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UNIVERSIDAD DE SANTIAGO FACULTAD DE INGENIERA DEPARTAMENTO DE INGENIERA GEOGRAFICA

MANUAL DE HIDROMETEOROLOGIAVolumen 1. Meteorologa Basica

Profesor : Leonardo VILLARROEL Rocco Fecha: Abril 2010

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Al Amauta, Don Juan Yumpa Astrlogo, poeta, que sabe del ruedo del sol y de la luna y eclipse, y de estrellas y cometas, hora, domingo y mes y ao, y de los cuatro vientos del mundo para sembrar la comida, desde antiguo EL PRIMER NVEVA CORNICA I BVEN GOBIERNO1 Felipe Guamn Poma de Ayala , 1615

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OBJETIVO El objetivo general del curso de Hidrometeorologa es que los estudiantes adquieran un conocimiento Terico-prctico de los Procesos Atmosfricos de Chile y mediante la aplicacin de tales conceptos en la manipulacin y anlisis de datos e informacin Hidrometeorolgica-climtica. PARTE I Capitulo 1: INTRODUCCIN Desde las pocas ms remotas los Hombres han dependido del Medio Ambiente Natural, en particular de los Procesos Atmosfricos que actualmente conocemos como Tiempo y Clima, como queda demostrado en el folklore, religin y en la ciencia actual. En el folklore abunda en decires que perpetan reglas simples tiles en el pronstico del tiempo. Forma parte de los legados mas antiguos de la humanidad y reflejan el permanente inters del hombre por protegerse de sus inclemencias o obtener ventajas de sus bonanzas. (1) como por ejemplo: Norte claro azul oscuro aguacero seguro Circulo en la Luna novedad ninguna, Circulo en el sol aguacero o temblor En los anales, escritos religiosos y profanos de las diferentes culturas del mundo abundan las referencias al Tiempo y al Clima, segn se puede apreciar en la Biblia (Tabla 1). La Biblia los Procesos AtmosfricosGnesis 6:5 9:19 xodo 9:23-29 Josu 10:11 Samuel I, 7:10 Nahum 1:3 Deuteronomio 11:13-15 Deuteronomio 28:24 Samuel I 12:18 Samuel II 21:1 Reyes I, 8: 35-36 Reyes I, 16:30 18:45 Hosias 13:15 Amos 4:7 Zacaras 14: 17 Revelaciones 16:21 La Tierra es destruida por inundaciones y las personas y animales fueron muertos. Granizos y fuego caen desde el cielo en Egipto Granizos sobre los Amoritas, etc. Una Tormenta dispersa a los Filisteos Juicio con remolinos de viento y sequa Lluvias como premio por la obediencia Sequa como castigo Tormentas y lluvias para llamar la atencin de las gentes Sequa y Hambruna Buen Tiempo como recompensa Provisin y mantenimiento de lluvias abundantes Tiempo Seco Provisin y mantenimiento de lluvias abundantes par ciertas ciudades. Lluvias abundantes como juicio Granizos pedregosos como castigo

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Tabla 1 Fuente: Christian Answers Network (2006) En las diversas civilizaciones y culturas en las culturas antiguas occidentales, medio oriente, oriente los fenmenos atmosfricos estaban presididos por diversas divinidades. (Tabla 2).

Divinidades y los Procesos Meteorolgicos Civilizaciones de Europa, Medio Oriente y OrienteCultura Grecia Roma Mesopotamia Egipto India China Japon Deidad Zeus Jpiter Haddad o Baal en las culturas semitas Set Indra Lei Kung Shina-Tsu-Hiko Procesos Atmosfricos dios del Trueno y de las lluvias dios del Trueno y de las lluvias dios de las Tormentas y las Lluvias dios de las tormentas, Truenos y de la Sequia diosa de la Guerra y el Tiempo Dios de la Tormenta diosa del viento

Tabla 2. Al igual que en los otros continentes, en las diversas civilizaciones y culturas precolombinas, los fenmenos atmosfricos estaban asociados a diversas divinidades. (Tabla 3). Divinidades y los Procesos Meteorolgicos Civilizaciones Precolombinas Azteca Maya Inca

Tlaloc, dios de fertilidad

la

lluvia

Hurakan Illapa y dios de la lluvia y Dios de los fenmenos fertilidad meteorolgicos conocido con diferentes denominaciones en las regiones andinas Chuquiilla, Chuqui Illapa, Cuilla, Inti Illapa, o Libiac. En el mundo Aymara se le denominaba Illapu Tabla 3

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Divinidades Mapuches y los Procesos Meteorolgicos Espritu o deidad de la Naturaleza y los Procesos Meteorolgicos Cultura Mapuche Espritu o Deidad Procesos Atmosfricos Tenten-Vilu es la serpiente terrestre que Trengtrengfilu domina la tierra, (Trentren-Vilu) el fuego y sus volcanes. Y Caicai-Vilu es la serpiente marina Kaykayfilu que domina el (Caicai-Vilu) poder del mar y todo lo relacionado con l. Mawn El espritu de la lluvia Meulin Meullen, Es el espritu de los remolinos de viento torbellinos. Ngen-krrf, El espritu dueo de los vientos. Tabla 4 En el mundo Mapuche, hay cuatro vientos principales, que emergen desde los cuatro lugares (puntos cardinales) de la tierra Surge as el waiwn, viento sur favorable; el lafkn-krrf, viento oeste relativamente bueno; el puelche, viento este relativamente malo; y el pikn-krrf, viento norte destructivo que trae fuertes tormentas. Si el arco iris aparece con dos anillos, el trueno (tralkn) puede cortar la lluvia excesiva. Cuando hay viento fuerte, ngen-krrf canta en mapuche: es la voz del ngen-krrf, aunque su canto no se entiende hoy da. (Grebe, 2005)

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PARTE II Captulo 2: Los Procesos Atmosfricos (Tiempo y Clima) 2.1.- La Tierra como sistema

Figura 1 Fotografa 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 atmosfricos del planeta Tierra, que conocemos como TIEMPO y CLIMA constituyen la expresin de un amplio sistema fsico, sumamente complejo, cuyo funcionamiento est dominado por los intercambios energticos. La naturaleza de estos fenmenos debe contemplarse con enfoques globalizadores y en el marco del entendimiento de las interrelaciones existentes entre todos los componentes del sistema. Este planteamiento sistmico ha cambiado la tradicional visin descriptiva de la ciencia meteorolgica. 2.2.- Componentes del sistema climtico El sistema Atmosfrico- climtico fue definido en un documento elaborado por el Programa Global de Investigacin Atmosfrica (GARP) de la Organizacin Meteorolgica Mundial (OMM, 1975) como un sistema integrado por cinco componentes relacionados entre s:

la Hidrosfera, la Crisfera, la Litosfera la Biosfera. la Atmsfera

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Todos ellos constituyen heterogneos subsistemas termohidrodinmicos, tienen propiedades fsicas distintas y presentan fuerte acoplamiento entre s por medio de complejos procesos que implican intercambios de energa, momentum y materia entre ellos, cuya nica fuente significativa de energa es la radiacin procedente del Sol.

Figura 2 Ilustracin esquemtica de los componentes del sistema climtico, sus procesos e interacciones (segn OMM N 776, 1992)

Hidros fera

Sol

Atms fera

Criosfe ra

Biosf era

o

Espaci Litosf era

Diagrama 1 Diagrama de flujo de Datos de las interacciones entre los componentes del sistema Climtico Atmosfrico

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2.3.- La Hidrosfera La hidrosfera esta conformada por el conjunto de las partes lquidas de la Tierra, y por su significacin. Incluye los ocanos, mares interiores, lagos, ros y aguas subterrneas del globo; aunque sin duda el componente principal de la hidrosfera son los ocanos, donde se concentra el 97 % del agua.. Gracias a su enorme volumen asegura abundante suministro de agua para llevar a cabo las distintas fases del ciclo hidrolgico; a travs de la evaporacin transfiere a la atmsfera vapor y, a la vez, energa en forma de calor latente. Pero adems recibe, absorbe y trasmite hacia las capas inferiores, una buena parte de la energa solar que alcanza la superficie terrestre, bsicamente por que los ocanos cubren el 71 % de la Tierra, para posteriormente devolver a la atmsfera en forma de radiacin de onda larga, calor sensible y calor latente. 2.4.- La Crisfera La Crisfera esta formada por las masas de hielo y depsitos de nieve del mundo que cubren casi el 6 % de la superficie terrestre y engloban las extensas masas de hielo de Groenlandia y la Antrtida, los glaciares y capas de hielo continentales de Sudamrica, Norteamrica y Eurasia, y los mares helados y permafrost de las altas latitudes. El destacado papel que este subsistema tiene en los procesos atmosfricos proviene de su naturaleza y de sus propiedades fsicas, tales como la baja conductividad trmica y gran albedo (es decir, la fraccin de radiacin solar incidente total que es reflejada).. 2.5.- La Litosfera La Litosfera es la capa slida de la Tierra que interviene sobre el Tempo y el Clima suministrando buena parte de las partculas en suspensin que contiene el aire e influyendo en el balance de calor y humedad con sus diferentes valores de albedo. Mantiene, adems, fuerte interaccin con la Atmsfera, que se manifiesta en la transferencia de masa, momentum cintico y calor sensible, as como a travs de la disipacin de energa que tiene lugar en la capa lmite planetario. La transmisin de masa se realiza principalmente en forma de vapor de agua, lluvia y nieve, y en menor medida, de partculas slidas; aunque, en ocasiones puntuales, como las debidas a la actividad volcnica, la gran cantidad de materiales arrojados a la atmsfera en primer lugar incrementan la turbiedad de la Atmsfera, en segundo lugar modifican el balance de radiacin como en el caso del volcn de Pinatubo, en Filipinas, en 1991, la radiacin solar incidente en el observatorio de Mauna Loa se redujo ms de un 10 % durante un ao y en ltima instancia, desde el punto de vista de la navegacin area, las cenizas volcnicas constituyen un peligro creciente para la aviacin.

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Y una ltima consideracin sobre la litosfera es su heterogeneidad. Las variadas formas topogrficas, tipos de suelos, cubierta vegetal o ecosistemas, afectan directamente al balance local de energa, evapotranspiracin, reflectividad de la superficie, conductividad trmica del suelo, ciclo del carbono, etc., y por esta va, al clima. 2.6.- La Biosfera La incorporacin de las plantas, los animales y la humanidad, como partes del sistema Atmosfrico, es muy reciente y se relaciona con el impacto de los mismos sobre el Tiempo y Clima, aunque las formas de reaccin difieren ampliamente (los cambios naturales en las plantas por ejemplo, ocurren en perodos que van desde las estaciones a miles de aos), los elementos biticos son sensibles a los procesos atmosfricos y a su vez pueden influir en ellos. En efecto, la biomasa desempea un papel fundamental en el balance del dixido de carbono, en la produccin de aerosoles y en los balances qumicos con otros gases. Tambin los animales interactan con los elementos de la superficie terrestre y sus cambios reflejan variaciones climticas por medio de la comida y el hbitat. Pero, sin duda, el principal centro de atencin es el hombre y su accin modificadora del medio a travs de la agricultura, la ganadera, la industria o las construcciones urbanas; sus consecuencias no se conocen plenamente, pero su trascendencia se subraya al comprobar las progresivas alteraciones de la superficie terrestre y en las acciones sobre la atmsfera (Cuadrat, 2000).

2.7.- La atmosfera La atmsfera puede ser definida como la delgada envolvente gaseosa de la tierra (99% de su masa bajo los 50 km) (Garreaud, 2005)

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Captulo 3: Transmisin de la Energa en el Sistema Terrestre 3.1.- Formas de transmisin de la Energa La transmisin de la Energa ocurre de diferentes formas:

por Radiacin por Conduccin o conductividad calorfica por Conveccin / Adveccin.

Figura 3 Esquema de las diferentes maneras de transmisin 3.2.- La Radiacin En el caso de la Radiacin, las molculas ms calientes perturban el campo electromagntico produciendo ondas que viajan por el espacio y eventualmente pueden transferir su energa en forma calrica (i.e., movimiento local) a otras molculas. (Garreaud 2005) La radiacin es una forma de transmisin de energa a distancia. Los cuerpos emiten radiaciones visibles o invisibles (dependiente de su calor o temperatura). El Sol, por ejemplo, emite radiaciones visibles (luminosas) e invisibles (ultravioletas e infrarrojas). La transferencia de calor tiene lugar, principalmente, mediante las radiaciones infrarrojas. Tales radiaciones se

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propagan a travs del espacio (Eichenberger, 1980). Cuando encuentran un cuerpo, puede ocurrir que ste sea: 3.2.1.- diatrmico, 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 all se transforman en calor. Los fenmenos fsicos son a menudo complicados, porque un cuerpo puede poseer las tres propiedades a la vez. La bruma, por ejemplo, refleja una parte de la radiacin solar, absorbe otra parte y es diatrmica para los rayos infrarrojos. El poder absorbente o reflectante de un cuerpo, depende de las propiedades de su superficie. Un cuerpo plateado refleja la radiacin; un cuerpo negro la absorbe. 3.3.- La Conduccin La Conduccin, es la transferencia de calor sin desplazamiento significativo de molculas. Las molculas en el sector caliente se mueven localmente ms rpido y van induciendo un aumento al resto del sistema a travs de choques moleculares. Ocurre de preferencia en slidos. (Garreaud 2005) y tiene lugar desde el momento en que un cuerpo caliente y otro menos caliente se ponen en contacto. La placa caliente de un hornillo elctrico transmite por conduccin su calor a la cacerola que est sobre l; sta, a su vez, lo transmite al agua. La conduccin es, por otra parte, ms rpida si el cuerpo posee una mejor conductividad calorfica. Los metales son buenos conductores; la porcelana y el corcho no lo son, por el contrario son aislantes. 3.4.- La conveccin/ adveccin. En este caso, las molculas se desplazan del sector ms clido hacia un sector mas fro debido a diferencias de densidad (Garreaud 2005). Si el desplazamiento es en sentido vertical, se denomina Conveccin y si lo es en el sentido horizontal se denomina Adveccin. La conveccin y la adveccin ocurren de preferencia en los fluidos, gases y lquidos. Si se sita sobre una llama un recipiente que contiene agua, las partes de lquido calentadas por conduccin se hacen menos densas. En consecuencia, suben y son reemplazadas por agua ms fra que baja de las capas superiores. Las corrientes as engendra son corrientes conveccin. Tienden a igualar las temperaturas en todo el recipiente, lo que no sera posible sin ellas, ya que el agua es un mal conductor del calor.

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Figura 4 Conveccin 3.4.- Los procesos Radiativos en la Tierra. La Tierra recibe energa del sol en la forma de radiacin de onda corta. La Tierra y su atmsfera reflejan alrededor del 55% de la radiacin y absorbe el 45% restante, convirtindolo en calor. La Tierra a su vez irradia energa como radiacin de onda larga, la cual es conocida como "Radiacin terrestre". Es evidente que el promedio de calor ganado con la radiacin solar entrante, debe ser igual a la prdida de calor cedido como radiacin terrestre, esto permite que la tierra no se caliente o enfre. Sin embargo, este balance se cumple si consideramos la Tierra como un todo, pero debemos tener presente los 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 varan segn su naturaleza (roca, vegetacin, arena, etc.). El calor que el suelo recibe del sol, hace subir tanto ms rpidamente su temperatura (calor especfico pequeo) cuanto peor conductor del calor sea. El calentamiento queda, pues, en una delgada capa superficial. Es tanto ms fuerte cuanto ms alto est el sol sobre el horizonte. Los rayos que inciden oblicuamente sobre una superficie, la calientan menos que los que inciden perpendicularmente. El suelo est, pues, ms caliente a las horas meridianas. Est tambin ms caliente en el ecuador que cerca de los polos, puesto que al medioda los rayos del sol son, hacia el ecuador perpendiculares al suelo, mientras que son muy oblicuos, o incluso tangentes, en la vecindad de los polos.

Figura 6 Radiacin intensa del suelo en noche despejada

Figura. 7 La radiacin del suelo disminuye con cielo cubierto El suelo radia energa al espacio de su alrededor. Desde el momento en que la radiacin solar disminuye y no puede compensar la radiacin propia del suelo, ste se enfra. Resulta entonces que, desde que el sol se pone, el enfriamiento nocturno comienza; y contina hasta la salida del astro. Cuando una capa de nubes forma pantalla, la radiacin del suelo, en lugar de propasarse enteramente hacia el espacio, se refleja en gran parte hacia la Tierra, por lo que sta se enfra mucho menos que en una noche sin nubes.

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La temperatura del suelo vara, pues, cada da entre grandes lmites, sobre todo con cielo despejado. Volveremos sobre ello. 3.4.2.- Calentamiento y enfriamiento del aire.

El aire es diatrmico. Absorbe poco del calor solar. Como hemos visto, la radiacin calienta la superficie terrestre, que toma temperaturas desiguales. Por ejemplo, las tierras se ponen ms calidas que la superficie del agua, una playa de arena se pone ms caliente que un prado, etc. El aire que se encuentra en contacto con el suelo se calienta, por conduccin, en una capa delgada. El aire que se calienta por conduccin se hace menos denso, dando lugar a corrientes de conveccin gracias a las cuales la atmsfera puede calentarse hasta una altitud mayor.

Cuando el suelo se enfra, una delgada capa de aire se enfra tambin por conduccin. Este es el caso de las horas nocturnas en particular. Cuando el aire se encuentra sobre extensiones de agua, de hielo o de nieve, ms fras que l, se enfra igualmente por contacto. Por medio del viento, los llamados fenmenos de turbulencia llevan los efectos de calentamiento y enfriamiento a alturas ms grandes que cuando el aire est en calma. 3.5.- Calor y temperatura 3.5.1.- Calor El calor es una forma de energa, que pasa siempre de los cuerpos ms calientes a los cuerpos ms fros. La cantidad de calor que puede absorber un cuerpo, depende de lo que se conoce como su calor especfico. Se llama as a la cantidad de calor que es necesario suministrar a 1 gramo de dicho cuerpo para hacer subir su temperatura en 1 C (ms exactamente de 14,5 C a 15,5 C). Se mide en caloras. Una calora es precisamente el calor especfico del agua. El calor especfico de las rocas es aproximadamente 0,2. Se necesitar, por tanto, suministrar cinco veces menos calor a 1 gr. de roca que a 1 gr. de agua 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 subir 5 grados por cada grado que suba la del agua. Se comprende, as, que en la Naturaleza tiene que haber diferencias de temperatura entre los cuerpos. 3.5.2.- Temperatura o Transmisin del calor Cuando una sustancia contiene calor tiene una propiedad que conocemos como temperatura, (grado de "calor" o "fro"). Una cantidad

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especifico de calor absorbido o entregado por una sustancia, sube o baja su temperatura en una cantidad definida. Sin embargo, la cantidad de cambio de temperatura depende de las caractersticas de la sustancia. Cada sustancia tiene su cambio cnico de temperatura para un cambio especfico de calor. Por ejemplo, si una superficie de tierra y una superficie de agua tienen la misma Temperatura, y se agrega una cantidad igual de calor, la superficie de tierra se calienta ms que la superficie de agua. Con una prdida igual de calor la tierra se enfriar ms que el agua. Cuando un cuerpo recibe calor, lo manifiesta en general por una elevacin de su temperatura. El cuerpo que tiene la temperatura ms alta est cualitativamente ms caliente. Capitulo 4: La Atmsfera terrestre 4.1.- Definicin La atmsfera puede ser definida como la delgada envolvente gaseosa de la tierra (99% de su masa bajo los 50 km) (Garreaud, 2005)

4.1.- Descripcin general de la Atmsfera La Tierra es el nico Planeta cuya atmsfera puede sostener la vida tal como nosotros la conocemos. Los fenmenos que en ella ocurren, en cualquier momento o lugar, influyen notablemente en nuestra rutina diaria como asimismo en la vida en general. Virtualmente todas las actividades son afectadas por los fenmenos atmosfricos, pero de todas ellas sin lugar a dudas son las areas las que mayor dependencia tiene por la gravitacin directa del comportamiento atmosfrico en la realizacin o desarrollo de las mismas. Los fenmenos atmosfricos son complejos y a veces difciles de entender. Nuestra activa atmsfera est en constante movimiento esforzndose en lograr un equilibrio. Estos movimientos de aire provocan una

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cadena de reacciones que culminan en una continua variedad de fenmenos atmosfricos. 4.2.- Composicin de la Atmsfera La Atmsfera esta compuesta por una mezcla de gases, partculas slidas y lquidas en suspensin, que se concentran en los primeros kilmetros cercanos a la superficie terrestre debido a la fuerza de la gravedad, aunque las estimaciones realizadas indican que los cinco primeros kilmetros contienen la mitad de la masa atmosfrica total, debajo de los 10 km. se localizan las dos terceras partes de la misma y por encima de los 60 km. no queda ms que una milsima parte (vase el grfico 2.2 pendiente). La composicin gaseosa de la atmsfera ha ido cambiando gradualmente a lo largo de millones de aos en la misma medida que ha evolucionado la Tierra 4.2.1.- Componentes de la Atmsfera seca En la actualidad, el aire seco tiene una composicin bastante uniforme en los primeros niveles y muestra una estructura en capas con caractersticas bien definidas. Cuando el aire esta completamente seco, se compone de; 78% Nitrgeno y 21% de Oxgeno. Estos dos gases, ms el argn, constituyen el 99,95 % del volumen atmosfrico; de ellos, el nitrgeno y el argn son geoqumicamente inertes y una vez desprendidos a la atmsfera permanecen en ella; el oxgeno, por el contrario, es muy activo. Los restantes componentes del aire que constituyen en total el 1%, estn presentes en cantidades tan pequeas que sus concentraciones se expresan, por lo general, en partes por milln en volumen. Todos ellos se presentan en el cuadro 1, con indicacin de su participacin porcentual respecto al llamado aire seco, entendiendo por aire, a aquel que excluye el vapor de agua. No obstante las partculas lquidas forman parte de la atmsfera de modo natural. Estos gases aparecen en proporciones notablemente constantes hasta altitudes cercanas a los 80 km..

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Componente

Frmula qumica Nitrgeno N2 Oxgeno O2 Argn Ar Dixido de carbono CO2 Nen Ne Helio He Metano CH4 Criptn Kr Hidrgeno H2 xido Nitroso N2O Monxido de CO Carbono Ozono O3 Tabla 1

Volumen %(aire seco) 78.08 20.95 0.93 350ppmv 18.2 ppvm 5.24 ppmv 2 ppvm 1.1 ppvm 0.5 ppvm 0.3 ppvm 0.05 0.2 ppvm 0.002 0.03 ppvm

Composicin media de la atmsfera seca por debajo de los 80 km (ppmv = partes por milln en volumen)Referencia OMM , Reglamento Tcnico, Documentos Fundamenteales, N 49, 1984.

4.2.2.- Composicin de la atmsfera hmeda Sin embargo, en la naturaleza, el aire nunca est completamente seco. Siempre contiene vapor de agua en cantidades que varan desde 0 hasta alrededor de 5% del volumen de una muestra. A medida que el contenido del vapor de agua aumenta, los otros a gases disminuyen proporcionalmente. 4.2.2.1.- Vapor de agua. El Vapor de Agua, es el elemento bsico de la mayor parte de los procesos meteorolgicos, adems de agente eficaz en el transporte de calor y como regulador trmico. Procede de la evaporacin de las aguas superficiales y de la transpiracin de las plantas, y por turbulencia se difunde a la atmsfera donde su concentracin vara desde un 5 % en volumen de aire cerca del suelo en las regiones ecuatoriales, hasta casi desaparecer por encima de los 10 12 km. 4.2.2.2.- Dixido de Carbono. El Dixido de Carbono, es incorporado a la Atmsfera por la accin de los organismos vivos de la tierra y el ocano, y en menor medida por la descomposicin de elementos orgnicos y la quema de combustibles fsiles. Se compensa por la fotosntesis y por la absorcin de la biosfera y los ocanos; por esta razn el dixido de carbono se ha mantenido en equilibrio y en cantidades reducidas, pero observaciones recientes demuestran que su concentracin aumenta cada ao por razones antrpicas, lo que podra llevar, por ser un gas invernadero, a la modificacin del balance de radiacin terrestre y a un eventual cambio climtico global.

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4.2.2.3.- Ozono. La presencia del Ozono troposfrico es relativamente pequea y est determinada por el balance entre las reacciones que lo producen y las que lo destruyen. Se origina en la atmsfera superior por la disociacin de las molculas de oxgeno por la radiacin ultravioleta y su recombinacin en ozono, y se localiza principalmente entre los 15 y 35 km, con una franja de mxima densidad entre los 20 y 25 km de altura. Su importancia radica en ser el nico gas atmosfrico que absorbe casi todas las radiaciones ultravioleta solares y constituye por tanto una envuelta protectora sin la cual la vida en el planeta sera destruida. El contenido de ozono vara en forma considerable con la latitud, siendo bajo en el Ecuador y alto por encima de los 50 de latitud; y experimenta tambin importantes cambios estacionales, con un mximo en primavera y un mnimo en otoo. 4.2.2.4.- Aerosoles. La atmsfera encierra igualmente cantidades apreciables de aerosoles, que son partculas de polvo, humo, cenizas, sales y materia orgnica en suspensin, procedentes tanto de la actividad humana como de fuentes naturales. Influyen de modo notable en la transparencia del aire y desempean funciones que son decisivas en los Procesos Atmosfricos, bsicamente al actuar como ncleos de condensacin a partir de los cuales se forman las nubes y las nieblas, aunque en ocasiones son los causantes de graves niveles de contaminacin del aire cuando su concentracin es elevada. 4.3.- Estructura vertical de la Atmsfera La inspeccin del perfil vertical de temperatura de la Atmsfera revela varias capas o esferas, en las que la temperatura disminuye con la altura (condicin normal) o aumenta con la altura (inversiones trmicas) y a partir de las cuales normalmente, se clasifica a la atmsfera en las siguientes niveles. 4.3.1.- Capas altas de la Atmsfera 4.3.1.1.- Exosfera 4.3.1.2.- Termosfera 4.3.2.- Capas Medias de la Atmsfera 4.3.2.1- Mesosfera (esfera media) 4.3.2.2.- Estratosfera (esfera de capas) 4.3.3.- Capa Bajas de la Atmsfera 4.3.3.1.- Troposfera (esfera mvil) 4.4.- Las capas altas de la Atmsfera

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4.1.1.- La Exosfera Por encima de los 800 Kms., se encuentra la Exosfera, la que constituye la zona de transicin entre nuestra atmsfera y el espacio interplanetario. En esta zona se encuentra el cinturn de radiacin que descubri Van Allen, cuya importancia es evidente en el estudio de los viajes por el espacio csmico. Los meteoritos que se incendian por frotamiento en la alta atmsfera, demuestran la existencia de aire (aunque sea muy enrarecido) a altitudes de 200 a 300 Km. 4.1.2.- Termosfera En la termosfera, o ionosfera la temperatura, aumenta con la altura. La influencia de partculas electrizadas juega un papel predominante, dando lugar a la presencia de capas ionizadas, que tienen la propiedad de reflejar las ondas radio-elctricas. Gracias a este fenmeno, ciertas estaciones emisoras pueden ser recibidas en lugares donde, por causa de la curvatura de la Tierra, no seran directamente perceptibles. Las ondas reflejadas pueden, con frecuencia, ser muy bien observadas mediante el aparato de navegacin "Loran". Las auroras boreales, que son descargas elctricas en aire enrarecido, se producen en la ionosfera.. 4.3.- Las capas Medias de la Atmsfera 4.3.1.- La mesosfera. En la mesosfera, la temperatura decrece de nuevo cuando se asciende. A los 80 Km, de altura se encuentra su lmite superior llamado mesopausa, lmite a partir del cual se observa un nuevo cambio en la forma de variar la temperatura con la altura. La densidad del aire en la mesosfera es mnima, pues all la presin vara entre 1 Hpa. y 0,01 Hpa.. A pesar de su extensin, esta capa contiene solamente alrededor del 1 % de la masa total de la atmsfera. Hacia los 80 Km se observa la presencia de nubes nocturnas luminosas (o nubes noctilucientes) que se supone estn formadas por acumulacin de polvo csmico.

4.3.2.- La Estratosfera

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La estratosfera se caracteriza por la presencia de una capa ms o menos isoterma directamente por encima de la tropopausa, posteriormente la temperatura crece con la altitud, para alcanzar valores que son comparables a los que se observan en la superficie de la Tierra. y que se extiende hasta la Estratopausa, la cual se estima que esta situada a una altitud de 50 Km. La concentracin del ozono es mxima entre 20 y 25 Km de altitud. Tanto la formacin como la destruccin del ozono, se hace por reacciones fotoqumicas. La gran absorcin de rayos ultra-violeta que tiene lugar, explica la elevacin considerable de la temperatura en esas capas. En esta capa o nivel pueden ser observadas las nubes nacaradas sobre todo en latitudes altas en donde aparecen a una altitud de 20-30 Km. Pero las formaciones nubosas por encima de la tropopausa no son ni abundantes ni frecuentes, y no tienen influencia sobre la aviacin. 4.4.- Capas Bajas de la Atmsfera 4.4.1.- La Tropopausa La tropopausa, es una superficie de discontinuidad claramente definida que separa 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 disminuye bruscamente. Tiene altura media es aproximadamente de 8 Km. en las regiones polares, de unos 11 Km. en las latitudes medias y de unos 17 Km. en las regiones intertropicales. En nuestra zona central se han observado, a veces, descensos de la tropopausa de hasta 5 Km. En algunas ocasiones estas variaciones en la altitud de la tropopausa, son tan violentas que se manifiestan por una pendiente muy fuerte, la que provoca una verdadera rotura o "falla" en cuyas proximidades se observan las denominadas corrientes en chorro" o "jet-streams" las cuales veremos en captulo relativo a los vientos, Altura de la troposfera cambia con la latitud y tambin en el tiempo.... 4.4.2.-Troposfera La troposfera es la capa situada por debajo de la tropopausa y se extiende desde la superficie hasta una altura promedio de alrededor de 7.000 metros; se caracteriza por un descenso de la temperatura a medida que la altitud aumenta. La altura de la tropsfera varia con la latitud y las estaciones del ao. La altitud es de aproximadamente 20.000 pies (6.000 mts.) sobre los polos y de alrededor de 65.000 pies (20.000 mts.) sobre el Ecuador, adems es mas alta en Verano que en Invierno y es la zona donde se producen los procesos atmosfricos (frentes, nubes, bajas, etc.) que constituyen el tiempo y el Clima y es normalmente el lugar donde se vuela. En la actualidad se tiene un seguimiento diario de la variacin de la temperatura con la altura con ayuda de diversos mtodos, como por ejemplo, radiosondas, ecosondas que miden la refraccin de las ondas sonoras, etc.

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Figura 8 Estructura vertical de la atmsfera

Captulo 5: Las Escalas de los Procesos atmosfricos

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De acuerdo con Radinovic (1986), la escala de anlisis es una definicin esencial en la planificacin del sistema de pronsticos operacionales y en la definicin de la escala de los modelos numricos meterologico- climaticos. Una divisin racional de las escalas de los procesos atmosfricos ha sido sugerida por diferentes autores, nosotros utilizaremos slo dos de ellas, la primera es la propuesta por la NASA (1988), segn la tabla 1, la cual no da una idea de las escalas de los procesos climticos y la de Orlanski (1975), segn tabla 4, la cual bsicamente presenta, los procesos del Tiempo por lo que obviamente es la ms til para los fines de la Meteorologa Aeronutica.

Tabla 2 Escalas de Los Procesos Climticos segn NOAA (1988) De acuerdo con la escala Orlanski (1975),la cual presentamos en la tabla 7, bsicamente presenta, los procesos atmosfricos 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 mesoescala tiene un tamao que flucta entre los 2 y 2000 kms., de esta escala surgen tres subescalas, la mesoescala , la mesoescala y la mesosescala . Los trmicos entre parntesis a fila temporal son los procesos fsicos conocidos que son controlados en cada rango temporal particular. Los procesos incluidos en la mesoescala , que tienen una caracterstica temporal que se presenta entre uno y dos das, estn gobernados por la escala temporal que es el inverso del producto del radio de deformacin de Rossby. Los procesos caractersticos de esta escala son las

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ondas en altura (Vaguadas y Dorsales), el desarrollo de Altas y bajas Presiones, Frentes y Corriente en Chorro. Los procesos incluidos en la mesoescala , que tienen una caracterstica temporal que se presenta entre unas pocas horas, estn controlados por los periodos locales efectivos de la rotacin de la Tierra ( coriolis, f-1) y por la estabilidad esttica de la Atmsfera, medida por el perodo de Brunt- Visla dado por: N 1 = ((g/ d dz)) -1/2 Los procesos atmosfricos tpicos de esta escala son el desarrollo de bajas trmica costeras, altas orogrficas, corrientes en chorro de bajo nivel, lneas de turbonada, ondas internas, nubes agrupadas, perturbaciones de montaa (vientos locales y zonas de precipitacin). Los procesos atmosfricos asociados a la mesoescala , presentan caractersticas espacio temporales ms cortas que las escalas anteriores, bsicamente entre una a pocas horas, y estn controlados por los mismos procesos de la mesoescala . Los procesos atmosfricos tpicos de esta escala son las Tormentas, ondas de gravedad internas, Turbulencia en Aire Claro, brisas diurnas y nocturnas, efectos urbanos, etc.

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Tabla 7 Definicin de las escalas y diferentes procesos con respectivas caractersticas de las escalas espacio temporales de escalas de los procesos Atmosfricos segn Orlanski (1975, en Radinovic . OMM, PSMP, N 26, 1986)

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CARACTERISTICA TEMPORAL Duracin Tiem se g 1010

ESCALAS ESPACIO - TEMPORALES DE LOS PROCESOS ATMOSFRICOS TIEMPO CLIMA

Siglo s hora s

po tpic o

109

108

106

105

2-8 ds 1-3 ds 18 hrs 3 hors 3 hrs 0.5 hrs 1 hora 20 min 20 min 6 min.

Milenio s siglo 10 aos 1 Ao Aos Meses Mes Dias 5dias 2.dias 10 hrs. 100 min 40 min Convecci n profunda Ondas de graveda d

Macroescala MesoescalaEscala Sinptica Ondas baroclni cas Monzone s Ondas ultralargas peridicas , semi permanen tes Hemisfric a ENOS Circulaci

Escala Geologi ca

Perodos

104

Microescala Corrient e en chorro de bajo nivel Linea de turbonad a Ondas inerciale s Perturba ciones de montaa s y lagos

103

Frentes Bajas Anticiclo nes

Huracan es, Tifones tornados

103

103

10-30 m. 2-10 m. Turbulen cia Trmica Plumas Trmica pequea

Remoli nos de polvo o arena Estelas Trmic as

102

Torment as Turbulen cia en aire claro (CAT) Efectos urbanos

Ciclos estacional es de la Vegetaci n Variacione s de la humedad edfica

10

15 s.

< 30 s.

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1

10 s.

0. 250 . 10- 250 10000 3 15

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PARTE III FACTORES DEL TIEMPO Y EL CLIMA Captulo 6: Factores provenientes de la Hidrosfera 6.1.- Corrientes marinas y sus efectos sobre los factores meteorolgicos 6.1.1.- La Corriente de Humbolt 6.1.2.- La corriente de Gnther 6.2.- El ENOS 6.3.- Los lagos y ros sus efectos sobre los factores meteorolgicos 6.4.- La continentalidad y La Oceanidad 6.4.1.- La posicin ocupada dentro considerada entre los continentes y ocanos. Continentalidad 6.1.- CORRIENTES MARINAS Corrientes marinas que afectan el litoral chileno: Corriente de Humboldt Corriente de Gnther

Figura 9

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6.1.1.- CORRIENTE DE HUMBOLDT: Sobre el Pacfico Sur, a la altura de los 40 de Latitud Sur, los vientos fuertes del Oeste provocan el desplazamiento de las aguas superficiales hacia el Litoral chileno. Al enfrentarse con el continente, frente a la Isla Mocha, las aguas se bifurcan en 2 ramales: La Corriente del Cabo de Hornos (clida) que se desva hacia el Sur y La Corriente de Humboldt (fra) que formando una faja de ms o menos 200 Kms. de ancho y avanzando lentamente hacia el Norte, baa las costas chilenas y peruanas. La velocidad de desplazamiento es de 1 a 6 Kms. por hora y las temperaturas varan entre los 18 y los 22 C. El hecho de que las aguas de esta corriente permanezcan fras en su avance hacia Latitudes Tropicales, resistiendo el calentamiento solar y el contacto con aguas ms clidas, se explica por las surgencias de aguas fras y profundas. La Corriente de Humboldt, en tanto que masa de agua fra, ejerce una gran y determinante influencia sobre las condiciones bio-climticas del territorio que baa. Entre estas influencias encontramos:

Rebaja las temperaturas de las costas nortinas. Determina una marcada inversin trmica (menor temperatura de las que corresponden latitudinalmente) en el Norte del territorio. El aire fro en contacto con la Corriente absorbe poca cantidad de vapor de agua, se satura rpidamente y al entrar en contacto con las superficies litorales, provoca las nieblas conocidas como camanchaca. En gran medida, la aridez nortina se debe a la estabilizacin de las masas de aire que generan las bajas temperaturas de la Corriente de Humboldt.

Desde el punto de vista econmico, estas fras surgencias producen riquezas. Las aguas ricas en oxigeno y sales nutrientes, permiten la generacin y mantenimiento de fito y zooplancton, los cuales son consumidos principalmente por las 225 especies distintas de peces que constituyen la riqueza ictiolgica del Mar Chileno. 6.1.2.- CORRIENTE DE GUNTHER: Es una corriente de retorno superficial de aguas clidas que corre de Norte a Sur por debajo de la Corriente de Humboldt, a travs de una profundidad que flucta entre 90 y 40 metros. Son aguas de alto contenido salino, entre 34,7 y 35 por mil y con temperaturas superiores a los 22 C. con un contenido de oxgeno muy bajo. La pobreza de oxgeno de las aguas que arrastra y sus cambios temporales en extensin y profundidad, debidos a la morfologa del Talud o de

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la Plataforma Continental, hacen que las condiciones para la vidas en estas condiciones sean muy desfavorables. Estos efectos caractersticos de la Corriente de Gunther han hecho pensar a los investigadores que esta corriente tiene gran importancia en los recorridos que hacen los peces y en menor grado los crustceos, con la consiguiente repercusin en la pesca de estos recursos. 6.2.- EL NIO- OSCILACION DEL SUR (ENOS) 6.2.1- Introduccion Periodicamente, los abundantes bancos de pesca que normalmente se encuentran en la costa de Peru, se ven reemplazados por grandes areas de peces muertos flotando en la superficie del mar. Al mismo tiempo que se produce esta mortandad en los peces de la zona, se producen condiciones meteorologicas inusuales en todo el planeta, mientras que las corrientes en chorro, las rutas de las tormentas y los monzones se modifican. Estas anomalias se deben a una corriente de agua caliente que, con una frecuencia que oscila entre los dos y diez aos, aparece en el extremo oriental del Oceano Pacifico, y que recibe el nombre de El Nio. 6.2.2.- En que consiste el fenomeno El Nio. Aunque las explicaciones para este fenmeno no son concluyentes, lo que se sabe es que de manera irregular, aperidica y no previsible se produce un calentamiento superficial de las aguas costeras del Pacfico Sur Oriental (costas de Amrica del Sur entre las islas Galapagos y la regin Central de Chile). Este fenmeno altera completamente el sistema de enfriamiento de la Corriente de Humboldt provocando importantes cambios ambientales tanto de carcter climtico como en la biomasa. Se ha establecido ( Walker 1929) que a ambos lados del Pacfico, en la zona Este y Oeste, se produce un fenmeno de sube y baja de presin atmosfrica que se llama "oscilacin austral". Cuando en el Sur de la Polinesia, norte de Australia, la presin sube por encima de la media, en la Isla de 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 revs y con mucha menos potencia. El Pacfico entonces aumentara su temperatura y El Nio cruzara el Ocano. En pocas palabras, el fenomeno El Nio es un anomalia en los patrones habituales que conectan el sistema oceano-atmosfera en el Pacifico tropical, y que tiene unas repercusiones importantes sobre las condiciones meteorolgicas en todo el planeta.

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Figura 10 Isotermas, Julio de 2002 Es una alteracin del sistema de Humboldt consistente en un calentamiento ocasional, irregular y aperidico de los primeros 40 m de las aguas sudamericanas. La temperatura se eleva unos 2C ("Ondas de Kelvin" clidas subsuperficiales provenientes de Indonesia), Detectar, a travs de los satlites, la masa de agua clida que va viajando por el ocano es posible, prever consecuencia despus de tantos aos tambin es posible, lo que resulta poco claro an es explicar con exactitud el origen del Fenmeno del Nio. Entre las alteraciones que produce el fenmeno del Nio podemos citar: Cambio en la composicin de las especies de peces en el Pacfico Sur. Las especies pelgicas disminuyeron (anchovetas, sardinas y jreles), aumentando aquellas de aguas clidas (tollo, bonito, pejesapo). Consecuencias a mediano y corto plazo sobre la vida marina.

ltimamente este fenmeno se ha presentado en 1982-1983 (siendo el ciclo ms intenso del siglo), 1986-1987 y 1991-1992. 6.2.3.- cambios en los patrones climticos:

Los vientos invierten su circulacin: durante El Nio soplan desde Indonesia (mayor presin) hacia Sudamerica (menor presin) El clima se invierte: el litoral sudamericano se vuelve tropical ("lluvioso") e Indonesia se vuelve seco. Amrica Central: sequas y vientos huracanados Norteamrica: huracanes y fuertes nevadas Costas de Brasil: desaparicin de playas Selvas de Indonesia: grandes incendios Europa: lluvias torrenciales e inundaciones Sequas y o inundaciones. En el ciclo 1982-1983 hubo sequas en Australia, noreste brasileo, frica occidental y del sur y aumento de las

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lluvias y/o ciclones en Polinesia y California, Sudfrica: sequas y prdidas del 50% de las cosechas Para entender mejor en que consiste un Nio, debemos conocer las condiciones climatologicas habituales existentes en el Pacifico tropical. En condiciones normales, los persistentes vientos de levante (vientos que soplan desde el este hacia el oeste) que existen en esta zona del Pacifico arrastran el agua de la superficie oceanica hacia el extremo occidental del Pacifico, de forma que la superficie del mar en Indonesia (extremo occidental) se encuentra casi medio metro por encima del nivel del mar existente en Peru (extremo oriental) (Figura 11).

Figura 11. Condiciones Normales en el Pacifico Tropical Asimismo, esta corriente de agua producida por los vientos levantes o alisios, provoca un ascenso o elevacion de las aguas profundas hacia la superficie (en ingles, a esta corriente ascendente se la conoce con el nombre de 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 al hecho de que las aguas no tienen suficiente tiempo de calentarse debido a su rapido desplazamiento hacia el oeste, provoca que la temperatura de la superficie del mar sea casi 8 C 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 zona maritima son muy sensibles a la temperatura superficial del mar proximo. Esto se debe a que las aguas calientes sufren un nivel superior de evaporacion, lo que provoca el desarrollo de la masa de nubes. En consecuencia, en las zonas de mayor temperatura existen mayores precipitaciones (debido a la existencia de nubes que puedan producir estas precipitaciones), mientras que en las zonas con aguas frias, las precipitaciones (evaporacion) son escasas. Estas son las condiciones normales: en el pacifico occidental, las temperaturas del mar elevadas y la gran humedad provoca un regimen continuo de precipitaciones, mientras que en el Pacifico oriental, las temperaturas del mar son mas bajas, con precipitaciones mucho mas escasas. En la figura 3 se aprecia la distribucion de las temperaturas de la superficie del mar. Los tonos rojizos indican temperaturas del mar altas (hasta 28 C), mientras que los tonos azulados representan zonas en las que la temperatura del mar es baja (del orden de los 18 C). Observese como para una misma latitud, conforme nos desplazamos hacia el oeste (el extremo izquierdo en la figura), esta temperatura superficial va descendiendo.

Figura 13. Condiciones normales de temperatura en la superficie del mar

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Cuando se produce un Nio, los habituales vientos de levante oalisios que soplan en esta zona, disminuyen su intensidad. La causa de esta disminucion en la intensidad de los vientos todavia no se conoce, por lo que realmente no se sabe por que se dispara un fenomeno de El Nio. A partir de esta disminucion en la intensidad de los levantes se produce una reaccion en cadena: el flujo de agua superficial hacia el oeste disminuye, lo que permite que la superficie del mar tambien se caliente (por la accion solar) en el extremo oriental del Pacifico. Asimismo, tambien disminuye el flujo de las aguas profundas hacia la superficie en la costa oriental, lo que tambien contribuye a que aumente la temperatura superficial del mar. Como consecuencia de estos factores, las precipitaciones se desplazan hacia la zona oriental del Pacifico, lo que provoca inundaciones en Peru y sequias en Indonesia y Australia (Figura 14).

Figura 14. Comparacin de las condiciones normales con las existentes durante un Nio Pero no solo se ven afectadas las zonas de Peru, Indonesia y Australia durante un episodio de El Nio. Esta variacion en las temperaturas superficiales del mar tambien provoca cambios importantes en la circulacion global atmosferica, lo que a su vez produce cambios en las condiciones meteorologicas de regiones que se encuentran completamente alejadas de la zona del Pacifico tropical. 6.2.5.- Con que frecuencia se produce El Nio... Asi como las estaciones tienen un ritmo constante, regular y totalmente predecible, El Nio se produce a intervalos de tiempo irregulares, que pueden

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oscilar entre los dos aos y una decada. Ademas, no todos los Nios son iguales, ni en intensidad ni en duracion. La figura 5 muestra un grafico con los indices ENSO de los Nios mas intensos que se han producido en este siglo. A mayor indice ENSO, mayor intensidad del fenomeno, y por tanto, mayores son los efectos que se producen. Aunque hay que sealar 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 Nios que se han producido en este siglo 6.2.6.- Por que se habla tanto de El Nio ultimamente... Simplemente por dos motivos: el primero, porque ahora sabemos que el Nio es un fenomeno En segundo lugar, porque es la primera vez que se dispone de suficientes instrumentos de medida para poder seguir el fenmeno minuciosamente. Esto permitir conocer cuales son realmente los efectos sobre las condiciones meteorolgicas a escala mundial. En ultimo termino, lo que se pretende es que las repercusiones en vidas humanas y en la economia sean lo menos desastrosas posibles: prevenir posibles desastres, como pueden ser, el aumento de lluvias torrenciales en ciertos sitios, sequia en otros lugares, aconsejar a los agricultores y ganaderos sobre como sera el clima este ao, etc.

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6.2.7.- El fenmeno del Nio y las culturas andinas No obstante los anterior el Fenomeno del Nio no es nuevo en las cultura precolombinas. 6.2.7.1.- El fenmeno de Nio y la cultura Moche La historia de Lambayeque est marcada por el agua. Mil aos antes del apogeo incaico, en Lambayeque prosperaron civilizaciones que aprovecharon cada centmetro cuadrado de su territorio para la agricultura, distribuyendo el escaso caudal de sus ros con imponentes canales de regado y un sistema de represas que hoy en da son ejemplos de la ingeniera hidrulica. Moches y Lambayeques fueron pueblos que en su apogeo forjaron civilizaciones nicas en su gnero, que lograron sembrar un rea superior al que ocupan los cultivos actuales, amparados en la adecuada utilizacin del agua de sus ros y canales. Pero as como el agua fue la base de su economa y el sustento de su prosperidad, ambas culturas sucumbieron ante la furia de las aguas cuando el incremento de las temperaturas marinas trastoc el clima local, produciendo marejadas, tormentas e inundaciones catastrficas que pusieron fin al esplendor de su civilizacin. En 1989 el equipo de arquelogos encabezado por el Dr. WaIter Alva descubri las tumbas reales del Seor de Sipn, considerado el hallazgo arqueolgico ms importante del siglo, slo comparable con la tumba del faran Tutankamn, en Egipto.

figura 16 El seor de Sipan Museo de tumbas reales de Sipan

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Desde entonces el nombre de Lambayeque acompa al Seor de Sipn en sus exposiciones realizadas en las principales ciudades de los Estados Unidos y difundido en los medios de comunicacin ms influyentes del mundo. Es as que en los catlogos tursticos dedicados al Per figuran dos imgenes: Machu Picchu y el Seor de Sipn. 6.2.7.2.- La Arquitectura Moche

Figura 17 Las grandes estructuras, componentes monumentales de Sipn representan dos modelos bsicos denominados piramidal y plataforma masiva. El piramidal sufri frecuentes remodelaciones, constituyndose el ms antiguo. Casi todos los templos o santuarios estuvieron cuidadosamente enlucidos, pintados de color rojo, amarillo y decoradas con relieves o policromas representando dioses, escenas mticas o ceremonias. En Huaca Rajada Sipn se han podido determinar hasta 6 fases arquitectnicas, ampliadas luego a 8 despus de alcanzar los niveles ms profundos. La primera fase tiene componentes arquitectnicos ntegramente de adobes planos rectangulares medianos, confeccionados con diferentes tipos de materiales unidos con mortero arcilloso y dispuestos en paos cuadrangulares de aproximadamente 1.50 m . por lado, armados sobre una capa arcillosa de cimentacin directamente acondicionada sobre el suelo geolgico estril. La segunda fase posee una tcnica constructiva desorganizada, en donde se recurri a la reutilizacin de adobes y escombros con inclusiones de basura acarreada. La tercera fase tiene elementos estructurales en base a adobes medianos y homogneos organizados en paos regulares, en la seccin sur se emplearon grandes reas de un relleno regular y consistente, probablemente originado en el desmontaje de alguna construccin cercana.

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La cuarta fase constituye la ms significativa y planificada remodelacin de la plataforma, tanto por el volumen y tcnica de construccin como por la calidad de materiales y acabados. Se emplearon adobes medianos y estandarizados con marcas de fabricante ms o menos recurrentes en los planos modulares, cuidadosamente adicionados siguiendo una planificada organizacin. La quinta fase correspondera a una obligada refaccin general y ampliatoria del edificio deteriorado por el efecto del Fenmeno del Nio. En trminos generales, las formas arquitectnicas de edificios se mantienen al igual que los materiales y tcnicas de construccin. La sexta fase, constituye la finalizacin de todo el proceso y la funcin sacra de la plataforma. En el ncleo de esta arquitectnica fue abierto el recinto funerario de 5.00 m . x disponer la Tumba del Seor de Sipn y al Este del nivel Sur Sacerdote, indicando su diferencia jerrquica. 6.2.7.3.- El Nio durante la colonia Esta historia se repiti durante el Virreinato y la Repblica, cuando las ciudades de Lambayeque, Jequetepeque, Ferreafe Chiclayo y Zaa vieron interrumpida su prosperidad por los cataclismos producidos por el Fenmeno del Nio. 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 hosped en el tambo real. De all marcharon a Tcume y Lambayeque, donde la excesiva hospitalidad mostrada por el cacique Xecfuin Pisan indign a sus sbditos. Fue all donde los conquistadores probaron en carne propia lo que es un Fenmeno del Nio, pues tuvieron que retrasar su marcha ante la imprevista crecida del ro Lambayeque. Continuaron hasta el valle de Zaa y tomaron el ramal del camino inca que los llevara hasta Cajamarca. El resto es historia. 6.2.8.- Como afecta El Nio al Tiempo y al Clima Esta pregunta se puede contestar de dos formas: como han afectado los pasados Nios a los procesos atmosfricos (es decir, como han sido los aos en que se ha producido un Nio) y como ser el clima un ao con Nio. Durante El Nio de 1983, se observaron los siguientes fenomenos atmosfericos: Sequas en Africa del Sur, Sur de la India, Sri Lanka, Filipinas, Indonesia, Australia, el sur de Peru, el occidente de Bolivia, Mexico y America Central arquitectnico ltima forma 5.00 m. para la Tumba del

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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 ros sus efectos sobre los factores meteorolgicos 6.4.- La continentalidad y La Oceanidad 6.4.1.- La posicin ocupada dentro considerada entre los continentes y ocanos. Continentalidad

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Captulo 7.- Factores provenientes de la Geosfera (Factor orogrfico). 7.0.- Introduccin 7.1- El relieve 7.1.1.- El relieve y sus efectos sobre los factores meteorolgicos 7.1.2.- El relieve y la radiacin: Solana y Umbria 7.1.3.- El relieve y la temperatura: el Calentamiento adiabtico. 7.1.4.- El relieve y las Precipitaciones: la Sombra Pluviomtrica 7.1.5.- El relieve y el Viento tipo Fhn: El Terral, El Raco, El Puelche. 7.2.- La Altura 7.2.1.- La altura y la temperatura: Gradientes trmicos e inversiones trmicas. 7.2.2.- La altura y las Precipitaciones: Niveles de Condensacin 7.0.- Introduccin El contenido de este captulo, que versa sobre los movimientos verticales del aire, es objeto preferente de estudio de los meteorlogos, o fsicos del aire. El climatlogo, no obstante, no puede renunciar a la comprensin de los procesos fundamentales y al conocimiento de los principales resultados, dado que, unos y otros, explican ciertos hechos con una clara proyeccin climatolgica, a varias escalas. A modo de introduccin, van a mencionarse la ley del equilibrio hidrosttico y dos resultados sobre la densidad del aire. El aire est en equilibrio hidrosttico, entendindose por tal el equilibrio entre dos fuerzas: la de la gravedad, hacia la superficie terrestre, y la debida al decrecimiento de la presin con la altura, hacia arriba, que es la fuerza del gradiente de presin, o de la presin, que aparece siempre que se dan diferencias bricas. Esto se conoce como ley del equilibrio hidrosttico o ecuacin hidrosttica, la cual puede formularse as: p = - g * z, Donde p es la presin que ejerce una capa atmosfrica, es la densidad del aire, g es la aceleracin de la gravedad, y z, el espesor de la capa considerada. Para una presin determinada, la densidad del aire depende de la temperatura. Este resultado es consecuencia de la ley de los gases perfectos -recurdese que: = p / (R * T). Luego, a mayor temperatura del aire, menor es

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su densidad, y al revs. En conclusin, el aire clido es ligero y el fro, denso y pesado. Por ltimo, a igualdad de presin y de temperatura, el aire hmedo es algo ms liviano que el seco, ya que el peso molecular del aire hmedo es inferior al del seco. 7.1.- El relieve 7.1.1.- Procesos y gradientes adiabticos en la atmsfera Se dice que un proceso fsico es adiabtico cuando no se produce intercambio calrico entre el sistema en el que se realiza y el exterior al sistema. Como consecuencia de la primera ley de la Termodinmica, toda compresin adiabtica da lugar a un calentamiento y toda expansin adiabtica, a un enfriamiento, esto es as, 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 variacin de su energa interna ms la variacin de su trabajo; si el proceso es adiabtico, =0, Q luego al disminuir el trabajo por compresin ha de aumentar la energa interna, o sea, se incrementa la temperatura. En la atmsfera, los ascensos y descensos de aire, sea, por ejemplo, una partcula, porcin o burbuja, se producen con la suficiente rapidez como para que, dada la mala conductividad trmica del aire y la lentitud de las mezclas y otros procesos de transferencia energtica, no se intercambie calor con el aire de los alrededores. Consecuentemente, los ascensos y descensos de aire pueden considerarse procesos adiabticos. Apliquemos, entonces, a ellos los resultados derivados de la primera ley de la Termodinmica antes enunciados. De forma sinptica: Adiabtico ascenso disminucin presin aumento volumen o expansin enfriamiento descenso aumento presin disminucin volumen o compresin calentamiento adiabtico Una burbuja de aire, al ascender, va siendo sometida cada vez a una menor presin, ya que tiene, progresivamente, menor espesor atmosfrico por encima de ella. Al disminuir la presin sobre la burbuja, aumentar su volumen, esto es, se expansionar. Como el proceso de la expansin puede considerarse adiabtico, conlleva, por la primera ley de la Termodinmica, un enfriamiento. La explicacin de la segunda cadena de implicaciones es, mutatis mutandis, anloga.

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Evaluemos, ahora, el enfriamiento y calentamiento descrito. Para ello hay que distinguir dos tipos de ascensos y descensos adiabticos: a) los llamados secos, en los que no se producen cambios de estado del vapor de agua que porta el aire que sube o baja; y b) los llamados hmedos o saturados, en los que hay cambios de estado del vapor de agua (ste, al saturar la burbuja, se condensa o sublima, dando lugar a un desprendimiento de calor latente). En el primer caso, el enfriamiento y calentamiento se evala en 1C/100 m, es decir, en una disminucin de 1C por cada cien metros de elevacin y en idntico aumento por cada cien metros de descenso. Este valor recibe el nombre de gradiente adiabtico del aire seco ( aunque es s), preferible el de incremento o decremento adiabtico del aire seco. En el segundo caso, el gradiente, o incremento o decremento, adiabtico del aire saturado ( s) se reduce a 0,5 C / 100 m, aproximadamente, ya que la condensacin que se produce aporta calor. Este ltimo valor no es constante, acercndose con la altura al primer valor, al disminuir progresivamente la velocidad de condensacin. Por ltimo, tngase presente que, en un momento determinado y sobre la vertical de un lugar, cada nivel troposfrico tiene una cierta temperatura, que registran los sondeos atmosfricos, y que supone unos determinados gradientes trmicos verticales ( ), o variaciones de la temperatura con la altura. 7.1.2.- El efecto Fhn Como aplicacin de lo anterior, puede explicarse ahora el llamado efecto fhn, asociado al viento homnimo, que sopla en los Alpes, aunque se produce con otros vientos similares en otros muchos lugares del planeta. Veamos un ejemplo de viento Fhn, representado en la figura adjunta. Sea un flujo de aire que con una temperatura de 15C se dirige hacia un obstculo orogrfico notable, tpicamente un cordn cordillerano. Tras alcanzar la base de la ladera de barlovento, a 200 metros de altitud, se ve forzado a ascender. El aire en su ascenso ir disminuyendo su temperatura a razn de 1C/ 100 m, suponiendo que no est saturado. De esta manera, a los 400 metros tendr 13C y a los 600, 11C. Supongamos que, alcanzado este nivel, comience a producirse condensacin del vapor de agua que posee el aire que asciende. Entonces, a partir de los 600 m el aire, en su ascenso; perder 0,5 C / 100 m. As, a los 800 m poseer una temperatura de 10C y a los mil metros, donde se situa la cima, 9C. Hay que suponer que la nubosidad generada a partir del nivel de condensacin produce precipitacin, es decir, las gotas formadas van siendo eliminadas del aire Ascendente (tal evolucin se denomina pseudo adiabtica y es, en mayor o menor medida, bastante frecuente en los barloventos sometidos a flujos hmedos). Sea, ahora, el nivel altitudinal de la cima aquel en el que cesa la condensacin, aunque podra 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, ir ganando 1/ 100 m, de manera que a los 800 m tendr 11C, a los 600 m, 13C, a los 400 m,

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15 C, y a los 200 m, l7C. En consecuencia, alcanzar la base del obstculo orogrfico en la cara de sotavento con una temperatura ms alta que la que tena, al mismo nivel altitudinal, en la de barlovento. Ese viento resultante a sotavento se denomina viento Fhn, el cual es clido y seco, a menudo, intenso, por los efectos de su canalizacin causada por la orografa (efecto de Bernoulli).

Figura 18 El efecto fhn (representacin del ejemplo explicado en el texto). Ntese que lo que puede parecer un sorprendente calentamiento del aire por el mero hecho de atravesar un relieve montaoso, condensando su humedad y originando precipitacin en la ladera de barlovento, se debe al desprendimiento de calor latente en el fenmeno de la condensacin y la inexistencia -al menos en igual cuanta- de evaporacin del agua lquida, que consumira calor, por haber sido eliminada -en parte- como precipitacin. Otros vientos de tipo Fhn, aparte de este viento alpino, son, en Estados Unidos el chinook de las Montaas Rocosas, y el Santana en California. En Espaa, el Poniente, que suele afectar la mitad occidental de la Pennsula Ibrica, alcanza las costas orientales y El levante, una vez ha atravesado el estrecho de Gibraltar, tiene caracteres similares, y los vientos de componente sur, en el Cantbrico. En algunos lugares del Pirineo se habla del faguo o fogony, para designar vientos de tipo fhn. En Francia se denomina Mistral; En los la cordillera de los Andes la cual impone obstculos orogrficos importantes, por su altura y perpendicularidad, a los flujos provenientes del Pacfico lo cual provoca en Argentina el surgimiento del viento Zonda y en Chile, a la inversa de Argentina, los flujos provenientes del sector argentino provocan un viento local denominado, en la cuarta regin denominado Terral, en la Regin Metropolitana, en la cuenca del ro Maipo se le denomina Raco, y el novena regin se le denomina Puelche.

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En las reas nevadas, estos vientos provocan un rpido y peligroso deshielo. Por otra parte, es bien conocida la influencia excitante que sobre los humanos y los animales comportan estos vientos clidos y resecos, que llegan a considerarse, en lo penal, en algunos pases, como factores atenuantes de culpa en ciertos delitos cometidos durante los episodios en que soplan. Captulo 8 .- Factores provenientes de la Atmosfera (Factor atmosferico). 8.1.- La Circulacin general de la atmosfera

Figura 19.- Esquema terico de la circulacin general de la atmosfera dentro de la tropsfera. La desigualdad de las superficies (Ocanos, continentes y cordilleras) alteran fuertemente este esquema Para comprender los esquemas que explican la circulacin general de la atmsfera, es necesario comenzar por el principio de conservacin de energa que debe existir entre la Tierra y el espacio, en trminos que la energa recibida desde el Sol y el espacio debe ser igual a la que emerge desde la Tierra y la atmsfera. Si este flujo energtico no es compensado, el sistema Tierra-atmsfera estar cada vez ms clido o ms fro, impidiendo la vida terrestre.

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Tambin debe haber una compensacin, dentro de la misma Tierra, entre las latitudes ecuatoriales y las polares. En las zonas ecuatoriales, la energa que se recibe es mucho mayor que la que sale, mientras que en los polos se pierde mucha ms energa que la que se recibe. Si no existieran mecanismos de transporte de calor desde el ecuador hacia los polos, las zonas ecuatoriales estaran cada vez ms calientes y las zonas polares cada vez ms fras. Estos mecanismos de transporte estn constituidos fundamentalmente por los vientos originados por la circulacin atmosfrica y por las corrientes marinas. La circulacin general de la atmsfera, simplemente es el movimiento promedio de los vientos en el mundo. De acuerdo a un esquema terico de circulacin atmosfrica, en la zona ecuatorial, donde se recibe la mayor cantidad de radiacin y se producen los mximos calentamientos, se generan corrientes ascendentes que elevan el aire calentado menos denso que est en contacto con la superficie. Esta prdida de masa de aire en superficie es compensado por aire que converge dentro de toda la zona intertropical, hacia la zona ecuatorial, a travs de vientos que presentan una desviacin hacia el oeste debido a la rotacin terrestre, dndose origen as a los Vientos alisios. La zona entre los trpicos hacia donde convergen los vientos alisios es conocida como Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT). En la superficie donde se originan corrientes ascendentes, se forman zonas de baja presin atmosfrica, que caracterizan toda la franja ecuatorial o la ZCIT, generndose as un cinturn de centros de baja presin ecuatorial, pero debido a la desigual distribucin de ocanos y continentes en estas latitudes, los centros de baja presin ms amplios, intensos y persistentes, se localizan en tres regiones: la cuenca amaznica de Amrica del sur, el entorno de Indonesia y la regin africana del Congo. Una caracterstica de las corrientes ascendentes, es la de facilitar la condensacin del vapor de agua atmosfrico, formando as nubosidad de gran desarrollo vertical o cumuliforme que origina intensas precipitaciones, definiendo otra caracterstica a la ZCIT. En los niveles altos de la zona de ascenso, se produce una acumulacin de aire que es disuelta por corrientes en altura que divergen en direccin a ambos polos. Este aire se va enfriando a mayor latitud y en torno a la latitud 30 de ambos hemisferios, su densidad ha aumentado lo suficiente para hacer descender la masa de aire hacia la superficie. El aire descendente se caracteriza por ser seco y el descenso se realiza lentamente lo que produce un aumento de la temperatura a medida que se comprime contra la superficie, dando origen al fenmeno de Subsidencia. Cerca de la superficie, especialmente en sectores ocenicos, se encuentra con una capa de aire ms fra y hmeda, caracterizada por el agua ocenica, generndose una capa con Inversin trmica, en que la temperatura aumenta con la altura. Esta capa limita el tope de la nubosidad que se forma sobre el ocano y tiene la particularidad de ser muy estable, lo que significa que en ella no se producen movimientos verticales. La capa de aire bajo la capa de inversin trmica, 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 de inversin, no son posibles los procesos de mezcla entre el aire seco y clido posado sobre la capa de inversin y el aire hmedo y ms fro situado bajo ella, y estas diferencias se mantienen. El aire que desciende cerca de los 30 de latitud, genera a travs de ese paralelo, un cinturn de centros de alta presin o Anticiclones subtropicales, que se localizan preferentemente sobre los ocanos. Uno de stos es el Anticicln del Pacfico sur, que se localiza geogrficamente sobre el ocano, entre las latitudes 20 y 35 en invierno y entre los 20 y 40 en verano. Es uno de los principales factores responsables de las caractersticas semiridas y desrticas de la parte norte del pas y del predominio de tiempo con cielos claros y escasas precipitaciones de la zona central. Otra caracterstica de estos anticiclones en el hemisferio sur, es el sentido inverso en que los vientos giran en torno a l, es decir rotando en sentido contrario a los punteros de un reloj. En superficie, parte del aire que desciende, se desplaza hacia el norte, cerrando una celda de circulacin con la zona ecuatorial conocida como Celda de Hadley. Otra parte de la corriente descendente, se desplaza superficialmente en direccin a los polos. En los polos, se genera tambin un sistema de circulacin movido por procesos contrarios al descrito anteriormente. Las bajas temperaturas producidas por la escasa y a veces nula cantidad de radiacin solar recibida, hace que el aire sea seco y denso y descienda desde los niveles superiores, dando origen a un centro de alta presin o Alta polar. En superficie y desde el centro de esta alta, el aire diverge en todas direcciones hacia latitudes menores a medida que aumenta ligeramente su temperatura. En la latitud 60, se encuentra con las corrientes de aire subtropical que descienden por el anticicln y se desplazan desde los 30 hacia el sur. Aqu se produce en superficie otro tipo de convergencia, donde confluyen masas de aire fro provenientes de la regin subpolar y subantrtica, con masas de aire subtropical martimo y por lo tanto mucho ms hmedo y clido que el anterior. Aqu tambin se producen corrientes ascendentes, forzadas dinmicamente por las diferencias termodinmicas (temperatura, humedad, densidad) entre las masas de aire que se encuentran, formndose otro cinturn de centros de baja presin, que no son estacionarios a diferencia de los sistemas anteriores, sino que se desplazan de oeste a este circunvalando todo el hemisferio. Por ser ms profundos y dinmicos que las bajas presiones ecuatoriales, reciben el nombre de Ciclones. Habitualmente se les asocian condiciones meteorolgicas de abundante nubosidad y precipitaciones. La localizacin de estos ciclones subpolares, marca la ubicacin ms meridional de la lnea que separa las masas de aire fro formadas en altas latitudes y las masas de aire subtropical, lnea conocida con el nombre genrico de Frente polar y que da origen a la mayora de los sistemas frontales. En el hemisferio sur, tanto en torno a los centros de baja presin como a los ciclones propiamente tales, los vientos giran en sentido directo, el mismo de los punteros de un reloj.

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Parte del aire que asciende sobre los 60 de latitud, despus de enfriarse con la altura, diverge hacia el polo, cerrando la Celda polar con la corriente que desciende sobre el polo. Entre las latitudes 30 y 60, se genera otra celda de circulacin, forzada por el descenso de aire que ocurre en los 30, el ascenso de los 60 y los vientos superficiales existentes en esta franja, que, por efecto de la rotacin terrestre, toman una direccin predominante del noroeste y oeste en el hemisferio sur, dando origen a la Zona de los vientos del oeste, como se conoce a la zona comprendida entre las latitudes 40 y 65 aproximadamente y que circunda todo el hemisferio. Esta celda de latitudes medias, se conoce como Celda de Ferrel.

Figura 20.- Corte meridional esquemtico de la tropsfera, mostrando la relacin entre la nubosidad, temperatura superficial del mar, los movimientos verticales y la inversin de los alisios. (Modificado de Shubert, 1976)

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PARTE IV ELEMENTOS CLIMATICOS.Capitulo 9 :TEMPERATURA DEL AIRE 9.1.- Introduccin La temperatura constituye un elemento fundamental del tiempo atmosfrico y, en el nivel en que viven las plantas y los animales, de gran importancia para su crecimiento y desarrollo y an para su supervivencia, en todo momento dados en funcin de la temperatura ambiente. 9.2.- INTERCAMBIO DE CALOR SUELO-AIRE La superficie terrestre constituye una puerta de entrada y de salida a travs de la cual corren y se intercambian incesantemente flujos de calor (Figura 1). En el sistema Tierra-atmsfera, la superficie de la Tierra cumple importantes roles como son los de transformar la energa radiante del Sol en calor sensible y repartirlo en el propio suelo y en la atmsfera. Este suceso se produce bajo la forma de intercambio radiativo y, asimismo, bajo otras formas equivalentes a transferencias de calor como las que se traspasan mediante el ciclo evaporacin-condensacin.

Figura 21. Radiacin e intercambio de calor en el sistema Tierra-atmsfera. Segn Donn, 1978.

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El tiempo y el clima son algunas de las consecuencias ms importantes de estos hechos y sus variantes resultan influenciadas por la composicin particular del sistema Tierra-atmsfera y, muy especialmente, por las disponibilidades de calor y de humedad con que maniobra. La distribucin de calor en el suelo se efecta, como ya se explic, en todo sentido, pero siempre desde el punto ms caliente al menos caliente fundamentalmente por conduccin molecular y, de manera insignificante, mediante procesos de conveccin del aire y del vapor de agua, y por radiacin. Mientras, los movimientos capilares y la percolacin del agua pueden generar en ese medio leves transferencias de calor. En tanto, la transferencia de calor hacia la atmsfera se produce por radiacin, como calor latente de evaporacin y por conduccin molecular, conveccin y turbulencia. Es importante destacar que en ntimo contacto con el suelo se encuentra una capa de aire, casi sin espesor ante ocurrencia de viento y de solo algunos milmetros de grosor con aire en calma, dentro de la cual el calor del suelo se transfiere a la atmsfera conduccin, comenzando por arriba de ella los procesos de conveccin y turbulencia que se conducen a una velocidad superior. Como resultado de estos procesos, normalmente, durante el da se produce un balance de radiacin positivo calentndose el suelo y ste a su vez al aire de encima. Durante la noche se invierte el sentido de los procesos, el balance se hace negativo enfrindose el suelo y ste al aire de encima. El cmputo de todas esas cantidades de calor que se intercambian entre el suelo y el aire, de manera permanente, bajo la forma ya citada de intercambio radiativo y bajo otras formas equivalentes a transferencias de calor, permite establecer el llamado "balance de energa o de calor en la superficie terrestre" De ese tema conviene recordar la importante significacin que tienen las caractersticas de la superficie del suelo y la selectividad de la atmsfera en la absorcin de la radiacin solar y terrestre, en el intercambio de calor entre el suelo y el aire. Ah, se marc lo diferente que pueden ser los trminos que integran el balance y aan sus intensidades, segn las caractersticas de la superficie de intercambio y las dificultades en la evaluacin cuando aquella deja de ser un plano (suelo desnudo) para ser una superficie tridimensional (suelo cubierto con vegetacin).Tambin, como en esa superficie de intercambio el balance de calor, tomado el sistema como un todo y en promedio de registros de muchos aos, descartndose del cmputo por su escasa significacin en el intercambio de energa, el calor aportado por la precipitacin y el consumido por la vegetacin en procesos como la fotosntesis y el aumento

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de su temperatura, da una situacin de equilibrio o cuasi-equilibrio del balance medio de calor. Es de inters tener presente que en esa relacin de intercambio de calor en la superficie terrestre, influyen de manera preponderante, las propiedades del suelo como la conductividad trmica, el calor especfico, etc., y, principalmente, la alta selectividad de la atmsfera en la absorcin de la radiacin de onda corta y larga. Esta ltima, trascendente, ya que una fraccin grande de la radiacin de onda larga que llega a absorber la atmsfera es emitida nuevamente hacia la superficie terrestre llevndola a temperaturas mayores que las que existiran en ausencia de atmsfera; valor de equilibrio, en promedio, alrededor de 15C. Ese efecto, que sucede tanto de da como de noche, es conocido como "efecto atmosfrico de invernadero" porque durante este proceso la atmsfera acta como una cubierta protectora sobre la Tierra. De manera muy semejante, por su efecto de retencin del calor, al de los vidrios de un invernadero que se comporta como transparente a la radiacin de onda corta, en tanto retiene en gran parte, la radiacin de onda larga que emiten el suelo y la vegetacin situados en su interior. De ese hecho, resulta un saldo positivo de energa durante el da que se manifiesta en un aumento de la temperatura. Ello posibilitar a la superficie terrestre emitir el flujo adicional que requiere para alcanzar la situacin de equilibrio o cuasi-equilibrio en el balance de calor medio del planeta. 9.3.- Calorimetra y temperatura Aunque por lo visto en los captulos anteriores no cabe la confusin entre calor y temperatura, est tan arraigado el empleo, casi siempre incorrecto, de un trmino por el otro que conviene precisarlos en el inicio de este captulo. El calor es una forma de energa que se manifiesta en los cambios de estado (recurdese el calor latente) y en dilataciones y contracciones. En cambio, la temperatura es una condicin o caracterstica del calor que determina cul de dos cuerpos, en presencia, lo recibe o lo cede. Y el calor siempre pasa del cuerpo con mayor temperatura al otro. Por calorimetra se entiende la medicin de la cantidad de calor almacenada por los cuerpos. Tal cantidad depende de: a) la naturaleza del cuerpo; b) su masa; y c) su temperatura. La dependencia de estos tres factores puede hacerse evidente, de una manera muy clara, mediante un sencillo experimento. En primer lugar, si se calientan a la misma temperatura dos cantidades iguales de dos cuerpos distintos (sean, por ejemplo, dos bolas de igual masa, v. gr. 5 kilogramos, de acero y de plstico) y se echan sobre un bloque de hielo, entonces las cantidades de agua de fusin sern distintas. En segundo lugar, si ahora se calientan, tambin 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 de fusin sern 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 de acero de 5 kg de masa) se calientan a una determinada temperatura y al doble, al triple, etc., de ella, las cantidades de agua licuadas sern tambin el doble, triple, etc., de la primera. En consecuencia, el experimento prueba que, efectivamente, la cantidad de calor almacenada por los cuerpos depende de la naturaleza del cuerpo, de la masa y de la temperatura, siendo tal dependencia directamente proporcional en cuanto a la masa y a la temperatura. Respecto a la naturaleza, cada sustancia presenta una diferente capacidad de almacenar calor. Esta propiedad fsico-qumica se evala mediante el llamado calor especfico. El calor especfico de una sustancia se define como la cantidad de calor necesaria para elevar en 1 C la temperatura de 1 gramo de dicha sustancia. La unidad de calor es, precisamente, la calora, que es la cantidad de calor necesaria para elevar en 1 C la temperatura de un gramo de agua pura (con ms precisin, para aumentarla de 14,5 a 15,5 C). Luego, el calor especfico del agua pura es 1 cal / g * C. La ecuacin que permite calcular la cantidad de calor, Q, en caloras, ganado o perdido 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 especfico del cuerpo y m su masa. Ntese que, tal como se dijo antes, una masa doble de una misma sustancia sufre, con la misma variacin trmica, una ganancia o prdida doble de calor, y anlogamente con una temperatura doble. Por otra parte, como c y m son siempre valores positivos, si la 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 cuerpo pierde temperatura, pasando de un valor inicial a uno final menor, entonces se obtiene un valor negativo, lo que significa una prdida de calor. En consecuencia, un incremento de temperatura se traduce en una ganancia de calor y, recprocamente, una ganancia de calor se refleja en un incremento de temperatura, salvo que se den cambios de estado. Del mismo modo, mutatis mutandis, ocurre con los descensos trminos y las prdidas de calor. Sin embargo, dado que el calor especfico es distinto para cada sustancia, un cuerpo puede poseer ms calor que otro y en cambio presentar una temperatura ms baja. O, de otra manera, hay cuerpos, como el agua, que, para calentarse hasta una temperatura determinada, requieren mucho ms calor que otros, suponiendo masas y temperaturas iniciales iguales. Lo que siempre es cierto es que el calor se transfiere desde el cuerpo con mayor temperatura a los ms fros. Y, adems, que el calor cedido por el cuerpo caliente es igual al calor ganado por lo ms fros que lo rodean, continuando la transferencia hasta que se igualan las temperaturas.

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9.4.- Termometra El termmetro es el instrumento (meteorolgico) que mide la temperatura. El fundamento de los termmetros usuales es el fenmeno general de la dilatacin y contratacin de los cuerpos al variar la temperatura. Como cuerpo testigo se prefieren algunos lquidos, como el mercurio y el alcohol, y ciertos gases para medidas cuidadosas en laboratorio. La graduacin de los termmetros usuales se realiza fijando en una escala los puntos de congelacin y de ebullicin del agua. El primero se obtiene sumergiendo, el termmetro con la escala en construccin, en hielo fundente, que mantiene una temperatura de 00 C mientras haya hielo en fusin. El segundo se halla sometiendo el instrumento a un chorro de vapor de agua hirviendo a la presin normal. Fijados los dos puntos, se divide el segmento comprendido entre ellos en cien partes iguales, y se aaden ms divisiones de esta magnitud por debajo de cero grados, tenindose, as, el termmetro con la escala centgrada usual. 9.4.1.- Termmetros de mercurio. La temperatura del aire se mide corrientemente con un termmetro de mercurio. ste consiste en un tubo de vidrio de pequea y uniforme seccin interior, que por un extremo termina en un depsito y est cerrado por el otro extremo. El depsito y parte del interior del tubo estn llenos de mercurio y el resto est vaco. Cuando aumenta la temperatura se dilatan el vidrio y el mercurio; pero el mercurio mucho ms de prisa que el vidrio. Una escala conveniente grabada en el vidrio nos indicar, por consiguiente, la temperatura. En las estaciones meteorolgicas termomtricas con una dotacin correcta de instrumental se utilizan dos termmetros: el de mxima y el de mnima, separados (en otras, se usa el, muy comn en el comercio, termmetro de mxima y mnima conjunto, en forma de U, de menor precisin). El termmetro de mxima utiliza mercurio, mientras que el de mnima, alcohol. El caso es que el punto de solidificacin del mercurio se produce a -38, 5 C, con lo que tal sustancia no sirve como buen indicador de temperaturas inferiores. Del mismo modo, el alcohol, muy voltil, no sirve para la medicin de temperaturas altas. El termmetro de mxima y el de mnima permiten apreciar hasta la dcima de grado centgrado. Termmetros de mxima y mnima. La temperatura ms alta y la ms baja registradas durante el ciclo diario son de gran importancia y se miden con termmetros especiales. El termmetro de mxima (fig.2., izquierda) es un termmetro corriente de mercurio con un estrechamiento en el nima, cerca del depsito. Cuando aumenta la temperatura, el mercurio es obligado a pasar el estrechamiento y as sigue hacindolo hasta que se alcanza la temperatura mxima. Sin embargo, cuando el depsito se enfra y el mercurio se contrae, el mercurio queda detenido en el tubo por el estrechamiento, marcando la temperatura ms alta que ha habido. El principio es el mismo que el que se usa en los termmetros clnicos, porque la temperatura del enfermo es la temperatura

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mxima a que el termmetro ha estado expuesto. Cuando la temperatura mxima se ha anotado, la enfer mera sacude su termmetro y el observador meteorolgico voltea el suyo, hasta que la columna de mercurio queda unida al mercurio del depsito. El termmetro de mnima es un termmetro de alcohol corriente (fig. 2. derecha) que se dispone en posicin horizontal. Dentro del alcohol hay una varilla pequeita, o ndice, que descansa sobre el interior del tubo y que puede ser movida inclinando el instrumento. Cuando se eleva la temperatura, el alcohol se dilata, sobrepasando el ndice; pero cuando el alcohol se contrae tanto que el extremo libre de la columna de alcohol toca el ndice, la tensin superficial del menisco arrastra el ndice consigo. Cuando de nuevo crezca la temperatura, el ndice ser dejado atrs, marcando el punto ms bajo que ha sido alcanzado. Aproximadamente a medioda el observador inclina el termmetro y lleva el ndice hasta el menisco, preparando el instrumento para el siguiente ciclo diurno.

Fig.22.-Fundamento de (izquierda) y de mnima (derecha) 9.4.2.- Termgrafo.

los

termmetros

de

mxima

Una estacin bien equipada tendr un termgrafo, instrumento que registra de modo continuo la temperatura. Un termgrafo tpico consiste en una 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 y palancas amplificadoras con una pluma que traza una curva sobre el papel. El papel registro se llama un termograma. Un termgrafo de uso muy corriente es el que usa como elemento sensible una banda bimetlica. Se sueldan juntas dos cintas de metal, curvadas, de coeficientes de dilatacin muy diferentes. Cuando vara la temperatura, los dos metales se dilatan desigualmente y la curvatura de la banda cambia. Este cambio se transmite por palancas a una pluma que dibuja sobre el termograma la temperatura. La estructura general de un termgrafo bimetlico se muestra en la figura 3.

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Fig. 23.-Fundamento del termgrafo Hay otros modelos de termgrafos, pero el principio de su construccin es, ms o menos, el mismo para todos. Lo caracterstico de todos los termgrafos es que no son muy de fiar para medir valores absolutos, pero indican muy bien los cambios. Para obtener valores absolutos de confianza es necesario comparar la curva del termgrafo con las lecturas del termmetro y corregir las diferencias. 9.4.3.- Los termmetros digitales Los termmetros digitales, basados en termopares y en otros dispositivos, alimentados con una pila, han revolucionado el mundo del termmetro tradicional. La temperatura se indica en dgitos y, generalmente, con una gran precisin, presentando, adems, muchos de esos tipos una baja inercia, con lo que en pocos momentos el aparato da la verdadera temperatura del aire all donde se site. Conviene, en muchos de ellos, como se indica en las especificaciones tcnicas y de funcionamiento de los aparatos, que la sonda est sometida a un flujo de aire, o, lo que es lo mismo, movimiento, para poder efectuar una lectura rpida. 9.5.- Observacin de las temperaturas Aunque la medicin de la temperatura del aire, que es la que ms interesa en los estudios climticos, parece fcil, exige bastantes cuidados, convenciones. En primer lugar, la temperatura siempre se mide a la sombra. Si un termmetro se expone al Sol, en pocos momentos muestra un. temperatura notablemente elevada, aun con tiempo fro. En realidad, la temperatura que mide no es la del aire, sino la suya propia, resultado de la absorcin de radiacin solar directa que ha efectuado. Aunque no suele creerse, el aire tiene prcticamente la misma temperatura al Sol que a la sombra, ya que apenas

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absorbe radiacin solar. El termmetro, sin embargo, no puede colocarse pegado a una pared, aun quedando a su sombra, porque sta le limita la ventilacin y, adems, porque por radiacin o hasta por contacto puede enfriarlo o calentarlo. 9.5.1.- Cobertizo Stevenson Con la finalidad de que las mediciones de la temperatura del aire sean lo ms correctas posibles y puedan, adems, ser comparables, los termmetros se colocan en el interior de una garita meteorolgica. sta es un cajn de madera de buen tamao, con paredes en forma de doble persiana, para que el aire pueda circular por su interior, sustentada por cuatro patas que apoyan en el suelo. Una puerta permite acceder al interior de la garita, donde se instalan los termmetros y otros instrumentos meteorolgicos, para realizar las correspondientes lecturas. Los termmetros de mxima y de mnima se colocan en el centro de la garita, en posicin horizontal, a una altura aproximada de 1,5 m sobre el suelo. La garita va pintada de blanco, para disminuir la absorcin de radiacin, y lleva un tejadillo con un orificio, que favorece la circulacin del aire en su interior. Conviene que la puerta abra, en las latitudes medias del hemisferio septentrional, hacia el norte, para evitar que la radiacin solar directa alcance los instrumentos. Con el dispositivo de la garita meteorolgica se logra que el depsito del termmetro alcance la misma temperatura que la del aire ambiente, evitndose, en gran medida, que objetos prximos le transmitan calor por radiacin. En algunos observatorios, especialmente de carcter agrometeorolgico, hay termmetr