del globo; aunque sin duda el componente principalde la hidrosfera son los océanos, donde se concentra el 97 % del agua..

Gracias a su enorme volumen asegura abundante suministro de aguapara llevar a cabo las distintas fases del ciclo hidrológico; a través de laevaporación transfiere a la atmósfera vapor y, a la vez, energía en forma decalor latente. Pero además recibe, absorbe y trasmite hacia las capasinferiores, una buena parte de la energía solar que alcanza la superficieterrestre, básicamente por que los océanos cubren el 71 % de la Tierra, paraposteriormente devolver a la atmósfera en forma de radiación de onda larga,calor sensible y calor latente.

2.4.- La Criósfera

La Criósfera esta formada por las masas de hielo y depósitos de nievedel mundo que cubren casi el 6 % de la superficie terrestre y engloban lasextensas masas de hielo de Groenlandia y la Antártida, los glaciares y capasde hielo continentales de Sudamérica, Norteamérica y Eurasia, y los mareshelados y permafrost de las altas latitudes. El destacado papel que este

subsistema tiene en los procesos atmosféricos proviene de su naturaleza y desus propiedades físicas, tales como la baja conductividad térmica y granalbedo (es decir, la fracción de radiación solar incidente total que es reflejada)..

2.5.- La Litosfera

La Litosfera es la capa sólida de la Tierra que interviene sobre el Tempoy el Clima suministrando buena parte de las partículas en suspensión quecontiene el aire e influyendo en el balance de calor y humedad con susdiferentes valores de albedo. Mantiene, además, fuerte interacción con laAtmósfera, que se manifiesta en la transferencia de masa, momentum cinético

y calor sensible, así como a través de la disipación de energía que tiene lugar en la capa límite planetario. La transmisión de masa se realiza principalmenteen forma de vapor de agua, lluvia y nieve, y en menor medida, de partículassólidas; aunque, en ocasiones puntuales, como las debidas a la actividadvolcánica, la gran cantidad de materiales arrojados a la atmósfera en primer lugar incrementan la turbiedad de la Atmósfera, en segundo lugar modifican elbalance de radiación como en el caso del volcán de Pinatubo, en Filipinas, en1991, la radiación solar incidente en el observatorio de Mauna Loa se redujomás de un 10 % durante un año y en última instancia, desde el punto de vistade la navegación aérea, las cenizas volcánicas constituyen un peligro crecientepara la aviación.

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Y una última consideración sobre la litosfera es su heterogeneidad. Lasvariadas formas topográficas, tipos de suelos, cubierta vegetal o ecosistemas,afectan directamente al balance local de energía, evapotranspiración,reflectividad de la superficie, conductividad térmica del suelo, ciclo del carbono,etc., y por esta vía, al clima.

2.6.- La Biosfera

La incorporación de las plantas, los animales y la humanidad, comopartes del sistema Atmosférico, es muy reciente y se relaciona con el impactode los mismos sobre el Tiempo y Clima, aunque las formas de reacción difierenampliamente (los cambios naturales en las plantas por ejemplo, ocurren enperíodos que van desde las estaciones a miles de años), los elementos bióticosson sensibles a los procesos atmosféricos y a su vez pueden influir en ellos.En efecto, la biomasa desempeña un papel fundamental en el balance deldióxido de carbono, en la producción de aerosoles y en los balances químicoscon otros gases. También los animales interactúan con los elementos de lasuperficie terrestre y sus cambios reflejan variaciones climáticas por medio dela comida y el hábitat. Pero, sin duda, el principal centro de atención es elhombre y su acción modificadora del medio a través de la agricultura, laganadería, la industria o las construcciones urbanas; sus consecuencias no seconocen plenamente, pero su trascendencia se subraya al comprobar lasprogresivas alteraciones de la superficie terrestre y en las acciones sobre laatmósfera (Cuadrat, 2000).

2.7.- La atmosfera

La atmósfera puede ser definida como la delgada envolvente gaseosade la tierra (99% de su masa bajo los 50 km) (Garreaud, 2005)

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Capítulo 3: Transmisión de la Energía en el Sistema Terrestre

3.1.- Formas de transmisión de la Energía

La transmisión de la Energía ocurre de diferentes formas:

• por Radiación• por Conducción o conductividad calorífica• por Convección / Advección.

Figura 3Esquema de las diferentes maneras de transmisión

3.2.- La Radiación En el caso de la Radiación, las moléculas más calientes perturban el

campo electromagnético produciendo ondas que viajan por el espacio yeventualmente pueden transferir su energía en forma calórica (i.e., movimientolocal) a otras moléculas. (Garreaud 2005)

La radiación es una forma de transmisión de energía a distancia. Loscuerpos emiten radiaciones visibles o invisibles (dependiente de su calor otemperatura). El Sol, por ejemplo, emite radiaciones visibles (luminosas) einvisibles (ultravioletas e infrarrojas). La transferencia de calor tiene lugar,

principalmente, mediante las radiaciones infrarrojas. Tales radiaciones se

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propagan a través del espacio (Eichenberger, 1980). Cuando encuentran uncuerpo, puede ocurrir que éste sea:

3.2.1.- diatérmico, es decir, las radiaciones le atraviesan sin calentarle;3.2.2.- Reflectante, es decir, las radiaciones son reflejadas por la

superficie del cuerpo;3.2.3.- Absorbente, es decir, las radiaciones penetran en el cuerpo y allíse transforman en calor.

Los fenómenos físicos son a menudo complicados, porque un cuerpopuede poseer las tres propiedades a la vez. La bruma, por ejemplo, refleja unaparte de la radiación solar, absorbe otra parte y es diatérmica para los rayosinfrarrojos.

El poder absorbente o reflectante de un cuerpo, depende de laspropiedades de su superficie. Un cuerpo plateado refleja la radiación; uncuerpo negro la absorbe.

3.3.- La Conducción

La Conducción, es la transferencia de calor sin desplazamientosignificativo de moléculas. Las moléculas en el sector caliente se muevenlocalmente más rápido y van induciendo un aumento al resto del sistema através de choques moleculares. Ocurre de preferencia en sólidos. (Garreaud2005) y tiene lugar desde el momento en que un cuerpo caliente y otro menoscaliente se ponen en contacto. La placa caliente de un hornillo eléctrico

transmite por conducción su calor a la cacerola que está sobre él; ésta, a suvez, lo transmite al agua. La conducción es, por otra parte, más rápida si elcuerpo posee una mejor conductividad calorífica. Los metales son buenosconductores; la porcelana y el corcho no lo son, por el contrario son aislantes.

3.4.- La convección/ advección.

En este caso, las moléculas se desplazan del sector más cálido haciaun sector mas frío debido a diferencias de densidad (Garreaud 2005). Si eldesplazamiento es en sentido vertical, se denomina Convección y si lo es enel sentido horizontal se denomina Advección.

La convección y la advección ocurren de preferencia en los fluidos,gases y líquidos.

Si se sitúa sobre una llama un recipiente que contiene agua, las partesde líquido calentadas por conducción se hacen menos densas. Enconsecuencia, suben y son reemplazadas por agua más fría que baja de lascapas superiores. Las corrientes as engendra son corrientes convección.Tienden a igualar las temperaturas en todo el recipiente, lo que no sería posiblesin ellas, ya que el agua es un mal conductor del calor.

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Figura 4Convección

3.4.- Los procesos Radiativos en la Tierra.

La Tierra recibe energía del sol en la forma de radiación de onda corta.La Tierra y su atmósfera reflejan alrededor del 55% de la radiación y absorbe el45% restante, convirtiéndolo en calor. La Tierra a su vez irradia energía comoradiación de onda larga, la cual es conocida como "Radiación terrestre".

Es evidente que el promedio de calor ganado con la radiación solar entrante, debe ser igual a la pérdida de calor cedido como radiación terrestre,esto permite que la tierra no se caliente o enfríe. Sin embargo, este balance secumple si consideramos la Tierra como un todo, pero debemos tener presentelos desbalances zonales y locales que crean variaciones de temperatura.

Figura. 5

Distintas incidencias de los rayos solares sobre el globo terrestre

3.4.1.- Calentamiento y enfriamiento del suelo.

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El suelo es un absorbente bastante bueno para las radiaciones solares.Las propiedades absorbentes y reflectantes varían según su naturaleza (roca,vegetación, arena, etc.).

El calor que el suelo recibe del sol, hace subir tanto más rápidamente sutemperatura (calor específico pequeño) cuanto peor conductor del calor sea. Elcalentamiento queda, pues, en una delgada capa superficial. Es tanto másfuerte cuanto más alto esté el sol sobre el horizonte. Los rayos que incidenoblicuamente sobre una superficie, la calientan menos que los que incidenperpendicularmente. El suelo está, pues, más caliente a las horas meridianas.Está también más caliente en el ecuador que cerca de los polos, puesto que almediodía los rayos del sol son, hacia el ecuador perpendiculares al suelo,mientras que son muy oblicuos, o incluso tangentes, en la vecindad de lospolos.

Figura 6

Radiación intensa del suelo en noche despejada

Figura. 7

La radiación del suelo disminuye con cielo cubierto

El suelo radia energía al espacio de su alrededor. Desde el momento enque la radiación solar disminuye y no puede compensar la radiación propia delsuelo, éste se enfría. Resulta entonces que, desde que el sol se pone, elenfriamiento nocturno comienza; y continúa hasta la salida del astro. Cuandouna capa de nubes forma pantalla, la radiación del suelo, en lugar depropasarse enteramente hacia el espacio, se refleja en gran parte hacia laTierra, por lo que ésta se enfría mucho menos que en una noche sin nubes.

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La temperatura del suelo varía, pues, cada día entre grandes límites,sobre todo con cielo despejado. Volveremos sobre ello.

3.4.2.- Calentamiento y enfriamiento del aire.

• El aire es diatérmico. Absorbe poco del calor solar. Comohemos visto, la radiación calienta la superficie terrestre, que tomatemperaturas desiguales. Por ejemplo, las tierras se ponen máscalidas que la superficie del agua, una playa de arena se ponemás caliente que un prado, etc.

• El aire que se encuentra en contacto con el suelo se calienta, por conducción, en una capa delgada.

• El aire que se calienta por conducción se hace menos denso,dando lugar a corrientes de convección gracias a las cuales laatmósfera puede calentarse hasta una altitud mayor.

Cuando el suelo se enfría, una delgada capa de aire se enfría tambiénpor conducción. Este es el caso de las horas nocturnas en particular.

Cuando el aire se encuentra sobre extensiones de agua, de hielo o denieve, más frías que él, se enfría igualmente por contacto. Por medio delviento, los llamados fenómenos de turbulencia llevan los efectos decalentamiento y enfriamiento a alturas más grandes que cuando el aire está encalma.

3.5.- Calor y temperatura

3.5.1.- Calor

El calor es una forma de energía, que pasa siempre de los cuerpos máscalientes a los cuerpos más fríos.

La cantidad de calor que puede absorber un cuerpo, depende de lo quese conoce como su calor específico. Se llama así a la cantidad de calor que esnecesario suministrar a 1 gramo de dicho cuerpo para hacer subir sutemperatura en 1° C (más exactamente de 14,5° C a 15,5° C). Se mide encalorías. Una caloría es precisamente el calor específico del agua.

El calor específico de las rocas es aproximadamente 0,2. Se necesitará,por tanto, suministrar cinco veces menos calor a 1 gr. de roca que a 1 gr. deagua para hacer subir su temperatura un grado. O bien, si se suministra a 1 gr.de roca la misma cantidad de calor que a 1 gr. de agua, su temperatura subirá5 grados por cada grado que suba la del agua. Se comprende, así, que en laNaturaleza tiene que haber diferencias de temperatura entre los cuerpos.

3.5.2.- Temperatura o Transmisión del calor

Cuando una sustancia contiene calor tiene una propiedad que

conocemos como temperatura, (grado de "calor" o "frío"). Una cantidad

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especifico de calor absorbido o entregado por una sustancia, sube o baja sutemperatura en una cantidad definida.

Sin embargo, la cantidad de cambio de temperatura depende de lascaracterísticas de la sustancia. Cada sustancia tiene su cambio cínico de

temperatura para un cambio específico de calor. Por ejemplo, si una superficiede tierra y una superficie de agua tienen la misma Temperatura, y se agregauna cantidad igual de calor, la superficie de tierra se calienta más que lasuperficie de agua. Con una pérdida igual de calor la tierra se enfriará más queel agua.

Cuando un cuerpo recibe calor, lo manifiesta en general por unaelevación de su temperatura. El cuerpo que tiene la temperatura más alta estácualitativamente más caliente.

Capitulo 4: La Atmósfera terrestre

4.1.- Definición

La atmósfera puede ser definida como la delgada envolvente gaseosade la tierra (99% de su masa bajo los 50 km) (Garreaud, 2005)

4.1.- Descripción general de la Atmósfera

La Tierra es el único Planeta cuya atmósfera puede sostener la vida talcomo nosotros la conocemos. Los fenómenos que en ella ocurren, encualquier momento o lugar, influyen notablemente en nuestra rutina diaria comoasimismo en la vida en general. Virtualmente todas las actividades sonafectadas por los fenómenos atmosféricos, pero de todas ellas sin lugar adudas son las aéreas las que mayor dependencia tiene por la gravitacióndirecta del comportamiento atmosférico en la realización o desarrollo de las

mismas. Los fenómenos atmosféricos son complejos y a veces difíciles deentender. Nuestra activa atmósfera está en constante movimientoesforzándose en lograr un equilibrio. Estos movimientos de aire provocan una

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cadena de reacciones que culminan en una continua variedad de fenómenosatmosféricos.

4.2.- Composición de la Atmósfera

La Atmósfera esta compuesta por una mezcla de gases, partículas sólidas ylíquidas en suspensión, que se concentran en los primeros kilómetros cercanosa la superficie terrestre debido a la fuerza de la gravedad, aunque lasestimaciones realizadas indican que los cinco primeros kilómetros contienen lamitad de la masa atmosférica total, debajo de los 10 km. se localizan las dosterceras partes de la misma y por encima de los 60 km. no queda más que unamilésima parte (véase el gráfico 2.2 pendiente).

La composición gaseosa de la atmósfera ha ido cambiando gradualmente a lolargo de millones de años en la misma medida que ha evolucionado la Tierra

4.2.1.- Componentes de la Atmósfera seca

En la actualidad, el aire seco tiene una composición bastante uniformeen los primeros niveles y muestra una estructura en capas con característicasbien definidas.

Cuando el aire esta completamente seco, se compone de; 78%Nitrógeno y 21% de Oxígeno. Estos dos gases, más el argón, constituyen el99,95 % del volumen atmosférico; de ellos, el nitrógeno y el argón songeoquímicamente inertes y una vez desprendidos a la atmósfera permanecen

en ella; el oxígeno, por el contrario, es muy activo.Los restantes componentes del aire que constituyen en total el 1%, están

presentes en cantidades tan pequeñas que sus concentraciones se expresan,por lo general, en partes por millón en volumen. Todos ellos se presentan en elcuadro 1, con indicación de su participación porcentual respecto al llamado aireseco, entendiendo por aire, a aquel que excluye el vapor de agua. No obstantelas partículas líquidas forman parte de la atmósfera de modo natural.

Estos gases aparecen en proporciones notablemente constantes hastaaltitudes cercanas a los 80 km..

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Componente Fórmulaquímica

Volumen %(aireseco)

Nitrógeno N2 78.08Oxígeno O2 20.95Argón Ar 0.93

Dióxido de carbono CO2 350ppmvNeón Ne 18.2 ppvmHelio He 5.24 ppmvMetano CH4 2 ppvmCriptón Kr 1.1 ppvmHidrógeno H2 0.5 ppvmÓxido Nitroso N2O 0.3 ppvmMonóxido deCarbono

CO 0.05 –0.2 ppvm

Ozono O3 0.002 – 0.03 ppvm

Tabla 1

Composición media de la atmósfera seca por debajo de los 80 km(ppmv = partes por millón en volumen)

Referencia OMM , Reglamento Técnico, Documentos Fundamenteales, N° 49, 1984.

4.2.2.- Composición de la atmósfera húmeda

Sin embargo, en la naturaleza, el aire nunca está completamente seco.Siempre contiene vapor de agua en cantidades que varían desde 0 hasta

alrededor de 5% del volumen de una muestra. A medida que el contenido delvapor de agua aumenta, los otros a gases disminuyen proporcionalmente.

4.2.2.1.- Vapor de agua.

El Vapor de Agua, es el elemento básico de la mayor parte de losprocesos meteorológicos, además de agente eficaz en el transporte de calor ycomo regulador térmico. Procede de la evaporación de las aguas superficialesy de la transpiración de las plantas, y por turbulencia se difunde a la atmósferadonde su concentración varía desde un 5 % en volumen de aire cerca del sueloen las regiones ecuatoriales, hasta casi desaparecer por encima de los 10 ó 12

km.

4.2.2.2.- Dióxido de Carbono.

El Dióxido de Carbono, es incorporado a la Atmósfera por la acción delos organismos vivos de la tierra y el océano, y en menor medida por ladescomposición de elementos orgánicos y la quema de combustibles fósiles.Se compensa por la fotosíntesis y por la absorción de la biosfera y los océanos;por esta razón el dióxido de carbono se ha mantenido en equilibrio y encantidades reducidas, pero observaciones recientes demuestran que suconcentración aumenta cada año por razones antrópicas, lo que podría llevar,

por ser un gas invernadero, a la modificación del balance de radiación terrestrey a un eventual cambio climático global.

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4.2.2.3.- Ozono.

La presencia del Ozono troposférico es relativamente pequeña y estádeterminada por el balance entre las reacciones que lo producen y las que lo

destruyen. Se origina en la atmósfera superior por la disociación de lasmoléculas de oxígeno por la radiación ultravioleta y su recombinación enozono, y se localiza principalmente entre los 15 y 35 km, con una franja demáxima densidad entre los 20 y 25 km de altura. Su importancia radica en ser el único gas atmosférico que absorbe casi todas las radiaciones ultravioletasolares y constituye por tanto una envuelta protectora sin la cual la vida en elplaneta sería destruida. El contenido de ozono varía en forma considerablecon la latitud, siendo bajo en el Ecuador y alto por encima de los 50° de latitud;y experimenta también importantes cambios estacionales, con un máximo enprimavera y un mínimo en otoño.

4.2.2.4.- Aerosoles.

La atmósfera encierra igualmente cantidades apreciables de aerosoles,que son partículas de polvo, humo, cenizas, sales y materia orgánica ensuspensión, procedentes tanto de la actividad humana como de fuentesnaturales. Influyen de modo notable en la transparencia del aire y desempeñanfunciones que son decisivas en los Procesos Atmosféricos, básicamente alactuar como núcleos de condensación a partir de los cuales se forman lasnubes y las nieblas, aunque en ocasiones son los causantes de graves nivelesde contaminación del aire cuando su concentración es elevada.

4.3.- Estructura vertical de la Atmósfera

La inspección del perfil vertical de temperatura de la Atmósfera revelavarias capas o esferas, en las que la temperatura disminuye con la altura(condición normal) o aumenta con la altura (inversiones térmicas) y a partir delas cuales normalmente, se clasifica a la atmósfera en las siguientes niveles.

4.3.1.- Capas altas de la Atmósfera

4.3.1.1.- Exosfera

4.3.1.2.- Termosfera4.3.2.- Capas Medias de la Atmósfera

4.3.2.1- Mesosfera (esfera media)4.3.2.2.- Estratosfera (esfera de capas)

4.3.3.- Capa Bajas de la Atmósfera

4.3.3.1.- Troposfera (esfera móvil)

4.4.- Las capas altas de la Atmósfera

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4.1.1.- La Exosfera

Por encima de los 800 Kms., se encuentra la Exosfera, la queconstituye la zona de transición entre nuestra atmósfera y el espacio

interplanetario. En esta zona se encuentra el cinturón de radiación quedescubrió Van Allen, cuya importancia es evidente en el estudio de losviajes por el espacio cósmico.

Los meteoritos que se incendian por frotamiento en la altaatmósfera, demuestran la existencia de aire (aunque sea muyenrarecido) a altitudes de 200 a 300 Km.

4.1.2.- Termosfera

En la termosfera, o ionosfera la temperatura, aumenta con laaltura. La influencia de partículas electrizadas juega un papelpredominante, dando lugar a la presencia de capas ionizadas, quetienen la propiedad de reflejar las ondas radio-eléctricas. Gracias a estefenómeno, ciertas estaciones emisoras pueden ser recibidas en lugaresdonde, por causa de la curvatura de la Tierra, no serían directamenteperceptibles. Las ondas reflejadas pueden, con frecuencia, ser muy bienobservadas mediante el aparato de navegación "Loran".

Las auroras boreales, que son descargas eléctricas en aireenrarecido, se producen en la ionosfera..

4.3.- Las capas Medias de la Atmósfera

4.3.1.- La mesosfera.

En la mesosfera, la temperatura decrece de nuevo cuando se asciende. A los80 Km, de altura se encuentra su límite superior llamado mesopausa, límite apartir del cual se observa un nuevo cambio en la forma de variar la temperaturacon la altura.

La densidad del aire en la mesosfera es mínima, pues allí la presión varía entre1 Hpa. y 0,01 Hpa..

A pesar de su extensión, esta capa contiene solamente alrededor del 1 % dela masa total de la atmósfera. Hacia los 80 Km se observa la presencia denubes nocturnas luminosas (o nubes noctilucientes) que se supone estánformadas por acumulación de polvo cósmico.

4.3.2.- La Estratosfera

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La estratosfera se caracteriza por la presencia de una capa más o menosisoterma directamente por encima de la tropopausa, posteriormente latemperatura crece con la altitud, para alcanzar valores que son comparables alos que se observan en la superficie de la Tierra. y que se extiende hasta laEstratopausa, la cual se estima que esta situada a una altitud de 50 Km.

La concentración del ozono es máxima entre 20 y 25 Km de altitud. Tanto laformación como la destrucción del ozono, se hace por reacciones fotoquímicas.La gran absorción de rayos ultra-violeta que tiene lugar, explica la elevaciónconsiderable de la temperatura en esas capas.

En esta capa o nivel pueden ser observadas las nubes nacaradas sobre todoen latitudes altas en donde aparecen a una altitud de 20-30 Km. Pero lasformaciones nubosas por encima de la tropopausa no son ni abundantes nifrecuentes, y no tienen influencia sobre la aviación.

4.4.- Capas Bajas de la Atmósfera

4.4.1.- La Tropopausa

La tropopausa, es una superficie de discontinuidad claramente definida quesepara la Troposfera de la Estratosfera,. Se caracteriza, entre otras cosas, por el hecho de que el ritmo de descenso de la temperatura con la altura disminuyebruscamente. Tiene altura media es aproximadamente de 8 Km. en lasregiones polares, de unos 11 Km. en las latitudes medias y de unos 17 Km. enlas regiones intertropicales. En nuestra zona central se han observado, aveces, descensos de la tropopausa de hasta 5 Km.

En algunas ocasiones estas variaciones en la altitud de la tropopausa, sontan violentas que se manifiestan por una pendiente muy fuerte, la que provocauna verdadera rotura o "falla" en cuyas proximidades se observan lasdenominadas “corrientes en chorro" o "jet-streams" las cuales veremos encapítulo relativo a los vientos,

Altura de la troposfera cambia con la latitud y también en el tiempo....

4.4.2.-Troposfera

La troposfera es la capa situada por debajo de la tropopausa y se extiendedesde la superficie hasta una altura promedio de alrededor de 7.000 metros; secaracteriza por un descenso de la temperatura a medida que la altitudaumenta. La altura de la tropósfera varia con la latitud y las estaciones del año.La altitud es de aproximadamente 20.000 pies (6.000 mts.) sobre los polos y dealrededor de 65.000 pies (20.000 mts.) sobre el Ecuador, además es mas altaen Verano que en Invierno y es la zona donde se producen los procesosatmosféricos (frentes, nubes, bajas, etc.) que constituyen el tiempo y el Clima yes normalmente el lugar donde se vuela.

En la actualidad se tiene un seguimiento diario de la variación de la

temperatura con la altura con ayuda de diversos métodos, como por ejemplo,radiosondas, ecosondas que miden la refracción de las ondas sonoras, etc.

20



Figura 8Estructura vertical de la atmósfera

Capítulo 5: Las Escalas de los Procesos atmosféricos

21



De acuerdo con Radinovic (1986), la escala de análisis es una definiciónesencial en la planificación del sistema de pronósticos operacionales y en ladefinición de la escala de los modelos numéricos meterologico- climaticos. Unadivisión racional de las escalas de los procesos atmosféricos ha sido sugeridapor diferentes autores, nosotros utilizaremos sólo dos de ellas, la primera es la

propuesta por la NASA (1988), según la tabla 1, la cual no da una idea de lasescalas de los procesos climáticos y la de Orlanski (1975), según tabla 4, lacual básicamente presenta, los procesos del Tiempo por lo que obviamente esla más útil para los fines de la Meteorología Aeronáutica.

Tabla 2Escalas de Los Procesos Climáticos según NOAA (1988)

De acuerdo con la escala Orlanski (1975),la cual presentamos en la

tabla 7, básicamente presenta, los procesos atmosféricos del Tiempo. En la parte izquierda de la tabla 7 se muestra las definiciones de unos

pocos grupos basados en la escala horizontal del movimiento. Una mesoescalatiene un tamaño que fluctúa entre los 2 y 2000 kms., de esta escala surgentres subescalas, la mesoescala α , la mesoescala β y la mesosescala γ .Los térmicos entre paréntesis a fila temporal son los procesos físicosconocidos que son controlados en cada rango temporal particular.

Los procesos incluidos en la mesoescala α , que tienen unacaracterística temporal que se presenta entre uno y dos días, están

gobernados por la escala temporal que es el inverso del producto del radio dedeformación de Rossby. Los procesos característicos de esta escala son las

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ondas en altura (Vaguadas y Dorsales), el desarrollo de Altas y bajasPresiones, Frentes y Corriente en Chorro.

Los procesos incluidos en la mesoescala β , que tienen unacaracterística temporal que se presenta entre unas pocas horas, están

controlados por los periodos locales efectivos de la rotación de la Tierra( coriolis, f -1) y por la estabilidad estática de la Atmósfera, medida por el períodode Brunt- Väisäla dado por:

N –1 = ((g/θ dθ dz)) -1/2

Los procesos atmosféricos típicos de esta escala son el desarrollo debajas térmica costeras, altas orográficas, corrientes en chorro de bajo nivel,líneas de turbonada, ondas internas, nubes agrupadas, perturbaciones demontaña (vientos locales y zonas de precipitación).

Los procesos atmosféricos asociados a la mesoescala γ , presentancaracterísticas espacio – temporales más cortas que las escalas anteriores,básicamente entre una a pocas horas, y están controlados por los mismosprocesos de la mesoescala β.

Los procesos atmosféricos típicos de esta escala son las Tormentas,ondas de gravedad internas, Turbulencia en Aire Claro, brisas diurnas ynocturnas, efectos urbanos, etc.

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Tabla 7Definición de las escalas y diferentes procesos con respectivas características de las escalas

espacio – temporales de escalas de los procesos Atmosféricos según Orlanski (1975, enRadinovic . OMM, PSMP, N° 26, 1986)

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CARACTERISTICATEMPORAL

ESCALAS ESPACIO - TEMPORALES DE LOS PROCESOS ATMOSFÉRICOS

Duración Tiempotípico

TIEMPO CLIMAseg

Siglos

horas

1010

Milenios

siglo

Microescala

Mesoescala

Escala Sinóptica

Macroescala EscalaGeologi

ca

109 10años1 Año Períodos

108

AñosMeses

α Hemisfërica

106

MesDias

β Ondasultralargasperiódicas, semipermanentes

ENOS

Circulació

Ciclosestacionales de laVegetaciónVariaciones de lahumedadedáfica

105

2-8 ds 5dias γ OndasbaroclínicasMonzones

104

1-3 ds 2.dias α Huracanes,

Tifonestornados

FrentesBajasAnticiclones

103

18hrs

3 hors

10 hrs. βCorriente enchorrode bajonivelLinea deturbonadaOndasinerciale

sPerturbacionesdemontañas y lagos

103

3 hrs0.5hrs

100min

γ Tormentas

Turbulencia enaireclaro(CAT)

Efectosurbanos

1hora20min

40 min α

ConvecciónprofundaOndas

degravedad

103

20

min

10-30

m.

β

102

Remolinos depolvo oarenaEstelas

Térmicas

6min.

2-10 m. γ Turbulencia

Térmica10 15 s. < 30 s. Plumas

Térmicapequeña

25



1 10 s. <30 s. Rugosidad

T.Mecánica

Característica

Espacial

Hor(Kms)

> 0. 250.

0.2 – 1 0.5 – 3 1-20 20-200 500 –3000

3000-5000

5000-10000

40.000km-

40.000 40.000 -

hortípica

10- 250 0.5 2.0 8 100 1500 4.000. 6.000 10.000 10.000 > 10000

Vert(kms)

<10-500m

0.5 – 2km

2- 5kms

3-12 km 3-12 km 3 –12 km 3 –15 km 3 –15 km 3 –15 km 3 –15 km 3 –15

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PARTE III

FACTORES DEL TIEMPO Y EL CLIMA

Capítulo 6: Factores provenientes de la Hidrosfera

6.1.- Corrientes marinas y sus efectos sobre los factores meteorológicos6.1.1.- La Corriente de Humbolt6.1.2.- La corriente de Günther

6.2.- El ENOS6.3.- Los lagos y ríos sus efectos sobre los factores meteorológicos6.4.- La continentalidad y La Oceanidad

6.4.1.- La posición ocupada dentro considerada entre loscontinentes y océanos. Continentalidad

6.1.- CORRIENTES MARINAS

Corrientes marinas que afectan el litoral chileno:

• Corriente de Humboldt• Corriente de Günther

Figura 9

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6.1.1.- CORRIENTE DE HUMBOLDT:

Sobre el Pacífico Sur, a la altura de los 40º de Latitud Sur, los vientosfuertes del Oeste provocan el desplazamiento de las aguas superficiales haciael Litoral chileno.

Al enfrentarse con el continente, frente a la Isla Mocha, las aguas sebifurcan en 2 ramales: La Corriente del Cabo de Hornos (cálida) que sedesvía hacia el Sur y La Corriente de Humboldt (fría) que formando unafaja de más o menos 200 Kms. de ancho y avanzando lentamente hacia elNorte, baña las costas chilenas y peruanas.

La velocidad de desplazamiento es de 1 a 6 Kms. por hora y lastemperaturas varían entre los 18º y los 22º C. El hecho de que las aguas deesta corriente permanezcan frías en su avance hacia Latitudes Tropicales,resistiendo el calentamiento solar y el contacto con aguas más cálidas, seexplica por las surgencias de aguas frías y profundas.

La Corriente de Humboldt, en tanto que masa de agua fría, ejerce unagran y determinante influencia sobre las condiciones bio-climáticas del territorioque baña. Entre estas influencias encontramos:

• Rebaja las temperaturas de las costas nortinas.• Determina una marcada inversión térmica (menor temperatura de

las que corresponden latitudinalmente) en el Norte del territorio.• El aire frío en contacto con la Corriente absorbe poca cantidad de

vapor de agua, se satura rápidamente y al entrar en contacto conlas superficies litorales, provoca las nieblas conocidas comocamanchaca.

• En gran medida, la aridez nortina se debe a la estabilización delas masas de aire que generan las bajas temperaturas de laCorriente de Humboldt.

Desde el punto de vista económico, estas frías surgencias producen

riquezas. Las aguas ricas en oxigeno y sales nutrientes, permiten lageneración y mantenimiento de fito y zooplancton, los cuales son consumidosprincipalmente por las 225 especies distintas de peces que constituyen la

riqueza ictiológica del Mar Chileno. 6.1.2.- CORRIENTE DE GUNTHER:

Es una corriente de retorno superficial de aguas cálidas que corre deNorte a Sur por debajo de la Corriente de Humboldt, a través de unaprofundidad que fluctúa entre 90 y 40 metros. Son aguas de alto contenidosalino, entre 34,7 y 35 por mil y con temperaturas superiores a los 22º C. conun contenido de oxígeno muy bajo.

La pobreza de oxígeno de las aguas que arrastra y sus cambiostemporales en extensión y profundidad, debidos a la morfología del Talud o de

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la Plataforma Continental, hacen que las condiciones para la vidas en estascondiciones sean muy desfavorables.

Estos efectos característicos de la Corriente de Gunther han hechopensar a los investigadores que esta corriente tiene gran importancia en los

recorridos que hacen los peces y en menor grado los crustáceos, con laconsiguiente repercusión en la pesca de estos recursos.

6.2.- EL NIÑO- OSCILACION DEL SUR (ENOS)

6.2.1- Introduccion

Periodicamente, los abundantes bancos de pesca que normalmente seencuentran en la costa de Peru, se ven reemplazados por grandes areas depeces muertos flotando en la superficie del mar. Al mismo tiempo que seproduce esta mortandad en los peces de la zona, se producen condicionesmeteorologicas inusuales en todo el planeta, mientras que las corrientes enchorro, las rutas de las tormentas y los monzones se modifican. Estasanomalias se deben a una corriente de agua caliente que, con una frecuenciaque oscila entre los dos y diez años, aparece en el extremo oriental del OceanoPacifico, y que recibe el nombre de El Niño.

6.2.2.- En que consiste el fenomeno El Niño.

Aunque las explicaciones para este fenómeno no son concluyentes, loque se sabe es que de manera irregular, aperiódica y no previsible se produce

un calentamiento superficial de las aguas costeras del Pacífico Sur Oriental(costas de América del Sur entre las islas Galapagos y la región Central deChile). Este fenómeno altera completamente el sistema de enfriamiento de laCorriente de Humboldt provocando importantes cambios ambientales tanto decarácter climático como en la biomasa.

Se ha establecido ( Walker 1929) que a ambos lados del Pacífico, en lazona Este y Oeste, se produce un fenómeno de sube y baja de presiónatmosférica que se llama "oscilación austral". Cuando en el Sur de laPolinesia, norte de Australia, la presión sube por encima de la media, en la Islade Pascua, por ejemplo, desciende por debajo de lo acostumbrado. Cuando

esto sucede los vientos Alisios que soplan con fuerza de Este a Oeste,empiezan a circular al revés y con mucha menos potencia. El Pacíficoentonces aumentaría su temperatura y El Niño cruzaría el Océano.

En pocas palabras, el fenomeno El Niño es un anomalia en los patroneshabituales que conectan el sistema oceano-atmosfera en el Pacifico tropical, yque tiene unas repercusiones importantes sobre las condicionesmeteorológicas en todo el planeta.

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Figura 10

Isotermas, Julio de 2002

Es una alteración del sistema de Humboldt consistente en uncalentamiento ocasional, irregular y aperiódico de los primeros 40 m de lasaguas sudamericanas. La temperatura se eleva unos 2°C ("Ondas de Kelvin"cálidas subsuperficiales provenientes de Indonesia),

Detectar, a través de los satélites, la masa de agua cálida que vaviajando por el océano es posible, prever consecuencia después de tantosaños también es posible, lo que resulta poco claro aún es explicar con exactitudel origen del Fenómeno del Niño.

Entre las alteraciones que produce el fenómeno del Niño podemos citar: • Cambio en la composición de las especies de peces en el

Pacífico Sur. Las especies pelágicas disminuyeron (anchovetas,sardinas y júreles), aumentando aquellas de aguas cálidas (tollo,bonito, pejesapo).

• Consecuencias a mediano y corto plazo sobre la vida marina.

Últimamente este fenómeno se ha presentado en 1982-1983 (siendo elciclo más intenso del siglo), 1986-1987 y 1991-1992.

6.2.3.- cambios en los patrones climáticos:

• Los vientos invierten su circulación: durante El Niño soplan desdeIndonesia (mayor presión) hacia Sudamerica (menor presión)

• El clima se invierte: el litoral sudamericano se vuelve tropical ("lluvioso")e Indonesia se vuelve seco.

• América Central: sequías y vientos huracanados• Norteamérica: huracanes y fuertes nevadas• Costas de Brasil: desaparición de playas• Selvas de Indonesia: grandes incendios• Europa: lluvias torrenciales e inundaciones• Sequías y o inundaciones. En el ciclo 1982-1983 hubo sequías en

Australia, noreste brasileño, África occidental y del sur y aumento de las

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lluvias y/o ciclones en Polinesia y California, Sudáfrica: sequías ypérdidas del 50% de las cosechas

Para entender mejor en que consiste un Niño, debemos conocer lascondiciones climatologicas habituales existentes en el Pacifico tropical. En

condiciones normales, los persistentes vientos de levante (vientos que soplandesde el este hacia el oeste) que existen en esta zona del Pacifico arrastran elagua de la superficie oceanica hacia el extremo occidental del Pacifico, deforma que la superficie del mar en Indonesia (extremo occidental) se encuentracasi medio metro por encima del nivel del mar existente en Peru (extremooriental) (Figura 11).

Figura 11.Condiciones Normales en el Pacifico Tropical

Asimismo, esta corriente de agua producida por los vientos levantes oalisios, provoca un ascenso o elevacion de las aguas profundas hacia lasuperficie (en ingles, a esta corriente ascendente se la conoce con el nombrede upwelling o surgencia) a lo largo de toda la zona costera de Ecuador y Peru(Figura 12). ¿Por que se produce esta corriente? Simplemente, para rellenar el'hueco' producido por las aguas superficiales que se desplazan hacia el oeste.

Esta corriente de agua que surge desde el frio fondo marino, unido alhecho de que las aguas no tienen suficiente tiempo de calentarse debido a surapido desplazamiento hacia el oeste, provoca que la temperatura de lasuperficie del mar sea casi 8 ºC superior en la zona oriental (Indonesia, zona

coloreada en rojo en la figura 1) respecto a la zona occidental (America del Sur,para la misma latitud).

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Figura 12.Aumento de la altura del nivel del mar en la zona occidental del Pacifico.

6.2.4.- Condiciones Normales

Por otra parte, se sabe que las condiciones meteorologicas de una zonamaritima son muy sensibles a la temperatura superficial del mar proximo. Estose debe a que las aguas calientes sufren un nivel superior de evaporacion, loque provoca el desarrollo de la masa de nubes. En consecuencia, en las zonasde mayor temperatura existen mayores precipitaciones (debido a la existenciade nubes que puedan producir estas precipitaciones), mientras que en laszonas con aguas frias, las precipitaciones (evaporacion) son escasas.

Estas son las condiciones normales: en el pacifico occidental, lastemperaturas del mar elevadas y la gran humedad provoca un regimen

continuo de precipitaciones, mientras que en el Pacifico oriental, lastemperaturas del mar son mas bajas, con precipitaciones mucho mas escasas.En la figura 3 se aprecia la distribucion de las temperaturas de la superficie delmar. Los tonos rojizos indican temperaturas del mar altas (hasta 28 ºC),mientras que los tonos azulados representan zonas en las que la temperaturadel mar es baja (del orden de los 18 ºC). Observese como para una mismalatitud, conforme nos desplazamos hacia el oeste (el extremo izquierdo en lafigura), esta temperatura superficial va descendiendo.

Figura 13.

Condiciones normales de temperatura en la superficie del mar

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Cuando se produce un Niño, los habituales vientos de levante oalisiosque soplan en esta zona, disminuyen su intensidad. La causa de estadisminucion en la intensidad de los vientos todavia no se conoce, por lo querealmente no se sabe por que se dispara un fenomeno de El Niño. A partir deesta disminucion en la intensidad de los levantes se produce una reaccion en

cadena: el flujo de agua superficial hacia el oeste disminuye, lo que permiteque la superficie del mar tambien se caliente (por la accion solar) en el extremooriental del Pacifico. Asimismo, tambien disminuye el flujo de las aguasprofundas hacia la superficie en la costa oriental, lo que tambien contribuye aque aumente la temperatura superficial del mar. Como consecuencia de estosfactores, las precipitaciones se desplazan hacia la zona oriental del Pacifico, loque provoca inundaciones en Peru y sequias en Indonesia y Australia (Figura14).

Figura 14.Comparación de las condiciones normales con las existentes durante un

Niño

Pero no solo se ven afectadas las zonas de Peru, Indonesia y Australiadurante un episodio de El Niño. Esta variacion en las temperaturassuperficiales del mar tambien provoca cambios importantes en la circulacionglobal atmosferica, lo que a su vez produce cambios en las condicionesmeteorologicas de regiones que se encuentran completamente alejadas de lazona del Pacifico tropical.

6.2.5.- Con que frecuencia se produce El Niño...

Asi como las estaciones tienen un ritmo constante, regular y totalmentepredecible, El Niño se produce a intervalos de tiempo irregulares, que pueden

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oscilar entre los dos años y una decada. Ademas, no todos los Niños soniguales, ni en intensidad ni en duracion. La figura 5 muestra un grafico con losindices ENSO de los Niños mas intensos que se han producido en este siglo. Amayor indice ENSO, mayor intensidad del fenomeno, y por tanto, mayores sonlos efectos que se producen. Aunque hay que señalar sin embargo, que

pueden tener mas repercusiones las variaciones que se produzcan en Marzo,aunque el indice sea menor que en el resto de los meses.

Figura 15.Comparacion del Indice Multivariante ENSO (MEI) para los 6 mayores

Niños que se han producido en este siglo

6.2.6.- Por que se habla tanto de El Niño ultimamente...

Simplemente por dos motivos: el primero, porque ahora sabemos que elNiño es un fenomeno

En segundo lugar, porque es la primera vez que se dispone desuficientes instrumentos de medida para poder seguir el fenómenominuciosamente. Esto permitirá conocer cuales son realmente los efectossobre las condiciones meteorológicas a escala mundial. En ultimo termino, loque se pretende es que las repercusiones en vidas humanas y en la economiasean lo menos desastrosas posibles: prevenir posibles desastres, comopueden ser, el aumento de lluvias torrenciales en ciertos sitios, sequia en otroslugares, aconsejar a los agricultores y ganaderos sobre como sera el clima este

año, etc.

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6.2.7.- El fenómeno del Niño y las culturas andinas

No obstante los anterior el Fenomeno del Niño no es nuevo en las culturaprecolombinas.

6.2.7.1.- El fenómeno de Niño y la cultura Moche

La historia de Lambayeque está marcada por el agua. Mil años antes delapogeo incaico, en Lambayeque prosperaron civilizaciones que aprovecharoncada centímetro cuadrado de su territorio para la agricultura, distribuyendo elescaso caudal de sus ríos con imponentes canales de regadío y un sistema derepresas que hoy en día son ejemplos de la ingeniería hidráulica.

Moches y Lambayeques fueron pueblos que en su apogeo forjaroncivilizaciones únicas en su género, que lograron sembrar un área superior alque ocupan los cultivos actuales, amparados en la adecuada utilización delagua de sus ríos y canales.

Pero así como el agua fue la base de su economía y el sustento de suprosperidad, ambas culturas sucumbieron ante la furia de las aguascuando el incremento de las temperaturas marinas trastocó el clima local,produciendo marejadas, tormentas e inundaciones catastróficas quepusieron fin al esplendor de su civilización.

En 1989 el equipo de arqueólogos encabezado por el Dr. WaIter Alva

descubrió las tumbas reales del Señor de Sipán, considerado el hallazgoarqueológico más importante del siglo, sólo comparable con la tumba delfaraón Tutankamón, en Egipto.

figura 16

El señor de SipanMuseo de tumbas reales de Sipan

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Desde entonces el nombre de Lambayeque acompañó al Señor deSipán en sus exposiciones realizadas en las principales ciudades de losEstados Unidos y difundido en los medios de comunicación más influyentes delmundo. Es así que en los catálogos turísticos dedicados al Perú figuran dosimágenes: Machu Picchu y el Señor de Sipán.

6.2.7.2.- La Arquitectura Moche

Figura 17Las grandes estructuras, componentes monumentales de Sipán

representan dos modelos básicos denominados piramidal y plataforma masiva.El piramidal sufrió frecuentes remodelaciones, constituyéndose el más antiguo.

Casi todos los templos o santuarios estuvieron cuidadosamenteenlucidos, pintados de color rojo, amarillo y decoradas con relieves opolicromías representando dioses, escenas míticas o ceremonias.

En Huaca Rajada – Sipán se han podido determinar hasta 6 fasesarquitectónicas, ampliadas luego a 8 después de alcanzar los niveles másprofundos.

La primera fase tiene componentes arquitectónicos íntegramente deadobes planos rectangulares medianos, confeccionados con diferentes tipos demateriales unidos con mortero arcilloso y dispuestos en paños cuadrangulares

de aproximadamente 1.50 m . por lado, armados sobre una capa arcillosa decimentación directamente acondicionada sobre el suelo geológico estéril.

La segunda fase posee una técnica constructiva desorganizada, endonde se recurrió a la reutilización de adobes y escombros con inclusiones debasura acarreada.

La tercera fase tiene elementos estructurales en base a adobesmedianos y homogéneos organizados en paños regulares, en la sección sur seemplearon grandes áreas de un relleno regular y consistente, probablementeoriginado en el desmontaje de alguna construcción cercana.

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La cuarta fase constituye la más significativa y planificada remodelaciónde la plataforma, tanto por el volumen y técnica de construcción como por lacalidad de materiales y acabados. Se emplearon adobes medianos yestandarizados con “marcas de fabricante” más o menos recurrentes en losplanos modulares, cuidadosamente adicionados siguiendo una planificada

organización.

La quinta fase correspondería a una obligada refacción general yampliatoria del edificio deteriorado por el efecto del “Fenómeno del Niño”.En términos generales, las formas arquitectónicas de edificios semantienen al igual que los materiales y técnicas de construcción.

La sexta fase, constituye la finalización de todo el proceso arquitectónicoy la función sacra de la plataforma. En el núcleo de esta última formaarquitectónica fue abierto el recinto funerario de 5.00 m . x 5.00 m. paradisponer la Tumba del Señor de Sipán y al Este del nivel Sur la Tumba delSacerdote, indicando su diferencia jerárquica.

6.2.7.3.- El Niño durante la colonia

Esta historia se repitió durante el Virreinato y la República, cuando lasciudades de Lambayeque, Jequetepeque, Ferreñafe Chiclayo y Zaña vieroninterrumpida su prosperidad por los cataclismos producidos por el Fenómenodel Niño.

Los primeros turistas que pisaron el departamento fueron las tropas de

Francisco Pizarro, quienes llegaron al poblado Copis, en las Pampas de Olmos,para luego seguir a Motupe y Jayanca, donde el cacique Caxusoli los hospedóen el tambo real. De allí marcharon a Túcume y Lambayeque,donde la excesiva hospitalidad mostrada por el cacique Xecfuin Pisan indignó asus súbditos. Fue allí donde los conquistadores probaron en carne propia loque es un Fenómeno del Niño, pues tuvieron que retrasar su marcha ante laimprevista crecida del río Lambayeque. Continuaron hasta el valle de Zaña ytomaron el ramal del camino inca que los llevaría hasta Cajamarca. El resto eshistoria.

6.2.8.- Como afecta El Niño al Tiempo y al Clima

Esta pregunta se puede contestar de dos formas: como han afectado lospasados Niños a los procesos atmosféricos (es decir, como han sido los añosen que se ha producido un Niño) y como será el clima un año con Niño.

Durante El Niño de 1983, se observaron los siguientes fenomenosatmosfericos:

Sequías en Africa del Sur, Sur de la India, Sri Lanka, Filipinas,Indonesia, Australia, el sur de Peru, el occidente de Bolivia, Mexico y AmericaCentral

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Fuertes precipitaciones y riadas en Bolivia, Ecuador, Norte de Peru,Cuba y los estados americanos que se encuentran en el Golfo de Mexico,Hurracanes en Tahiti y Hawaii.

6.3.- Los lagos y ríos sus efectos sobre los factores meteorológicos

6.4.- La continentalidad y La Oceanidad6.4.1.- La posición ocupada dentro considerada entre los continentes yocéanos. Continentalidad

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Capítulo 7.- Factores provenientes de la Geosfera (Factor orográfico).

7.0.- Introducción

7.1- El relieve

7.1.1.- El relieve y sus efectos sobre los factores meteorológicos7.1.2.- El relieve y la radiación: Solana y Umbria7.1.3.- El relieve y la temperatura: el Calentamiento adiabático.7.1.4.- El relieve y las Precipitaciones: la “Sombra Pluviométrica”7.1.5.- El relieve y el Viento tipo Föhn: El Terral, El Raco, El

Puelche.7.2.- La Altura

7.2.1.- La altura y la temperatura: Gradientes térmicos einversiones térmicas.

7.2.2.- La altura y las Precipitaciones: Niveles de Condensación

7.0.- Introducción

El contenido de este capítulo, que versa sobre los movimientos verticales delaire, es objeto preferente de estudio de los meteorólogos, o físicos del aire. Elclimatólogo, no obstante, no puede renunciar a la comprensión de los procesosfundamentales y al conocimiento de los principales resultados, dado que, unos y

otros, explican ciertos hechos con una clara proyección climatológica, a variasescalas. A modo de introducción, van a mencionarse la ley del equilibriohidrostático y dos resultados sobre la densidad del aire.

El aire está en equilibrio hidrostático, entendiéndose por tal el equilibrio entredos fuerzas: la de la gravedad, hacia la superficie terrestre, y la debida aldecrecimiento de la presión con la altura, hacia arriba, que es la fuerza del gradientede presión, o de la presión, que aparece siempre que se dan diferencias báricas.Esto se conoce como ley del equilibrio hidrostático o ecuación hidrostática, lacual puede formularse así:

δ p = - ρ g * δ z,

Donde

δ p es la presión que ejerce una capa atmosférica,ρ es la densidad del aire,g es la aceleración de la gravedad, yδ z, el espesor de la capa considerada.

Para una presión determinada, la densidad del aire depende de la tem-peratura. Este resultado es consecuencia de la ley de los gases perfectos-recuérdese que: ρ = p / (R * T). Luego, a mayor temperatura del aire, menor es

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su densidad, y al revés. En conclusión, el aire cálido es ligero y el frío, denso ypesado.

Por último, a igualdad de presión y de temperatura, el aire húmedo esalgo más liviano que el seco, ya que el peso molecular del aire húmedo es inferior

al del seco.

7.1.- El relieve

7.1.1.- Procesos y «gradientes» adiabáticos en la atmósfera

Se dice que un proceso físico es adiabático cuando no se produceintercambio calórico entre el sistema en el que se realiza y el exterior al sis-tema. Como consecuencia de la primera ley de la Termodinámica, todacompresión adiabática da lugar a un calentamiento y toda expansión adiabática,a un enfriamiento, esto es así, porque, de la citada ley, a saber:

∆ Q = ∆ U + ∆ W,

es decir, el calor suministrado a un gas es igual a la suma de la variación de suenergía interna más la variación de su trabajo; si el proceso es adiabático, Q =0, luego al disminuir el trabajo por compresión ha de aumentar la energía interna,o sea, se incrementa la temperatura.

En la atmósfera, los ascensos y descensos de aire, sea, por ejemplo,una partícula, porción o burbuja, se producen con la suficiente rapidez como

para que, dada la mala conductividad térmica del aire y la lentitud de lasmezclas y otros procesos de transferencia energética, no se intercambie calor con el aire de los alrededores. Consecuentemente, los ascensos y descensos deaire pueden considerarse procesos adiabáticos. Apliquemos, entonces, aellos los resultados derivados de la primera ley de la Termodinámica antesenunciados. De forma sinóptica:

Adiabático│

ascenso disminución presión aumento volumen o expansiónenfriamientodescenso aumento presión disminución volumen o compresión

calentamiento │adiabático

Una burbuja de aire, al ascender, va siendo sometida cada vez a unamenor presión, ya que tiene, progresivamente, menor espesor atmosférico por encima de ella. Al disminuir la presión sobre la burbuja, aumentará su volumen,esto es, se expansionará. Como el proceso de la expansión puedeconsiderarse adiabático, conlleva, por la primera ley de la Termodinámica, unenfriamiento. La explicación de la segunda cadena de implicaciones es, mutatismutandis, análoga.

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Evaluemos, ahora, el enfriamiento y calentamiento descrito. Para ello hay quedistinguir dos tipos de ascensos y descensos adiabáticos:

a) los llamados secos, en los que no se producen cambios de estadodel vapor de agua que porta el aire que sube o baja; y

b) los llamados húmedos o saturados, en los que hay cambios deestado del vapor de agua (éste, al saturar la burbuja, se condensa osublima, dando lugar a un desprendimiento de calor latente). En elprimer caso, el enfriamiento y calentamiento se evalúa en 1°C/100 m, esdecir, en una disminución de 1°C por cada cien metros de elevación yen idéntico aumento por cada cien metros de descenso. Este valor recibe el nombre de gradiente adiabático del aire seco (s), aunque espreferible el de incremento o decremento adiabático del aire seco. En elsegundo caso, el gradiente, o incremento o decremento, adiabático delaire saturado (γ s) se reduce a 0,5° C / 100 m, aproximadamente, yaque la condensación que se produce aporta calor. Este último valor noes constante, acercándose con la altura al primer valor, al disminuir progresivamente la velocidad de condensación. Por último, téngasepresente que, en un momento determinado y sobre la vertical de unlugar, cada nivel troposférico tiene una cierta temperatura, que registranlos sondeos atmosféricos, y que supone unos determinados gradientestérmicos verticales (α ), o variaciones de la temperatura con la altura.

7.1.2.- El efecto Föhn

Como aplicación de lo anterior, puede explicarse ahora el llamado efectoföhn, asociado al viento homónimo, que sopla en los Alpes, aunque seproduce con otros vientos similares en otros muchos lugares del planeta.

Veamos un ejemplo de viento Föhn, representado en la figura adjunta.Sea un flujo de aire que con una temperatura de 15°C se dirige hacia unobstáculo orográfico notable, típicamente un cordón cordillerano. Tras alcanzar la base de la ladera de barlovento, a 200 metros de altitud, se ve forzado aascender. El aire en su ascenso irá disminuyendo su temperatura a razón de 1°C/100 m, suponiendo que no esté saturado. De esta manera, a los 400 metros tendrá

13°C y a los 600, 11°C. Supongamos que, alcanzado este nivel, comience aproducirse condensación del vapor de agua que posee el aire que asciende.Entonces, a partir de los 600 m el aire, en su ascenso; perderá 0,5° C / 100 m.Así, a los 800 m poseerá una temperatura de 10°C y a los mil metros, dondese situa la cima, 9ºC. Hay que suponer que la nubosidad generada a partir del nivel de condensación produce precipitación, es decir, las gotas formadas vansiendo eliminadas del aire Ascendente (tal evolución se denomina pseudoadiabática y es, en mayor o menor medida, bastante frecuente en losbarloventos sometidos a flujos húmedos). Sea, ahora, el nivel altitudinal de lacima aquel en el que cesa la condensación, aunque podría ser otro cualquiera.En este caso, sobrepasado ese nivel culmina el ascenso y se inicia el

descenso por la ladera de sotavento, el aire, ya no saturado, irá ganando1°/ 100 m, de manera que a los 800 m tendrá 11°C, a los 600 m, 13°C, a los 400 m,

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15° C, y a los 200 m, l7°C. En consecuencia, alcanzará la base del obstáculoorográfico en la cara de sotavento con una temperatura más alta que la quetenía, al mismo nivel altitudinal, en la de barlovento. Ese viento resultante asotavento se denomina viento Föhn, el cual es cálido y seco, a menudo,intenso, por los efectos de su canalización causada por la orografía (efecto de

Bernoulli).

Figura 18El efecto föhn (representación del ejemplo explicado en el texto).

Nótese que lo que puede parecer un sorprendente calentamiento delaire por el mero hecho de atravesar un relieve montañoso, condensando suhumedad y originando precipitación en la ladera de barlovento, se debe aldesprendimiento de calor latente en el fenómeno de la condensación y lainexistencia -al menos en igual cuantía- de evaporación del agua líquida, que«consumiría» calor, por haber sido eliminada -en parte- como precipitación.

Otros vientos de tipo Föhn, aparte de este viento alpino, son, en EstadosUnidos el chinook de las Montañas Rocosas, y el Santana en California. EnEspaña, el Poniente, que suele afectar la mitad occidental de la PenínsulaIbérica, alcanza las costas orientales y El levante, una vez ha atravesado elestrecho de Gibraltar, tiene caracteres similares, y los vientos de componente sur,en el Cantábrico. En algunos lugares del Pirineo se habla del faguéño o fogony,para designar vientos de tipo föhn. En Francia se denomina Mistral; En los lacordillera de los Andes la cual impone obstáculos orográficos importantes, por sualtura y perpendicularidad, a los flujos provenientes del Pacífico lo cualprovoca en Argentina el surgimiento del viento Zonda y en Chile, a la inversade Argentina, los flujos provenientes del sector argentino provocan un vientolocal denominado, en la cuarta región denominado Terral, en la RegiónMetropolitana, en la cuenca del río Maipo se le denomina Raco, y el novena

región se le denomina Puelche.

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En las áreas nevadas, estos vientos provocan un rápido y peligrosodeshielo. Por otra parte, es bien conocida la influencia excitante que sobre loshumanos y los animales comportan estos vientos cálidos y resecos, que llegan aconsiderarse, en lo penal, en algunos países, como factores atenuantes de culpa enciertos delitos cometidos durante los episodios en que soplan.

Capítulo 8 .- Factores provenientes de la Atmosfera (Factor atmosferico).

8.1.- La Circulación general de la atmosfera

Figura 19.- Esquema teórico de la circulación general de la atmosferadentro de la tropósfera. La desigualdad de las superficies (Océanos,continentes y cordilleras) alteran fuertemente este esquema

Para comprender los esquemas que explican la circulación generalde la atmósfera, es necesario comenzar por el principio de conservación deenergía que debe existir entre la Tierra y el espacio, en términos que laenergía recibida desde el Sol y el espacio debe ser igual a la que emergedesde la Tierra y la atmósfera. Si este flujo energético no es compensado, elsistema Tierra-atmósfera estará cada vez más cálido o más frío, impidiendo la

vida terrestre.

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También debe haber una compensación, dentro de la misma Tierra,entre las latitudes ecuatoriales y las polares. En las zonas ecuatoriales, laenergía que se recibe es mucho mayor que la que sale, mientras que en lospolos se pierde mucha más energía que la que se recibe. Si no existieranmecanismos de transporte de calor desde el ecuador hacia los polos, las zonas

ecuatoriales estarían cada vez más calientes y las zonas polares cada vez másfrías. Estos mecanismos de transporte están constituidos fundamentalmentepor los vientos originados por la circulación atmosférica y por las corrientesmarinas.

La circulación general de la atmósfera, simplemente es el movimientopromedio de los vientos en el mundo. De acuerdo a un esquema teórico decirculación atmosférica, en la zona ecuatorial, donde se recibe la mayor cantidad de radiación y se producen los máximos calentamientos, se generancorrientes ascendentes que elevan el aire calentado menos denso que está encontacto con la superficie. Esta pérdida de masa de aire en superficie escompensado por aire que converge dentro de toda la zona intertropical, hacia lazona ecuatorial, a través de vientos que presentan una desviación hacia eloeste debido a la rotación terrestre, dándose origen así a los Vientos alisios.La zona entre los trópicos hacia donde convergen los vientos alisios esconocida como Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT).

En la superficie donde se originan corrientes ascendentes, se forman zonasde baja presión atmosférica, que caracterizan toda la franja ecuatorial o laZCIT, generándose así un cinturón de centros de baja presión ecuatorial,pero debido a la desigual distribución de océanos y continentes en estas

latitudes, los centros de baja presión más amplios, intensos y persistentes,se localizan en tres regiones: la cuenca amazónica de América del sur, elentorno de Indonesia y la región africana del Congo.

Una característica de las corrientes ascendentes, es la de facilitar lacondensación del vapor de agua atmosférico, formando así nubosidad de grandesarrollo vertical o cumuliforme que origina intensas precipitaciones,definiendo otra característica a la ZCIT.

En los niveles altos de la zona de ascenso, se produce unaacumulación de aire que es disuelta por corrientes en altura que divergen en

dirección a ambos polos. Este aire se va enfriando a mayor latitud y en torno ala latitud 30º de ambos hemisferios, su densidad ha aumentado lo suficientepara hacer descender la masa de aire hacia la superficie. El aire descendentese caracteriza por ser seco y el descenso se realiza lentamente lo que produceun aumento de la temperatura a medida que se comprime contra la superficie,dando origen al fenómeno de Subsidencia. Cerca de la superficie,especialmente en sectores oceánicos, se encuentra con una capa de aire másfría y húmeda, caracterizada por el agua oceánica, generándose una capa conInversión térmica, en que la temperatura aumenta con la altura. Esta capalimita el tope de la nubosidad que se forma sobre el océano y tiene laparticularidad de ser muy estable, lo que significa que en ella no se producenmovimientos verticales. La capa de aire bajo la capa de inversión térmica,caracterizada por alta humedad y temperaturas notablemente inferiores a las

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capas superiores, se conoce como Capa de mezcla. Sobre ella, en la capa deinversión, no son posibles los procesos de mezcla entre el aire seco y cálidoposado sobre la capa de inversión y el aire húmedo y más frío situado bajo ella,y estas diferencias se mantienen.

El aire que desciende cerca de los 30º de latitud, genera a través deese paralelo, un cinturón de centros de alta presión o Anticiclonessubtropicales, que se localizan preferentemente sobre los océanos. Uno deéstos es el Anticiclón del Pacífico sur, que se localiza geográficamente sobreel océano, entre las latitudes 20º y 35º en invierno y entre los 20º y 40º enverano. Es uno de los principales factores responsables de las característicassemiáridas y desérticas de la parte norte del país y del predominio de tiempocon cielos claros y escasas precipitaciones de la zona central. Otracaracterística de estos anticiclones en el hemisferio sur, es el sentido inversoen que los vientos giran en torno a él, es decir rotando en sentido contrario alos punteros de un reloj.

En superficie, parte del aire que desciende, se desplaza hacia elnorte, cerrando una celda de circulación con la zona ecuatorial conocida comoCelda de Hadley. Otra parte de la corriente descendente, se desplazasuperficialmente en dirección a los polos.

En los polos, se genera también un sistema de circulación movidopor procesos contrarios al descrito anteriormente. Las bajas temperaturasproducidas por la escasa y a veces nula cantidad de radiación solar recibida,hace que el aire sea seco y denso y descienda desde los niveles superiores,

dando origen a un centro de alta presión oAlta polar

. En superficie y desde elcentro de esta alta, el aire diverge en todas direcciones hacia latitudes menoresa medida que aumenta ligeramente su temperatura. En la latitud 60º, seencuentra con las corrientes de aire subtropical que descienden por elanticiclón y se desplazan desde los 30º hacia el sur. Aquí se produce ensuperficie otro tipo de convergencia, donde confluyen masas de aire fríoprovenientes de la región subpolar y subantártica, con masas de airesubtropical marítimo y por lo tanto mucho más húmedo y cálido que el anterior.

Aquí también se producen corrientes ascendentes, forzadasdinámicamente por las diferencias termodinámicas (temperatura, humedad,

densidad) entre las masas de aire que se encuentran, formándose otro cinturónde centros de baja presión, que no son estacionarios a diferencia de lossistemas anteriores, sino que se desplazan de oeste a este circunvalando todoel hemisferio. Por ser más profundos y dinámicos que las bajas presionesecuatoriales, reciben el nombre de Ciclones. Habitualmente se les asociancondiciones meteorológicas de abundante nubosidad y precipitaciones. Lalocalización de estos ciclones subpolares, marca la ubicación más meridionalde la línea que separa las masas de aire frío formadas en altas latitudes y lasmasas de aire subtropical, línea conocida con el nombre genérico de Frentepolar y que da origen a la mayoría de los sistemas frontales. En el hemisferiosur, tanto en torno a los centros de baja presión como a los ciclones

propiamente tales, los vientos giran en sentido directo, el mismo de lospunteros de un reloj.

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Parte del aire que asciende sobre los 60º de latitud, después deenfriarse con la altura, diverge hacia el polo, cerrando la Celda polar con lacorriente que desciende sobre el polo.

Entre las latitudes 30º y 60º, se genera otra celda de circulación,forzada por el descenso de aire que ocurre en los 30º, el ascenso de los 60º ylos vientos superficiales existentes en esta franja, que, por efecto de la rotaciónterrestre, toman una dirección predominante del noroeste y oeste en elhemisferio sur, dando origen a la Zona de los vientos del oeste, como seconoce a la zona comprendida entre las latitudes 40º y 65º aproximadamente yque circunda todo el hemisferio. Esta celda de latitudes medias, se conocecomo Celda de Ferrel.

Figura 20.- Corte meridional esquemático de la tropósfera, mostrando larelación entre la nubosidad, temperatura superficial del mar, los

movimientos verticales y la inversión de los alisios. (Modificado de Shubert,1976)

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PARTE IVELEMENTOS CLIMATICOS.

Capitulo 9 :TEMPERATURA DEL AIRE

9.1.- Introducción

La temperatura constituye un elemento fundamental del tiempo atmosféricoy, en el nivel en que viven las plantas y los animales, de gran importancia parasu crecimiento y desarrollo y aún para su supervivencia, en todo momentodados en función de la temperatura ambiente.

9.2.- INTERCAMBIO DE CALOR SUELO-AIRE

La superficie terrestre constituye una puerta de entrada y de salida através de la cual corren y se intercambian incesantemente flujos de calor (Figura 1). En el sistema Tierra-atmósfera, la superficie de la Tierra cumpleimportantes roles como son los de transformar la energía radiante del Solen calor sensible y repartirlo en el propio suelo y en la atmósfera. Este sucesose produce bajo la forma de intercambio radiativo y, asimismo, bajo otrasformas equivalentes a transferencias de calor como las que se traspasanmediante el ciclo evaporación-condensación.

Figura 21. Radiación e intercambio de calor en el sistema Tierra-atmósfera.Según Donn, 1978.

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El tiempo y el clima son algunas de las consecuencias más importantes

de estos hechos y sus variantes resultan influenciadas por la composiciónparticular del sistema Tierra-atmósfera y, muy especialmente, por lasdisponibilidades de calor y de humedad con que maniobra.

La distribución de calor en el suelo se efectúa, como ya se explicó, entodo sentido, pero siempre desde el punto más caliente al menos calientefundamentalmente por conducción molecular y, de manera insignificante,mediante procesos de convección del aire y del vapor de agua, y por radiación. Mientras, los movimientos capilares y la percolación del aguapueden generar en ese medio leves transferencias de calor. En tanto, latransferencia de calor hacia la atmósfera se produce por radiación, como ca-lor latente de evaporación y por conducción molecular, convección yturbulencia.

Es importante destacar que en íntimo contacto con el suelo seencuentra una capa de aire, casi sin espesor ante ocurrencia deviento y de solo algunos milímetros de grosor con aire en calma, dentro de lacual el calor del suelo se transfiere a la atmósfera conducción, comenzandopor arriba de ella los procesos de convección y turbulencia que se conducen auna velocidad superior. Como resultado de estos procesos, normalmente,durante el día se produce un balance de radiación positivo calentándose el

suelo y éste a su vez al aire de encima. Durante la noche se invierte el sentidode los procesos, el balance se hace negativo enfriándose el suelo y éste alaire de encima.

El cómputo de todas esas cantidades de calor que se intercambian entreel suelo y el aire, de manera permanente, bajo la forma ya citada deintercambio radiativo y bajo otras formas equivalentes a transferencias decalor, permite establecer el llamado "balance de energía o de calor en lasuperficie terrestre"

De ese tema conviene recordar la importante significación que tienen las

características de la superficie del suelo y la selectividad de la atmósfera enla absorción de la radiación solar y terrestre, en el intercambio de calor entreel suelo y el aire.

Ahí, se marcó lo diferente que pueden ser los términos que integran elbalance y aaún sus intensidades, según las características de la superficie deintercambio y las dificultades en la evaluación cuando aquella deja de ser unplano (suelo desnudo) para ser una superficie tridimensional (suelo cubiertocon vegetación).También, como en esa superficie de intercambio el balancede calor, tomado el sistema como un todo y en promedio de registros demuchos años, descartándose del cómputo por su escasa significación en el

intercambio de energía, el calor aportado por la precipitación y elconsumido por la vegetación en procesos como la fotosíntesis y el aumento

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de su temperatura, da una situación de equilibrio o cuasi-equilibrio delbalance medio de calor.

Es de interés tener presente que en esa relación de intercambio decalor en la superficie terrestre, influyen de manera preponderante, las

propiedades del suelo como la conductividad térmica, el calor específico,etc., y, principalmente, la alta selectividad de la atmósfera en la absorción de laradiación de onda corta y larga. Esta última, trascendente, ya que unafracción grande de la radiación de onda larga que llega a absorber laatmósfera es emitida nuevamente hacia la superficie terrestre llevándola atemperaturas mayores que las que existirían en ausencia de atmósfera;valor de equilibrio, en promedio, alrededor de 15ºC.

Ese efecto, que sucede tanto de día como de noche, es conocidocomo "efecto atmosférico de invernadero" porque durante este proceso laatmósfera actúa como una cubierta protectora sobre la Tierra. De maneramuy semejante, por su efecto de retención del calor, al de los vidrios de uninvernadero que se comporta como transparente a la radiación de ondacorta, en tanto retiene en gran parte, la radiación de onda larga que emitenel suelo y la vegetación situados en su interior.

De ese hecho, resulta un saldo positivo de energía durante el día quese manifiesta en un aumento de la temperatura. Ello posibilitará a lasuperficie terrestre emitir el flujo adicional que requiere para alcanzar lasituación de equilibrio o cuasi-equilibrio en el balance de calor medio delplaneta.

9.3.- Calorimetría y temperatura

Aunque por lo visto en los capítulos anteriores no cabe la confusión entrecalor y temperatura, está tan arraigado el empleo, casi siempre incorrecto, de untérmino por el otro que conviene precisarlos en el inicio de este capítulo. Elcalor es una forma de energía que se manifiesta en los cambios de estado(recuérdese el calor latente) y en dilataciones y contracciones. En cambio, latemperatura es una condición o característica del calor que determina cuál de doscuerpos, en presencia, lo recibe o lo cede. Y el calor siempre pasa del cuerpo conmayor temperatura al otro.

Por calorimetría se entiende la medición de la cantidad de calor alma-cenada por los cuerpos. Tal cantidad depende de:

a) la naturaleza del cuerpo;b) su masa; yc) su temperatura.

La dependencia de estos tres factores puede hacerse evidente, de una maneramuy clara, mediante un sencillo experimento. En primer lugar, si se calientan a lamisma temperatura dos cantidades iguales de dos cuerpos distintos (sean, por ejemplo, dos bolas de igual masa, v. gr. 5 kilogramos, de acero y de plástico) y se

echan sobre un bloque de hielo, entonces las cantidades de agua de fusiónserán distintas. En segundo lugar, si ahora se calientan, también a la misma tem-

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peratura, masas doble, triple, etc., de una misma sustancia (sean, por ejemplo,bolas de acero de 10, 15, etc. kilogramos), entonces las cantidades de agua defusión serán doble, triple, etc., de la producida por la masa inicial (la de 5 kg).Finalmente, si cantidades iguales de una misma sustancia (sean varias bolas deacero de 5 kg de masa) se calientan a una determinada temperatura y al

doble, al triple, etc., de ella, las cantidades de agua licuadas serán también eldoble, triple, etc., de la primera. En consecuencia, el experimento prueba que,efectivamente, la cantidad de calor almacenada por los cuerpos depende de lanaturaleza del cuerpo, de la masa y de la temperatura, siendo tal dependenciadirectamente proporcional en cuanto a la masa y a la temperatura.

Respecto a la naturaleza, cada sustancia presenta una diferente capa-cidad de almacenar calor. Esta propiedad físico-química se evalúa medianteel llamado calor específico. El calor específico de una sustancia se define comola cantidad de calor necesaria para elevar en 1 °C la temperatura de 1 gramo dedicha sustancia. La unidad de calor es, precisamente, la caloría, que es la cantidadde calor necesaria para elevar en 1 °C la temperatura de un gramo de agua pura(con más precisión, para aumentarla de 14,5 a 15,5° C). Luego, el calor específico del agua pura es 1 cal / g * ° C.

La ecuación que permite calcular la cantidad de calor, Q, en calorías, ganado operdido por un cuerpo al variar su temperatura de un valor inicial t1 a otro t2 es:

Q =c *m*(t2-t1),

siendo c el calor específico del cuerpo y m su masa. Nótese que, tal como se dijo

antes, una masa doble de una misma sustancia sufre, con la misma variacióntérmica, una ganancia o pérdida doble de calor, y análogamente con unatemperatura doble. Por otra parte, como c y m son siempre valores positivos, sila temperatura final, t2, es mayor que la inicial, t,, entonces se obtiene un valor positivo, lo que significa una ganancia de calor. Si, por el contrario, el cuerpopierde temperatura, pasando de un valor inicial a uno final menor, entonces seobtiene un valor negativo, lo que significa una pérdida de calor. En consecuencia,un incremento de temperatura se traduce en una ganancia de calor y,recíprocamente, una ganancia de calor se refleja en un incremento detemperatura, salvo que se den cambios de estado. Del mismo modo, mutatismutandis, ocurre con los descensos términos y las pérdidas de calor.

Sin embargo, dado que el calor específico es distinto para cada sustan-cia, un cuerpo puede poseer más calor que otro y en cambio presentar unatemperatura más baja. O, de otra manera, hay cuerpos, como el agua, que,para calentarse hasta una temperatura determinada, requieren mucho más calor que otros, suponiendo masas y temperaturas iniciales iguales. Lo que siempre escierto es que el calor se transfiere desde el cuerpo con mayor temperatura a losmás fríos. Y, además, que el calor cedido por el cuerpo caliente es igual al calor ganado por lo más fríos que lo rodean, continuando la transferencia hasta quese igualan las temperaturas.

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9.4.- Termometría

El termómetro es el instrumento (meteorológico) que mide la temperatura. Elfundamento de los termómetros usuales es el fenómeno general de la dilatación y

contratación de los cuerpos al variar la temperatura. Como cuerpo testigo seprefieren algunos líquidos, como el mercurio y el alcohol, y ciertos gases paramedidas cuidadosas en laboratorio. La graduación de los termómetros usuales serealiza fijando en una escala los puntos de congelación y de ebullición del agua.El primero se obtiene sumergiendo, el termómetro con la escala en construcción,en hielo fundente, que mantiene una temperatura de 00 C mientras haya hielo enfusión. El segundo se halla sometiendo el instrumento a un chorro de vapor deagua hirviendo a la presión normal. Fijados los dos puntos, se divide elsegmento comprendido entre ellos en cien partes iguales, y se añaden másdivisiones de esta magnitud por debajo de cero grados, teniéndose, así, eltermómetro con la escala centígrada usual.

9.4.1.- Termómetros de mercurio.

La temperatura del aire se mide corrientemente con un termómetrode mercurio. Éste consiste en un tubo de vidrio de pequeña y uniformesección interior, que por un extremo termina en un depósito y está cerradopor el otro extremo. El depósito y parte del interior del tubo están llenos demercurio y el resto está vacío. Cuando aumenta la temperatura se dilatanel vidrio y el mercurio; pero el mercurio mucho más de prisa que el vidrio.Una escala conveniente grabada en el vidrio nos indicará, por consiguiente,

la temperatura.En las estaciones meteorológicas termométricas con una dotación co-

rrecta de instrumental se utilizan dos termómetros: el de máxima y el de mínima,separados (en otras, se usa el, muy común en el comercio, termómetro de máximay mínima conjunto, en forma de U, de menor precisión). El termómetro de máximautiliza mercurio, mientras que el de mínima, alcohol. El caso es que el punto desolidificación del mercurio se produce a -38, 5° C, con lo que tal sustancia no sirvecomo buen indicador de temperaturas inferiores. Del mismo modo, el alcohol, muyvolátil, no sirve para la medición de temperaturas altas. El termómetro de máxima yel de mínima permiten apreciar hasta la décima de grado centígrado.

Termómetros de máxima y mínima. La temperatura más alta y la más bajaregistradas durante el ciclo diario son de gran importancia y se miden contermómetros especiales.

El termómetro de máxima (fig.2., izquierda) es un termómetro corrientede mercurio con un estrechamiento en el ánima, cerca del depósito. Cuandoaumenta la temperatura, el mercurio es obligado a pasar el estrechamiento yasí sigue haciéndolo hasta que se alcanza la temperatura máxima. Sinembargo, cuando el depósito se enfría y el mercurio se contrae, el mercurioqueda detenido en el tubo por el estrechamiento, marcando la temperatura

más alta que ha habido. El principio es el mismo que el que se usa en lostermómetros clínicos, porque la temperatura del enfermo es la temperatura

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máxima a que el termómetro ha estado expuesto. Cuando la temperaturamáxima se ha anotado, la enfer mera sacude su termómetro y el observador meteorológico voltea el suyo, hasta que la columna de mercurio queda unida almercurio del depósito.

El termómetro de mínima es un termómetro de alcohol corriente (fig. 2.derecha) que se dispone en posición horizontal. Dentro del alcohol hay unavarilla pequeñita, o índice, que descansa sobre el interior del tubo y quepuede ser movida inclinando el instrumento. Cuando se eleva la temperatura,el alcohol se dilata, sobrepasando el índice; pero cuando el alcohol se contraetanto que el extremo libre de la columna de alcohol toca el índice, la tensiónsuperficial del menisco arrastra el índice consigo. Cuando de nuevo crezca latemperatura, el índice será dejado atrás, marcando el punto más bajo queha sido alcanzado. Aproximadamente a mediodía el observador inclina eltermómetro y lleva el índice hasta el menisco, preparando el instrumentopara el siguiente ciclo diurno.

Fig.22.-Fundamento de los termómetros de máxima

(izquierda) y de mínima (derecha)

9.4.2.- Termógrafo.

Una estación bien equipada tendrá un termógrafo, instrumento queregistra de modo continuo la temperatura. Un termógrafo típico consiste enuna sustancia que se dilata y se contrae con las variaciones de temperatura,un reloj que hace girar un cilindro al que se ha arrollado una hoja de papel ypalancas amplificadoras con una pluma que traza una curva sobre el papel. Elpapel registro se llama un termograma.

Un termógrafo de uso muy corriente es el que usa como elementosensible una banda bimetálica. Se sueldan juntas dos cintas de metal,curvadas, de coeficientes de dilatación muy diferentes. Cuando varía latemperatura, los dos metales se dilatan desigualmente y la curvatura de labanda cambia. Este cambio se transmite por palancas a una pluma quedibuja sobre el termograma la temperatura. La estructura general de untermógrafo bimetálico se muestra en la figura 3.

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Fig. 23.-Fundamento del termógrafo

Hay otros modelos de termógrafos, pero el principio de su construcción es, máso menos, el mismo para todos. Lo característico de todos los termógrafos esque no son muy de fiar para medir valores absolutos, pero indican muy bien loscambios. Para obtener valores absolutos de confianza es necesario comparar lacurva del termógrafo con las lecturas del termómetro y corregir las diferencias.

9.4.3.- Los termómetros digitales

Los termómetros digitales, basados en termopares y en otros dispositi-vos, alimentados con una pila, han revolucionado el mundo del termómetrotradicional. La temperatura se indica en dígitos y, generalmente, con una granprecisión, presentando, además, muchos de esos tipos una baja inercia, con lo queen pocos momentos el aparato da la verdadera temperatura del aire allá donde sesitúe. Conviene, en muchos de ellos, como se indica en las especificacionestécnicas y de funcionamiento de los aparatos, que la sonda esté sometida a un

flujo de aire, o, lo que es lo mismo, movimiento, para poder efectuar una lecturarápida.

9.5.- Observación de las temperaturas

Aunque la medición de la temperatura del aire, que es la que más interesaen los estudios climáticos, parece fácil, exige bastantes cuidados,convenciones. En primer lugar, la temperatura siempre se mide «a la sombra». Siun termómetro se expone al Sol, en pocos momentos muestra un.¡ temperaturanotablemente elevada, aun con tiempo frío. En realidad, la temperatura que mideno es la del aire, sino la suya propia, resultado de la absorción de radiación

solar directa que ha efectuado. Aunque no suele creerse, el aire tieneprácticamente la misma temperatura al Sol que a la sombra, ya que apenas

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absorbe radiación solar. El termómetro, sin embargo, no puede colocarsepegado a una pared, aun quedando a su sombra, porque ésta le limita laventilación y, además, porque por radiación o hasta por contacto puedeenfriarlo o calentarlo.

9.5.1.- Cobertizo Stevenson

Con la finalidad de que las mediciones de la temperatura del aire sean lomás correctas posibles y puedan, además, ser comparables, los termómetros secolocan en el interior de una garita meteorológica. Ésta es un cajón demadera de buen tamaño, con paredes en forma de doble persiana, para queel aire pueda circular por su interior, sustentada por cuatro patas que apoyan enel suelo. Una puerta permite acceder al interior de la garita, donde se instalanlos termómetros y otros instrumentos meteorológicos, para realizar lascorrespondientes lecturas. Los termómetros de máxima y de mínima se colocanen el centro de la garita, en posición horizontal, a una altura aproximada de 1,5 msobre el suelo. La garita va pintada de blanco, para disminuir la absorción deradiación, y lleva un tejadillo con un orificio, que favorece la circulación del aire en suinterior. Conviene que la puerta abra, en las latitudes medias del hemisferioseptentrional, hacia el norte, para evitar que la radiación solar directa alcancelos instrumentos. Con el dispositivo de la garita meteorológica se logra que eldepósito del termómetro alcance la misma temperatura que la del aireambiente, evitándose, en gran medida, que objetos próximos le transmitan calor por radiación.

En algunos observatorios, especialmente de carácter

agrometeorológico, hay termómetros a distintos niveles sobre el suelo y bajoél, sobre iodo uno de mínima a 10 cm sobre la superficie.

9.5.2.- Calculo de las Temperaturas medias

Por último, aunque a veces la temperatura media de un día se obtienecomo promedio entre la máxima y la mínima de esa jornada, en Chile el serviciometeorológico nacional, actualmente la obtiene como el promedio lasobservaciones de las 12 UTC y 00 UTC y la máxima.

9.5.3.- Escalas de temperatura.

El primer instrumento rudimentario para estimar la temperatura(termoscopio) fue inventado por Galileo, probablemente hacia 1595. Vinodespués el llamado «termómetro florentino», con bastantes puntos desemejanza a los termómetros corrientes de ahora, salvo que era dealcohol, y no de mercurio. Este termómetro marcaba la temperatura enfracciones del volumen del depósito y la calibración y comparación de losinstrumentos resultaban sumamente enojosas. A principios del siglo XVIIIse introdujeron varias escalas arbitrarias, pero pronto ganaron terreno lasfundadas en el uso de «puntos fijos».

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9.5.3.1.- Escala de Fahrenheit

La escala Fahrenheit la mejor conocida entre la gente de habla

inglesa fue inventada por el físico alemán Fahrenheit en 1714. El punto 0 deesta escala fue señalado en el extremo de la columna de mercurio cuandose colocó el termómetro en una mezcla, a partes iguales, de hielo yamoniaco. En el punto que suponían que señalaba el «máximo calor de lasangre» de un hombre sano, se marcó 12, y más tarde 96. El intervalo entreambos puntos se dividió en partes iguales. Estas opciones eran totalmentearbitrarias, sugeridas por conveniencias.

Actualmente, en la escala de Fahrenheit el punto de fusión delhielo puro está en los 32° F., y el punto de ebullición del agua en los212° F. De modo que el intervalo entre esos dos puntos es 180 ° F. Esteintervalo se divide en 180 partes iguales, continuando uniformemente lagraduación para temperaturas más altas y más bajas. Es interesante hacer notar que mientras el hielo puro se funde a 32° F., el agua pura se puedeenfriar por debajo de esta temperatura sin que se congele. Un cubo medio llenode agua corriente con abundantes trozos de hielo que hayan sido agitadosalgún tiempo, fijará el punto de fusión con aproximación buena.

En su viaje a través de las montañas de Asia, Marco Polo se diocuenta de que los alimentos tardaban en hervir más en el «airepenetrante» de las altas montañas que en el aire más denso de las tierras

bajas. Ahora se sabe bien que el punto de ebullición del agua disminuyelentamente con la presión atmosférica, y el punto de ebullición a que noshemos referido al hablar de la escala termométrica es el que corresponde alagua pura a la presión normal al nivel del mar.

9.5.3.2.- La escala Réaumur

Esta escala fue introducida en 1731 por el físico francés Réaumur.En esta escala el punto de fusión del hielo es 0° R., y el de ebullición delagua, 80° R. La escala Réaumur fue muy usada en la Europa central hastael comienzo de este siglo, pero ha caído en desuso.

9.5.3.3.-La escala Celcius.

La escala centígrada fue ideada en 1742 por el astrónomo suecoCelsius. En esta escala el punto de fusión del hielo es 0°C., y el de ebullicióndel agua, 100° C. Así que el intervalo de 100° C, se corresponde con el de180°F., de forma que una diferencia de 1° C. corresponde a 9/5° F. Ypuesto quelos puntos 0 difieren en 32° F

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9.5.3.3.- La escala Absoluta

La mayor parte de los hombres de ciencia prefieren una cuarta escala que sellama absoluta (ºA). Es parecida a la centígrada, salvo que el punto de fusióndel hielo está en 273° K., y el de ebullición del agua, en 373° K. En esta escala

no puede haber temperaturas negativas; su cero es el cero absoluto.

9.5.3.4.- La escala de Kelvin

El concepto de la temperatura fue perfeccionándose, en virtud deconsideraciones sobre la máquina térmica ideal reversible de Carnot (hacia1824); y sobre experimentos de Joule (hacia 1840), que establecieron unarelación numérica entre el calor y el trabajo mecánico. Joule había descubiertoque la eficiencia de una máquina térmica tiene que ser inversamenteproporcional a la temperatura absoluta. Después Thomson (lord Kelvin) se diocuenta de que la máquina de Carnot proporciona un medio de medir latemperatura, con independencia de las propiedades de cualquier sustanciaespecial. Eso condujo a definir la escala termodinámica de temperatura,que suele llamarse escala de Kelvin (°K.). Éste en realidad definió la razón dedos temperaturas; pero dividió en 100 partes iguales el intervalo entre lospuntos de ebullición y fusión del agua; en eso coinciden las escalas Kelvin,Absoluta y Celcius.

La escala de Kelvin está reconocida hace tiempo como la fundamental, ala cual deberían referirse todas las temperaturas. Sin embargo, como haydificultades experimentales para medir temperaturas por medio de máquinas

térmicas, se ha adoptado una escala práctica, denominadaescala

internacional de temperatura (1948). En ella hay seis puntos fijos, desde elpunto del oxígeno (- 183° C.), hasta el punto del oro (1.063° C.). Dos de ellosse denominan puntos fijos fundamentales: el punto fijo del hielo (0° C.) yel del vapor (100° C.). Esa escala puede ser verificada por experimentosfáciles de reproducir; para todos los fines prácticos sus temperaturascoinciden con las de la escala termodinámica. En la práctica meteorológica laescala única no tiene ventaja real, sobre las otras hoy en uso.

En el transcurso del tiempo la escala de Réaumur emigró de Francia yencontró en Alemania un nuevo hogar. La escala de Fahrenheit abandonó

Alemania y llegó a ser la escala popular en el imperio británico y los EstadosUnidos. La escala centígrada, que se llama frecuentemente escala de Celsius,se ha extendido desde Suecia a todos los países que usan el sistema métricodecimal de unidades. La mayoría de los científicos usan la notación °K., sininsistir en que la magnitud representada por ese símbolo derive realmente dela definición de Kelvin.

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9.5.3.5.- Relación entre escalas.

La relación entre las la escala Celcius y las otras escalas y viceversa se puedeescribir:

De Celcius a Fahrenheit:

°F = 9 *°C + 32.5

De Fahrenheit a Celcius

°C = 5 *(°F - 32)9

De Celcius a Reamur :

°R = 4 *°C + 80.5

De Reamur a Celcius

°C = 5*(°R - 80)4

De Celcius a Absoluta:

°A = °C + 273.

De Absoluta a Celcius

°C = °A - 273

9.5.4.- Ejercicio:Trasforme a escalas ºF, ºR y ºA los datos de temperatura Media de suestación y grafique los datos obtenidos, ¿se mantiene o cambia la forma dela distribución anual de la temperatura media según la escala?

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10.- VARIACION DE LA TEMPERATURA DEL AIRE EN EL TIEMPO Y EL ESPACIO

10.1.- Variación diaria de la temperatura del aire

Al nivel de la superficie terrestre la atmósfera se calienta y se enfría

debido, fundamentalmente, a los cambios que se producen en el estadotérmico de la superficie del suelo, a los que continuamente sigue. Latemperatura del aire en la superficie terrestre deriva, en consecuencia, deuna igualdad entre el calor escasamente ganado por absorción de laradiación solar y del más abundantemente obtenido de la superficie delsuelo en forma de radiación infrarroja, calor latente de evaporación e inter-cambio turbulento de la superficie a la atmósfera, y el calor procedente dela Tierra y la atmósfera que se pierde en el espacio. De manera gráfica esossucesos se esquematizan en la figura 2.

La marcha de la temperatura del aire en la superficie terrestre, medidaen termómetros instalados a 1,25-2 m de altura, en el interior de abrigosmeteorológicos, permite deducir que cerca de la salida del Sol y con lallegada a la superficie terrestre de la energía radiante del Sol y su conversiónen el suelo en energía calórica, se reinicia el calentamiento del suelo y por acción de éste, seguidamente, del aire de encima. Asimismo, que el aumentode la temperatura del aire se mantendrá normalmente aún después deculminar el Sol, ya que si bien en esos momentos el flujo de radiación recibidoen la superficie terrestre es máximo, el de la radiación, emitida es inferior. Deeste hecho resulta un excedente de calor para seguir calentando esa superficiey ésta a su vez al aire de encima. En consecuencia la temperatura continuará

ascendiendo hasta que los dos flujos se hacen iguales, momento de equilibriocalórico en que se registra la máxima temperatura del aire que, en promedio,sucede en las primeras horas de la tarde.

Figura 24. Variación diaria de la insolación y de la temperatura del aire. SegúnDonn. 1978.

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Pasado ese momento y a medida que el Sol declina, el suelo se vaenfriando con el consiguiente enfriamiento del aire adyacente que vaperdiendo calor por radiación y por conducción molecular, capa a capa, haciael suelo más frío. Por la noche, al cesar el aporte de calor desde el Sol seestablece en la superficie terrestre un balance calórico negativo y, como

derivación, se produce un enfriamiento del suelo seguido de el del aire deencima hasta, en promedio, un poco antes de la salida del Sol; al finalizar lanoche el enfriamiento puede alcanzar un centenar de metros de altura. Enaquel instante, antes de la salida del Sol, en que se equilibran las pérdidas yganancias de calor y se reinicia el calentamiento del suelo por acción de laradiación solar, se registra la temperatura mínima.

Ese instante en que los hechos precedentes ocurre depende, en mucho,de las condiciones del tiempo local, particularmente del tipo de masa de airede encima, la nubosidad, etc. La diferencia entre la temperatura máxima y lamínima diaria se llama amplitud térmica diaria.

La variación diaria de la temperatura del aire en la superficie terrestre estáinfluenciada por diversos factores, entre ellos, la brevedad de su ciclo, lamovilidad del aire, la nubosidad, la latitud, la composición de la superficiedel suelo, la extensión, profundidad y movilidad de las aguas marinas y laproximidad de la superficie terrestre.

La brevedad del ciclo diario limita la penetración del calor a una capa desuelo de pequeño espesor, en comparación con la mayor que se registra enaguas marinas y más aún en la atmósfera, como resultado de la gran movilidad

del agua y del aire. Como corolario, la variación diaria de la temperatura delaire resulta considerable sobre las superficies continentales y prácticamentenula sobre los océanos.

De manera general, el movimiento del aire y la nubosidad reducen lavariación diaria de la temperatura del aire en comparación con lo que seregistra en días de calma o de cielo despejado, respectivamente. El viento lohace por aumentar el transporte vertical del calor por turbulencia, muyespecialmente de noche cuando acarrea calor de capas más elevadas,digamos 200 m de altura, hacia la superficie. La nubosidad, por su efectolimitante de la penetración de la radiación solar hasta la superficie terrestre

durante el día, en tanto, durante la noche, impide en gran medida la pérdidade calor al espacio de la radiación transparente que, en buena parte, esemitida de vuelta nuevamente hacia ésa superficie. Por eso, con nubosidadpresente, la superficie terrestre se muestra más fría durante el día y máscálida durante la noche.

La variación diaria de la temperatura del aire normalmente vadisminuyendo desde las bajas a las altas latitudes, debido a que la variaciónen la altura del Sol sobre el horizonte es escasa a altas latitudes y consi-derable en las bajas. Ocasionalmente, esta situación se encuentra encubiertapor la presencia de grandes masas de aguas oceánicas, como sucede en las

latitudes altas del Hemisferio Sur. Allí su acción reguladora hace que las

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amplitudes térmicas resulten bastante menores que las que en esos lugaresnaturalmente debieran registrarse.

La composición del suelo influye sobre la variación diaria de latemperatura del aire según su capacidad calorífica y su conductividad térmica.

Cuando el suelo está seco genera variaciones más grandes que cuando estáhúmedo, situación que resalta la acción moderadora del agua.

Las aguas marinas, con mayor peso específico que el suelo aunquecon menor conductividad térmica, agregarán y perderán calor máslentamente que este. Además, por su relativa transparencia a la radia-ción solar, las aguas permiten el pasaje de la energía absorbida a másprofundidad y en mayor cantidad. que en el suelo, limitado por su opacidad.Estas acciones, incrementadas por la existencia de movimientos turbulentos ycorrientes oceánicas que redistribuyen el calor, terminan por ejercer unefecto combinado del que resultan hechos fuertemente reguladores de lasvariaciones de la temperatura del aire, naciendo una reducida amplitudtérmica. A diferencia, el suelo calentará mucho durante el día y se enfriarátambién mucho durante la noche; el resultado será una mayor amplitud térmi-ca diaria.

En las cercanías del suelo, fuente de calor y principal causante de lavariación de la temperatura del aire, ésta resultará mayor, atenuándose conla. altura a medida que se hace mayor la distancia de la citada fuente de calor;se puede decir que el mayor vigor de las variaciones térmicas se produce enla superficie misma. Este hecho está extraordinariamente atenuado en la

superficie de los océanos, ya que del calor ahí almacenado, el aire seadueña sólo de una porción desdeñable.

10.2.- Variación anual de la temperatura del aire

La variación anual de la temperatura del aire deriva principalmente de loscambios de la duración del día y de la inclinación de los rayos solares queinciden en la superficie terrestre. Esta variación puede representarsegráficamente (Figura 3) mediante una curva de tipo sinusoide en la queresaltan dos puntos. Uno con valor máximo de temperatura que cabe a laestación de verano y otro con valor mínimo que cabe a la estación de

invierno. Ninguno coincidente con los momentos de máxima y de mínimaradiación solar ocurrentes hasta alrededor de 45 días posteriores a lossolsticios de verano y de invierno, respectivamente, debido al mismo procesoya explicado al tratar la variación diaria de la temperatura del aire.

Esta curva, que muestra variaciones térmicas entre el invierno y veranomás intensas sobre sitios continentales que sobre superficies oceánicas,permite obtener noticias sobre la temperatura media del mes más cálido delverano y la del mes más frío del invierno cuya diferencia, llamada amplitudtérmica media anual, es mayor sobre superficies continentales que sobreoceánicas y decrece de los polos al ecuador.

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Figura 25: Curso anual de la temperatura media

6.3.- Ejercicio

Con los diagramas Ombrotermico, de termoisopletas de Troll interprete elcomportamiento anual de las temperaturas medias en la estación asignada asu grupo.

10.3.- VARIACIÓN DE LA TEMPERATURA CON LA ALTURA

10.3.1.- Gradiente vertical de temperatura

Si recordamos la disposición media de la radiación solar entrante connubosidad normal, tendremos presente que se estima que sólo un 22% dela radiación solar incidente es absorbida por la atmósfera, en tanto, de laque llega a la superficie terrestre el 43% es absorbida por ésta y el resto, 35%,

reflejada y devuelta nuevamente al espacio.Una de las principales consecuencias de estos hecho es que el suelo se

calentará durante el día y, como resultado, la capa de aire más próxima a lasuperficie terrestre, la troposfera, se calentará desde abajo, por la radiación deonda larga emitida por la superficie terrestre, calentamiento acrecentado por laacción de la radiación de mismalongitud de onda reirradiada desde la mismaatmósfera, sobre todo por el vapor de agua (contrarradiación atmosférica), haciala Tierra.

Este calentamiento del aire desde abajo trae, en la troposfera, una

disminución de la temperatura con la altura, disminución atribuible en granmedida al alejamiento en altura del aire de la fuente de calor del suelo, a la

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menor densidad del vapor de agua con la altura que le resta capacidad paraacumular calor, y al enfriamiento por expansión que sufre el aire al elevarse.

El grado de Variación (crecimiento o decrecimiento) de la temperaturasobre una unidad de longitud a lo largo de la vertical, se llama gradiente

vertical de temperatura.

γ = δ T = ∆ t = T2 -T1

δ h ∆ h h2-h1

En dondeT2 es la temperatura del nivel superior T1 es la temperatura del nivel inferior h2 es la altura del nivel superior h1 es la altura del nivel inferior

En la troposfera el decrecimiento medio de la temperatura con laaltura es de aproximadamente, 6,5 °C por cada kilómetro, es variable con ellugar y con el tiempo y su valor real puede deducirse de los datos delradiosondeo y graficarse en diagramas aerológicos.

Esta inconstante disminución de la temperatura con la altura en latroposfera, depende de varios factores resultantes de la circulaciónatmosférica que pueden llegar a generar, por ejemplo, zonas en que la tem-peratura disminuye con el valor promedio de 6,5 °C, otras en que varía menos ono varía con la altura, y otras en la que la temperatura aumenta con la

altura, en las llamadas capas de inversión de temperatura.

10.3..2.- Estratificación del aire: estabilidad e inestabilidad

La troposfera, o, mejor, una de sus capas, presenta una estratificaciónestable, y se dice comúnmente que hay estabilidad atmosférica, cuando alseparar verticalmente, tanto hacia arriba como hacia abajo, una partícula de airedel nivel en que se encuentra, tiende a volver a su posición primitiva. De estemodo, los movimientos verticales del aire se ven dificultados. Si, por el contrario,la partícula de aire separada verticalmente tiende a proseguir el movimiento en

el sentido en que se ha iniciado, alejándose del nivel de partida, hayestratificación inestable o inestabilidad atmosférica. En este caso, losmovimientos verticales del aire se ven favorecidos. Un tercer caso,denominado de estratificación neutra o indiferente, es aquel en el que la partículade aire separada verticalmente de su nivel de partida queda en la nueva posición ala que se lleva, sin volver a la posición inicial ni proseguir en su movimiento. Así,los movimientos verticales del aire ni son dificultados ni favorecidos.

El tipo de estratificación del aire se deduce de la comparación de latemperatura de la partícula de aire en el nivel al que se lleva con la del aireambiente en ese nivel, ya que la densidad del aire, y, por tanto, su flotabilidad,

depende, para una presión determinada -la del nivel de comparación- de latemperatura. En realidad, se trata de la temperatura llamada virtual, que tiene en

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cuenta la pequeña diferencia de densidad que causa la mayor o menor humedaddel aire. A efectos prácticos, basta comparar las temperaturas usuales, de talmanera que si la de la partícula supera la del aire ambiente, asciende, y si esmenor, desciende.

Como la variación de la temperatura de la partícula o burbuja de aire quese mueve verticalmente depende del tipo de evolución adiabática, seca osaturada, que siga, se van a diferenciar dos casos. Sea, en primer lugar, unaevolución adiabática seca, es decir, en que la partícula que es separada de sunivel atmosférico realiza el movimiento vertical sin condensar su vapor deagua. En este caso, variará su temperatura a razón de 1°C/100 m (γ ). Pues bien,dado un cierto gradiente térmico vertical en el estrato aéreo estudiado (α ), quedeterminan los sondeos, la estratificación del aire será:

estable, si α < γ

inestable, si α > γ neutra, si α = γ

Sea, ahora, una evolución adiabática saturada, es decir, en que la partícula oburbuja de aire que es separada de su nivel atmosférico realiza el movimientovertical condensando su vapor de agua. En este caso, variará su temperatura arazón de 0,5° C / 100 m (γ s). Pues bien, la estratificacióndel aire será:

estable, si α < γ s

inestable, si α > γ s

neutra, si α = γ s

En las figuras adjuntas se representan los ascensos y descensos deuna burbuja de aire en diferentes casos de estratificación y de evoluciónadiabática. Vamos a explicar el primero -los restantes se hacen de un modosimilar-, para reforzar la comprensión de este tema. Un sondeo ha nivelesaltitudjnales que se indican, desde los 300 a los 900 metros, las temperaturasque figuran en la columna vertical derecha. Supóngase que tomamos unaburbuja de aire del nivel de los 500 m, donde el aire tiene una temperatura de15°C. Forcemos el ascenso de la burbuja hasta los 600 m, donde llegará con14ºC. Esta temperatura de la burbuja es inferior a la del aire que la rodea, de 14,3°

C, luego, al ser más fría, es también más densa, y volverá al nivel de partida de los500 m. Si la forzamos a ascender a los 700 m, igualmente descenderá, porqueallí tendrá 13°C, frente a 13,6° C del aire ambiente. Lo mismo se dará más arriba.Veamos qué ocurre si la burbuja es forzada a bajar, hasta los 400 m. Llegará allícon 16° C, temperatura superior a 15,7o C ese nivel, por lo que, al ser máscaliente y ligera, subirá hasta el nivel de partida. Algo similar se producirá si laburbuja es llevada hasta los 300 m. En resumen, los movimientos verticales delaire se ven dificultados: se trata de una estratificación estable. A la mismaconclusión se llega, de inmediato, teniendo en cuenta que el gradiente térmicovertical del ejemplo es α =0.7°C/100m<γ .

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Figura.26.- Cuatro ejemplos de estratificación atmosférica.

Se representan cuatro casos de estratificación del aire, el primero de loscuales se explica, detalladamente, en el texto. Se supone una burbuja de aireforzada a ascender y descender desde el nivel de partida de los500 m. Lastemperaturas del aire de los diferentes niveles altitudinales consideradosfiguran a la derecha de las burbujas y las de éstas en su interior. Las flechas dela derecha señalan la tendencia del movimiento vertical de las burbujas, unavez separadas de su nivel de origen Se supone que los tres primeros casosresponden a procesos adiabáticos secos y el último: t un proceso adiabático

húmedo, es decir, con condensación a lo largo de todo el espesor atmosféricoconsiderado.

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Figura.27.- Curvas de estado de los casos primero y segundode la segunda de la figura precedente.

En unos ejes de coordenadas cartesianas con la altitud en ordenadas, yla temperatura en las abscisas se representan las temperaturas del aire de loscasos citados, que definen las unos “curvas de estado. Se añade, a trazos, laadiabática seca. Las curvas de estado con mayor pendiente que la adiabáticacorresponden a casos de estabilidad y las de menor pendiente, a casos deinestabilidad.

Las temperaturas de los niveles atmosféricos considerados y las de lasprimeras evoluciones adiabáticas seca y saturada pueden representarse en ejescartesianos, con la temperatura en el eje de las abscisas y la altitud en el deordenadas. Las primeras dibujan la llamada curva de estado. Si ésta tiene

mayor pendiente que la adiabática correspondiente hay estabilidad y en casocontrario, inestabilidad.

Por último, hay que precisar que el gradiente térmico vertical no tiene por qué ser constante, dándose, con frecuencia, por ese motivo, estratificaciónestable en un cierto espesor troposférico e inestable en otro. Por otra parte, alsobrepasar un cierto nivel suele producirse, a menudo, condensación, con loque hay evolución adiabática seca en una capa y saturada en otra.

10.3.4.- Cambios en la estabilidad atmosférica

Los gradiente térmicos verticales, que varían bastante en el espacio y enel tiempo, determinan decisivamente el tipo de estratificación atmosférica. Si

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los gradientes superan 1ºC/l00 m hay inestabilidad y si no alcanzan los 0.5ºC/100 m, estabilidad, con independencia del grado de humedad del aire, comose deduce de las desigualdades presentadas en el párrafo anterior. Enconsecuencia, un aumento del gradiente térmico vertical en una capatroposférica “tiende” a inestabilizarla y disminución, a estabilizarla. El

aumento se consigue mediante el calentamiento de la parte inferior de la capay/o el enfriamiento de la superior y la disminución mediante el enfriamiento de lainferior y/o el calentamiento de la superior.

En la troposfera hay cuatro procedimientos que originan lo anteriormentedescrito:

a) una advección diferencial, es decir, advecciones de diferentescaracterísticas térmicas en dos niveles altitudinales;

b) Calentamiento o enfriamiento por una superficie, como o lo queocurren al aire que se desplaza sobre una superficie más caliente o fríaque él o al que se encuentra sobre una superficie con una ganancia opérdida radiativa;

c) un enfriamiento por radiación en la parte alta (en el caso de las nubes,absorben radiación terrestre por su base e irradian desde sus cimas); y

d) el movimiento vertical de capas enteras, sea ascendente o dedescenso, que puede conllevar una inestabilidad o estabilidadconvectivas.

10.4.- Inversiones térmicas

Se dice que existe inversión térmica cuando la temperatura aumenta con

la altitud en un determinado estrato atmosférico. Los sondeos de la atmósferadetectan fácilmente las inversiones térmicas, aunque es posible sospechar suexistencia por la presencia de ciertas formas nubosas y nieblas o hasta constatarlaen tierra con los registros térmicos de observatorios situados a diferente altitud.La expresión inversión térmica alude al hecho de que esa situación supone lainversión de lo que es normal en la troposfera, esto es, una disminución de latemperatura con la altura.

Hay que distinguir cuatro tipos distintos de inversión térmica:

a) de tierra o superficial ,

b) por subsidencia,c) frontal.

La figura adjunta, en la que se representan las curvas de estado y las depuntos de rocío, ayuda a caracterizarlas y distinguirlas.

1.0.4.1.- Inversión térmica de tierra o superficial

Una inversión de tierra se origina por el enfriamiento del aire que hay en contactocon el suelo por una intensa pérdida radiativa de éste, especialmente en nochesinvernales, despejadas y con viento en calma. El enfriamiento conlleva, a menudo,

la saturación del aire, produciéndose nieblas; por este motivo, las curvas de estado yde puntos de rocío muchas veces prácticamente coinciden, y aumentan su valor

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con la altura, en una estrecha capa pegada al suelo. El límite superior de la niebla,cuando se da, coincide con el de la capa de inversión, a partir del cual latemperatura desciende con la altura y la humedad relativa disminuye, con ausenciade condensaciones. Es muy frecuente de noche y madrugada que la temperatura alnivel del suelo o a pocos centímetros sobre él sea inferior, en uno o más grados, a

la que, de un modo convencional, se registra a 1,5 m de altura en la garitameteorológica. Eso refleja, al margen de los «contagios» radiativos de lostermómetros de fuera de la garita, una inversión térmica de tierra, que, a veces,sólo afecta a un limitadísimo espesor aéreo.

Figura 28. Curvas de estado y de puntos de rocío típicas de inversiones de

tierra

10.4.2.- Inversión térmica por subsidencia.

La inversión por subsidencia se produce con el movimiento descendente, osubsidente, de las capas de aire en el seno de un anticiclón. El aire, albajar, se calienta y reseca, por lo que la curva de puntos de rocío se aleja, en elestrato con inversión, que está a una cierta altura, de la curva de estado. Lainversión por turbulencia se origina cuando en una atmósfera con estratificaciónestable la turbulencia hace descender aire de las capas altas y ascender el delas bajas, siendo la forma de las curvas de estado y de puntos de rocíoparecida a las de la inversión por subsidencia.

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Figura 29. Curvas de estado y de puntos de rocío tipicas de las inversiones por

subsidencia

10.4.3.- Inversión térmica frontal.

Por último, la inversión frontal, que es la que corresponde a un frente, apa- 1 recea cierta altura y con las curvas de estado y de puntos de rocío marcando, muypróximas -hay nubosidad-, un incremento simultáneo en el estrato con inversión.

Figura 30.- Curvas de estado y de puntos de rocío típicas de las inversionesfrontales.

Las curvas de estado se presentan con línea continua y las de puntos derocío, a trazos. La aproximación de ambas delata el aire cercano a lasaturación.

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10.5.- Efecto del gradiente térmico vertical en la difusión del humo

Como complemento a los conceptos desarrollados a lo largo de estetema, en la figura adjunta se presentan los efectos visibles que provocan

diferentes gradientes térmicos verticales en los penachos de humo. Se hanelegido cinco casos modélicos, el penúltimo de los cuales constituye unasituación de contaminación atmosférica peligrosa, dada la difusión hacia elsuelo de las emisiones. Los gradientes térmicos verticales se expresangráficamente mediante la curva de estado, con la referencia de la adiabáticaseca.

Figura 31

Fig 32

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FIg 33.-

Fig 34

Fig 35.

Figuras 32- 35 Formas de los penachos de humo según la estratificación del aire. Se representan las formas características de los penachos de humo encinco casos de estratificación del aire, definidos por la curva de estado (línea

continua, a la izquierda) y, como referencia, la adiabática (línea a trazos, a laizquierda).

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10.6.- Ejercicio.

85586 SCSN Santo Domingo Observaciones para

12Z 15 Oct 2008

----------------------------------------------------------------------Presion Altura TEMP Td HR RM Direc Vel

hPa m ºC ºC % g/kg grados nudos

----------------------------------------------------------------------

1012.0 75 5.4 4.7 95 5.32 120 4

1011.0 83 7.6 4.6 81 5.29 122 5

1009.0 100 7.4 4.7 83 5.33 127 6

1003.0 151 9.8 6.3 79 6.00 140 10

1000.0 176 11.0 7.1 77 6.36 140 10

996.0 210 12.4 7.7 73 6.66 139 10

972.0 415 13.8 5.8 58 5.98 136 10

963.0 493 13.2 5.2 58 5.77 135 10

947.0 633 12.0 4.0 58 5.41 152 12

926.0 821 12.4 -0.4 41 4.03 175 15925.0 830 12.4 -0.6 41 3.98 175 15

922.0 857 12.6 -1.4 38 3.76 174 15

900.0 1059 11.2 -5.8 30 2.77 164 15

887.0 1181 11.4 -6.6 28 2.64 158 14

871.0 1333 9.9 -4.7 35 3.10 150 14

863.0 1409 9.2 -3.8 40 3.36 152 15

850.0 1535 8.6 -10.4 25 2.05 155 17

810.0 1932 7.0 -28.0 6 0.47 164 12

806.0 1972 6.8 -28.7 6 0.45 165 12

756.0 2494 4.4 -37.2 3 0.21 140 17

729.0 2790 3.0 -42.0 2 0.13 149 19

700.0 3117 0.8 -44.2 2 0.11 160 21

639.0 3841 -4.7 -40.7 4 0.17 175 24626.0 4004 -5.9 -39.9 5 0.19 189 24

601.0 4323 -6.3 -54.3 1 0.04 216 23

593.0 4426 -7.2 -53.7 1 0.04 225 23

551.0 4989 -12.1 -50.6 2 0.07 235 20

514.0 5523 -16.7 -47.7 5 0.10 252 26

507.0 5626 -17.3 -50.3 4 0.08 255 27

500.0 5730 -17.9 -52.9 3 0.06 260 30

484.0 5972 -19.0 -56.1 2 0.04 275 37

477.0 6080 -19.5 -57.5 2 0.03 275 38

461.0 6328 -21.3 -58.2 2 0.03 275 41

429.0 6851 -25.2 -59.5 3 0.03 265 35

400.0 7360 -28.9 -60.9 3 0.03 275 48

379.0 7743 -32.3 -61.3 4 0.03 278 55372.0 7874 -31.5 -60.5 4 0.03 278 58

342.0 8466 -33.9 -64.9 3 0.02 282 69

323.0 8862 -37.1 -66.1 3 0.02 285 77

314.0 9058 -38.7 -66.7 4 0.02 285 84

300.0 9370 -39.3 -66.3 4 0.02 285 95

297.0 9439 -39.5 -66.5 4 0.02 285 97

250.0 10600 -46.1 -70.1 5 0.01 285 123

200.0 12060 -55.1 -77.1 5 0.01 285 132

150.0 13860 -60.3 -83.3 3 0.00 285 85

100.0 16400 -59.1 -86.1 2 0.00 310 22

Con los datos de altura correspondiente al Radiosondeo de Santo Domingo,representativo para la Región central de Chile.

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1.- En un papel milimetrado, construya un grafico de temperaturas versus laaltura. ¿Existe una inversión de subsidencia?¿ a que nivel de presión, altura seencuentra? y ¿Cual es la diferencia de temperaturas entre el nivel de superficiey este nivel?

2.- Determine el gradiente termico entre la superficie y los 972 hPa y entre los972 hPa y los 850 hPA. (Que diferencias 0 similitudes

3.- ¿Cuales son los datos de los 500 hPA y los 100 hPa?

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Capítulo 11: HUMEDAD ATMOSFERICA

(Moisture of the atmosphere; Luftfeuchtigkeit)

11.- EL CONTENIDO DEL VAPOR DE AGUA DE LA ATMÓSFERA

11.1.1.- Vapor de agua en la atmósfera.

En la mayoría de las ocasiones el vapor de agua está presente en la troposferapero la cantidad varía extensamente. Una medida conveniente del contenido enagua en el aire junto con la velocidad de la afluencia en un modelo detormentas da la humedad disponible para la precipitación. También, la cantidadde vapor de agua presente en la atmósfera afecta la absorción y el escape dela radiación. Los varios cambios del estado implican el aumento o el

lanzamiento de la energía térmica que se transfiere a partir de una área a otra yse transforma en otras formas de energía tales como potencial y cinética. Unavez más la cantidad de vapor de agua contenida por el aire y su grado desaturación, especialmente en las zonas micro climatológicas tienen importantesinfluencias en procesos biológicos y químicos, comodidad física, y la sequedadde materiales.

Los océanos, cubriendo cuatro quintas partes de la superficie de la Tierra,absorben un alto porcentaje de la radiación del incidente y son la fuente de lamayoría de la humedad atmosférica aunque la transpiración y la evaporaciónde las plantas, de los animales, y de las superficies hacen una contribución

considerable

11.2.- Humedad Atmosférica.

11.2.1.- Definición

La humedad atmosférica se define ampliamente como el contenido del vapor de agua de la atmósfera

Fig. 36.- Evaporación del agua

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11.2.2.- Expresiones de la Humedad Atmosferica

La cantidad de vapor de agua contenida en el aire puede expresarse dediferentes maneras:

11.2 .2.1 .- Tensión de Vapor.

La humedad atmosférica se expresa en términos de presión del vapor opresión parcial ejercida por el vapor de agua. Su unidad de medida es presiónen hectopascales, o en la longitud equivalente de una columna del mercurio enpulgadas o milímetros.

A una temperatura dada hay una cantidad máxima de vapor de agua quepuede ser soportada. Entonces el espacio se satura en esa temperatura y lapresión parcial ejercida por el vapor de agua es la presión del vapor de lasaturación (es) en esa temperatura. Se mide en .hectopales, o en pulgadas omilímetros de mercurio.

Si introducimos agua y aire seco en un recipiente, el agua se evapora en parte.La presión parcial del vapor de agua contenido en ese aire húmedo se llamatensión de vapor .

Si la temperatura T se mantiene constante, la evaporación prosiguehasta que se alcanza un estado de equilibrio tal que, para toda cantidad deagua que se evapora, hay una cantidad igual de vapor que se condensa.

En ese momento, se alcanza latensión máxima de vapor

para latemperatura T (constante). Se dice entonces que el aire está saturado devapor de agua.

Cuando la temperatura aumenta, la tensión máxima de vapor aumenta.

La curva de tensiones máximas de vapor de agua, en función de latemperatura, tiene un aspecto como el representado en la figura 2.

La cantidad de vapor que puede contener un volumen determinado deaire, es proporcional a la tensión de vapor, en virtud de la ley de los gases ya

mencionada. Así, pues, cuanto mas se eleva la temperatura, mayor es lacantidad de vapor de agua que el aire puede contener.

FIG.27.- Curva de tensiones máximas del vapor

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Por ejemplo, para una presión atmosférica de 1.000 mb, el aire saturadocontiene las cantidades de vapor de agua siguientes, referidas a un kilo de aireseco:

Temperatura - 20ºC - 10ºC 0ºC + 10ºC + 20ºC + 30ºC

Cantidad de agua,aproximada: 0,8 g 1,8 g 3,8 g 7,8 g 15 g 28 g

El resultado de la evaporación en la atmósfera libre, no es del todosemejante al de la evaporación en un recipiente cerrado, tal como el queacabamos de considerar.

. El volumen de aire a saturar es, en efecto, inmenso; de suerte que no sealcanza rápidamente la saturación y la tensión de vapor queda a menudo por debajo de la tensión máxima. Señalamos, sin embargo, que si se calienta elagua hasta que la tensión de vapor se hace igual a la presión atmosférica, elagua hierve. (Es decir, se produce una evaporación muy intensa, con formaciónde burbujas de vapor ascendentes en el interior mismo del líquido, querevientan en la superficie.) Puesto que la presión atmosférica disminuye con laaltitud, la temperatura de ebullición es cada vez más baja a medida que sesube. Es de 100º C al nivel del mar, mientras que a una altitud de 3.000 m esalrededor de los 90ºC.

Mientras mas ascienda la temperatura más vapor de agua puede ser soportado. Así la presión del vapor de la saturación aumenta con temperatura

según se muestra en la figuras 1 o en la tabla 1. A continuación si ocurre queel aire no esta saturado y se enfría, entonces se alcanza una temperaturacuando se satura. Esta temperatura se conoce como Punto de Rocío (Td,Temperature Dew Point en inglés) que es marcado por la condensación y eldepósito del agua líquida como rocío o hielo.

Si el aire es enfriado por debajo del punto de condensación sin lacondensación, hay un estado de sobresaturación, es decir más vapor de aguaque el necesario para saturar el espacio. También, las gotitas del agua puedenenfriarse por debajo del punto de congelación y convertirse superenfriadas. Lascondiciones de sobresaturación y la sobrefusión pueden ocurrir en la alta

atmósfera si los núcleos de la condensación están ausentes. Si seproporcionan los núcleos convenientes, la condensación y el congelamientoocurren.

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Fig. 28.- Variación de la presión del vapor con temperatura en los porcentajesde la saturación.

La presión del vapor saturante sobre el hielo es menor que sobre el agua a lamisma temperatura. En consecuencia el agua líquida o el vapor de agua, enpresencia del hielo, condensa sobre la superficie del hielo. Es decir, lapresencia de los cristales de hielo en una nube conduce al depósito del aguasobre ellos, a un aumento de tamaño de la gota, y quizás a la precipitación.

La presión del vapor de la presión del aire (ea) o de la presión de vapor

saturante en el punto de condensación Td pueden ser medidas directamente odeducidas de ecuaciones empíricas que utilizan la presión del vapor saturanteen la temperatura de bulbo húmedo (ew), presión de aire (p), bulbo seco (Ts) yde las temperaturas del bulbo húmedo (Tw). Estos son para el movimientoactual del aire en el psicrómetro de 2.4 m/sec,

ed = ew - 0.000660p (Ta - T w) ( 1 + 0.00115Tw) (1)

en donde la Temperatura está en °C

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11.2.2 .2 .- Ecuación de Lamoreux

Ln es = - [ 4157 /(239,1 + Ts)] +19.1955 (2)

en donde

es es la tensión de vapor saturante en hPa.,Ts es Temperatura del termometro seco en °C

11.2.2.3.- Punto de rocío

(dew point, Taupunkt)

En los mensajes meteorológicos, raramente se indica la humedadrelativa. Se da el punto de rocío (TdTd).

Expliquemos este concepto. Supongamos:

- una temperatura T,- la correspondiente tensión de vapor saturante E,- una tensión de vapor efectiva e.

Esto significa que la humedad relativa es (( e / E)* 100)

FIG. 29.- Punto de rocío (Td)

Si el aire se enfría (véase fig. 25), la tensión de vapor máxima E disminuye(curva de tensiones máximas de vapor). Vemos que a la temperatura Td, Ellega a ser igual a e. Se alcanza entonces una humedad relativa:

((e/E )* 100) % = 100 %, teniendo lugar la saturación

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El aire no puede enfriarse más sin que el vapor de agua se condense (Loscasos excepcionales de retraso en la condensación se consideran aparte.)

El punto de rocío es el valor al que debe descender la temperatura, del aire,

para que el vapor de agua que contiene cmnience a condensarse.

Cuando T, es muy diferente de T, el aire es seco. Cuando los dos valores sonpróximos, la humedad relativa es elevada. La comparación de T y de Td esmuy útil para la previsión de la niebla.

Si se puede contar con que la temperatura mínima descienda por, debajo deTI, el aire se saturará y podrá formarse niebla.

11 .2.2.4 .- Déficit de la saturación o déficit de la tensión de vapor.

La diferencia entre la presión del vapor saturante y la presión de vapor real a la temperatura en cuestión se conoce como el Déficit de saturaciónexpresado como ea - ed y mide la diferencia entre las condiciones de humedadexistentes y el estado saturado.

Tiene aplicaciones en la medición del “poder secante” del aire y enestudios biológicos.

11.2.2 .5 .- Humedad Relativa.

Una medición común del grado de saturación en una temperatura dadaes la Humedad Relativa (HR). La cual el cociente o razón porcentual lacantidad de humedad presente por la cantidad necesaria para saturar en esatemperatura. En el cálculo de la humedad relativa cualquier medida de lahumedad atmosférica pueden ser utilizada, ya sea la presión del vapor, lahumedad absoluta, etc.

(HR) = Humedad actual . * 100 (1)

Cantidad necesaria para saturar

H R .= ea * 100 (2)es

dondeea es la tensión de vapor actual o efectiva

es es la tensión de vapor maxima o de saturación.

HR = ρ w * 100. (3) ρ ws

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Aquí ρ w es la Humedad absoluta y ρ ws es la Humedad Absoluta si el aire fuera saturado a la temperatura dada.

Mientras que la presión del vapor de la saturación es varíe con la temperaturaTa según las indicaciones de la fig. 1., la humedad relativa cambiará según lacantidad presente de humedad e inversamente a la temperatura. Es decir, si latemperatura asciende y no hay cambio en contenido de agua, la humedadrelativa disminuye y viceversa. Esta relación inversa entre la temperatura y lahumedad relativa es ilustrada por el termo-higrografo el cual, en un día decontenido de agua constante, muestra la curva inversa de temperatura y la dehumedad relativa.

El confort humano es dependiente en humedad relativa en que controla elíndice de la evaporación de la transpiración de un cuerpo que entonces serefresque en una tarifa correspondiente. La vida, el crecimiento, y el desarrollode plantas, de enfermedades, de bacterias, y de animales son influenciados por humedad relativa.

11.2 .2 .6 .- Humedad Absoluta (ρ w).

Otra medida de humedad es la humedad absoluta (ρ w) definida como la masadel vapor acuoso en un volumen dado y en una temperatura dada..

Es decir, ρ w = Masa de vapor de agua = Mw = . g.. = grains (5.6)Volumen V cbm ft3

Es equivalente a la densidad del vapor de agua o a la concentración del vapor.Para el aire seco la relación entre la presión (p), la RT del p= de la ecuacióndel ρ ) y la temperatura T es dada por el ρ densidad ( enρ gas donde R =2.87 para el aire seco cuando p está en HPa, T en ºK° y kg/cbm R = 2.87 x 103

cuando p está en hPa, T en °K y p en g/cm3. R = 2.87 x 10 3 cuando p está enhPa, T en °K y p en g/cbm. El vapor de agua tiene una densidad de 0..622 oaproximadamente cinco octavos de la densidad seca del aire. Es decir,densidad del vapor de agua,

ρ w = 0.622 ed óRT

ρ w = 5ed

8RT La humedad absolutq ρ w es proporcional a la presión del vapor en una

temperatura dada.

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Si ρ ahora es la presión del aire húmedo y ed es la presión del vapor, entoncesρ - ea es la presión del aire seco y de la densidad de la mezcla

= p – ed + 5e

RT 8RT

= . p . (1 – 3 ed

) = pRT 8p RTV

donde

Tv =. T . (5.9)1 - 3 ed

8pLa Tv se llama la temperatura virtual y es la temperatura equivalente del aireseco el cual tiene la misma densidad que el aire húmedo en la misma presión.La temperatura virtual permite a la ecuación del gas ser utilizada con laconstante de gas original para una mezcla del aire y del vapor de agua.

Alternativamente, una constante de gas R, porque el aire húmedo se puedenutilizar y

Rw =. R . (5.10)1 – 3 ed

8p

de la saturación del al de laρ Los W absolutos del humedad son máximo de ladensidad del vapor de agua en una temperatura dada. Los valores dehumedades absolutas en la saturación para las varias temperaturas se dan enla tabla 1

Tabla1.- Medidas de la humedad en el punto de saturacion.

Temp.C

Vap.press.e, hPa

abs. hum.pw, g/cbm

Mix. ratior, g/kg

Spec.hum.q, g/kg

0 6.108 4.86 3 .84 3.82

5 8.719 6.81 5.50 5 .4710 12.27 9 .41 7.76 7 .7015 17.04 12.83 10.83 10.7220 23.37 17.31 14.95 14.7325 31.67 23.60 20.44 20.0430 42.43 30.40 27.69 27.02

80



11.2.2.7.- Razón de Mezcla.

La Razón de Mezcla (r) del aire húmedo es el cociente de la masa del vapor de agua (Mw) por la masa del aire seco (Ma) con la cual el vapor de agua es

asociado.The mixing ratio (r) of moist air is the ratio of the mass of water vapour (Mw) to the mass of dry air (Ma) with which the water vapour is associated.

Es decir. r = Mw (1)Ma

El cociente que se mezcla de la saturación ocurre cuando el aire se cargacompletamente con vapor de agua en esa temperatura. La variación delcociente que se mezcla de la saturación con temperatura es similar a la del

arad absoluto de la humedad del arad de la presión del vapor que algunosvalores se dan en la tabla 5.1.

El cociente que se mezcla se puede también calcular usando el gas anterior

r = Mw = ρ w = ( 622 e d/ RT) = 622 ed (1)Ma ρ a (p - ed/RT) p - ed

Aquí r se mide en el g/kg. El cociente que se mezcla no es afectado por loscambios de la presión o de temperatura a menos que el agua sea agregada orestada por la evaporación o la condensación. El cociente que se mezcla esuna característica conservadora de una masa de aire.

11.2 .2 .8 .- La humedad especifica.

La humedad específica (q) del aire húmedo es el cociente de la masa del vapor de agua (Mw) a la masa del aire húmedo (Ma + Mw ) en la cual la masa delvapor de agua se contiene

q = . Mw . = 622 -. ed .= 622 ed approx. (1)

(Ma + Mw ) p - 0.378 ea P

Aquí q se mide en el g/kg, .

Los valores de la saturación de la humedad específica ocurren cuando el airese carga completamente con vapor de agua en esa temperatura. La humedadespecífica es también una característica conservadora de una masa de aire yno es afectada por los cambios de la presión y de temperatura a menos que seagregue o se reste el agua. Los valores del cociente que se mezcla de la

saturación y de la humedad específica se dan en la tabla 5.1 en lastemperaturas seleccionadas. Hay poca diferencia, aproximadamente '/4 a el

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4%, entre los valores de la humedad específica y el cociente que se mezcla ypara la mayoría de los propósitos pueden ser utilizados alternativamente o ser convertidos. Cuando está medido en el g/kg.

q = . r . (2)

1 – (r/ 1000)

11.2.2.9.- Agua Precipitable.

Una medida conveniente del contenido del vapor de agua de una columna delaire es el agua precipitable ( Ap). Se define esto como la cantidad total devapor de agua en una capa de aire expresó como profundidad del agua líquidaen milímetros o pulgadas. Es decir, el agua precipitable es la profundidad delagua que resultaría de la condensación de todo el vapor de agua en la columnadel aire.

11.3.- Variaciones de la humedad

En un volumen de aire no saturado, que no sufre otros cambios que losde presión y temperatura, la humedad específica y la proporción de mezclapermanecen constantes. El punto de rocío no depende más que de lasvariaciones de temperatura y varía muy poco con los cambios de presión.

Estos valores no cambian a no ser que el aire se cargue de humedad(por ejemplo si se desplaza sobre el mar) o pierda humedad a consecuen. ciade las precipitaciones (lluvias, nieve).

La humedad relativa, por el contrario, varía en una misma masa de aireen función de los cambios de temperatura. Cuando la temperatura se aproximaal punto de rocío, la humedad relativa se aproxima al 100 %. Cuanto más seeleva la temperatura sobre el punto de rocío, más disminuye la humedadrelativa. Hay, pues, una variación diaria de la humedad relativa; ésta es másalta durante la noche (frío) que durante el día (calor).

El aire frío que ha hecho un largo recorrido sobre el océano, está casisaturado de humedad. Si se calienta porque pase a deslizarse sobre un

continente cálido, su humedad relativa desciende. Así, pues, el aire cálidoconsiderado como muy seco (Sahara) puede muy bien contener, en realidad,más vapor de agua que el aire frío considerado como muy húmedo (Atlánticonorte).

Con la altitud, la humedad relativa aumenta hasta el llamado nivel decondensación. Es prácticamente del 100 % en las nubes. Por encima de lasnubes, disminuye en general y el aire es muy seco a grandes ala. tudes, debidoa que entonces está muy alejado de las grandes masas de agua líquida.Las variaciones irregulares de la humedad son consecuencia del cam. bio demasa de aire al reemplazar el aire de un lugar por aire de origen diferente. En

Europa occidental, el aire que viene del océano es húme. do y el que viene delas llanuras continentales es seco.

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11.4.- Instrumentos de Mediciones

La humedad atmosférica se mide en una variedad de maneras, que soninterdependientes. La medida directa de la humedad atmosférica es posible por

los experimentos físicos similares a pasar una cantidad sabida de materialabsorbente del excedente del aire que se aumente de peso. El método mássimple y más conveniente utiliza los termómetros humedos y secos del bulbo ylas ecuaciones empíricas que relacionan estas lecturas con las medidasdeseadas de humedad. Los instrumentos mas importantes y sus correlacionesson las siguientes.

11.4.1.- Higrometro

Suele decirse que el aire es seco cuando la humedad relativa es baja, y que eshúmedo cuando es elevada. La impresión fisiológica producida por el aire es,en efecto, muy diferente según que la humedad relativa sea baja o alta; en elprimer caso, el cuerpo humano evapora más cantidad de agua que en elsegundo. Sólo la humedad relativa puede medirse por lectura directa de uninstrumento; éste es el llamado higrómetro de cabello (hair hygrometer,Haarhygrometer), cuya construcción se basa en la propiedad que tienen loscabellos de alargarse cuando la humedad relativa aumenta y de acortarsecuando disminuye. Un haz de cabellos desengrasados, mantenido tensomediante un resorte, transmite sus variaciones de longitud a una aguja que semueve sobre un limbo, graduado en % de humedad. Para el registro continuo

de las variaciones de humedad relativa, se construyen higrómetros de cabelloregistradores, llamados higrógrafos. A veces, en lugar de cabellos se utilizanotras sustancias orgánicas.

FIG. 30.- Esquema de un higrómetro de cabello

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11.4.2.-HIGROTERMÓGRAFO

Simultánea la temperatura y humedad relativa del aire, su unidad de medidaes el grado Celsius (°C) y el porcentaje (%), respectivamente.

La medición de temperatura se realiza a través de un elemento sensiblellamado "bimetalico" que está conectado a un sistema de transmisión yamplificación el cual posee un brazo inscriptor con una plumón de tinta en suextremo registrando los cambios de temperatura sobre el diagrama.

La humedad relativa (HR), se obtiene a través de un haz de cabellos que sealarga o contrae producto de la mayor o menor cantidad de vapor de agua en laatmósfera. Este movimiento también es transmitido mediante un sistema similar a la parte de temperatura, permitiendo graficar las variaciones de HR.

Figura 31.- HIgortermografo

11.4.3- Psicrometro

El psicrómetro es otro instrumento destinado a la medida de la humedadrelativa.

11.4.3.1.- Psicrometro manual.

Está compuesto de dos termómetros idénticos, fijados a un tablero, que puedehacerse girar con ayuda de una empuñadura (psicrómetro de carraca).

FIG. 32 Esquema de un psicrómetro manual

11.4.3.2.- PSICRÓMETRO AUGUST

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El psicrómetro consiste en dos termómetros de mercurio iguales puestosverticalmente y de un aspirador que va instalado en la parte superior. El bulbode uno de los cuales llamado termómetro mojado está envuelto en una tela fina(muselina) que es humedecida, mientras que el otro, llamado termómetro seco

queda al descubierto. El termómetro seco señala la temperatura actual del aire,mientras que el termómetro mojado, a consecuencia del enfriamiento debido ala evaporación provocada por la corriente de aire generada por el aspirador,llega a una temperatura tanto más baja cuanto más seco se encuentra el aireambiente. De la diferencia entre ambas lecturas se obtiene por cálculo, o bien,usando las tablas psicrométricas la humedad relativa.

Figura 33

11.4.3.- Funcionamiento del psicrometro

El depósito de uno de los termómetros está recubierto de un manguitode gasa o muselina que se empapa de agua. es el llamado termómetrohúmedo. La rotación que se imprime al psicrómetro crea una corriente de airerelativa, cuyo efecto es el siguiente:

a.- el termómetro seco

(dry bulb thermometer, trockener Thermometer) mide la temperatura del aireambiente T;

b.- el termómetro húmedo

(wetbulb thermometer, Feuchtthermometer) indica una temperatura T’ inferior a la del aire ambiente, debido al enfriamiento provocado por la evaporación delagua que empapa el manguito de gasa.

Cuanto más seco sea el aire, más grande será la diferencia T-T’ .

Cuando el aire está saturado, T – T’ = 0, ya que no hay evaporación posible.

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Unas tablas dan la humedad relativa en función de los valores de T y de T – T’.

En general, el cálculo se hace con ayuda de gráficos que permiten, al mismotiempo, hacer una corrección según la altitud del lugar de observación.

11.5.- Ejercicio.

11.5.1. Con los datos de temperaturas Medias mensuales horarias y dehumedad relativa del aire horarias de la estación asignada calcule:

a.- Las tensiones de vapor actual (ea) y saturante (es) para cada hora.

b.- las temperaturas del punto de rocio para cada hora

De acuerdo con los siguientes ecuaciones:

11.5.1.1.- Humedad relativa

H R .= ea * 100es

11.5.1.2.- La ecuación de Lamoreux

1.- para determinar es

Ln es = - [ 4157 /(239,1 + Ts)] +19.1955

2.- para determinar ea

Ln ea = - [ 4157 /(239,1 + Td)] +19.1955

Grafique las tensiones de vapor, humedad relativa y punto de rocío y respondalas siguientes preguntas.

¿Cual es el comportamiento mensual y anual de los parámetros de humedad ?.¿Cuál es comportamiento diario de cada uno de ellos?¿Cual es el mes con mayor diferencia entre ea y es, la diferencia es tambienmaxima entre t y Td, es el mismo que tiene la menor humedad relativa?.¿Cuáles es el comportamiento de los parametros entre Enero y julio

11.5. 2- Con los datos de altura correspondiente al Radiosondeo de Santo

Domingo, representativo para la Región central de Chile.

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En un papel milimetrado, construya un grafico de alturas versus temperaturas,el punto de rocio (td), la Humedad Relativa (HR) y RAzon de mezcla entre lasuperficie (75 ms.) y los 5730 metros (500 hpa) ¿Cual es comportamiento decada uno de ellos con la altura ?

85586 SCSN Santo Domingo Observaciones para

12Z 15 Oct 2008 ----------------------------------------------------------------------

Presion Altura TEMP Td HR RM Direc Vel

hPa m ºC ºC % g/kg grados nudos

----------------------------------------------------------------------

1012.0 75 5.4 4.7 95 5.32 120 4

1011.0 83 7.6 4.6 81 5.29 122 5

1009.0 100 7.4 4.7 83 5.33 127 6

1003.0 151 9.8 6.3 79 6.00 140 10

1000.0 176 11.0 7.1 77 6.36 140 10996.0 210 12.4 7.7 73 6.66 139 10

972.0 415 13.8 5.8 58 5.98 136 10

963.0 493 13.2 5.2 58 5.77 135 10

947.0 633 12.0 4.0 58 5.41 152 12

926.0 821 12.4 -0.4 41 4.03 175 15

925.0 830 12.4 -0.6 41 3.98 175 15

922.0 857 12.6 -1.4 38 3.76 174 15

900.0 1059 11.2 -5.8 30 2.77 164 15

887.0 1181 11.4 -6.6 28 2.64 158 14

871.0 1333 9.9 -4.7 35 3.10 150 14

863.0 1409 9.2 -3.8 40 3.36 152 15

850.0 1535 8.6 -10.4 25 2.05 155 17

810.0 1932 7.0 -28.0 6 0.47 164 12806.0 1972 6.8 -28.7 6 0.45 165 12

756.0 2494 4.4 -37.2 3 0.21 140 17

729.0 2790 3.0 -42.0 2 0.13 149 19

700.0 3117 0.8 -44.2 2 0.11 160 21

639.0 3841 -4.7 -40.7 4 0.17 175 24

626.0 4004 -5.9 -39.9 5 0.19 189 24

601.0 4323 -6.3 -54.3 1 0.04 216 23

593.0 4426 -7.2 -53.7 1 0.04 225 23

551.0 4989 -12.1 -50.6 2 0.07 235 20

514.0 5523 -16.7 -47.7 5 0.10 252 26

507.0 5626 -17.3 -50.3 4 0.08 255 27

500.0 5730 -17.9 -52.9 3 0.06 260 30

484.0 5972 -19.0 -56.1 2 0.04 275 37477.0 6080 -19.5 -57.5 2 0.03 275 38

461.0 6328 -21.3 -58.2 2 0.03 275 41

429.0 6851 -25.2 -59.5 3 0.03 265 35

400.0 7360 -28.9 -60.9 3 0.03 275 48

379.0 7743 -32.3 -61.3 4 0.03 278 55

372.0 7874 -31.5 -60.5 4 0.03 278 58

342.0 8466 -33.9 -64.9 3 0.02 282 69

Capítulo 12: LA NUBOSIDAD

87



12.1.- Naturaleza de las nubes

Recordemos que desde un punto de vista macroscópico la formación degotas de agua o cristales de hielo (i.e., nubes) requiere saturar una “parcela” de

aire húmedo, lo cual puede alcanzarse debido a:

• Humidificación• Enfriamiento• Mezcla

El tamaño y número de gotas (cristales) depende de la distribución delos Núcleos de Condensación presentes en el aire (microfísica de nubes). Estees el más importante para formación de nubes.

En la Atmósfera, la condensación se produce alrededor de los llamadosnúcleos de condensación. Ya dijimos que se trataba, principalmente, definas partículas higroscópicas y de iones. La condensación no tiene, pues,lugar en toda la masa de aire que llega a la saturación, sino que solamente seforman las gotitas de agua en puntos determinados.

Estas gotitas tienen dimensiones muy pequeñas; su diámetro es delorden de 3 a 30 micras (1 micra = 1/1000 milímetros). Tienen una velocidad decaída muy pequeña (inferior a 1 cm/sg) y la menor corriente es suficiente paramantenerlas suspendidas en el aire. Su número es muy grande: de 100 a 500por centímetro cúbico.

El agua, puede existir en estado de sobrefusión hasta – 40º C. Losestados de sobrefusión se observan más frecuentemente entre 0º C y – 15º C.Se estima en 2/3 la proporción de las nubes que contienen agua en subfusión.

Cuando se asciende a capas progresivamente más altas, va cesando lasobrefusión y las gotitas se transforman en finos cristales de hielo, los cualesforman las nubes llamadas cirrus.

La cantidad de agua o de hielo en el interior de una nube es muyvariable. Así habrá nubes más o menos "húmedas". La cantidad de agua es

siempre pequeña, no sobrepasando, más que raramente, los 2 gramos por metro cúbico.

12.2.- LA FORMACIÓN DE LAS NUBES

12.2.1.- Preguntas claves:

88



a.- ¿cómo se forman las nubes?b.- ¿por qué el aire a veces asciende?c.- ¿qué determina el tipo de nubes?

12.2.2.- Los Proceso de formación de las nubes

12.2.2.1.- Enfriamiento

En general las nubes se forman por enfriamiento (mas generalmente,cambio de temperatura) de la parcela de aire. El cual puede ocurrir por variasrazones:

• Por Procesos radiativos (ROC/ROL) → formación de niebla• Por Ascenso (movimientos verticales) formación de nubes• Por Cambios de fase del agua

Usaremos el nombre de parcela de aire para identificar un gran número(millones) de moléculas que se mueven en forma más o menos coherenteempleando un volumen de varios metros cúbicos: “un globo grande pero sinsus paredes”.

Figura 34

12.2.2.2.- Ascenso de una parcela de aire

Cuando una parcela de aire asciende, sucede el siguiente proceso:

89



• La parcela se expande debido a que la presión externadisminuye.• las moléculas usan parte de su energía interna en el proceso de

expansión (presionan hacia afuera).

• la parcela se enfría debido a que la energía interna de lasmoléculas es proporcional a la temperatura de la parcela.

Se debe notar que en este proceso, no se ha sacado ni inyectado calor externo a la parcela, por lo cual se denomina proceso adiabático.

Enfriamiento Adiabático

Figura 35

Debe notarse también que el proceso también actúa a la inversa; es decir, siuna parcela desciende se comprime y calienta adiabáticamente

12.2.2.3.- Gradiente adiabático (seco)

90



Empleando la ley de gases ideales (pV=nRT) y el segundo principio dela termodinámica (dQ = dU + dW) se puede demostrar que en un ascenso odescenso adiabático el gradiente (cambio) de temperatura con la altura es:

Γ adiabatico = g/Cp = -10º C/km

Esto es, por cada kilómetro de ascenso (descenso) la temperatura de laparcela disminuye (aumenta) 10ºC, si el proceso es adiabático.

Debe destacarse que, si el ascenso/descenso toma menos de un día laaproximación adiabática, es muy buena (intercambio de calor con el medio espequeña).

A continuación se presenta un ejemplo del cambio de temperatura en tresparcelas de aire al desplazarse verticalmente siguiendo un gradiente adiabáticoseco (10ºC/km)

Figura 36

12.2.2.4.- Nivel de Condensación por Ascenso (NCA)

91



¿Cuanto debe subir una parcela para que se sature?. Depende de la humedadrelativa inicial (casos limite: 0% y 100%).

Figura 37

Una vez que la parcela alcanza su NCA, el vapor de agua se comienza aconvertir en agua liquida. Este proceso libera calor dentro de la parcela.

Si el ascenso continua, la parcela se continuara enfriando, pero a unataza menor que el gradiente adiabático (seco). En este caso:

Γ adiabatico saturado ≅ - 5º C/km

Esto es, por cada kilómetro de ascenso (descenso) la temperatura de laparcela disminuye (aumenta) en 5º C.

Veamos un ejemplo, representado en la figura adjunta. Sea un flujo deaire que con una temperatura de 15°C se dirige hacia un obstáculoorográfico notable, típicamente un cordón cordillerano. Tras alcanzar la base dela ladera de barlovento, a 200 metros de altitud, se ve forzado a ascender. El aireen su ascenso irá disminuyendo su temperatura a razón de 1°C/ 100 m, suponiendo

que no esté saturado. De esta manera, a los 400 metros tendrá 13°C y a los 600,11°C. Supongamos que, alcanzado este nivel, comience a producirse

92



condensación del vapor de agua que posee el aire que asciende. Entonces, apartir de los 600 m el aire, en su ascenso; perderá 0,5° C / 100 m. Así, a los 800m poseerá una temperatura de 10°C y a los mil metros, donde se situa lacima, 9ºC. Hay que suponer que la nubosidad generada a partir del nivel decondensación produce precipitación, es decir, las gotas formadas van siendo

eliminadas del aire Ascendente (tal evolución se denomina pseudo adiabáticay es, en mayor o menor medida, bastante frecuente en los barloventossometidos a flujos húmedos). Sea, ahora, el nivel altitudinal de la cima aquel enel que cesa la condensación, aunque podría ser otro cualquiera. En este caso,sobrepasado ese nivel culmina el ascenso y se inicia el descenso por laladera de sotavento, el aire, ya no saturado, irá ganando 1°/ 100 m, demanera que a los 800 m tendrá 11°C, a los 600 m, 13°C, a los 400 m, 15° C, y a los200 m, l7°C. En consecuencia, alcanzará la base del obstáculo orográfico en lacara de sotavento con una temperatura más alta que la que tenía, al mismonivel altitudinal, en la de barlovento. Nótese que lo que puede parecer un sorprendente calentamiento del aire por el mero hecho de atravesar un relieve montañoso, condensando su humedad yoriginando precipitación en la ladera de barlovento, se debe al desprendimiento decalor latente en el fenómeno de la condensación y la inexistencia -al menos enigual cuantía- de evaporación del agua líquida, que «consumiría» calor, por haber sido eliminada -en parte- como precipitación.

Figura 38-. El efecto del NCA (representación del ejemplo explicado en el texto).

12.2.2.5.- MECANISMOS DE ASCENSO EN LA ATMÓSFERA

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Los mecanismos de ascenso en la atmosfera son los siguientes:

a.- Convección por ascenso orográficob.- Convección por Convergencia orográfica

c.- Convección por calentamiento térmico o el tipico ascenso convectivo.d.- Convección frontal

Figura 39

12.3.- ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA

94



Los mecanismos anteriores proveen el ascenso inicial del aire, pero ¿quepasa después? Esto determina el tipo y extensión vertical de las nubes

Figura 40El movimiento puede ser:

Estable → Parcela tiende a volver a su nivel inicialInestable → Parcela continua subiendo (sin necesidad de

forzamiento)Neutro → Parcela se mantiene al nivel que quedo

• Principio de Arquímedes: Cuerpos mas densos que el medio se hunden/Cuerpos menos densos (más livianos) que el medio ascienden.

• En un gas ideal, a presión constante, la densidad es inversamenteproporcional a la temperatura: aire frío es mas denso / aire cálido es másliviano.

Si T(parcela) > T(ambiente) → parcela tiende a subir

Si T(parcela) = T(ambiente) → parcela se mantiene niveladaSi T(parcela) < T(ambiente) → parcela tiende a bajar

La estabilidad de una parcela sometida a un pequeño desplazamiento vertical(hacia arriba o hacia abajo) depende del perfil ambiental de temperatura (elcual suponemos que NO se ve afectado por el movimiento de la parcela).

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12.4.- PERFIL VERTICAL REAL DE TEMPERATURA

Este perfil da cuenta de los múltiples procesos que ocurren en laatmósfera, incluyendo movimientos verticales, movimientos horizontales,mezcla turbulenta, calentamiento radiativo, etc...

Se pueden observar capas en que la temperatura disminuye con laaltura, capas isotermales, y capas de inversión...(T aumenta con la altura)

Figura 41

12.4.1.- PERFIL AMBIENTAL DE TEMPERATURA

96



Figura 42Podemos distinguir varias capas en el perfil ambiental de temperatura,

cada una de ellas con su propio gradiente vertical de temperatura (Γ ).

Para referencia hemos incluido Γ ad

Conociendo el perfil ambiental de temperatura (radiosondeo), las condicionesen superficie (estación meteorológica) y las características del ascenso, sepueden determinar las características de la nube que se formara: NCA, tope,etc. Para eso, los meteorólogos emplean un diagrama termodinámico (o unaversión computarizada de este):

• Si la capa es estable, la parcela ascenderá hasta donde alcance elforzamiento. Si el forzamiento termina, la parcela desciende y la nube se disipa.

• Si la parcela alcanza una capa inestable, su ascenso ontinuara independientedel forzamiento hasta que alcance una altura en que Tp=Ta

Ejemplo 1:

97



Aire en superficie (con NCA a 1.5 km) es levantado por ascenso orograficohasta los 2 km → stratus

Figura 43

Ejemplo 2:

Aire en superficie (con NCA a 2 km) es levantado por ascenso frontal hasta los

5 km → Nimbo

Figura 44

Ejemplo 3:

98



Aire sobre la superficie de una isla se calienta durante el día hasta 33º C (conNCA a 1 km) → CumuloNimbus

Figura 45

Ejemplo 4:

Aire sobre la superficie de una isla se calienta durante el día hasta 30ºC (con

NCA a 1 km) → CumuloNimbus

Figura 46

Ejemplo 5:

99



Aire sobre la superficie de una isla se calienta durante el día hasta 30 C (con NCA a 2 km) → Cumulos (altura variable)

Figura 47

12.5.- Clasificación de las nubes

100



Con la edición de 1956 del "Atlas Internacional de Nubes", se introdujouna nueva clasificación, la cual admite:

12.6.1.- Diez géneros

O diez grupos principales bien diferenciados, de nubes; una nubeno puede pertenecer más que a un sólo género.

12.6.2.- Catorce especies.

La mayoría de los géneros admiten una subdivisión en especies,que se basa en la forma de las nubes o en su estructura interna; por ejemplo, un altocúmulo puede ser lenticular, estratiforme, mostrar protuberancias o ser como un vellón o borreguillo.Una nube observadaen el cielo, que pertenece a un género determinado, no puede recibir más que una calificación de especie. Por ejemplo, "lenticularis “(Lenticular), "castellanus" (en forma de almenas); una especie de nubespuede, por el contrario, encontrarse en varios géneros, por ejemplo, las"lenticularis" se observan en los géneros cirrocúmulos, altocúmulos yestratocúmulos.

12.6.3.- Nueve variedades.

Las nubes (definidas por su género y su especie) puedenpresentar características particulares que determinan su "variedad".

Estas características se refieren a las diferentes disposicionesmacroscópicas de las nubes (por ejemplo, "undulatus" u onduladas), adcomo al mayor o menor grado de transparencia de las nubes considera.das en su conjunto (por ejemplo, "translucidus" o translúcidos).

Una variedad determinada puede aparecer en varios géneros. Una mismanube puede admitir las características de varias variedades; en este caso, elnombre de la nube admite todas las calificaciones apropiadas de lasvariedades observadas.

A partir de esto, se distinguen nueve particularidades suplementarias ynubes anexas, cuando el género, la especie y las variedades no bastan paradescribir completamente una nube observada; por ejemplo: con yunque.

Nubes-origen. Se completa a veces la definición de una nube por un adjetivoque indica sus orígenes. Por ejemplo, un altocúmulus cumulogenitus es unaltocúmulo cuya génesis es atribuida a que un cúmulo ha crecidohorizontalmente, desparramándose. Se distinguen siete designaciones deorigen.

.

12.6.- Clasificación de las nubes según su Forma

101



Las nubes evolucionan constantemente, por lo que pueden presentarsebajo una variedad de formas casi infinita. Sin embargo, es posible definir uncierto número de formas características. El "Atlas Internacional de Nubes",editado por la Organización Meteorológica Mundial (OMM), contiene su

descripción detallada.

A título de introducción, mencionamos las tres categorías principalessiguientes:

12.6.1.- Los cúmulos, (del latín “cumulus”, montón) son nubes aisladas,con forma motas o montones, con desarrollo vertical cuando seforman, aplanándose cuando se disgregan, de color gris en labase (debido a que su composición es básicamente agua) y enel tope de color blanco (debido a que su composición esbásicamente hielo).

12.6.2.- Los cirros, (del latin “cirrus”, filamento). Son nubes extendidasen capas pero subdivididas, en filamentos, en láminas o enguijarros, a menudo con consistencia, a veces en vías dedisgregación. Su color es blanco (debido a que su composición esbásicamente hielo).

12.6.3.- Los estratos, (del latin “stratus”, manto). Son nubes extendidasen capas, o mantos, más o menos compactas, a menudo en víasde formación o de crecimiento, cuyo color es gris (debido a que su

composición es básicamente agua)Se ve, pues, que existe una diferencia fundamental entre de desarrollo

vertical, mencionadas en 14.5.1. y las que figuran en 14.5.2 y 14.5.3. Estas dosúltimas categorías forman bancos o capas cuya extensión es en la horizontal (ocasi en la horizontal) es casi siempre muy en relación con las dimensionesverticales.

No entraremos en todos los detalles de la clasificación que figura en el "AtlasInternacional de Nubes". A continuación damos las definiciones y cortasdescripciones de los diez géneros de nubes, que son:

a.- Cirrus, cirrucúmulus, cirrustratus;

b.- Altocúmulus, altostratus, nimbostratus;

c.- Stratucúmulus, Stratus, Cúmulus, Cumulonimbus

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12.7.- Clasificación de las nubes según altura

Aparte de algunas nubes especiales (por ejemplo, las nubes nacaradasque se encuentran a 20-30 Km de altitud), las nubes que observamos seencuentran generalmente entre la superficie del globo y la tropopausa. Esta se

encuentra a altitudes medias, respectivas, de uno 17 Km en las regionestropicales, 11-13 Km., en las regiones templada y unos 8 Km., en las regionespolares. Por convención, la parte de la atmósfera situada por debajo de latropopausa se considera dividida verticalmente en "capas" o "pisos" llamados,respectivamente, superior, medio e inferior. Cada capa está definida por elconjunto de niveles e los que las nubes de algunos géneros se presentan másfrecuentemente. Estos géneros son los siguientes:

12.7.1.- Las nubes altas son aquellas que están ubicadas en la capasuperior es decir, los Cirrus, cirrucúmulus y cirrustratus

12.7.2.- Las nubes medias son aquellas que están ubicadas en la capamedia es decir, Altocúmulos, Altoestratus y Nimbostratus.

12.7.3.- Las nubes bajas son aquellas que están ubicadas en la capabaja, es decir los Stratocúmulus y stratus.

Las diversas capas o "pisos" se solapan algo; y sus límites de la latitud. Lasaltitudes aproximadas de estos límites están en la tabla siguiente:

Capas RegionesTropicales Templada Polares

Superior de 6 a 18 Km de 5 a 13 Km de 3 a 8 KmMedia de 2 a 8 Km de 2 a 7 Km de 2 a 4 KmInferior del suelo hasta 2 Km del suelo hasta 2 Km del suelo hasta 2 Km

En lo que concierne a los géneros de nubes no mencionadosanteriormente, su distribución en las diversas capas se realizan de acuerdo alas siguientes observaciones:

1.- Los altostratus se presentan habitualmente en la capa media, peropenetran a menudo en la capa superior.

2.- Los nimbostratus se observan casi invariablemente en la capamedia, pero se desbordan, generalmente, penetrando en las otrasdos capas.

3.- Los cúmulos y los cumulonimbus suelen tener sus bases en la capainferior, pero presentan a menudo un desarrollo vertical tal que suscimas pueden penetrar en la capa media e incluso en la capasuperior.

Cuando se conoce la altitud a que está una nube, la noción de "pisos" puede

ser de utilidad para el observador, para la identificación de dicha nube. Sin

103



embargo, siempre es preferible clasificar una nube según su apariencia quesegún la capa a la que corresponde.

Figura 48

104



12.8.- Definición y breve descripción de los diez géneros de nubes

Las definiciones dadas más adelante no cubren todos los aspectosposibles de las nubes, sino que se limitan a una descripción de las

características esenciales necesarias para poder distinguir, unos de otros, losdiversos géneros que presentan un aspecto algo análogo.

CIRRUS (CI)Definición

Nubes separadas, no compactas, en forma de distintos filamentos blancos ydelicados, o de bancos, o de bandas estrechas, totalmente o en su mayor parteblancas. Estas nubes tienen aspecto fibroso (como de cabellos) o un brillosedoso, o ambas cosas.

Composición

Los cirrus están casi exclusivamente compuestos de cristales de hielo,generalmente muy pequeños y poco tupidos, razón por la cual la mayoría deestas nubes son transparentes. Por lo general, apenas debilitan el brillo del Solcuando se interponen. Antes de la salida y después de la puesta del Sol, seiluminan mucho antes que las otras nubes y dejan de estar iluminadas muchotiempo después; a veces, en esos momentos, toman tinte-s que van delamarillo al rojo vivo; algún tiempo después de la puesta del Sol, se vuelvengrises.

Figura 49

105



CIRRUS STRATUS (CS)

Definición

Velo transparente y blanquecino, de aspecto fibroso (piloso) o liso, que cubretotal o parcialmente el cielo y da lugar, generalmente a fenómenos de halo..

Composición

Los cirrostratos están constituidos, principalmente, por cristales de hielo. Tanpronto son completamente difusos, dando al cielo únicamente un aspectolechoso, como muestran una estructura más o fibrosa, con filamentosenmarañados.

Figura 50

106



CIRRUSCUMULOS (CC)Definición

Banco, velo o capa delgada de nubes blancas, sin sombras propias,

compuestas de elementos muy pequeños en forma de gránulos, rizos, etc.,soldados entre sí a veces, y dispuestos de manera más o menos regular, lamayoría de los elementos tienen una longitud inferior a un grado longitudaparente, similar a la de un dedo meñique al final del brazo extendido).

Los cirrocúmulus están constituidos, casi exclusivamente, de cristales de hielo.Originan, a veces, una corona o, también, irisaciones en la proximidad del Sol ode la Luna.

Los cirrocúmulus se distinguen de los cirros por el hecho de que están comorizados o subdivididos en elementos muy pequeños. Se les confunde a vecescon los altocúmulus.

Composición

Sin embargo, los cirrocúmulus se componen de elementos más pequeños quelos altocúmulus y no tienen sombra propia, como les ocurre a los altocúmulus.Cuando hay duda, no se 'debe llamar a una nube cirrocúmulus más que en elcaso de que proceda de la evolución de cirros o de cirrostratus, o si tiene unarelación evidente con cirros o cirrostratus.

Figura 51

107



Se observan, a veces, cirrocúmulus lenticulares (generalmente debidos ainfluencias orográficas).

Durante el día, cuando el Sol está bastante alto sobre el horizonte, el espesor de los cirros es insuficiente para suprimir las sombras de los objetos sobre el

suelo. El velo de cirrostratos está generalmente muy extendido, con clarosocasionales. A veces se le podría confundir con un velo lechoso de bruma ocon altostratos delgados, o incluso con una delgada capa de estratos, pero sereconoce fácilmente por el halo que produce en el Sol o la Luna.

El halo no debe ser confundido con la corona, que se observa muy cerca delSol a través de los altostratos.

El halo está separado del Sol; su ángulo de abertura es de 22° (longitudaparente que equivale a la de la mano vista con el brazo extendido). A vecesaparece un segundo círculo de 46' de radio.

También pueden observarse parhelios, manchas luminosas a 22' de distanciaangular del astro y a la misma altura que él por encima del horizonte; o unacolumna luminosa prolongación del astro, verticalmente, hacia arriba y haciaabajo.

Halo Corona

Solar Lunar

Figura 52

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ALTOCÚMULUS (Ac)

Definición

Banco, velo o, capa de nubes blancas o grises, o a la vez blancas y grises,

generalmente con sombras propias, con formas laminares, de empedrado, derodillos, etc.; de aspecto, a veces, parcialmente fibroso o difuso, soldadas o no,la mayoría de los elementos, dispuestos regularmente, tienen en general unalongitud aparente comprendida entre 1 y 5 grados (alrededor del espesor aparente de 1 a 3 dedos, vistos con el brazo extendido).

Composición

Los altocúmulus están, casi invariablemente, compuestos de gotitas de agua.A veces contienen cristales de hielo. En las partes delgadas de estas nubes seobserva, frecuentemente, bien una corona, bien irisaciones.

Los altocúmulus se presentan, a menudo, simultáneamente a distintos niveles;y con frecuencia están asociados a altostratus.

Los altocúmulus lenticulares tienen, a menudo, su origen en el ascensoorográfico de una capa de aire húmedo (onda de montaña).

Figura 53

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ALTOSTRATUS (As)

Definición

Velo o capa nubosa, grisácea o azulada, de aspecto estriado, fibroso ouniforme, cubriendo completa o parcialmente el cielo, y presentando partessuficientemente delgadas para dejar entrever el Sol, al menos vagamente,como a través de un vidrio deslustrado. Los altostratus se presentanfenómenos de halo.

Composición

Los altostratus se presentan, casi siempre, bajo la forma de una capa de granextensión horizontal (varios cientos de kilómetros) cuyo espesor vertical esrelativamente considerable (varios cientos o varios miles de metros). Estasnubes están compuestas de gotitas de agua y de cristales de hielo, a vecesmezclados con nieve. A menudo, en la parte inferior se encuentran gotitas deagua subfundidas. Los altostratus dan, con frecuencia, lugar a precipitaciones.

Figura 54

110



NIMBOSTRATUS (Ns)

Definición

Espesa capa gris, a menudo oscura, cuyo aspecto resulta velado por la caídade precipitaciones de lluvia o de nieve, más o menos continuas que, en lamayoría de los casos, alcanzan el suelo. El espesor de esta capa es, por todaspartes, suficiente para ocultar completamente el Sol. Con frecuencia seobservan, por debajo de la capa principal, nubes hechas en girones, soldadas ono con ella, llamadas fractostratus ("Pannus”)

Composición

Los nimbostratus cubren, generalmente, una vasta región y posee un granespesor vertical. Están constituidos por gotitas de agua (a veces subfundida) ygotas de lluvia, por cristales de nieve y copos de nieve, o por una mezcla detodas estas partículas líquidas y sólidas. Los nimbostratus dan lugar aprecipitaciones continuas.

Figura 55

Estas nubes se forman, por espesamiento progresivo y descenso de la base,de los altostratus. Cuando el Sol deja de ser visible, es cuando la nube sellama nimbostratus. Los nimbostratus dan, a menudo, la impresión de estar iluminados desde el interior; su base es muy difusa.

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STRATOCÚMULOS (Sc)

Definición

Capa nubosa blanquecina, a veces gris y blanquecina que tiene casi siempre

partes oscuras compuestas en forma redondeadas o rollos no fibrosos.

Banco, velo o capa de nubes grises o blanquecinas, teniendo casi siemprepartes oscuras, compuestas en forma de losas, de guijarros, de rodillos, etc.,de aspecto no fibroso; la mayoría de los elementos tienen una longitud superior a cinco grados.

Los elementos de los estratocúmulos están, a menudo, agrupados odispuestos en líneas; presentando ondulaciones, orientadas siguiendo una odos direcciones. Existe, a veces, confusión entre estas nubes y los altostratus.

Composición

Los estratocúmulos están constituidos por gotitas de agua, acompañadas degotas de lluvia, o de nieve granulada y, más raramente, de cristales y copos denieve. Los estratocúmulos pueden ser más o menos traslucidos e incluso dejar ver, por algunos sitios, el azul del cielo. Cuando estas nubes no son muyespesas, pueden permitir conocer la posición del Sol, observándose, a veces,bien una corona, bien irisaciones.

Figura 56

Se encuentran, también, especies de estratocúmulos lenticulares (bastanteraro) y "castellanus".

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STRATUS (St)

Definición

Capa generalmente gris, de base bastante uniforme, que puede producir

precipitación del tipo llovizna, agujas de hielo o nieve en granos. Cuando el Soles visible a través de la capa, su contorno se destaca claramente. Los estratosno dan lugar a fenómenos de halo salvo, eventualmente, a muy bajastemperaturas. A veces, los estratos se presentan en forma de bancos.

Los estratos son, casi siempre, muy bajos. Pueden estar rotos en fragmentosirregulares (fractostratos), pero, por lo general, su base está más netamentedeterminada que la de los nimbustratos. Cuando son densos o espesos, losestratos pueden presentar un aspecto oscuro o incluso amenazante

Composición

Suelen estar constituidos por gotitas de agua (eventualmente, a muy bajastemperaturas, por pequeñas partículas de hielo), y no pueden originar másprecipitaciones que las muy débiles (lloviznas, agujas de hielo, nieve engránulos).

Figura 57

Son unas nubes que se forman localmente, por lo común sin haber nubespreexistentes.

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Cúmulos (Cu)Definición

Nubes separadas unas de otras, generalmente densas, de contornos biendefinidos, desarrollándose verticalmente en protuberancias redondeadas, con

cúpulas o torres y cuya parte superior recuerda a menudo el aspecto de unacoliflor. Las partes de estas nubes iluminadas por el Sol son, muy a menudo,de un blanco brillante; su base, relativamente oscura, es sensiblementehorizontal. Los cúmulos están, a veces, rotos en girones (fractocúmulus)

Composición

Los cúmulos están constituidos, principalmente, por gotitas de a a menudosubfundidas. Cuando se forman cristales de hielo en la parte superior de uncúmulo, se transforma en cumulonimbus.

Figura 58

Como ya vimos, los cúmulos suelen formarse mediante corrientes convectivas,que tienen origen en sitios muy determinados, por causa de la insolación. Son,entonces, nubes locales, de evolución diurna. Algunas veces, pueden formarsea partir de altocúmulus o de estratocúmulus, e incluso de estratos (se formanpor la mañana, sobre los continentes).

Hemos visto ya, que el desarrollo vertical de los cúmulos depende mucho delespesor de la capa inestable. Se distinguen:

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- los "cumulus humilis" (o cúmulos de buen tiempo), de pequeño desarrollovertical y con aspecto, por lo general, aplanado;

- los "cumulus mediocris" (o cúmulos medianos), de desarrollo verticalmoderado y cuyas protuberancias están poco desarrolladas;

- los "cumulus congestus" (o grandes cúmulos), con abundantesprotuberancias, con contornos generalmente muy definidos y, a menudo con undesarrollo vertical importante. Su parte superior tiene frecuentemente aspectode coliflor. Estas nubes suelen evolucionar a cumulonimbus.

Los únicos cúmulos que pueden dar lugar a precipitaciones son los “cumuluscongestus"; especialmente en las regiones tropicales, suelo originar lluviasabundantes bajo la forma de fuertes aguaceros.

Cumulonimbos (Cb)Definición

Nubes densas y potentes, de desarrollo vertical considerable, en forma demontañas o enormes torres. Una parte, al menos, de su región superior sueleser lisa, fibrosa o estirada y casi siempre plana, esta parte se extiende, amenudo, en forma de yunque o de enorme penacho.

Por debajo de la base de esta nube, con frecuencia muy oscura existenmuchas veces nubes bajas desgarradas, soldadas o no a ella, capitaciones,que a veces no alcanzan el suelo.

Composición

Están constituidos por gotitas de agua y, particularmente en su región superior,por cristales de hielo. Contienen, igualmente, gruesas gotas de lluvia y, confrecuencia, copos de nieve, nieve granulada, granizo y pedrisco. Las gotitas deagua y las gotas de lluvia pueden estar fuertemente subfundidas

115



Figura 59

Figura 60

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Los cumulonimbus se desarrollan muy a menudo a partir de “cumuluscongestus" formados por procesos de convección. A veces, desarrollarse apartir de "altocumulus castellanus" (base elevada) o estratocúmulus, altostratuso nimbostratus.

. Los cumulonimbos se distinguen de los cúmulos congestus por el aspectocirroso que presenta su parte superior (cristales de hielo), perdiendo poco apoco la nitidez de los contornos del cúmulo congestus y tomando la forma deun yunque. Pueden presentarse aisladamente, o estar situados en fila, comoun murallón. Cuando la convección cesa, los yunques o penachos quedancomo flotando en el aire, bajo la forma de cirros densos. Además, ya hemosdicho anteriortnente que los cumulonimbos podían dar origen a otras nubes enlas diferentes capas que atraviesan. Por otra parte, son nidos de fenómenostormentosos.

Las precipitaciones con carácter de aguaceros y los fenómenos tormentosos,permiten distinguir los cumulonimbos de los nimbostratos y, en lo queconcierne a las tormentas, de los cúmulos congestus.

12.9.- Observación de las nubes

La observación de las nubes debe determinar la naturaleza de las nubes(género, especie, variedad), su cantidad de cielo cubierto por las nubes y laaltura de su base.

12.9.1.- La determinación de la naturaleza de las nubes

La determinación de la naturaleza de las nubes implica un buenconocimiento de su clasificación y características, mencionada anteriormente.

Tipos de Nubes

Figura 61

12.9.2.- Cantidad de Cielo Cubierto por las nubes.

117



La cantidad de cielo cubierto por las nubes es la fracción de cielocubiertar nubes que puede ver un observador (figura 1). Se expresa en octavos(figura 2 ).Una cobertura de 4/8 significa que la mitad del cielo visible estátapada por las nubes. Se trata de una estimación que no es siempre fácil, dado

el reparto, a menudo caprichoso, de las capas nubosas y los trozos de cieloazul.

Figura 62

Figura 63

12.9.3.- La altura de las nubes.

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La altura de las nubes, por encima del suelo es, generalmente, bastantefácil de apreciar para las nubes bajas, sobre todo en los paises montañosos,donde los puntos de referencia abundan. Sin embargo, es medir exactamentela altura de las nubes más bajas, en la mayor de los casos de estratos bajos.

Una capa de nubes bajas forma lo que se llama un techo. Los techosbajos son peligrosos para la aviación, sobre todo porque a menudo unidos amala visibilidad horizontal. Es necesario medir con cuidado el techo sobre losaeródromos, especialmente en la parte del sector aproximación, cercano a la pista de aterrizaje, con el fin de saber si condiciones reinantes superan losmínimos meteorológicos, pudiendo aviones aterrizar con una seguridadsuficiente, o si deben ser desviados hacia otros aeropuertos. De día se puededeterminar el techo ayuda de un globo-piloto que sube a una velocidaddeterminada. El tiempo que transcurre entre su lanzamiento y su desapariciónen las nubes, deduciéndose la altura del techo. A veces se utiliza un pequeñoglobo cautivo.

De noche, la medida del techo se hace normalmente con ayuda de unproyector y de un teodolito. El observador (véase fig. 3) mide con ayuda delteodolito el ángulo a bajo el cual se ve la mancha luminosa que produce en T elproyector P, cuyo haz de luz es vertical.

Figura 64

Actualmente existen aparatos basados en el mismo principio, queutilizan una célula fotoeléctrica y permiten determinar la altura de varias capassuperpuestas, si no son demasiado espesas, incluso durante el día.Denominados "ceilómetro". Con algunos de ellos se pueden, incluso, registrar las variaciones de techo. Otros trabajan según el principio de los radares(reflección de ondas en la base de las nubes) denominados Nefobasimetros.

Capitulo 13: LAS PRECIPITACIONES

119



La Tercera, viernes 14 de Julio de 2006Figura 65

120



13.0.- Precipitación e hidrometeoros

En sentido meteorológico se llama precipitación (Precipitations;Niederschláge) a toda forma de agua líquida o sólida que desciende desde lasnubes, al suelo, a donde llega con una velocidad apreciable. Por tanto, los

productos de la precipitación caen a través del aire, al contrario de los de lacondensación y sublimación atmosféricas -nubes- que «flotan» en él. Pero aundescendiendo, las partículas acuosas que constituyen las nubes, por su pequeñotamaño y débil velocidad, no alcanzan el suelo, evaporándose o sublimándoseantes. Si constituyen una cortina visible, que no llega al suelo, se habla de virga,mientras que, cuando lo alcanza, es praecipitatio, o sea, auténtica precipitación.En el caso de la niebla, o nube a ras de suelo, sus gotitas tocan el suelo, hume-deciéndolo o mojándolo, pero no tienen una velocidad de caída apreciable.

Los productos acuosos de la precipitación son siempre varios órdenes demagnitud más grandes que los que constituyen las nubes, aunque formados apartir de éstos, por lo que requieren de su existencia. La velocidad de caída delas partículas de precipitación depende de su tamaño y de la componentevertical de la velocidad de los flujos aéreos.

Conviene señalar, a pesar de su obviedad, por lo extendido de las creenciaserróneas al respecto, que la precipitación puede darse a través de un airenotablemente seco, a pesar de que la condensación y sublimación que produjeronla nube generadora sólo pudo tener lugar en un aire muy húmedo.Recíprocamente, es frecuente el caso de una alta humedad relativa, incluso del100 %, sin precipitación.

13.1.- Génesis de la precipitación

La génesis de la precipitación, como la de las mismas nubes, compete a laparte de la Meteorología llamada Física de nubes. Aquí sólo van a resumirse losresultados que interesan en Climatología. Como ya se ha visto, la formación de lasgotitas de las nubes se realiza sobre los núcleos de condensación. En ellos hande juntarse muchos millones de moléculas de vapor de agua para formar unagotícula. Pues bien, una gota de lluvia, con un diámetro de, por ejemplo, 1 mm,requiere para su formación de la «unión», a su vez, de cientos de miles degotículas de las nubes. El proceso no resulta, por el mismo salto de magnitud

que comporta el paso de una gotita nubosa a una gota de lluvia, nada fácil. Peroademás, los choques entre las partículas acuosas de las nubes no siemprecomportan su unión, sino, a veces, su pulverización, con lo que se interrumpe sucrecimiento.

En la actualidad se aceptan, fundamentalmente, dos procesos, noexcluyentes, para la formación de las gotas de lluvia: el de la colisión y el deBergeron-Findeisen -meteorólogos sueco (1891-1977) y alemán (1909- 1945).El primer- proceso comprende el choque de las gotitas de las nubes, sucoalescencia y el barrido, con succión y absorción, que realizan cuandocomienzan a caer. El proceso Bergeron-Findeisen sólo tiene lugar en nubes

mixtas donde coexistan cristales de hielo y gotitas liquidas en subfusión (es decir,con temperaturas negativas pero líquidas, lo que no es raro en la atmósfera).

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Esas gotitas liquidas se evaporan y se subliman sobre los cristales de hielo,creciendo, así, éstos. Este hecho es posible por que la presión de saturación delvapor sobre el hielo es menor que sobre el agua subfundida. Luego, al caer, loscristales siguen aumentando de tamaño el engarzarse con otros, dada sugeometría estrellada, y al congelarse sobre ellos gotas subfundidas. Si en su

caída atraviesan capas de aire con temperatura positiva, las partículas sefunden.

La teoría de Bergeron-Findeisen está en la base de la mayoría de losexperimentos de estimulación artificial de la lluvia. Con esta finalidad se siembranlas nubes apropiadas, con gotículas subfundidas, con cristales de una estructurasimilar a la del hielo acuoso, como los de ioduro de plata, ioduro de plomo, etc.,que inducirán el citado proceso. Las experiencias realizadas de estimulaciónartificial de lluvia, como el PIP en la cuenca del Duero, no han alcanzadoresultados espectaculares, aunque sí parece, en muchos casos, haberse dado uncierto incremento pluviométrico. Es, sin embargo, difícil confirmarlo y evaluarlo,dado que no se puede saber si la precipitación producida tras una determinadasiembra se habría dado igualmente, en una cuantía semejante o no, sin ella. Unaevaluación climatológica, de base estadística, tras un buen número deexperiencias puede suministrar un valor indicativo acerca del incrementopluviométrico.

13.1.1- Coalescencia

. Hemos visto que las gotitas de agua o los cristales de hielo que forman lasnubes son extremadamente pequeños de 3 a 30 µ (1 µ = 1 micra= 1/1 000mm.). Unas gotitas tan pequeñas tienen una velocidad de caída de algunoscentímetros por día. Para que el agua caiga desde una nube, es preciso quemuchas de estas gotitas se agrupen para formar gotas de un diámetro de 0,5 a5 mm (o sea un aumento de volumen de 106). A este fenómeno se le llamacoalescencia y su mecanismo es, de hecho, muy mal conocido.

Para explicar la formación de las precipitaciones provenientes de loscumulonimbos, se ha recurrido a otra teoría que, gracias a los trabajos deVincent J. Schaefer (USA), ha podido ser comprobada experimentalmente. Laformación de precipitaciones depende de la formación de cristales de hielo, que

juegan el papel de núcleos de sublimación o de cristalización, que pueden,pues, crecer a expensas del vapor o de las gotitas de agua contenidas en elaire.

En los grandes cúmulos, se encuentra agua subfundida más arriba delnivel de la isoterma de 0º C. A una altitud bastante grande (hacia – 15º C detemperatura estimada), los cristales de hielo comienzan a formarse, crecenrápidamente a expensas de las gotas de agua que les rodean, bien sea quecaigan a través de la nube, o bien que vayan en suspensión en una corrienteascendente. En este último caso, pueden dar lugar a la formación de gruesostrozos de hielo (pedrisco). Los cristales o trozos de hielo, una vez alcanzada la

cima de la corriente ascendente, son arrastrados por las descendentes, o biencaen, al cesar la corriente ascendente. Si son pequeños, pueden fundirse antes

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de llegar al suelo, originando un chaparrón de tipo tormentoso (goteronesgruesos). Si son grandes, pueden alcanzar el suelo bajo la forma de granizo.

Si los cúmulos sobrepasan el nivel de la isoterma de cero, pero noalcanzan suficiente altura como para dar lugar a la formación de cristales de

hielo, no hay precipitación. Se han podido encontrar ciertas sustancias quepueden provocar la formación de estos cristales. Es el caso particular delanhidrido carbónico sólido (C02) y del yoduro de plata. Esta última sustancia,que actúa a partir de los -4'C, puede, en consecuencia, provocar la formaciónde lluvia a partir de cúmulos cuya cima tenga una temperatura de, por lomenos, - 4º C; y en el interior de los cuales se haya introducido en finísimaspartículas. La provocación artificial de la lluvia tendría una gran importanciaeconómica en los países secos, pero todavía no ha dado resultados cuyaimportancia cuantitativa sea muy convincente.

La teoría sobre la que se apoyan los trabajos de V. J. Schaefer, y cuyopromotor fue T. Bergeron (1933), se ajusta bien a la interpretación, de lasprecipitaciones producidas por las nubes de desarrollo vertical, Es, por elcontrario, inaplicable en la mayoría de los demás casos.

Figura 66.- Proceso de formación de las gotas.

13.2.- Medida de la precipitación

La cantidad de precipitación se expresa en milímetros de altura de lacapa agua, o, lo que es lo mismo, en litros por metro cuadrado. Esto es así,

porque un cierto número de litros de agua vertidos en un metro cuadrado de

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superficie alcanza el mismo número de milímetros de altura, si no se evaporan, nise infiltran o escurren.

1 Litro = 1 dm3 = 1m2 *1 mm = 1mm1m2 1m2 1m2

De esta manera, basta una regla graduada para medir laprecipitación. Disponiendo de un recipiente cilíndrico, por ejemplo, como hayproporcionalidad entre la superficie de la boca y el contenido recogido, la alturade éste medido con una regla es la verdadera cantidad de precipitación.

Si ha nevado, se hace fundir la nieve para hacer la medida. pluviómetroes un recipiente de la forma que se indica en la figura 1 en el que se recogenlas precipitaciones que entran por una abertura o "boca" de tamaño biendeterminado.

La cantidad de precipitación es medida, cada 24 horas a las 12 UTC,con ayuda de un pluviómetro. El cual consiste en un recipiente exterior queconduce el agua precipitada, por medio de un embudo, a un recipiente interior.De esta manera, se evitan las pérdidas por evaporación. Una probeta graduadaal efecto indica, directamente, la cantidad de precipitación a la que correspondeel contenido del recipiente interior, que se extrae con facilidad. La boca delpluviómetro se sitúa, convencionalmente, desde unos 30 cm a 1,5 m sobre elsuelo y perpendicularmente a la dirección de la plomada. Para ello, el conjuntose adosa a un poste, cortado en bisel, hincado en el suelo. El pluviómetro no hade tener en sus proximidades obstáculos naturales o artificiales que intercepten

los filetes de precipitación. El modelo de pluviómetro oficial en Chile es elHellmann -meteorólogo alemán (1854-1939).

La lluvia recogida en el recipiente se vierte, en el instante de ir a medirla,en una probeta graduada sobre ella en la cual se lee la cantidad deprecipitación en milímetros.

Los pluviómetros deben instalarse en sitios, lo más posible, al abrigo delviento, pero, sin embargo, lo bastante abiertos como para que los objetospróximos (casas, árboles) no sean un obstáculo que impida a parte de la lluviacaer dentro del aparato.

Figura 67.- Esquema del Pluviómetro Hellman

124



Existen pluviómetros registradores, que permiten conocer a qué horay minutos han caído las precipitaciones. Hay también pluviómetros llamatotalizadores, que se colocan no sólo en lugares acotados de algunos

observatorios, sino también en otros sitios donde es importante, para losservicios meteorológicos e hidrológicos, conocer la cantidad de agua caídadurante una estación del año completa, o durante un año entero debiendotomarse las precauciones necesarias para que la nieve y hielo vayan fundiendosegún caigan en el aparato y también para evitar una excesiva evaporación.

En lugares de montaña de difícil acceso se instalan pluviómetros totali-zadores y de montaña, de gran capacidad, cuyo contenido, protegido de laevaporación con aceites, es medido de vez en cuando. En sectores donde lanieve es abundante, es preferible el uso de nivómetros, al de pluviómetrosusuales, que poseen algún dispositivo, como resistencias eléctricas en la boca,que facilita la licuación de la precipitación recogida. De todos modos, laprecipitación sólida puede medirse con el pluviómetro, una vez licuada (convienefundir la nieve o el hielo al baño manía, para evitar pérdidas por sublimación yevaporación). El espesor de la nieve no equivale, de ninguna manera, a lacantidad de precipitación correspondiente. Su escasa densidad, sobre todorecién caída, hace que su espesor suponga, aproximadamente, unas diez vecesla altura una vez fundida (así, 1 cm de espesor sólo viene a corresponderse con1 mm como cantidad de precipitación; de todas maneras, esta relación nopuede tomarse como exacta ni constante).

Los pluviógrafos son pluviómetros registradores. Sus registros permiten saber lahora, la duración y la intensidad de la precipitación. Hay de diversos tipos: desifón, de balancín, etc. Los de balancín alimentados con una pequeña placafotovoltaica, y dotados de una unidad automática de almacenamiento de lainformación, permiten registrar, en unas memorias, la intensidad de laprecipitación en muy cortos períodos de tiempo y tienen una notable autonomía,

13.3.- Clasificación y descripción de las precipitaciones

Las precipitaciones figuran entre los fenómenos llamados hidrometeoros.

Hay precipitaciones que alcanzan la superficie terrestre y otras que seevaporan por completo durante su caída. En este último casos se denominanvirgas o cortinas de lluvias, las cuales se observan en el aire, pero no alcanzanel suelo.

Las Precipitaciones pueden ser intensas o débiles, presentarse enforma más o menos uniformes (intermitentes o continuas), o no uniforme dechubascos.

Los chubascos se caracterizan porque comienzan y acaban

bruscamente y por las variaciones rápidas, y a veces brutales, de la intensidadde las precipitaciones. Las gotas y las partículas sólidas que caen durante los

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chubascos son, en general, más gruesas que las que se observan cuando lasprecipitaciones tienen un carácter continuo. Los chubascos provienen denubes de origen convectivo (sobre todo cumulonimbos, raramente cúmulos).Son, pues, precipitaciones típicas de una atmósfera inestable.

Las precipitaciones que no tienen carácter de chubasco, provienenhabitualmente de nubes estratiformes (sobre todo altostratos y nimbostratos).

Las definiciones y descripciones siguientes, están tomadas del "AtlasInternacional de nubes".

Lluvia

La Lluvia (Rain; Regen; Pluie) es la precipitación de partículas deagua líquida que se presenta bien como gotas de diámetro superior a 0,5 mm, bien como gotas más pequeñas y dispersas.

Las gotas de lluvia son, en general, más gruesas que las de llovizna.Suele ocurrir que las nubes contengan una importante cantidad de fi. naspartículas de polvo o de arena, transportadas hasta su interior desde el suelodurante una tempestad; y tales partículas pueden ser arrastradas por la lluvia alcabo de un tiempo, durante el cual han sido transportadas muy lejos de sulugar de origen ("lluvia de barro", en ocasiones coloreada:"lluvia de sangre").

Llovizna

La Llovizna (Drizzle; Nieseln; Bruine) es una Precipitación bastanteuniforme, constituida exclusivamente por nas gotas de agua (dediámetro inferior a 0,5 mm), que caen muy próximas unas a otras.

Las gotas de llovizna parecen casi flotar en el aire, de modo que seevidencian los más leves movimientos del aire. La llovizna cae de una capa deestratos relativamente espesa, generalmente baja, que puede tocar el suelo por algunos sitios (niebla). La llovizna puede a veces suministrar cantidades deagua bastante considerables (hasta 1 mm por hora) principalmente a lo largode las costas y en las regiones montañosas.

Nota: La lluvia o la llovizna, etc., pueden, en algunos casos, congelarse al tocar el suelo ("lluvia o llovizna que se congela"; freezing rain, freezingdrizzle).

Nieve.

La Nieve (Snow; Schnee; Neige) es la Precipitación en cristales, delos que la mayoría están ramificados (a veces estrellados).

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Los cristales ramificados están en ocasiones mezclados con cristales noramificados. A una temperatura superior a los -5ºC, aproximadamente, loscristales se aglomeran, por lo general, en copos.

Nieve Granulada

La Nieve granulada [Snow pellets (antiguamente softhail);Reifgraupeln; Neige roulée] es la Precipitación de gránulos dehielo, blancos y opacos. Estos gránulos son esféricos o, enocasiones, cónicos, su diámetro está comprendido entre dos y cinco milímetros.

Tales granos son frágiles y se aplastan con facilidad; cuando caen sobre unsuelo duro, rebotan y a menudo se rompen. Las precipitaciones de nievegranulada suelen tener lugar cuando la temperatura en el suelo está próxima alos OºC; se presentan generalmente en forma de chubascos, mezclados concopos de nieve o gotas de lluvia. Dichos granos se forman a partir de cristalesde nieve, a los que se unen gotas que se congelan; parece ser que contribuyena su crecimiento ciertos fenómenos de sublimación.

Cinarra

La Cinarra o nieve en granos (Granular snow; Griesel; Neige engrains) es la Precipitación de gránulos de hielo muy pequeños,blancos y opacas. Estos gránulos son relativamente aplanados oalargados; su diámetro es generalmente inferior a un milímetro.

Cuando estos finos granos golpean en suelo duro, no rebotan, ni se rompen.Caen por lo común en cantidades muy pequeñas, lo más a menudo desde unestrato o de la niebla, jamás bajo formas de chubasco.

Gránulos de hielo

Los Gránulos de hielo o granizo menudo (Grains of ice;Eiskjrnchen; Granules de glace ou grésil). Llamados antiguamente"hielo granulado" es la Precipitación de gránulos de hielo,transparentes o translúcidos, de forma esférica o irregular,

raramente cónica, y cuyo diámetro es igual o inferior a 5 milímetros.

Estos gránulos suelen rebotar cuando golpean en suelo duro, y se puede oir elruido de su impacto.

Pueden subdividirse en dos tipos principales:

a) Gotas de lluvia congeladas o copos de nieve casi totalmente fundidosque se han congelado de nuevo (gránulos de hielo). La congelacióntiene lugar generalmente en la proximidad del suelo.

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b) Gránulos de nieve envueltos en una fina capa de hielo; que se haformado bien sea por la congelación de gotitas interceptadas por losgránulos durante su caída, bien por la recongelación del aguaproveniente de una fusión parcial de los gránulos (granizo menudo).

Granizo

El Granizo (Hail; Hagel; Gréle) es la Precipitación de glóbulos otrozos de hielo (pedrisco,) cuyo diámetro es del orden de 5 a 50 mm, a veces mayor, y que caen, o separados unos de otros oaglomerados en bloques irregulares.

El pedrisco está constituido, casi exclusivamente, por hielo transparente o por una serie de capas de hielo transparente, de al menos 1 mm de espesor,alternando con capas translúcidas. Las granizadas se observan habitualmentedurante fuertes tormentas. Investigaciones recientes han mostra¿o que,especialmente en el pedrisco grande, una buena parte del agua captada por elgrano en el interior de la nube no se ha congelado (estructura esponjosa).

Agujas de Hielo

Las Agujas de hielo, prismas de hielo. (Ice needles; Eisnadeln;Prismes de glace) es la precipitación de cristales de hielo noramificados, que tienen forma de agujas, columnas o placas, amenudo tan tenues que parecen estar en suspensión en el aire.Estos cristales pueden caer desde una nube o con cielo despejado.

Tales cristalitos son particularmente visibles cuando lanzan deste@ llos bajolos rayos del Sol (niebla de hielo); pueden entonces dar lugar a una columnaluminosa o a otros fenómenos de halo. Este hidrometeoro, que es frecuente enlas regiones polares, se observa a muy bajas temperaturas y en las masas deaire estable. En invierno, cuando el cielo está claro y la temperatura es inferior a 15ºC, también se les puede observar en las latitudes medias, durante la fasede disipación de una niebla helada.

Las precipitaciones, y las nubes que las originan, figuran en la tabla siguiente :

Precipitaciones

Géneros de NubesAltocumulo

Nimbustratus

Estratocumulo

Estratus

Cúmulo

Cumulonimbus

Ac Ns Sc St Cu CBIntensidad (cantidad por tiempo): Intensas, moderadas o débiles

Continuas o Intermitentes ChubascosLluvia + + + + +Llovizna +Nieve + + + +Nievegranulada

+ +

Cinarra +Granizopequeño

+ +

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Granizo +Agujas de Hielo +

En un sentido geográfico, por precipitación se entiende la precipitaciónmeteorológica y, además, la denominada precipitación oculta, cuyos pro-ductos, acuosos como en el primer caso, no caen, pero sí que suponen un aportehídrico al suelo. Como precipitación oculta hay que considerar el rocío, laescarcha, la cencellada, o niebla helada, y la niebla. En algunos lugares delplaneta la cantidad de agua depositada en el suelo mediante estos fenómenosmeteorológicos llega a suponer un porcentaje muy notable de la recogida por precipitación estricta o incluso supera a ésta. Geográficamente, por tanto,precipitación es casi sinónimo de hidrometeoro, es decir, de meteoro, ofenómeno físico natural, excluyendo las nubes, observado en la atmósfera osobre la superficie, consistente en un conjunto de partículas acuosas, líquidas osólidas, en caída o en suspensión en la atmósfera, o levantadas de la superficiepor el viento (ventisca), o depositadas sobre los objetos del suelo o en laatmósfera libre.

13.4.- Tipos genéticos de precipitación

Una clasificación bastante usual de la precipitación, atendiendo al procesoatmosférico que da lugar a las correspondientes nubes generadoras, es la quecomprende los siguiente tipos de convección: Térmica, orográfica y Frontal.

La precipitación termica es la que tiene a la convección por calentamientosuperficia como proceso de ascenso previo generador de las nubes que laproducen. En el caso de la precipitación orográfica, los ascensos iniciales soncausados por el relieve. En la precipitación frontal es la convergencia de corrientesen áreas depresionarias, con el consiguiente ascenso del aire, el mecanismogenésico (incluiría la precipitación producida por los frentes).

13.5.- Características climatológicas de la precipitación

En el análisis climatológico de la precipitación interesa, en primer lugar,determinar su cantidad total media, especialmente las referidas a los períodos

anual, estacionales y mensuales, a partir de los registros diarios. Pero, además,otras características o parámetros, como los siguientes: variabilidad, frecuencia,probabilidades diarias, persistencia, irregularidad, cuantiles mensuales yanuales, duración, intensidad, tendencias de las series, disparidad interanual,períodos lluviosos y secos; cantidad, frecuencia, etc. según situación sinóptica ytipo de tiempo; ídem según tipo de precipitación; distribución y extensiónespacial; etc., todo ello referido, asimismo, a diferentes períodos de tiempo.

Determinadas las cantidades totales medias o promedios pluviométricos,hay que evaluar la variabilidad de los valores sobré los que se han calculado.Para ello, el coeficiente de variación (cociente entre la desviación típica y la media,

expresado en Porcentaje) es el parámetro estadístico mas usado.

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La frecuencia o número de días con precipitación, para un determinadoperíodo, es, asimismo, un dato útil, que, junto con la cantidad correspondiente,da una primera idea sobre la intensidad del fenómeno. Si se emplea el cálculode probabilidades, con la aplicación de ciertos modelos estocásticos, seconsiguen valores de probabilidad. Así, por ejemplo, la probabilidad de que

aparezca un día lluvioso en un lugar y mes determinado. Y también,probabilidades condicionadas, como, por ejemplo, la de que aparezca un díalluvioso tras otro del mismo tipo, o una secuencia de siete días sucesivoslluviosos o secos. Ciertos índices, además de estas probabilidadescondicionadas, permiten evaluar la persistencia de los días con y sin precipitación.

Conviene analizar también la irregularidad de los registros pluviométricosdiarios, es decir, cuán dispares son, porque ello permite saber qué porcentajede días con precipitación proveen un determinado porcentaje de la cantidad totalacumulada en un período anual.

Al analizar las cantidades mensuales o anuales, sobre las distribuciones defrecuencias correspondientes, suelen ensayarse ajustes mediante leyes deprobabilidad (distribuciones normal, gamma incompleta, etc.), para, finalmente,calcular los cuantiles o valores de probabilidad. De esta manera, por ejemplo,se puede saber qué cantidad se iguala o supera una vez cada diez años en uncierto mes.

Si se dispone de registros continuos, o pluviográficos, se halla la duraciónde la precipitación, así como las duraciones de ciertas intensidades de la misma.La intensidad, sea diaria, horaria o en cortos intervalos, -parámetro de una gran

importancia, no sólo climática, sino hidrológica, geomorfológica, etc.- sedetermina a partir de los registros de los pluviógrafos de intensidades. Una vezque se dispone de una serie de esos datos, se estudia su ajuste mediante ciertasleyes de probabilidad de máximos, como la de Gumbel. Con ésta y otras secalculan los períodos de retorno o de recurrencia de ciertas cantidades críticas.El concepto de período de retorno es de una gran utilidad en Climatología, yaque suministra una previsión estadística de los fenómenos de gran magnitud,poco frecuentes o excepcionales. Por período de retorno de un suceso hay queentender el número de años que han de transcurrir en promedio para que se dé unfenómeno de magnitud igual o superior al de referencia (pero no se asume ningúntipo de ciclicidad en el mismo).

El análisis de las tendencias de las series pluviométricas, con muy di-versos procedimientos estadísticos, es hoy de gran interés, de cara a laverificación o al rechazo de las hipótesis sobre cambios climáticos. Las di-ferencias estadísticamente significativas, en el caso de hallarse, aún deberánponerse en cuarentena antes de afirmar que se ha producido un verdaderocambio climático. Puede aportar más elementos de juicio el análisis de ladisparidad interanual, es decir, la magnitud ponderada de los trastes entre losvalores de años consecutivos.

La construcción de calendarios medios de períodos lluviosos y secos

suministra una información valiosa de cara a la planificación de actividadesvariadas. El conocimiento de los aportes pluviométricos de cada situación

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sinóptica y tipo de tiempo integra el elemento precipitación en un contextosinóptico, con implicaciones positivas en la previsión del tiempo. El desglose delas cantidades según el tipo de precipitación es, asimismo, otro dato con valor climatológico.

La distribución espacial, mediante el trazado de isoyetas, y, en general,isopletas, de las cantidades pluviométricas y de los valores de otras de suscaracterísticas (variabilidad, etc.), con la localización de los máximos y el análisisde la configuración, en función de los factores climáticos, es del máximo interésgeográfico. Ello tiene su culminación en los mapas pluviométricos de los atlasclimáticos. También, es de atención preferente por parte de los meteorólogos laextensión y la distribución espacial de la precipitación durante ciertos episodios.

13.6.- Distribución planetaria de la precipitación y regímenespluviométricos

Las cantidades anuales y mensuales de precipitación varían amplia-mente en el conjunto del planeta, incluso en los valores medios obtenidos a partir de series largas. Como promedios anuales extremos se citan los del monteWaialeale, de 1.569 m de altitud, en las islas Hawai, de 11.455 mm (media de másde medio siglo), y del desierto de Atacama, cerca de Calama, en Chile, conprácticamente 0 mm. La vertiente meridional del Himalaya ostenta, también,algunos records pluviométricos, particularmente la localidad de Cherrapunji, en laIndia, que en un mes de julio totalizó 9.299 mm, y en 12 meses, 26.461 mm. Laprecipitación más cuantiosa en 24 horas se ha dado en Cilaos, en el archipiélago

de La Reunión, con 1.870 mm.

Figura 68. Distribución planetaria de la precipitación media anual, en mm.

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A una escala planetaria, pueden destacarse, en cuanto al reparto delos promedios anuales de la precipitación, las siguientes áreas:

a.- Una amplia zona lluviosa ecuatorial, ensanchada hacia las costasorientales de América tropical y hacia el sudeste de Asia (se superan

los mil milímetros, los dos mil en extensas áreas y, puntualmente, loscinco mil);

b.- varias fajas lluviosas sobre los océanos, con dirección sudoeste-nordeste, desde los 30 a los 60° de latitud, penetrando algo en loscontinentes (se rebasan los 750 mm, frecuentemente el millar y enalgún sector, los dos mil milímetros);

c.- varias áreas tropicales muy secas en el oeste de los continentes,penetrando en los océanos -la africana septentrional, o sahariana, seprolonga hasta la India- (se recogen menos de 250 mm, no son rarosvalores inferiores a 100 mm, y, en algún sector, menos de 25 mm);

d.- los desiertos polares, de los cuales el boreal apunta, con solución decontinuidad, hacia los desiertos del interior de Asia (se recogen menosde 250 mm y, con frecuencia, valores mucho más bajos).

Por régimen o ritmo pluviométrico se entiende el reparto mensual o es-tacional de la precipitación anual. Ello puede plasmarse en el índice que resultade elegir las iniciales del nombre de las estaciones en el orden decreciente decantidades (por ejemplo: el régimen OPIV es el que tiene al otoño por la estación

más lluviosa, siguiéndole la primavera y el invierno y, por última, o más seca, elverano).

A grandes rasgos, en el conjunto del planeta, pueden distinguirse lossiguientes regímenes:

a.- Ecuatorial, con altas cantidades en todos los meses;b.- Tropicales, en los que aparecen, a menudo muy marcados, unos

períodos lluviosos y otros secos, por lo general, dos (los hay bajo elrégimen de los alisios, monzones, etc.);

c.- Desértico, con escasísimas precipitaciones en toda época;

d.- Templados y subtropicales, con cantidades anuales en generalmoderadas, bien con lluvias bastante repartidas, aunque superioresen invierno (oceánico) o en verano (chino), con invierno seco y veranoalgo lluvioso (continental), con invierno lluvioso y verano seco(mediterráneo), etc.; y e) subártico, con precipitaciones bajas, algo másrelevantes en verano.

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Capitulo 14: EVAPORACION Y EVAPOTRANSPIRACION

14.1.- Introducción.

La evaporación (Ev) es el proceso por el cual el agua es transferidadesde la superficie terrestre hacia la atmósfera. Incluye tanto la evaporaciónde agua líquida ó sólida directamente desde el suelo, o desde lassuperficies vegetales vivas o muertas (rocío, escarcha, lluvia interceptadapor la vegetación, etc.), como las pérdidas de agua producidas a través delas superficies vegetales, particularmente las hojas. En este últimoproceso, denominado transpiración (Tr ), el agua, absorbida por medio de lasraíces de las plantas, se transfiere a la atmósfera a través de numerosos ydiminutos estomas situados en las hojas. La transferencia total de aguaimplicada en el proceso de la evapotranspiración (Et), cuando la superficieevaporante es una cubierta vegetal, se expresa como calor latentetransferido por unidad de área o su equivalente altura de agua, también por unidad de área.

La importancia cuantitativa de la Et es tal que, como promedio global,el 57% de la precipitación anual es devuelta a la atmósfera por evapotranspiración. Estas cifras pueden alcanzar valores del 90 y 100% en

zonas áridas o desérticas, respectivamente.La cuantificación de la Et se hace precisa en contextos diferentes

tales como la producción vegetal, la planificación y gestión de recursoshídricos o los estudios ambientales. Cuando la demanda evaporativa excedea las precipitaciones producidas en un área, tanto el crecimiento vegetal comola calidad pueden verse negativamente afectados por el déficit de agua que seproduce en el suelo. Es por ello importante el conocimiento de en quémedida la Et está relacionada con el crecimiento, supervivencia y adaptaciónde las especies y comunidades vegetales, a fin de poder predecir la produ-cción vegetal y la incidencia de la sequía.

En las áreas de regadío, la estimación de la Et se precisa no sólo paraprogramar el riego, a fin de suplementar las precipitaciones naturales yevitar pérdidas de producción inducidas por déficit hídrico, sino que serequiere también para el diseño de los sistemas de almacenamiento ydistribución del agua.

Por otra parte, dado que los diversos usos del suelo afectan el repartode las precipitaciones, el conocimiento de la Et resulta básico para elsuministro y manejo de los recursos superficiales y subterráneos, asícomo para asesorar sobre los posibles impactos ambientales de los

cambios de uso del suelo.

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14.2.- Demanda atmosférica de evapotranspiración

La complejidad del proceso de Et ha sido reiteradamente reconocida.Actualmente se puede concebir la evaporación como un proceso

dependiente de la energía disponible para vaporizar el agua, de la capacidaddel aire para el transporte del vapor y de la accesibilidad del agua a lasuperficie evaporarte.

La energía disponible puede proceder de la radiación solar o de otroscuerpos, por calor sensible transmitido por el aire o por el suelo. Lacapacidad de transporte del aire dependerá de la velocidad del viento y dela rugosidad de la superficie evaporarte. Finalmente, el transporte de airehúmedo desde la superficie hacia la atmósfera hace posible la continuidad delproceso.

En cuanto al suministro de agua a los puntos de evaporación vendrágobernado por los factores del suelo y de la propia vegetación quecondicionan su disponibilidad, tales como la cantidad y fuerza con que estáretenida el agua en el suelo, los flujos hídricos a través de la vegetación, etc.

Las tasas de evaporación del agua almacenada sobre la cubiertavegetal o desde las propias superficies de agua, dependerán solamente de lascondiciones meteorológicas, mientras que la evaporación desde el suelo y latranspiración dependerán no sólo de las variables climáticas sino también dela física del suelo y de las características y propiedades del sistema suelo-

planta.14.2.1.- Proceso energético.

Cuando se produce el cambio de agua del estado liquido a estado devapor, las primeras moléculas en cambiar de estado desde la masa líquidason aquellas más excitadas, como consecuencia la energía media del restode las moléculas disminuye y, por tanto, la temperatura decrece. Paramantener un nivel energético constante en la masa de agua líquida resultaimprescindible un suministro de energía por unidad de masa evaporada (calor latente de vaporización). Este parámetro físico es particularmente alto en el

caso del agua y su valor disminuye al aumentar la temperatura.El flujo de radiación neta, Rn, constituye una medida de la energía

disponible en la superficie terrestre. Se define como la diferencia entre losflujos descendente y ascendente de la radiación total procedente del sol,terrestre y atmosférica, y es la cantidad de energía disponible en la superficie dela tierra, fundamental para importantes procesos tales como evaporación,calentamiento del aire y el suelo, así como otros menos consumidores deenergía, pero fundamentales, como la fotosíntesis.

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La distribución de la radiación neta se realiza según la siguienteecuación:

Rn= λ Et+H+G+PH

En donde

λ Et es el flujo de calor latente para evapotranspiración (λ es el calor latente de vaporización y Et es el flujo de agua evapotranspirada),

H es el flujo de calor sensible,G es el flujo de calor al interior del suelo yPH es la energía utilizada en la fotosíntesis y en calentar la biomasa

vegetal.

En muchas situaciones G y PH son componentes más bienpequeños de la Rn diaria, siendo dominantes las proporciones de calor latente y sensible. El reparto de Rn entre H y λ Et, depende en primer lugar de la disponibilidad de agua a nivel de la superficie evaporarte y luego de lacapacidad de transferencia del aire húmedo, pues si el vapor originado nose transporta lejos de la superficie evaporarte, se podría alcanzar, conrelativa facilidad la saturación, llegando a detenerse, en ese momento, elproceso de la evaporación.

14.2.2.- Proceso de transporte.

Si en condiciones reales se diesen los supuestos enunciados, seríarealmente fácil el cálculo de la evapotranspiración de un cultivo o unacomunidad vegetal. Sin embargo la situación real dista, considerablemente,de las condiciones ideales. El aire fluye generalmente en régimen turbulento.

El proceso de mezcla de las diferentes capas horizontales de aire,debido a la formación de remolinos, es mucho más eficiente en el transportevertical de vapor, que la mera difusión a escala molecular. Su intensidaddependerá de la magnitud de la turbulencia, y ésta a su vez, de la velocidad delviento y de la rugosidad de la superficie, sobre todo de la primera.

La disminución de temperatura desde la superficie evaporante favorecela tendencia ascendente del aire, que al estar más caliente es menos denso.Este mecanismo, altamente eficiente en el transporte vertical de aire, ~edenomina convección libre o térmica.

Los flujos verticales de cantidad de movimiento (τ ), calor sensible (H) ycalor latente (λ E) vienen expresados, respectivamente por:

τ= K

M

(δ

u/δ

z)H = -ρ CpKM(δ T/δ z)λ E = -λ ρ KE(δ q/δ z)

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En donde

U (v yo) es la velocidad del viento,ρ es

z la altura sobre el terreno yKM, KH y KE son las difusividades turbulentas para la cantidad de movimiento,calor y vapor de agua, respectivamente.

Las evidencias experimentales sugieren que para superficies convegetación corta y uniforme, cuando los vientos son fuertes, puede aceptarseque KH=KE=KM, particularmente si se trabaja en las proximidades de lasuperficie, donde los efectos de fricción resultan más pronunciados. Noobstante, diversos autores han revisado y discutido las condiciones dedesigualdad entre las difusividad.

14.2.3.- Ecuación de combinación.

Si se tiene en cuenta que, como se ha expresado, el flujo de calor latente esdirectamente proporcional al gradiente de humedad o presión de vapor deagua, y aceptando la equivalencia aproximada de los coeficientes detransferencia, las densidades de flujo de calor latente (λ .E) y sensible (H) parauna comunidad vegetal pueden expresarse por:

λ T = (ρ Cρ /γ )[es(Ts) -ea]/(r a + r s)H = ρ Cρ (Ts - Ta)/r a

Siendo

γ la constante psicrométrica,Ts la temperatura de la superficie,es la tensión o presión de vapor saturante o de saturación,Ta y ea son la temperatura y presión de vapor del ambiente, yr s y r a son las resistencias de la superficie vegetal y la aerodinámica.

Si en la ecuación del balance de energía, se tiene en cuenta la relativa escasamagnitud de la densidad de flujo de calor empleado en la fotosíntesis (PH), la

energía disponible (R - G) puede equilibrarse con la suma de los flujos de calor sensible y latente, quedando:

Rn - G = λ E + H

Combinando las tres últimas expresiones, puede eliminarse la temperatura dela superficie (Ta), dificil de medir, y la densidad de flujo de energía para laevaporación puede expresarse mediante la conocida ecuación de Penman-Monteith:

λ E = ∆ (R n - G) + ρ Cρ [es(Ta) -ea

]/r a ∆ +γ (1 + r s/r a)

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Esta ecuación indica que el déficit de presión de vapor asume mayor importancia relativamente a Rn, a medida que se incrementa la rugosidad de lasuperficie. En muchas situaciones la evapotranspiración de superficiesaerodinámicamente rugosas, tales como las masas forestales, está controlada

más estrechamente por el déficit de presión de vapor del aire que atraviesa lasuperficie, que por la energía disponible (JARVIS et al., 1981).

14.3.- Evapotranspiración: variable hidrológica

La primera explicación científica de la circulación del flujo de agua ociclo hidrológico, se debió a finales del siglo XVII a Perrault y Mariotte al estudiar la cuenca del río Sena.

El ciclo hidrológico esta gobernado fundamentalmente por dos factores,en primero de ellos, la energía necesaria para evaporar el agua, tal y como ya seha discutido ampliamente en el apartado anterior, y el segundo la fuerza de lagravedad, que provoca la precipitación del agua previamente evaporada y queinduce el movimiento de ésta en la superficie de la tierra hacia zonas más bajas.

La figura 1 recoge un esquema del ciclo hidrológico. Se estima que,aproximadamente, la evaporación de agua de los océanos alcanza los 450.000km3 anualmente, si bien la mayor parte de la misma precipita sobre los propiosocéanos, y solo del orden de 114.000 km3 precipitan sobre el terreno,aunque una parte importante, alrededor de unos 74.000 km3, queda retenida demanera permanente, como humedad atmosférica, del suelo o de la

vegetación, en un ciclo continuo de evaporación desde las superficies de sueloo de agua, transpiración por la vegetación y precipitación desde la atmósfera.

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Figura 69:Esquema del ciclo de circulación del agua en la tierra

14.3.1.- Ecuación de conservación del agua.

La ecuación de conservación del agua o del balance hídricoexpresa la distribución de las precipitaciones -y en su caso el riego- entrediversos componentes del ciclo del agua:

P+I = Et+R+G ± ∆ S+L

En donde

P+I es la entrada de agua al sistema (Precipitación y Riego,respectivamente),

R es la escorrentía superficial,G es la variación en la reserva subterránea,∆ S la variación en la reserva del suelo yL es la entrada o salida de escorrentía lateral.

La ecuación de conservación de masa así reflejada es aplicable enfunción de la complejidad y dinámica del sistema, tanto a pequeñasparcelas de 5 a 10 m2, como a subcuencas de mas de 1 km2, para cubrir períodos

entre una semana y un año.

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Cuando se pretende estimar la evapotranspiración mediante la ecuaciónanterior, es preciso considerar que los errores en la medida de los diversostérminos del balance se transfieren a Et, incluso amplificándose, si bien laestimación de la evapotranspiración puede simplificarse, siempre y cuando puedaconsiderarse despreciable alguno de los componentes del balance.

En cualquier caso, las pérdidas de agua del suelo atribuibles al drenaje yla evapotranspiración son los componentes más difíciles de separar ycuantificar. La precipitación y la humedad del suelo pueden medirse demanera simple y exacta. Sin embargo, el drenaje y la Et requieren gene-ralmente instrumentación especializada y técnicas complejas que no siempreofrecen la exactitud deseada.

La medida de la variación de la reserva del suelo (∆ S) se realiza entre dostiempos, a fin de determinar los incrementos positivos o negativos del aguaalmacenada. La utilización de la sonda de neutrones resulta el método másconveniente, por no alterar ni las condiciones de suelo, ni las raíces de lasplantas, aunque el carácter marcadamente anisótropo de los suelos, hacenecesario establecer de forma científica el número de puntos de medida.

La precipitación (P) forma parte de las entradas de agua en la ecuación debalance. Su determinación es sencilla mediante los pluviómetros convencionales,sin embargo, si el área a aplicar el balance hídrico es extensa, el número demedidores debe aumentarse a fin de controlar las posibles irregularidades de laprecipitación, a lo largo de la zona experimental. En todo caso, pararegistrar la cantidad e intensidad de la precipitación deben utilizarse pluviógrafos.

El riego (R) constituye bajo climas áridos y semiáridos la fuente de aguamás importante en el balance hídrico. El agua a aplicar debe per función de lademanda climática teniendo en cuenta el cultivo y el tipo de suelo para evitar lasaturación de los horizontes del suelo ocupados por las raíces a fin de evitar nosolo efectos de anoxia radicular, sino lo que es también de importancia, laspérdidas por lixiviación y drenaje.

El avenamiento o drenaje (D) es uno de los términos del balance queimplican una pérdida de agua. Los lisímetros son los instrumentos másprecisos para la medida, no solo del drenaje, sino de la E t (HOLMES, 1984). El

flujo de drenaje puede determinarse si se conoce la conductividad hidráulica,aunque existen problemas de representatividad si ésta se determina en ellaboratorio y problemas de variabilidad espacial y distribución anormal conlas medidas de campo.

La variable escorrentía superficial (c), que es otro de los factores depérdida de agua del suelo, es en muchas situaciones despreciable y tiene suprincipal incidencia en el caso de lluvias intensas. Ciertas situaciones desfa-vorables (elevada pendiente, lluvias de alta energía, permeabilidad delsuelo, etc.) dificultan su estimación, siendo necesario recurrir, para sumedida, a dispositivos adecuados.

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El balance hídrico, en la actualidad, se uti liza con muchafrecuencia para la determinación de Et, sin embargo, la estimación por separado de los términos evaporación (Ev) y transpiración (Tr ) resulta muycompleja. Para obtener una cierta estimación del componente Ev, hay querecurrir a medidas concretas "in situ".

14.4.- Componentes de la evapotranspiración

Si se consideran los mecanismos implicados, así como los factoresque afectan a los diversos aspectos del proceso de evapotranspiración, laEt total puede distribuirse en la forma:

E t=Es+EW+Tr

siendo

Es la evaporación desde la superficie del suelo,EW, la evaporación desde la cubierta vegetal húmeda yTr la transpiración de los plantas.

La separación de estos componentes es importante para la comprensióny modelado de la evapotranspiración, si bien, en la práctica, esta separaciónpuede resultar difícil y para muchas aplicaciones incluso innecesaria

14.4.1.- Evaporación desde el suelo.

La evaporación directa desde la superficie del suelo puede constituir una parte considerable de la evapotranspiración total, particularmente enaquellas grandes áreas en las que la superficie del suelo se encuentradesnuda durante largos periodos de tiempo, como sucede en las regionesáridas y semiáridas.

La capacidad para absorber energía en la superficie del suelo estadefinida por el albedo y sus propiedades térmicas. El albedo estaregulado por numerosos factores, tales como: color del suelo, humedad,pendiente, rugosidad de la superficie, presencia de hojas o acolchados, etc.

Los cambios de color debidos a la desecación progresiva del sueloalteran considerablemente el albedo. Así por ejemplo, el valor de A para unsuelo de textura franca puede variar desde 0.14 bajo condicioneshúmedas a 0.60 cuando el suelo está muy seco.

Por ello conviene distinguir en la evaporación de agua desde elsuelo dos situaciones netamente diferenciables. Suelos desnudos y sueloscon vegetación.

14.4.1.1.- Evaporación de suelos desnudos.

Se han sugerido tres etapas en el proceso de desecación del suelo, lascuales han sido identificadas en condiciones de campo.

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La primera etapa de desecación del suelo, de tasa constante, esta controladapor la demanda atmosférica exclusivamente.

La segunda etapa, de tasa descendente, es la más importante desde el

punto de vista hidrológico. Para esta etapa diversos estudios de campo ylaboratorio han sugerido una proporcionalidad con la raíz cuadrada del tiempoy las características hidráulicas del suelo.

La tercera etapa puede contribuir muy escasamente a la pérdida total deagua, y está controlada por las características de difusión del vapor de la superficie.

14.4.1.2.- Evaporación de suelos con vegetación.

En esta situación la disponibilidad de energía y transferencia de vapor de aguase reducen sensiblemente. Además de otros factores, la cantidad, forma,tamaño y distribución de los elementos vegetativos de la cubierta vegetal puedenafectar las pérdidas de agua por evaporación.

En condiciones de suelo cubierto completamente de vegetación laevaporación del suelo constituye más del 10 % de la evapotranspiración de muchoscultivos agrícolas. Los valores estacionales pueden ser mucho mayores ydependen de diversos factores. En pastos la evaporación del suelo anual puedeser superior al 10-20 % de la evapotranspiración total..

Mediante técnicas de medida directa del flujo de vapor de un bosque de pinos

se encontró que la evaporación del suelo constituía del 12-27 % de laevapotranspiración, y en algunas ocasiones podía superar el 40 % de laevapotranspiración diaria.

14.4.2.- Evaporación del agua interceptada por la planta.

Como consecuencia de los fenómenos naturales, tales como la lluvia,nieve, rocío, etc., el follaje de las plantas retiene en su superficiecantidades considerables de agua, parte de la cual no llega a alcanzar elsuelo o a ser absorbida por la vegetación, siendo evaporada directamente.La evaporación de esta agua interceptada Ew, esta controlada por los factores

meteorológicos.La importancia del agua interceptada de esta manera esta gobernada

esencialmente por la cantidad de follaje y la capacidad de éste para retener elagua. Dada la significación hidrológica de la intercepción en masasforestales, la mayor parte de las medidas se han realizado sobre ellas y muypocas sobre especies de interés agrícola. Generalmente, la intercepción deagua de lluvia se determina por diferencia entre la precipitación total y la quealcanza la superficie del suelo. En masas forestales la intercepción anual puedealcanzar del 10 a140 % de la precipitación total.

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La velocidad de evaporación del agua interceptada dependeprincipalmente de la resistencia aerodinámica y del déficit de presión devapor.

La signif icación hidrológica de las mayores pérdidas por

intercepción en la vegetación forestal, comparada con cultivos agrícolas ypraderas, es objeto de estudio en la presente década, considerándose que,generalmente, las observaciones apuntan a un mayor rendimiento hídrico enlas cuencas deforestadas.

14.4.3-. Pérdidas de agua por transpiración.

Todas las partes aéreas de la planta pueden perder agua. Sinembargo, tal y como ya se mencionó anteriormente, desde un punto devista cuantitativo, es a través de las hojas donde tienen lugar las pérdidasmás importantes de agua por transpiración. La mayor parte del agua queabsorbe un vegetal por las raíces se pierde a través del proceso de latranspiración. Solo el 0,01% del agua absorbida es utilizada en losprocesos fotosintéticos.

Del agua perdida por transpiración el 90- 95% del total viene aproducirse a través de las estomas. La apertura y cierre de estomasconstituye uno de los principales factores internos de control de las pérdidasde agua por transpiración. Este fenómeno viene controlado por el estadohídrico de los tejidos, intensidad luminosa, nivel de CO2, temperatura,viento y ritmos internos de la planta.

Partiendo del hecho de que el agua fluye siempre hacia lugares conpotenciales hídricos más negativos y considerando el sistema suelo-planta-atmósfera como un continuo hidrodinámico, el agua fluirá a favor delgradiente de los potenciales hídricos del sistema.

La caída de potencial entre las hojas y el suelo oscila usualmente entre1.0 - 3.0 MPa, mientras que entre la hoja y la atmósfera es del orden de 50MPa. Por lo que la absorción, y pérdidas de agua vienen controladas funda-mentalmente por las raíces y las estomas respectivamente.

En casos extremos de suelos salinos, donde pueden alcanzarseniveles de potencial hídrico de hasta -2.0 MPa, y dado que las célulasepidérmicas de la raíz pueden presentar valores de -1.5 MPa, se favorecerála inversión del flujo del agua, pasando esta desde la raíz al suelo.

Dentro de las características de la planta que gobiernan la capacidadpara absorber agua las raíces juegan un papel fundamental, ya que de ellasdepende el volumen de suelo a explorar, y en consecuencia, capaz desuministrar agua a la planta. Sus efectos sobre la intensidad deevapotranspiración han sido documentados. La importancia del sistemaradical, lógicamente es superior en condiciones ambientales áridas y

semiáridas.

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La defin ic ión cuantitat iva del sistema radical efect ivo esfundamental, pero el problema es difícil, ya que la distribución de raícesen el per fil de suelo puede ser muy dinámica y en consecuencia cambiar en un corto periodo de tiempo.

Por otra parte, el control estomático depende de la absorción deagua, que en definitiva depende de la densidad y distribución de raícesy su efectividad en la toma de agua del suelo. Por ello el desarrollo delíndice de área foliar y de la resistencia estomática deben considerarseestrechamente ligados con el desarrollo del sistema y su eficiencia.

14.5. - MEDIDA DE LA EVAPORACIÓN Y EVAPOTRANSPIRACIÓN

14.5.1. Lisímetros.

La uti lización de l isímetros permite medir con precisión laevapotranspiración de referencia, calibrar frente a tales medidasmétodos de cálculo basados en ecuaciones empíricas, así como laobtención de coeficientes de cubeta o de cultivo, y en general, tienengran utilidad en el estudio de las necesidades hídricas y sus relacionescon el rendimiento de las cosechas, o en estudios de balance hídrico.

14.5.1.1.- Lisímetros de drenaje.

La utilización de lisímetros no gravimétricos tiene lugar esencialmentepara la medida de la componente de drenaje en el balance hídrico. Mediante el

control de cambios en el contenido de humedad del suelo con el instrumentalpertinente, como sonda de neutrones, tensiómetros o bloques de yeso, puedesuministrar datos de incuestionable interés en estudios relacionados con laevapotranspiración. Este sistema tiene el mérito de ser simple y fácil deconstruir.

Mediante un adecuado diseño y colocación de lisímetros se puede acceder a la medida de la evapotranspiración actual en un amplio rango de tiempo, deminutos a meses, y en consecuencia los datos suministrados pueden utili-zarse para comprobar métodos micrometeorológicos y fisiológicos, así comopara calibrar métodos empíricos de estimación de la evapotranspiración. También

pueden utilizarse como una importante herramienta de investigación en laevaluación de modelos de predicción de la evapotranspiración.

14.5.1.1.2.- Componentes del lisímetro

El lisímetro se compone de:

a.- Una balsa enterrada al nivel del suelo, con unas dimensiones mínimasde 2 m2 de superficie y 1 m de profundidad. Los bordes de la balsadeben ser firmes y sobresalir ligeramente, a fin de evitar pérdidas deagua de riego o por escorrentía, y para que la superficie evaporante

esté delimitada con precisión.b.- Uno o varios colectores de drenaje, situados en el fondo del lisímetro.

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c.- Uno o varios recipientes receptores y de control de las aguas de drenajeprovenientes del riego y de las lluvias.

14.5.1.2.3.- Emplazamiento del Lisímetro

El emplazamiento para construir un lisímetro debe ser:

a.- Un lugar libre de todo obstáculo (casas, árboles, setos, etc)susceptible de perturbar la circulación atmosférica en susinmediaciones. La distancia del obstáculo debe ser igual a 20 veces laaltura de este.

b.- En el suelo-relieve más representativo de la región.c.- Debe estar rodeado de una parcela de guarda sembrada de gramíneas,

y fácilmente regable, para evitar los efectos desecantes de los vientos(efecto oasis).

14.5.1.2.4.- Mediciones con el lisímetro.

Se deben tomar medidas diarias, al igual que la precipitación de la lluvia yen congruencia con la cantidad y frecuencia del riego. La medida de la Et sepuede hacer diaria, semanal, decadal o mensual, y se calculará mediante laecuación de JENSEN (1973).

Et =P+I + ∆ S-D

En donde

P es la precipitación medida con pluviómetro, a 1.5 m del suelo (mm);I es el Riego (mm);∆ S: Variación del diseño y contenido de agua en el suelo, que puede

ser positiva o negativa, y puede medirse por humidimetría neutrónicao por tensiometría (mm);

D: Drenaje que se medirá graduando los receptores de agua, que saldrápor los colectores de drenaje (mm)

El suelo del lisímetro debe estar bien estabilizado y con un buen drenaje, y sesembrará de una gramínea (Eto) o alfalfa (Eta), según la evapotranspiración

de referencia que se quiera obtener. La cubierta se mantendrá a la alturacorrespondiente según las recomendaciones de la FAO, de 8-15 cm en el caso delas gramíneas y de 30-45 cm en el de la alfalfa.

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Figura 70Lísimetro de drenaje. Batería detensiómetros y tubos de acceso de sonda deneutrones

Figura 71Lísimetro de drenaje

14.5.4.1.2.- Lisímetros Gravimétricos o de pesada.

En la actualidad, el método más preciso de medida de la Eto es lautilización de lisímetros de pesada, donde cada componente del balance hídricoes medido con precisión y la evapotranspiración queda directamenterepresentada como pérdidas en el lisímetro de pesada. En España estos tiposde lisímetros han sido introducidos recientemente. VILLALOBOS et al. (1987)describen dos lisímetros de pesada instalados en el S.I.A. de Cordoba, quepermiten medir la Et con una precisión de 0.03 mm. En Valencia, CASTEL (1991)detalla la instalación y primeros resultados de un lisímetro de pesada de tipobalanza mecánica, con drenaje forzado por succión para la medida de laevapotranspiración en naranjo.

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En relación con la historia, tipos de lisímetros y su uso puede consultarsela nota técnica de la W.M.O. (1966), la revisión para la F.A.O. de ABOUKHALEDet al. (1982), o el trabajo de PRUITT & LOURENCE (1985).

Las medidas de Et obtenidas mediante lisímetros de drenaje pueden no

ser tan precisas como las obtenidas con lisímetros gravimétricos o de pesada,pero tienen la ventaja de la facilidad de su instalación y el bajo coste.

16.5.2.- Evaporímetros.

El empleo de medidas directas de evaporación de superficies deagua libre para el cálculo de Eo o Eto se basa en que estas medidaspermiten estimar de forma integrada los efectos de la radiación, el viento,la temperatura y la humedad. La planta responde a las mismas variablesatmosféricas, aunque diversos factores puedan inducir cambiossignificativos en las pérdidas de agua en los vegetales.

Existen algunas diferencias entre los procesos de evaporación yevapotranspiración. La capacidad de reflexión de la radiación (albedo) deuna superficie de agua es tan solo de 0.05, mientras que para la mayoría delas superficies vegetales oscila entre 0.20 y 0.25. Las pérdidas por transpiración tienen lugar principalmente durante las horas de sol, cuandolos estomas están abiertos, mientras que por la noche estas pérdidasson mínimas debido al cierre estomático, sin embargo, las pérdidas deagua en un evaporímetro pueden continuar por la noche. Por otra parte,pueden inducirse diferencias entre las pérdidas de agua por los cultivos y

los evaporímetros, debidas a la variación de la turbulencia del aire, justo encima de esas superficies y a la temperatura y humedadinmediatamente adyacentes a ellas. A pesar de estas diferencias, lascorrelaciones entre la Et y la evaporación de superficies normalizadasson muy buenas para períodos mayores de 5 días.

Existen varios tipos de evaporímetros en función de la forma,ubicación, etc.

Entre los más conocidos destacan el evaporímetro Piche, muyutilizado en meteorología, el evaporímetro de carborundo, la cubeta hun-

dida de Colorado, de utilización muy localizada, y el evaporímetro decubeta clase A del National Weather Service de los EE.UU.

14.5.2.1.- Tipos de evaporímetros

14.5.2.1.1.- Evaporímetro Piche.

El evaporímetro Piche sirve para medir la cantidad de agua por unidad deárea y por unidad de tiempo que se evapora a través de una pequeña superficieexpuesta al aire libre.

El evaporímetro está formado por un tubo de vidrio cerrado por un extremoy abierto por el otro que se llena de agua normal o destilada. Su extremo abierto se

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tapa con un filtro de papel secante, sujeto por una arandela de metal. El aparatose cuelga dentro del cobertizo meteorológico, con la boca abierta hacia abajo, eldisco de papel impide que el agua se derrame, pero se impregna de ella y seevapora en función de las condiciones de temperatura y humedad del aire. El tubolleva una graduación en mm, donde las diferencias de lectura marcan la

evaporación del día.

El evaporímetro Piche ha sido muy utilizado en meteorología y enestudios hidrológicos por su simplicidad. Los valores de evaporación asíobtenidos están muy por debajo de los valores reales. Solo se ajustan en losmeses de invierno, valoran por defecto en primavera y otoño, alcanzando lamayor desviación en verano, cuando las necesidades hídricas son mayores, por lo que no se pueden utilizar para ningún tipo de planificación hidrológica, y solopueden servir para un seguimiento rutinario de la evaporación.

Figura 72Evaporímetro Piche

14.5.2.1.2.- Evaporímetro de Clase A.

El aparato más utilizado para medir la evaporación (E0), es elevaporímetro de cubeta de clase A normalizado por el Nacional Weather Servicede EE.UU., que consiste en un recipiente cilíndrico de 120.7 cm de diámetro y 25cm de profundidad, construído en hierro galvanizado (calibre 22) que se coloca,nivelado horizontalmente, sobre una plataforma de tablas de madera, a 15 cm delsuelo, a fin de permitir la libre circulación del aire por debajo de la cubeta.

El nivel de agua debe quedar entre los 5 y 7.5 cm por debajo del borde dela cubeta para evitar que una diferencia en la turbulencia del aire por encima delrecipiente pueda afectar sensiblemente las lecturas obtenidas. Una disminución

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del nivel de agua, 10 cm por debajo de la prescripción indicada, puedeinducir errores de hasta un 15 %.

Es aconsejable realizar el emplazamiento de las cubetas sobre suelosembrado de gramíneas, situado en una zona abierta, para que el aire

circule libremente, evitando los efectos debidos a la cercanía de edificios,árboles, vías de comunicación, etc. El efecto de plantaciones cercanas decultivos altos, como maíz, puede afectar las medidas hasta un 30 % por defecto,en condiciones de aridez y viento cálido, y del 5 al 10 % igualmente por defecto, cuando el ambiente sea húmedo y el viento este en calma.

Figura 72Cubeta de Clase A

14.6.- Terminología y definiciones en los modelos de cálculo

El concepto de evapotranspiración puede dar lugar a aspectosdistintos en función del tipo de cubierta vegetal al que se refiera, ocondiciones hídricas del mismo, que pueden conducir a erroresimportantes si no se definen previamente.

Ello conduce a un cierto nivel confusión tanto desde el punto devista hidrológico ó agronómico aplicados, por la heterogeneidad deconceptos y supuestos de partida que se ofrecen en la amplia gama demétodos existentes y por la escasa ayuda clarificadora aportada desde elcampo de la

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de la física teórica de la evaporación, pues en la práctica existe unconflicto entre la disponibilidad de datos y la realidad física.

Durante las cuatro (cinco) últimas décadas se han propuesto numerosasfórmulas para estimar la evaporación. El informe preparado por la

American Society of Civil Engineers A.S.C.E. (JENSEN, ed., 1974)daba 15 métodos de estimación de la evaporación potencial o laevaporación de un cultivo específico bien provisto de agua, si bien desdeentonces otros nuevos métodos han aparecido en la literatura.

14.6.1.- Evapotranspiración potencial.

El mayor avance en la técnica de estimación de laevapotranspiración derivó de la introducción, independientemente, por PENMAN (1948) y THORNTHWAITE (1948) del concepto deevapotranspiración potencial (Etp) el cual la introdujo, como factor climático

Thornthwaite (1948), el concepto de evapotranspiración potencial, es decir, latransferencia de vapor de agua a la atmósfera bajo condiciones ideales dehumedad del suelo y vegetación.

14.6.1.1.- La Evapotranspiración potencial y su medición

La Evapotranspiración potencial fue definida por Thornthwaite como lacantidad de agua que se evapora de la superficie del suelo y la quetranspirarían las plantas sí el suelo tuviera un contenido óptimo dehumedad . El contenido óptimo de humedad es aquel que se retiene por lasola fuera de su capilaridad cuando el suelo se ha saturado, es decir, es suhumedad equivalente o su capacidad de campo. En otras palabras, es latasa transferencia máxima de vapor de agua a la atmósfera bajo condicionesideales de humedad del suelo y vegetación sin limitación en el suministrohídrico.

Thornthwaite consideró que Etp estaba controlada fundamentalmente por losfactores meteorológicos, siendo secundaria la influencia de los factores delsuelo y de la planta.

La evaporatranspiración real, en cambio, ha definida por este autor como la cantidad de agua que realmente evapora el suelo y transpiran lasplantas, en un intervalo de tiempo dado, y de acuerdo con sucircunstancial contenido de humedad.

La evapotranspiración es, pues, el fenómeno inverso a la lluvia y suconocimiento nos permitirá establecer el grado en que las precipitaciones

satisfacen las necesidades de agua, en una región determinada. LaEvapotranspiración Potencial se ha llamado también necesidad de agua o

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sea, la cantidad que se necesitaría para que el suelo se mantengapermanentemente en el grado óptimo de humedad.

La medida de la Evapotranspiración real revistió y aún reviste dificultades deorden instrumental. Los Lisímetros y el Balance Hídrico, que contemple la

evapotranspiración potencial permiten deducir su valor en forma indirecta. Trabajos realizados en la última década del siglo XX mostraron que

este concepto solo es aplicable a vegetación corta. Para especies forestaleslas medidas de Et evidencian que la tasa de transpiración puede ser muchomenor que la tasa potencial, incluso con un suministro completo de aguaen el suelo, como consecuencia del control biológico que tiene un efectosignificativo. En contraste, cuando la cubierta forestal está húmeda, la tasade evaporación puede ser significativamente mayor que la potencial.

14.6.2.- Evapotranspiración de referencia.

La definición de evapotranspiración potencial resulta ambigua y daorigen a interpretaciones diversas. Por ello, diversos investigadores hanutilizado la evapotranspiración de un cultivo bien provisto de agua, talcomo alfalfa (Medicago sativa L.) o gramíneas, para representar laevapotranspiración potencial, al considerar esencial que cualquier referencia a Etp, sea explícita en su definición de la cubierta vegetal.Consecuentemente, en la última década,( en los años ochenta) el términoevapotranspiración potencial ha sido sustituido en muchas áreas

mundiales por el deevapotranspiración de referencia

Etr

. Esta se refiere ala evapotranspiración de un cultivo de referencia, bajo condicionesideales en términos de desarrollo, ausencia de enfermedades y plagas, asícomo nivel de humedad disponible en el suelo. La evapotranspiraciónde referencia, es la máxima evapotranspiración que puede esperarsepara el cultivo de referencia bajo las condiciones meteorológicasprevalentes.

16.6.2.1.- Definiciones de la Evapotranspiración de referencia

Se han desarrollado dos definiciones de Etr , según el cultivo de

referencia considerado.14.6.2.1.1.- Evapotranspiración de Referencia para las Gramíneas (Eto)

DOORENBOS y PRUITT (1977) definieron para la FAO, laevapotranspiración de referencia para las gramíneas (E to) como la tasa deevapotranspiración de una superficie extensiva de 8 a 15 cm de alta,cubierta de gramíneas verdes en crecimiento activo, de altura uniforme,que cubre plenamente el terreno y no padece falta de agua.

14.6.2.1.2.- Evapotranspiración de Referencia para la alfalfa (E ta)

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La segunda definición de Etr se basa en la alfalfa (Medicago sativa L.) yfue propuesta inicialmente por JENSEN et al. (1971). En su definiciónEvapotranspiración de Referencia para la alfalfa (Eta), representa el limitesuperior o evapotranspiración máxima que se produce bajo unascondiciones climáticas determinadas, en un campo en el que se

desarrolla un cultivo agrícola bien provisto de agua, con una, superficieaerodinámicamente rugosa, tal como alfalfa, y que tiene una alturavegetativa entre 30 y 50 cm.

14.6.2.1.3.- Evapotranspiración de Referencia modificado FAO (E tr )

En las ultimas décadas del siglo XX, y en un intento de unificar terminología y conceptos, SMITH et al. (1990) propusieron para la FAO. unanueva definición basada en la ecuación de combinación de Penman-Monteith, de acuerdo con la cual la evapotranspiración de referencia (Et r )sería la tasa de evapotranspiración de un cultivo hipotético con valores fijosde altura (12 cm), resistencia de la cubierta vegetal (69 s * m-1) y albedo(0.23), que debe representar la evapotranspiración de una superficie extensacubierta de gramineas verdes, de altura uniforme y crecimiento activo, quecubre completamente el terreno y no padece falta de agua.

14.6.3.- Sistema de unidades recomendado.

De acuerdo con las recomendaciones internacionales debe utilizarsesistemáticamente el Sistema Internacional (SI) para todas las expresionesy valores utilizados.

Conversiones del sistema CGS al SI:

Presión: 1 milibar (1mbar) 0.1 kilo Pascal ( kPa=1000 Mbs 1000 hPa ( Hecto pascales)

Radiación

1 cal*cm-2*día-1 0.041886 *MJ*m-2

*día-1

1 MJ*m-2*día-1 23.884* cal*cm-2

*día-1

0.408 *mm*dia-1

1*mm*dia-1 2.45*MJ*m-2*día-1

58.6* cal*cm-2*día-1

14.6.4. Datos meteorológicos.

14.6.4.1.- Temperatura.

SMITH et al. (1990) indican que en áreas áridas debe considerarse laintroducción de indices de aridez (ALLEN Y PRUITT, 1986) a fin de tener encuenta las diferencias climáticas entre campos extensos cultivados y lasestaciones meteorológicas. ( revisar este concepto yo)

14.6.4.2.- Humedad relativa.

151



Las medidas de humedad relativa se realizan de manera rutinaria conpsicrómetros (termómetros seco y húmedo) o higrómetros.

14.6.4.3.- Radiación solar .

La calidad de los datos de radiación es muy importante, dada suparticipación fundamental en las fórmulas de estimación de laevapotranspiración. Existen diversos tipos de radiómetros, con muy diversosdiseños, sensores, vida útil y necesidades de mantenimiento. Por otra parte,son muy escasas las estaciones meteorológicas o agroclimáticas quedisponen de medidas de radiación y en muchos casos, los únicos datosdisponibles corresponden a medidas de duración de la insolación y valorescalculados de la radiación extraterrestre, que permiten estimar la radiaciónsolar mediante la ecuación de Angstrom.

14.6.4.4.- Velocidad del viento.

Generalmente, las medidas de velocidad del viento son correctas y fiables ydeben obtenerse, preferentemente, a partir de anemómetros integradores.

Conviene tener en cuenta, que la localización de los anemómetros puedetener un efecto apreciable sobre los resultados de Et calculados y debecuidarse la selección de datos de viento de estaciones completamenteexpuestas o protegidas.

Para ajustar los datos de velocidad del viento obtenidos de instrumentoscolocados a alturas diferentes a la altura de referencia de 2 m pueden utilizarselas expresiones:

U2 = Uz [2/z]0.2

En donde

U2: Velocidad del viento a la altura de referencia de 2 m.Uz: Velocidad del viento medida a una altura zz: Altura a la que se dispone de medidas de viento (m)

Para algunas ecuaciones se precisa el viento diurno (07.00-19.00 hlocal). Como normalmente las medidas registradas de velocidad del vientose refieren a promedios sobre 24 horas puede utilizarse la expresión:

Udia = 2 U (Udia/U noche)/(1 + Udia/Unoche)

Udía: Velocidad del viento diurnoU: Velocidad media sobre 24 horasUdía/Unoche: Relación entre las velocidades diurna y nocturna

152



Si no se conoce la relación media habitual de la localidad entre el vientodiurno y nocturno, puede utilizarse como aproximación la relación mediaUdia/Unoche = 2.

14.7.- MÉTODOS EMPÍRICOS PARA CALCULAR LA

EVAPOTRANSPIRACIÓN.

En general las fórmulas empíricas no requieren estacionesmeteorológicas experimentales ni completas, siendo suficientes estacionestermopluviométricas, o en algunos casos, adicionalmente, medidas dehumedad relativa, recorrido del viento e insolación. (no revisar esto yo)

METODO PARÁMETROTe Hum.

R.el.He. Radiación Vto

uUd/Un Tanque

ASolar Neta

Thornthwaite Etp Ne (Ne)Blaney-Criddle UC Ne NeBlaney-Criddle-SCS UC NeBlaney-Criddle-FAO Eto Ne Ne NeTurc Etp Ne (Ne) EsJensen-Haise Eta Ne EsHargreaves Et Ne (Ne) (Ne) EsPapadakis Etm Ne Ne NeClase A-FAO Eto Ne NePerfil Etr Ne Ne Ne NeBowen Etr Ne Ne NePenman Eo Ne Ne (Ne) ( Es ) Ne

Penman-FAO Eto Ne Ne (Ne) ( Es ) NeJensen-ASCE Eta Ne Ne (Ne) ( Es ) Ne NePenman-Monteith Eto Ne Ne (Ne) Es NeLinacre Eo,Et Ne (Ne)Priestly-Taylor Eteq Ne Ne (Ne) EsRadiación-FAO Eto (Ne) Ne (Ne) Es Ne Ne

Ne: Parámetro Meteorológico observado necesario e imprescindible.(Ne): Parámetro Meteorológico observado conveniente, no imprescindibleEs: Parámetro Meteorológico observado o estimado , a partir de otras variables e imprescindible(Es): Parámetro Meteorológico observado o estimado , a partir de otras variables, y

no imprescindible

Tabla :Datos meteorológicos requeridos para el cáculo de la evapotranspiración

14.7.1.- Método empírico para estimar la Evapotranspiración segun.Thornthwaite

14.7.1.1.- Evapotranspiración

Como se obseró en los parrafos anteriores, la evapotranspiración es lasuma total de agua que se evapora desde el suelo y por la transpiración de losvegetales que sobre él viven. La denominaremos ET.

153



14.7.1.2.- Evapotranspiración potencial

Para una cierta temperatura, habrá una evaporación determinada, si elsuelo estuviese saturado de agua. Ésta evaporación se denominaEvapotranspiracion potencial, a la cual denominaremos ETP.

Thornthwaite le asigna una gran importancia fundamental a la ETP. Pero, como el suelo no siempre esta saturado de agua, en cada momento

habrá una determinada evapotranspiración.

14.7.3.- Metodología

Luego de realizar una serie de medidas de la ETP, en varias zonas delos Estados Unidos, Thornthwaite logró establecer una fórmula empírica entrela ETP y la TmdMe.y determinó una fórmula general para la Evapotranspiraciónpotencial mediante la cual se pueden obtener sus valores ajustados, es decir correspondientes a un mes tipo de 30 días, de doce horas de heliofaníaposible. Según esta fórmula, que es la de una función potencial, dentro deciertos límites, existe una relación directa entre el logaritmo de la temperatura yel logaritmo de la evapotranspitración potencial ajustada por un factor decorrección, dependiente de la duración del día y del número de días que tengael mes de que se trate. La fórmula hallada es la siguiente:

ETP = 16 * ( 10 * TMdMe )a * Fc (1) Ic

Donde

a.- ETP es la evapotranspiración mensual ajustada

b.- TMdMe es la temperatura media mensual en °C.

Cuando la TMdMe es superior a 26.5, el valor de la ETP se obtienedirectamente de la tabla siguiente.

TMdMe ETP TmdMe ETP

26.5 13.50 31.0 16.80

27.0 13.95 31.5 17.07

27.5 32.0 17.31

28.0 14.37 32.5 17.5328.5 14.78 33.0 17.72

29.0 15.17 33.5 17.90

154



29.5 15.54 34.0 18.05

30..0 15.80 34.5 18.18

30.5 16.52 35.0 18.29

35.5 18.43

Tabla.- Evapotranspiración Potencial Mensual sin ajustar con temperaturassuperiores a 26.5 ° C.

c.- a = 0.000000675 * I3 – 0.0000771 * I2 + 0.01792 * I + 0.49239 (2)

Ic es el índice calórico anual, el cual se determina de a:

DicIc = icm (3)

Ene

Donde

icm es índice de calor mensual, el cual se calcula según la siguiente ecuación:

icm = ( TMdMe ) 1.514 (4)5

d.- Fc es el factor de corrección según la longitud del día y número, que varíacon la latitud y el mes del año, de acuerdo a la siguiente tabla 2.

Duración media del Resplandor solar posible o heliofanía posible en el hemisferio sur,expresado en unidades de 30 días de 12 horas cada uno.

Lat Ene Feb Mar Abr May Jun jul Ago Sep OCt Nov Dic05 1.06 0.95 1.04 1.00 1.02 0.99 1.02 1.03 1.00 10.5 10.3 1.0610 1.08 .097 1.05 0.99 1.01 0.96 0.00 1.01 1.00 1.06 1.05 1.1015 1.12 0.98 1.05 0.9 0.98 0.94 0.97 1.00 1.00 1.07 1.07 1.12

20 1.14 1.00 1.05 0.97 0.96 0.91 0.95 0.99 1.00 1.08 1.09 1.1522 1.14 1.00 1.05 0.97 0.95 0.90 0.94 0.99 1.00 1.09 1.10 1.1623 1.15 1.00 1.05 0.97 0.95 089 0.94 0.98 1.00 1.09 1.10 1.17

155



24 1.16 1.01 1.05 0.96 0.94 0.89 0.93 0.98 1.00 1.10 1.11 1.1725 1.17 1.01 10.5 0.9 0.94 0.88 0.93 0.98 1.00 1.10 1.11 1.1826 1.17 1.01 10.5 0.96 0.94

10.87 0.92 0.98 1.00 1.10 1.11 1.18

27 1.18 1.02 1.05 0.96 0.93 0.87 0.92 0.97 1.00 1.11 1.12 1.1928 1.19 1.02 1.06 0.95 0.93 0.86 0.91 0.97 1.00 1.11 1.13 1.20

29 1.19 1.03 1.06 0.95 0.962

0.86 0.90 0.96 1.00 1.12 1.13 1.20

30 1.20 1.03 1.06 0.95 0.92 0.85 0.90 0.96 1.00 1.12 1.14 1.2131 1.20 1.03 1.06 0.95 0.91 0.84 0.89 0.96 1.00 1.12 1.14 1.2232 1.21 1.03 1.06 0.95 0.91 0.84 0.89 0.95 1.00 1.12 1.16 1.2333 1.22 1.04 1.06 0.94 0.90 0.83 0.88 0.95 1.00 1.13 1.16 1.2334 1.22 1.04 1.06 0.94 0.89 0.82 0.87 0.94 1.00 1.13 1.16 1.2435 1.23 1.04 1.06 0.94 0.89 0.82 0.87 0.94 1.00 1.13 1.17 1.2536 1.24 1.04 1.06 0.94 0.88 0.81 0.86 0.94 1.00 1.13 1.17 1.2637 1.25 1.05 1.06 0.94 0.88 0.80 0.86 0.93 1.00 1.14 1.18 1.2738 1.25 1.05 1.07 0.93 0.87 0.80 0.85 0.93 1.00 1.14 1.19 1.2739 1.26 1.06 1.07 0.93 0.86 0.79 0.84 0.93 1.00 1.15 1.19 1.28

40 1.27 1.06 1.07 0.93 0.866

078 0.84 0.92 1.00 1.15 1.20 1.29

41 1.28 1.06 1.07 0.93 0.85 0.77 0.83 0.92 1.00 1.15 1.21 1.3042 1.28 1.07 1.07 0.92 0.85 0.76 0.82 0.92

21.00 1.16 1.22 1.31

43 1.29 1.07 1.07 0.92 0.84 0.75 0.81 0.91 1.00 1.16 1.22 1.3244 1.30 1.08 1.07 0.92 0.83 0.74 0.81 0.91 0.99 1.17 1.23 1.3345 1.31 1.09 0.07 0.92 0.82 0.73 0.80 0.90 0.99 1.17 1.24 1.3446 1.32 1.10 1.07 0.91 0.82 0.72 0.79 0.90 0.99 1.17 1.25 1.3547 1.33 1.11 1.07 0.91 0.81 0.71 0.78 0.89 0.99 1.18 1.26 1.3648 1.34 1.11 1.08 0.90 0.80 0.70 .76 0.89 0.99 1.18 1.27 1.3749 1.35 1.12 1.08 0.89 0.78 0.68 0.75 0.88 0.99 1.19 1.28 1.40

50 1.37 1.12 1.08 0.89 0.77 0.67 0.74 0.88 0.99 1.19 1.29 1.41Tabla 2La suma de los valores mensuales de la ETPm nos da el valor de la

Evapotranspitracion anual (ETPa).El factor de corrección para la latitud 50° N se utiliza para todas las

estaciones que se hallen por sobre esa latitud. El mismo principio se aplica alhemisferio Norte.

14.7.2.- Método empírico para estimar la Evapotranspiración de Blanney – Criddle

14.7.2.1.- Blaney-Criddle (UC versión original).

Blaney y Criddle (1950) llevaron a cabo estudios de correlación entre latemperatura y el uso del agua en el Oeste de EE.UU., desarrollando una

156



ecuación basada en la temperatura y coeficientes de cultivo para relacionar dicha estimada con el Uso Consuntivo del cultivo UC.

El método de Blaney-Criddle (1950) ha sido uno de los másampliamente utilizados. Su aceptación se ha debido esencialmente a la

simplicidad, ya que si se dispone de los coeficientes deseables, solamente latemperatura y la duración del día, resultan necesarias para la estimación de la Etp. Lainformación sobre la duración del día deriva de la latitud y día del año, por lo que puede obtenersefácilmente de tablas o por computación.

Si el Uso Consuntivo (UC) se expresa en mm y T Md en °C, la ecuaciónde Blaney-Criddle toma la forma:

Etp = K * [P * (8. 12 + 0.457 TMdMe)]

En donde

TMdMe es la temperatura Media mensual en º C.K es el coeficiente variable en función de la región y el cultivo según

la tabla Tabla 4 .Coeficiente que depende de las características fisiológicas del cultivo.

P es la duración diaria media de las horas de luz (Heliofania Media),durante el periodo considerado, respecto del total de horas de luzanuales. Tabla 3

Porcentaje de horas de sol de brillo solar respecto del año

14.7.2.2.- Blaney-Criddle ( UC, Versión S.C.S).

La versión del método Blaney-Criddle publicada el U.S. SoilConservation Service (USDA./SCS., 1967), conocida como versión por TR-21, utiliza los siguientes algoritmos para el cálculo del uso consuntivomensual del cultivo (UC, mm):

Etp = 25.4* kt * kc *f

En donde

kt = 0.0311 *TMdMe + 0.240f = (1.8 *TMdMe + 32) (P/100)kc es un coeficiente de crecimiento del cultivo, específico de esta

versión TR-21, y que no debe confundirse con los denominados"coeficientes de cultivo". Usar tabla 4

TMdMe es la temperatura media mensual.

P es la duración diaria media de las horas de luz (Heliofania Media),durante el periodo considerado, respecto del total de horas de luzanuales. Tabla 3

14.7.3.- Blaney Criddle (Versión FAO. Eto).

157



DOORENBOS y PRUITT (1975) realizaron una importante modificación delmétodo Blaney Criddle, que en adelante denominaremos Blaney-Criddle-FAO, que incluye la influencia de forma semi-cuantitativa de la radiación, vientoy humedad relativa. La ecuación resultante deriva de una calibración

realizada por Pruitt, frente a medidas lisimétricas de Eto, ajustándose deforma empírica.

La ecuación de Blaney-Criddle modificada por DOORENBOS y PRUITT (1976)para la FAO calcula la E to de acuerdo con las expresiones siguientes:

Eto = ab + bb * f

En donde:

f = p (0.46 *TMd + 8.13)

ab = 0.0043 * HRmin - n/N - 1.41

bb = a0 +a1* HRmin +a2* (n/N)+a3*Udia +a4*HRmin * (n/N) +a5*HRmin *Udia

Los coeficientes adquieren los valores siguientes (Frevert et al., 1982):

a0 = 0.81917;a1= - 0.0040922;

a2

= 1.0705;a3 = 0.065649;a4 = - 0.0059684;a5 = - 0.000597

Siendo

HRmin la humedad relativa del aire mínima, en %;n/N la fracción de insolación media mensual (Heliofanía Relativa) yUdia la velocidad diurna del viento en m.s-1.

LatitudSur

En Fb Mr Ab My Jn Jl Ag Sp Oc Nv Dc

20 .30 .29 .28 .26 .25 .25 .25 .26 .27 .28 .29 .3025 .31 .29 .28 .26 .25 .24 .24 .26 .27 29 .30 .3130 .31 .30 .28 .26 .24 .23 .24 .25 .27 .29 .31 .3235 .32 .30 .28 .25 .23 .22 .23 .25 .27 .29 .31 .32

40 .33 .31 .28 .25 .22 .21 .22 .24 .27 .30 .32 .3442 .33 .31 .28 .25 .22 .21 .21 .24 .27 .30 .33 .3444 .34 .31 .28 .25 .22 .20 .21 .24 .27 .30 .33 .35

158



46 34 .32 .28 .24 .21 .20 .20 .23 .27 .30 .34 .3548 .35 .32 .28 .24 .21 .19 .20 .23 .27 .31 .34 .36

Tabla 3. Porcentaje diario medio (p) de horas diurnas anuales

Cultivos

Valores de k

Sep Oc Nv Dc En Fb Ma Ab MyAgrios-Cítricos

0.41 0.36 0.44 0.43 0.44 0.41 0.41 0.64 0.41

Frut. pepita 0.14 0.45 0.49 0.74 0.71 0.55 0.43 0.36Cebolla 0.28 0.45 0.30 0.31 0.28Albaricoques 0.22 0.45 0.43 0.46 0.51 0.51 0.38 0.60 0.41Ciruelas 0.17 0.34 0.34 0.50 0.48 0.32 0.42 0.48 0.24Patatas 0.55 0.72 0.73 0.50 0.65 0.70 0.75 0.30Melones 0.15 0.18 0.25 0.51Tomates 0.15 0.20 0.30 0.30 0.41 0.71 0.67 0.81Hortalizas 0.30 0.40 0.40 0.50 0.60 0.70 0.60 0.50 0.20

Arroz 0.32 1.34 1.42 1.40 1.44 0.51Alfalfa 0.41 0.70 0.64 0.67 0.74 0.67 0.64 0.40 0.41Maíz 0.12 0.15 0.38 0.42 0.26 0.10Remolachaazucarera

0.19 0.27 0.55 0.87 0.69 0.36 0.15 0.10 0.03

Cereales 0.40 0.60 0.50Algodón 0.12 0.38 0.50 0.50 0.60 0.65 0.30 0.30

Tabla 4

14.8.- Tareas

14.8.1.- Determinación de la Evapotranspiración

14.8.1.1.-Con la estación asignada a su grupo determine la evapotranspiraciónsegún el método de Thornthwaite.

14.8.1.2.-Con la estación asignada a su grupo determine la evapotranspiraciónsegún el método de Blaney-Criddle (UC versión original).

a.- Para agrios-citricosb.- Para albaricoques (Prunus, damascos).c.- Para alfalfa

14.8.2.- Ficha Hidrica

14.8.1.- Diagrama de Thornthwaite de la ficha hídrica.-

Con los datos de precipitación y los datos de Evapotranspiración obtenidapor los dos métodos anteriores (Thornthwaite, Blaney-Criddle agrios-

citricos, albaricoques y para alfalfa). Construya la respectiva ficha hídrica.14.8.2.- Metodología

159



Es una variante del Diagrama ombrotérmico, sustituyendo la temperatura por la evapotranspiración potencial mensual, que sólo depende de aquélla, por locual, si se quiere, puede incluso rotularse en ° C, dejando de ser lineal laescala, claro está; sobre él se suelen marcar la escorrentía, el déficit y el agua

retenida por el suelo, con devolución, ya de acuerdo con la fórmula [1] oya sin difi cultad, al máximo posible; veamos este segundo caso con losdatos de Madrid: (Peinado, 1985)

Punto (A) = fecha de saturación a 4/19 de feb. = (x/28) => x = 6 feb.Punto (B) = fecha de inicio del tiempo con déficit, a 61/89 de jun. = x /30 = x=21 jun.Punto (C), se puede tomar a 49/53 de oct., x =x/31 => x = 29 oct.

Punto (D) a 45/50 de ab., = x/30 => x=27 ab., o hallando las coordenadas de lospuntos de interesección.

14.8.- Cuestionario

Para los 4 diagramas de ETP, es decir según Thornthwaite, Blaney-Criddle (agrios-citricos, albaricoques y para alfalfa)

Analice y explique

2.1.- ¿Cuál es el comportamiento temporal de cada elemento climático.2.2.- ¿Cuándo comienza el periodo seco (déficit) y húmedo (exceso)?2.3.- ¿Qué tan extensos son los periodos abarcan los periodos secos y humedos?2.4.- ¿ Que cultivo tiene los periodos secos y humedos mas corto en su zona?

PARTE II

COMPORTAMIENTO DE LAS PRECIPITACIONESEN LA REGION METROPOLITANA

160



I.- INTRODUCCIÓN

En atención a que, a comienzos de cada año, es frecuente que losmedios de comunicación, provoquen diversos grados de alarma en lasociedad, respecto a la falta de precipititación, a lo anormal del año actual cuyo

ejemplo notable fue lo sucedido el primer semestre del año 2008, periododurante el cual, los medios periodísticos argumentaron que se habiaproducido en Chile, la “Sequia mas grande del siglo”, induciendo al gobierno adeclarar “zona de catastrofe” a algunas regiones del país. Situación, a todasluces, precipitada pues durante el invierno las precipitaciones fueron normalesy el año resulto normal.

De los hechos presentados en el parrafo anterior, nace la necesidad deverificar si tales afirmaciones son verdaderas y si tiene una base cientifica-empirica, razon por la cual surgen una serie de preguntas tales como:

• ¿Cual es el patron pluviometrico (normal, de sequia y deinundaciones) espacial y temporal en la cuenca de la regiónmetropolitana?

• ¿Donde se encuentra el sector mas seco y mas humedo de lacuenca de Santiago?

• ¿Dónde se encuentran los sectores mas afectados por eventospluviométricos extremos (sequia e inundaciones) en la cuenca dela región metropolitana?

• ¿Qué relación tienen las precipitaciones en la cuenca de la regiónmetropolitana con el cambio climatico?

• ¿ Que relación tienen los eventos pluviometricos extremos con elENOS?

II.- OBJETIVO

En este trabajo pretendemos, en la medida de los posible, responder alas preguntas mencionadas anteriormente planteandonos un objetivo general ysus consecuentes obetivos específicos, a saber: .

El objetivo general del trabajo es conocer el patronhidrometeorologico a nivel local en la Región Metropolitana.

De este objetivo general surge siguiente pregunta general:

¿Cual es el comportamiento espacio-temporal de las precipitaciones enla Región Metropolitana?

A su vez, de esta pregunta general surgen las siguientes preguntas especificas:

• ¿cuales son los climas caracteristicos de la Region metropolitana,desde el punto de vista de las precipitaciones?

• ¿Cuáles es el comportamiento espacio- temporal de lasprecipitaciones normales climatológicas en la RegiónMetropolitana?

161



• ¿Cual es la distribución de los meses y años de normales,lluviosos, muy lluviosos, secos y muy secos?

• ¿Cual es el comportamiento temporal de las precipitaciones en laRegión Metropolitana? ¿Están disminuyendo las precipitacionesen la Region metropolitana?

• ¿Que relación tiene el ENOS con los eventos pluviometicosextremos en la Región Metropolitana?

• ¿Cual es el comportamiento espacio - temporal de las sequias enla RM.?¿ Cual es sector mas afectado?

• ¿Cual es el comportamiento espacio - temporal de lasinundaciones en la RM.?¿ Cual es sector mas afectado?

III. - ESTRUCTURA DEL CURSO

El curso es teorico – practico para lo cual deberá estructurarse engrupos, cada de los cuales compuesto por, como minimo 1 estudiante y comomaximo tres (3) estudiantes.

IV.- MATERIALES

Para responder las preguntas anteriores se utilizarán los siguientesmateriales:

1-. Datos Pluviométricos de la Región Metropolitana

Se utilizaran los datos pluviométricos mensuales correspondientes dostipos de estaciones.

1.1.- Una estación pluviométrica base o de referencia considerada comorepresentativa del Medioambiente atmosférico de la Región Metropolitana.

La estación meteorológica seleccionada como estacion base oreferencia para la región metropolitana ha sido Quinta Normal por lassiguientes razones:

a.- Es una estación de larga duración, con mas de un siglo defuncionamiento.

b.- Ha permanecido en el mismo lugar (33° 27’ Sur y longitud 70° 30’Oeste y una altura de 520 metros) desde 1860 año de sufundación hasta la fecha.

c.- Las series de datos meteorológicos estan completas es decir sinmutilaciones.

d.- Los datos son confiables en términos de las observaciones.

1.2.- Las estaciones pluviometricas de la Region Metropolitana

162



A cada grupo se le asignaran estaciones pluviometricas representativasde un mismo sector de la cuenta del Mapocho - Maipo Alto, según el siguientedetalle. Los datos pluviometricos mensuales corresponden a periodosdiferentes y con mutilaciones.

Grupo Estacion1 Til Til, Batuco,2 Colina,Los Rulos3 Villa El Dorado, Apoquindo4 Macul, Tobalaba5 Maipu, Los Cerrillos,6 La Florida, Puente alto7. Los Morros, San Bernardo

8 Paine viluco, Paine Huelquen9 Aculeo Pintue, Aculeo Hacienda

2.- Cada grupo deberá tener acceso a la planilla electronica EXCEL,

3.- Hojas de papel milimetrado para trazado de isolíneas (isoyetas, etc.)

4.- Un Mapa del area metropolitana

5.- Esta guía y los datos pluivimetricos serán entregados a cada uno de losgrupos en un cd.

V.- METODOLOGÍA

Parte 1.- Creacion de la base de datos

El primer paso para el trabajo es generar la base de datos homegeneapara le periodo 1900- 2000.

163



1.1.- Extensión de Series Pluviométricas Mensuales a un PeríodoHomogéneo.

En atención a que las series de datos pluviometricos mensuales de susector, no son homogeneas es decir son de corta duración y/o tienen

mutilaciones deberán ser extendidas para el período homogéneo 1900 – 2000.

Para el proceso de extensión de las estaciones pluviometricas se aplicará elMétodo de las Razones y utilizando como estación base o de referencia aQuinta Normal.

1.2.- Método de las Razones

1.2.1.- En primer lugar se debe determinar el coeficiente Q. El cual sedetermina de la siguiente manera:

A partir de la estación pluviométrica (A) que se desea ampliar, seselecciona un periodo homegeneo, es decir sin mutilaciones. Se calcula lamedia de A para el periodo homogeneo (n) luego considerando el mismoperiodo n se determina la media de la estacion base B (en nuetro caso QUIntaNormal). Por untimo se procede a calular Q dividiendo la media de A por lamedia de B, a saber:

Q = (Σ A i )/n(Σ Bi)/n

Donde(Σ Ai )/n es la media los observados en la estación A para el periodo ncon datos: Esta es estacion con serie cortas la cual se desea ampliar..

(Σ Bi)/n es la media de los valores observados en la estación base B. enperiodo el mismo periodo n, de la estacion anterior.

1.2.2.- Extención de la serie A . Los nuevos valores de la estación A quedan determinados por la multiplicación

del Coeficiente Q por el valor pluviometrico de la Estación B (Quinta Normal)para el año correspondiente, a saber:

A j = Q * B j

Donde

Aj son los calculados para la estación A, de serie corta.

Bj son los valores observados en la estación secular B.

1.2.3.- Este algoritmo debe ser calculado para todos los meses desde Enero aDiciembre, para el periodo 1900-2000.

164



Es importante hcer notar que el datos anuales son la suma de los datosmensuales, por lo tanto NO se le aplica el metodo de las razones.

Parte.2.- Análisis estadístico de las precipitaciones mensuales y anuales.

2.1.- Determinación de los totales anuales.

Determinar Para cada una de las estaciones asignadas a su grupo, laprecipitación total Anual (PTA). Para lo cual se deben sumar las prcipitacionestotales mensuales de cada uno de los años para el período correspondiente1900 – 2000, que fueron estimadas por el método de las razones, de acuerdocon:

PTAi= Σ (PEnero +…+PDiciembre)i

PTAi es la precipitacion total anual para el año i.

2.2.- Determinación de estadisticos típicos.

Para las estaciones asignadas a su grupo junto con Quinta Normal.Detemine los siguientes estadisticos tipicos para los datos mensuales yanuales para el período correspondiente 1900 – 2000, a saber:

a.- La moda (Mo).b.- La mediana (Mn).c.- La Media (Md)d..- Las desviaciones estándar σ (DS).f.- El percentil 90g.- El percentil 10

Parte 3.- La precipitación como base de una clasificación de losclimas

Los notables efectos que tiene la precipitación sobre la naturaleza de

la vegetación, los sistemas de drenaje natural y la humedad del suelohacen necesario el considerar la cantidad y la distribución de la lluvia y la nieveen las distintas estaciones como base de la clasificación.

3.1.- Clasificación Climatica de Blair

Para las estaciones asignadas a su grupo junto con Quinta Normal. Detemineel tipo de clima según la Clasificación Climatica de Blair

Tipo Climático Tipo dePrecipitación

Precipitación Total anualMedia

165



Pulgadas MilímetrosÁrido Escasa 0 – 10 0-250Semi árido Ligera 10-20 250-500Sub húmedo Moderada 20-40 500-1000Húmedo Fuerte 40-80 1000-2000

Muy húmedo Muy Fuerte > 80 > 2000

Thomas Blair (1942, Climatology, Prentice Hall en Stralher, 1976)

Parte 4.- Indice de Higrocontinentalidad hidrica de Gams.

Para las estaciones asignadas a su grupo junto con Quinta Normal.Detemine el Indice de Higrocontinentalidad hidrica de Gams según:

Cot (g)= PTAAlt.ó

Tan (g)= altPTA

En donde

PTA es la precipitación total anual media en mmsAlt es la altitud de la estación en mms.

El ángulo de Gams consiste en la relación, bajo la forma de funcióntrigonometrica, entre la precipitación y altitud.

Tarea 1:

1.1.- Responda las siguientes preguntas, a saber:

¿Cual de las series mensuales y anual de sus estaciones se aproximan mas auna serie normal o gausianas?. Construya un histograma y diagrama delineas.

¿Cuál es valor umbral para un evento de sequia (percentil 10) mensual y anuales sus estaciones y Quinta Normal?

¿Cuál es valor umbral para un evento de inundaciones (percentil 90) mensual yanual es sus estaciones y Quinta Normal?

1.2.- Intercambie los valores calculados de sus estaciones y en unpapel milimetrado realice un trazado de isolineas.

2.- De acuerdo con el tipo de clima según la Clasificación Climatica de Blair.

2.1.- Intercambie los valores de sus estaciones y realice untrazado de isolineas.

166



2.2.- ¿Pertenecen todas sus estaciones al mismo patronclimatico?

3.- De acuerdo con el índice de Gams.Responda las siguientes preguntas, a

saber:

3.1.- Intercambie los valores de sus estaciones y realice untrazado de isolineas.

3.2.- ¿Que característ icas presenta el índice de Gams en lasestaciones de su sector?

Parte 5.- DETERMINACIÓN DE LAS NORMALES CLIMATOLÓGICAS

5.1.- Normales Mensuales y Anuales.

Las Normales Climatológicas tipicas dispuestas por la OrganizaciónMeteorológica Mundial corresponden a los promedios para los períodos 1901-1930, 1931-1960 y 1961 –1990.

De acuerdo a lo anterior, calcule las normales climatologicas típicas parade sus datos pluviométricos mensuales y anuales para las estacionesasignadas y Quinta Normal.

Tarea 2.-

2.1.- Intercambie los valores anuales de sus estaciones y realice untrazado de isolineas.

2.2.- Responda las siguientes preguntas, a saber:

¿Cual ha sido el comportamiento de las normales climatologicas típicas, en lostres períodos y entre las estaciones de su sector y Quinta Normal?

¿Que relacion tienen estas normales climatologicas con las Media,Mediana y Moda para el periodo 1990-2000?

Parte 6.- CARACTERÍZACIÓN DE LAS SERIES DE PRECIPITACIONESMENSUALES Y ANUALES.

Para responder a la pregunta de cual el porcentaje de años muy seco,seco, normal, lluvioso y muy lluviosos en sus series mensuales y anuales, seapicara el metodo siguiente:

167



6.1.- Con los valores medios y la desviación estándar obtenidas para las seriesmensuales y anuales de sus estaciones, utilice el siguiente criterio paraclasificar cada uno los años:

Muy seco : Xi < Media – 2 σ

Seco : Media – 2 σ < Xi < Media – σNormal : Media – σ < Xi < Media + σ Lluvioso : Media + σ < Xi < Media + 2 σ Muy lluvioso: Media +2 σ < Xi

En donde

Xi es la precipitación mensual o total anual en el año i.Md e la precipitación media anual para el periodo 1900- 2002.σ es la desviación típica anual para el periodo 1900- 2002.

Tarea 3.-3.1.- Determine el porcentaje de casos muy seco, seco , normal , lluvioso

muy lluvioso para cada mes y año en cada una de las estaciones asignadas yQuinta Normal.

3.2.- Construya un diagrama de torta con todas las categorias.

3.3.- Compáre con los gráficos obtenidos para las diferentes estaciones con laestación base.

3.4.- ¿Cual es numero de casos, muy secos y muy lluviosos que existen por decadas mensuales y anuales estan aumentando disminuyendo?

3.5.- ¿Cual es la clasificación de los años 1968, 1998, 1982 , 1987?

3.6.- Intercambie los valores anuales de sus estaciones de los años1968, 1998, 1982 , 1987 y realice un trazado de isolineas. ¿Qué patronespluviometricos presenta la cuenta?

Parte 7.- CARACTERIZACIÓN DE LAS TENDENCIAS TEMPORALES ENLAS PRECIPITACIONES.

La caracterización de las tendencias temporales en las precipitacionesimplica determinar si las precipitaciones estan disminuyendo o aumentandopara lo cual se estudiaran las tendencias temporales en las precipitacionesanuales para las asignadas para lo cual utilice las siguientes técnicas.

7.1.- Tipificación de las series pluviometricas, se acuerdo con el valor medio ysu desviación estandar:

7.1.1.- Aplique el siguiente coeficente

168



Zi = ( Xi - Xmedia

) σ

En donde

Zi es la precipitación total anual tipificada en el año i.Xi es la precipitación total anual en el año i.XMd e la precipitación media anual para el periodo 1900- 2000.σ es la desviación típica anual para el periodo 1900- 2000.

7.1.2.- Construya un diagrama ortogonal y analice su tendencia.

7.2.- Tipificación de las series pluviometricas respecto el valor medio(Precipitacion total mensual media).


XTAti = (Xi - Xmedia)Xmedia

En donde

XTAti es la precipitación total anual tipificada, en el año i, segun laprecipitación total anual media para el periodo 1900- 2002.

Xi es la precipitación total anual en el año i.

XMedia la precipitación total anual media para el periodo 1900- 2002.7.2.2.- Construya un diagrama ortogonal y analice su tendencia.

7.3.- Tipificación de las series pluviometricas respecto de la mediana(pluviometrica).


Yni = ( Xi - Xmediana)Xmediana

En donde

Yni es la precipitación total anual normalizado por la mediana en el año i.Xi es la precipitación total anual en el año i.XMediana de la precipitación mediana anual para el periodo 1900- 2002.

7.3.2.- Construya un diagrama ortogonal y analice su tendencia.

Tarea 4 ¿Han disminuido o aumentado las precipitaciones en anuales en susestaicones Quinta Normal y desde que perspectiva?

169



8.- El ENOS y su relación con las precipitaciones en la RegiónMetropolitana.

Para determinar que tan relacionado esta el fenomeno ENOS con lasprecipitaciones anuales de la Region metropolitana proceda de la siguientemanera.

En primer lugar, tipifique las series pluviometricas mensuales y anualesde la estacion base y las estaciones asignadas, se acuerdo con el siguientemétodo. A saber :

Zi = ( Xi - Xmedia) σ

En donde

Zi es la precipitación total (mensual o anual) tipificada para el año iXi es la precipitación total (mensual o anual) en el año i.XMd e la precipitación media (mensual o anual) para el periodo 1900-2002.σ es la desviación típica (mensual o anual) para el periodo 1900- 2002.

TAREA 5

1.- Construya un diagrama ortogonal con los datos tipificados obtenidospara cada mes y año en las estaciones asignadas

2.- Compare los peaks máximos y minimos (anomalias positivas ynegativasi mensuales y anuales obtenidos en el grafico anterior con los datosde ENOS presentados en el grafico y la tabla 1 siguientes.

3.- ¿Cuantos casos de Niña estan relacionados con eventos secos (anomalíasnegativas, de color azul)?

4.-¿Los eventos Niña estan relacionados de igual manera con todos y años?

5.- ¿Cuantos casos de Niño estan relacionados con eventos Humedos(anomalias positivas, de color rojo)?

6.- ¿Los eventos Niño estan relacionados de igual manera con todos los años?

170



Table 1. Consensus List of El Niño and La Niña Years

Winter WRCC CDC CPC MEI Consensus

1950-51 C+ C C C La Niña1951-52 W+ W-1952-531953-54 W W-

171

http://www.wrcc.dri.edu/enso/ensodef.html

http://www.cdc.noaa.gov/~cas/best/#years

http://www.nnic.noaa.gov/products/analysis_monitoring/ensostuff/ensoyears.html

http://www.cdc.noaa.gov/ENSO/enso.mei_index.html

http://www.wrcc.dri.edu/enso/ensodef.html

http://www.cdc.noaa.gov/~cas/best/#years

http://www.nnic.noaa.gov/products/analysis_monitoring/ensostuff/ensoyears.html

http://www.cdc.noaa.gov/ENSO/enso.mei_index.html



1954-55 C C-

1955-56 C+ C+ CStrong LaNiña

1956-57 C C- C-Weak LaNiña

1957-58 W W W+ W El Niño1958-59 W+ W-1959-601960-611961-62 C-1962-63 C-1963-64 W W-1964-65 C C C- La Niña1965-66 W+ W W W El Niño1966-67 C-

1967-68 C-1968-69 W W-1969-70 W W1970-71 C C C La Niña

1971-72 C C- C-Weak LaNiña

1972-73 W+ W W+ WStrong ElNiño

1973-74 C+ C C+ C+Strong LaNiña

1974-75 C C- C- Weak LaNiña

1975-76 C+ C C+ CStrong LaNiña

1976-77 W W-1977-78 W+ W- W- El Niño1978-791979-80 W- W-1980-811981-82

1982-83 W+ W W+ W+

Strong El

Niño1983-84 C-1984-85 C- C-1985-861986-87 W W1987-88 W+ W- W W- El Niño

1988-89 C+ C- C+ CStrong LaNiña

1989-901990-91 W+

1991-92 W W W+ W+Strong ElNiño

172



1992-93 W W+ W- El Niño1993-94 W+ W1994-95 W+ W W- El Niño1995-96 C- C-1996-97

1997-98 W+ W W+ W+Strong ElNiño

1998-99 C+ C C- La Niña1999-00 C C2000-01 C C C- C- La Niña2001-022002-03 W W W W El Niño2003-04

Copyright © 2003, Golden Gate Weather Services.

Parte 9.- Análisis Espacial de los eventos pluviométricos.

Para analizar el patron espacial de las precipicaiones en la cuenca de laRegion metropolitana, para lo cual se realizaran lo siguentes pasos.

9.1.- Clima pluviometrico. ÍNDICE PLUVIOMÉTRICO DE ANGOT

Para determinar el patrón hidrico climatico de la región utilice las estacionesasignadas a su grupo junto con Quinta Normal. Detemine el IndicePluviometrico de Angot según:

IA = Σ P 1 Σ P2

Siendo:

IA el Índice pluviométrico de AngotΣ P1 la Suma de las precipitaciones mensuales (en mm) de los 6 meses máscálidosΣ P2 la Suma de las precipitaciones mensuales(en mm) de los 6 meses másfríos

Tarea 6:

1.- Intercambie los valores de sus estaciones y realice un trazado de

isolineas.

173

http://ggweather.com/

http://ggweather.com/



2.-¿Cual ha sido el comportamiento del Indice Pluviometrico de Angot en lasestaciones de su sector respecto del patron general?

9.2.- Sequia.

Para deteminar los eventos de sequia anual, seleccione el percentil 10 de lostotales anuales de los de sus estaciones asignadas.

Tarea 7

1.- ¿Cuales son los años que presentaron sequia en su sector?2.- ¿Cuál es el año con sequia mas intensa?3.- ¿ Que caracteristicas presentaron los años 1968 y 1998 en su sector?

4.-Intercambie los valores del año 1998 de sus estaciones y realice untrazado de isolineas.

9.3.- Eventos pluviométricos muy lluviosos. (inundaciones)

Para deteminar los eventos pluviometricos muy lluviosos o deinudaciones mensuales, seleccione el percentil 90 de los totales anuales de susestaciones asignadas.

Tarea 8

¿Cuales son los meses que presentaron eventos muy lluviosos en su sector?¿Cuál es el mes con la inundacion mas intensa en su sector?¿ Que caracteristicas presentaron los años 1982 en su sector?

Intercambie los valores de sus estaciones correspondientes al año1982 y realice un trazado de isolineas.

Parte 10.- Eventos de aluviones

Para estudiar los aluviones en la region metropolitana estudiaremos el aluviónacaecido el 3 de Mayo de 1993, cuyos efectos se pueden apreciar en lasimagens siguientes.

174



10.1.- Determinación de la capacidad erosiva del Clima.

a.- Indice de Fournier.

En primer determine la capacidad erosiva del Clima para lo cual utilice el“Índice de agresividad climática de FOURNIER, K” (1960), el cual define un

índice muy simple que relaciona la Precipitación Total Mensual más alta omáxima (PMTMmx) de la serie respecto de la precipitación total anual media(PMTAmd) de la serie 1900-2000.

( PMTMmx) 2

K = ---------------PMTAmd

En donde

K es el indice de Fournier

PMTmx es la precipitación total maxima, en nuestro caso mayo de 1993.PMTAmd es la precipitación total anual media para el periodo 1900-2000

b.- Degradación Específica de la cuenca

Si se asume que la cuenca tiene un clima semiárido, entonces la DegradaciónEspecífica en esta cuenca se obtiene, mediante una correlación entre la esta yel indice de Fournier. Y = 91.78* K – 737.62

175



Donde

Y es la degración específica (t*km-2* año-1)

K es el índice de Fournier en mms.

Tarea 9

1.- Calcule el indice de Fournier para mayo de 1993 en cada una de susestaciones asignadas.2.- Calcule la Degradación Específica en la cuenca para mayo de 1993 en cadauna de sus estaciones asignadas.3.- ntercambie los valores con los otros grupos y real ice un trazado deisolineas.4.- ¿Que caracteristicas espaciales presento la Degradación Específica en susestaciones y en la cuenca en mayo de 1993?

Parte 11.- Analisis regional de la precipitación (del Indice de Fourier)

11.1.- Coeficientes de análisis regional.

Los coeficientes de análisis regional han sido tratados por diferentesautores con el objetivo de determinar el papel que desempeña cada unidadespacial y sus sectores de actividad dentro de un contexto territorial mayor quese tome como referencia. 3 La aplicación de estos coeficientes tiene como

objetivo determinar primeramente el papel de cada una de las actividadeseconómicas que actúan en el territorio objeto de estudio, lo que permiteconocer la influencia que ellas ejercen en la división territorial del trabajo y ensu especialización. Para el cálculo de este coeficiente pueden ser empleadosindicadores tales como la Población Económicamente Activa, el Número deEmpleados, el Valor Agregado Bruto, etc. Cada una de estas variables puedetener elementos a favor y en contra.

Al iniciar la aplicación de tales coeficientes primeramente se deberá determinar las unidades espaciales que serán objeto de estudio y los sectores que seanalizarán. Estos datos se agrupan en una tabla de doble entrada donde las

filas representan los sectores y las columnas las regiones o unidadesespaciales que se analizarán. ( Matriz SECRE)

( Matriz SECRE).

REGION

SECTOR R1 R2 . . . . . . . . . Rj Rmn

Σ SEC j=1

S1 V11 V12 . . . . . . . . . V 1j V 1m V1jS2 V21 V22 . . . . . . . . . V2j V2m V2j

S3 V31 V32 . . . . . . . . . V3j V3m V3j. . . . ...... ..... . . . . . . . . . .... .... ....

176



SI Vi1 Vi2 . . . . . . . . . Vij Vim VijSn Vn1 Vn2 . . . . . . . . . Vnj Vnm Vnjn

Σ REGi=1

Vi1 Vi2 . . . . . . . . . Vij Vim Vsr

Donde:

Si : Sector o rama de actividad.Rj : Región o entidad geográfica en general.V : Variable de análisis.Vij : Valor de la variable V correspondiente al sector “i” y región “j”.

Vsj :Σ

Vij Valor de V correspondiente al total sectorial (sector i). j=1

n

Vir : Σ Vij Valor de V correspondiente al total regional (región j). j=1

n n

Vsr : Σ Σ Vij Valor de V correspondiente al total global (suma sectorial oregional).

j=1 j=1

Para mejor comprensión de los coeficientes se analizará la parte analítica deconjunto con un ejemplo clásico que fue desarrollado por su autor, SergioBoisier.6Donde :

La Matriz “EJEM” representa el año base = 0La Matriz “EJT” representa el año en curso o año final = TLa Matriz “EJT” representa el año en curso o año final = T

A partir de estas matrices se pueden calcular un conjunto de indicadores ycoeficientes de análisis regional, que permiten analizar el comportamiento delas localidades y los territorios. A continuación se hará referencia a losindicadores y coeficientes que serán tratados.

11.2.- Matrices de porcentajes.

* Participación del sector en la región ( P ij ).

Pij = ._ Vij .n

Σ VijI=1

177



Representa en términos decimales, el porcentaje de actividad regional ( de laregión "j") que ocupa el sector i y puede por tanto ser utilizado para examinar laespecialización absoluta. Los valores de este indicador en cada sector puedenser menores o igual a 100%.

• Participación de la Región en el Sector (Pji ).

Pji = ._ Vij .n

Σ Vijj=1

Representa en términos decimales, el porcentaje de la Región "j" dentro de laactividad del sector "i" y puede por tanto utilizarse para observar la distribucióninterregional del sector y la concentración absoluta. Los valores de esteindicador en cada región pueden ser menores o igual a 100%.

11.3.- Cociente de localización. n

Σ VijQij = ._ Vij . : j=1 .

n n n

Σ Vij Σ Σ VijI=1 i=1 j=1

o tambien n

Σ VijQij = ._ Vij . : j=1 .

n n n

Σ Vij Σ Σ Vij j=1 i=1 j=1

Indica la relación entre la participación del sector "i" en la región "j" y laparticipación del mismo sector en el total tomado como patrón de referencia yse utiliza por tanto, como medida de la especialización relativa o interregional.Como se puede apreciar este cociente se puede calcular por dos formulacionesdiferentes; sin embargo consideramos oportuno optar por la primera expresiónpara conservar la rutina de cálculo.

Los valores o rangos que puede adoptar este cociente se comportan de lasiguiente forma:

Qij = 1 Cuando el tamaño relativo del sector i en la región j es idéntico altamaño relativo del mismo sector en todo el país o en el patrón tomadocomo referencia. (No hay especialización en esta actividad).

178



Qij < 1 Cuando el tamaño relativo del sector i en la región j es menor al tamañorelativo del mismo sector en todo el país o en el patrón tomado comoreferencia. (Tampoco hay especialización en esta actividad).

Qij > 1 Cuando el tamaño relativo del sector i en la región j es mayor al tamañorelativo del mismo sector en todo el país o en el patrón tomado como

referencia. En este caso se trata de una especialización regional en estaactividad.

11.4.- Coeficiente de especialización 9.

n

n Σ Vij

QR = 1 Σ │._ Vij . - j=1 . │ 2 i=1

n n n

Σ

Vij Σ

Σ

Vij

i=1 i=1 j=1

Muestra el grado de similitud de la estructura económica regional con laestructura económica del patrón de comparación y se utiliza como medida de laespecialización regional bajo él supuesto que la distribución de referencia seadiversificada en términos relativos. De otra manera dicho coeficiente muestra elparecido de la estructura de la región a la del país en la medida que se acercaa cero; mientras más se alejan los valores de cero es más distante el parecido.Este coeficiente se mueve en el rango de (0 a 1). En la medida que tiende a 1hay mayor especialización de la región y viceversa; en el caso del ejemplo quenos ocupa la región No. 1 es la de menor grado de especialización con 0.020 y

a la vez la de mayor grado de diversificación, con 0.98.

Tarea 10

Con los datos de la Degradación Específica obtenidos e intercambiados paratoda region metropolitana calcule:

a.- Las Matrices de porcentajes.b.- El Cociente de localización.c.- El Coeficiente de especialización

Determine:

¿Cual es a Participación del sector (una de sus estaciones) en la región ( Pij )?.¿ Cual es la Participación de la Región en el Sector (Pji )?.¿ Cual es el Cociente de localización de sus estaciones?.¿Cuál es el Coeficiente de especialización sus estaciones

Parte 12.- Generalidades

179



a.- La Prueba que abarca la primera parte será realizada el dia 19 de Octubre2009.

b.- El trabajo final deberá contener como mínimo 10 paginas y como máximo

15 paginas sin contar una selección de gráficos y tablas. Deberá ser presentado de acuerdo al siguiente esquema:

1.- Nombre del Trabajo y componentes del grupo2.- Introducción.3.- Cuerpo del Trabajo4.- Conclusiones5.- Mapas, Tablas y Gráficos anexos

Plazo de entrega :

Entrega y exposición de Trabajo Final lunes 30 de noviembre 2009

Nota

Los plazos son impostergables y no se recibirán trabajos atrasados.

180

Texto I Hidromet Otoño 2010

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